Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 492, № 2, стр. 21-25

Гранитоиды удского комплекса распространены в краевой части Сибирского кратона (Джугджурский блок Алданского щита) и его складчатого обрамления (Удско-Майская структурно-формационная зона и Чогарский гранулитовый блок Джугджуро-Станового супертеррейна). Возраст и тектоническое положение гранитоидов этого комплекса трактуются неоднозначно, что препятствует разработке геодинамических моделей формирования крупнейших мезозойских вулкано-плутонических поясов Восточной Азии. Согласно представлениям одних геологов, внедрение мезоабиссальных батолитов этого комплекса произошло во второй половине раннего мела в обстановке постколлизионного рассеянного континентального рифтогенеза [1]. При этом они вместе с интрузиями гранитоидов тындинско-бакаранского, амуджиканского и др. комплексов рассматриваются в составе гигантского субширотного Удско-Зейского (Станового) пояса батолитов (130–122 млн лет [2]) (рис. 1а). По мнению других геологов [3, 4], гранитоиды удского комплекса имеют позднеюрский-раннемеловой возраст и формировались в условиях активной континентальной окраины. Л.М. Парфенов с соавторами [3] рассматривают их в составе Удского вулкано-плутонического пояса юрско-раннемелового возраста, представляющего собой юго-западный сегмент Удско-Мургальской магматической дуги (рис. 1а). По мнению [3, 5], западным продолжением Удского вулкано-плутонического пояса в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна является Удско-Зейский (Становой) пояс батолитов (рис. 1а).

Рис. 1.

а. Положение Удско-Мургальской магматической дуги и Удско-Зейского (Станового) пояса батолитов в тектонических структурах южного обрамления Сибирского кратона. 1 – Сибирский кратон; 2 – террейны, аккретированные к кратону в позднем рифее и палеозое; 3 – Джугджуро-Становой супертеррейн; 4 – Монголо-Охотский складчатый пояс; 5 – Амурская микроплита; 6 – Удско-Мургальская магматическая дуга; 7 – Удско-Зейский (Становой) пояс батолитов; 8 – Сихотэ-Алинский орогенный пояс; 9 – участок работ. б. Схема размещения гранитоидов удского комплекса Чогарского геоблока (восточная часть Джугджуро-Станового супертеррейна). 1 – четвертичные отложения; 2 – верхнемеловые гранитоиды джугджурского комплекса; 3 – нижнемеловые вулканогенно-осадочные и осадочные породы неймуканской и боконской свит; 4 – средне-верхнеюрские вулканогенно-осадочные породы джелонской свиты; 5 – раннеюрские гранитоиды удского комплекса; 6 – динамометаморфиты, диафториты и метасоматиты зон глубинных разломов; 7 – палеопротерозойский габбро-анортозитовый древнеджугджурский комплекс; 8 – раннедокембрийские гранитоиды нерасчлененные; 9 – гнейсы и кристаллосланцы удско-майской серии (амфиболитовая фация метаморфизма) Удско-Майской зоны; 10 – гнейсы и кристаллосланцы джанинской и чогарской серий (гранулитовая фация метаморфизма) Чогарского блока; 11 – главные разломы; 12 – места отбора проб.

Для решения вопроса о возрасте и геодинамической обстановке формирования гранитоидов удского комплекса выполнены комплексные геохимические, геохронологические и изотопно-геохимические исследования, результаты которых представлены в настоящей статье. Главными объектами исследований послужили массивы гранитоидов этого комплекса, локализованные в пределах Чогарского гранулитового блока Джугджуро-Станового супертеррейна (рис. 1б).

Эти массивы имеют многофазное строение: первая фаза – габбро, габбродиориты, диориты; вторая – кварцевые диориты, гранодиориты и гранодиорит-порфиры; третья – граниты. При этом доминируют среднезернистые и порфировидные гранодиориты, в которых часто наблюдаются признаки минглинга.

Среди гранитоидов удского комплекса Чогарского блока преобладают породы нормального и умеренно-щелочного ряда. Состав пород варьируют от кварцевых диоритов до гранитов. По щелочно-известковому индексу (MALI) породы принадлежат главным образом к известково-щелочному типу, K/Na-отношение как правило ниже 1. Породы относятся к метглиноземистому типу (A/CNK = 0.71–0.96) с низким коэффициентом агпаитности (NK/A = 0.46–0.83) и низкой степенью железистости (f = 0.67–0.82). Они характеризуются умеренными и низкими содержаниями большинства несовместимых элементов, за исключением Ba (470–900 мкг/г). Мультиэлементные диаграммы этих пород, демонстрирующие плавное снижение содержаний элементов в ряду увеличения совместимых свойств элементов, характеризуются резкими отрицательными аномалиями Nb и Ta и слабо выраженными отрицательными аномалиями P и Ti. Распределение REE в гранитоидах удского комплекса слабо фракционировано ([La/Yb]n = 4.51–5.92), причем в области HREE фракционирование значительно слабее, чем в LREE ([La/Sm]n = 2.50–3.57. [Gd/Yb]n = 1.20–1.49). Величина Eu-аномалии изменяется от 1.20–0.70 в кварцевых диоритах до 0.71–0.49 в гранитах.

В целом геохимические особенности рассматриваемых пород отвечают гранитоидам I-типа. По уровню содержаний и характеру распределения редких элементов они идентичны гранитоидам магматических дуг. На дискриминантной диаграмме Yb/Ta – Y/Nb [6] точки их составов располагаются в поле IAB, а на диаграмме Na–K–Ca [7] – в поле пород магматических дуг, тяготея к известково-щелочному тренду. В отличие от магматических пород типичной известково-щелочной серии, повышенное FeO_tot/MgO (>2) рассматриваемых гранитоидов свойственно активным континентальным окраинам, но не островным дугам. На это указывают также и несколько повышенное (0.47–1.22) K/Na- и относительно более низкое K/Rb-отношение (697–260) и повышенное Rb/Sr-отношение (0.07–0.47).

U–Pb-геохронологические исследования (ID TIMS) выполнены для кварцевого диорита из южной части массива Командный удского комплекса (проба М-38) (рис. 1б). Акцессорный циркон, выделенный из кварцевого диорита, представлен прозрачными идиоморфными кристаллами светло-желтого цвета размером 50–350 мкм, габитус которых изменяется от короткопризматического до длиннопризматического (К_удл = = 1.0–3.5). Призматические и длиннопризматические кристаллы огранены сочетанием призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {211} (рис. 2 I, II), а короткопризматические – призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {112}, {211} (рис. 1 III, IV). Для них характерна четко проявленная магматическая зональность с элементами секториального стороения (рис. 2 V–VIII).

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона из пробы М-38, выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55: I–IV – в режиме вторичных электронов; V–VIII – в режиме катодолюминесценции.

Для U–Pb-геохронологических исследований использованы две микронавески (30 и 50 зерен) наиболее прозрачных и идиоморфных кристаллов циркона, отобранных из размерной фракции 50–85 мкм (табл. 1). Точки их изотопного состава располагаются на конкордии (рис. 3, конкордантный возраст – 181 ± 2 млн лет, СКВО = 2.9, вероятность конкордантности – 0.09). Учитывая морфологические особенности изученного циркона, есть все основания полагать, что полученная для него оценка возраста (181 ± 2 млн лет) отвечает возрасту его кристаллизации и, соответственно, возрасту становления изученного массива гранитоидов удского комплекса.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для циркона из пробы М-38. Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Результаты изотопно-геохимических (Nd, Sr) исследований гранитоидов удского комплекса Чогарского блока свидетельствуют о том, что они имеют сравнительно радиогенный изотопный состав Nd (ε_Nd(T) = –2.3… –3.2; T_Nd(DM) = 1.2–1.4 млрд лет, T_Nd(C) = 1.2 млрд лет), который значительно отличается от вмещающих их архейских кристаллических сланцев и чарнокитов Чогарского блока (ε_Nd(180) = –32.4… –40.0; T_Nd(DM) = = 2.9–3.2 млрд лет), и слабо радиогенный изотопный состав Sr (ISr = 0.7044–0.7045). Из этих данных следует, что формирование исходных магм для рассматриваемых гранитоидов происходило из смешанного источника. Очевидно, что одним из компонентов этого источника была раннедокембрийская континентальная кора Чогарского блока. Вторым, ювенильным, компонентом, по-видимому, было вещество деплетированной мантии, что следует из субдукционной природы гранитоидов удского комплекса. При этом вклад мантийного источника был достаточно велик. Это подтверждается и относительно низкими значениями ISr, которые противоречат участию верхнекорового источника. Последнее согласуется с данными, указывающими на нижнекоровую природу архейских пород Чогарского блока [12].

По возрасту и составу гранитоиды удского комплекса Чогарского блока близки к вулканитам джелонской свиты (178–176 млн лет, [13]), несколько отличаясь более древним возрастом. Если исходить из представлений о формировании вулканитов джелонской свиты в условиях корового растяжения [13], то формирование рассматриваемых гранитоидов вероятнее всего отвечает завершающей стадии субдукции. Таким образом, можно полагать, что гранитоиды удского комплекса Чогарского блока Джугджуро-Станового супертеррейна с возрастом 181 ± 2 млн лет представляют собой юго-западное окончание Удско-Мургальской магматической дуги (рис. 1а), сформированной в процессе субдукции, которая протягивается по границе Палео-Азиатского океана с Сибирским континентом [3]. Ранее полагалось, что Удско-Мургальская дуга в юго-западном своем окончании вглубь континента сменяется Становым поясом батолитов [3, 5]. Однако, проведенные нами исследования, а также данные [2, 13] демонстрируют, что эти две магматические структуры были сформированы в разное время и в различных геодинамических обстановках.