Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 503, № 2, стр. 81-89

Офиолиты, являющиеся представителями древней океанической литосферы, интегрированной в структуру континентов, служат важным элементом при палеотектонических реконструкциях. Геологические, геохимические и другие особенности офиолитовых комплексов позволяют определить те родоначальные структуры (срединно-океанические хребты, задуговые и междуговые бассейны островодужных систем), в которых формировалась древняя океаническая кора. Одной из основных проблем в исследовании офиолитов является определение возраста как офиолитовых комплексов, так и их фрагментов.

В структуре Сихотэ-Алинского орогенного пояса присутствуют фрагменты офиолитов, приуроченных к верхнему структурному уровню юрской аккреционной призмы, который образован среднеюрскими турбидитово-олистостромовыми толщами с включениями пород палеоокеанической литосферы [6, 7, 10, 16]. С севера на юг выделяются три офиолитовых комплекса: Дахэчженьский, Бикинский и Калиновский.

Калиновский комплекс протягивается цепью габбро-гипербазитовых массивов на расстоянии примерно в 200 км с юга на север от с. Верхней Бреевки до бассейна р. Откосная (рис. 1). Наиболее крупные из этих массивов (>20 км в длину) получили названия Самаркинского, Чугуевского и Бреевского [12]. В пределах массивов сохранились относительно полные фрагменты разрезов, сложенные перидотит-троктолитовой ассоциацией офиолитов. Их нижняя часть представлена серпентинизированными дунитами и гарцбургитами. Выше залегают плагиоклазовые дуниты, верлиты, клинопироксениты, троктолиты и оливиновые габбронориты. Габброидную часть разреза слагают амфиболовые, двупироксеновые, клинопироксеновые габбро, а также жилы плагиогранитов. На габброидах с тектоническим контактом залегает базальтовая толща, седиментационно перекрытая осадочными породами, которые представлены гиалокластитами, эдафогенными образованиями, ленточными кремнями и известняками [10].

Рис. 1.

Габбро-гипербазитовые массивы Калиновского офиолитового комплекса в южной части Сихотэ-Алинского орогенного пояса по работе [10]. I – Самаркинский, II – Чугуевский, III – Бреевский. Условные обозначения: 1 – юрские турбидит-олистостромовые породы Самаркинской аккреционной призмы; 2 – пермские, триасовые и позднеюрские кремни; 3 – офиолитовые габброиды и ультрабазиты; 4 – базальты и диабазы в ассоциации с кремнями и известняками; 5 – пермские песчаники; 6 – позднемеловые вулканиты; 7 – позднемеловые граниты; 8 – юрские турбидиты; 9 – пермотриасовые мелководные (шельфовые) осадки; 10 – сергеевские габброиды и перекрывающие их пермотриасовые шельфовые осадки; 11 – элементы залегания; 12 – разломы (А – Арсеньевский, М – Меридиональный, С – Центральный Сихотэ-Алинский), 13 – четвертичные осадочные отложения. На врезке показаны террейны: Bu-Kha – Буpеино-Xанкайcкий, Sr – Сергеевский, Sm – Самаркинский, Th – Таухинский, Zh-A – Журавлевско-Амурский, Km – Кемский, Kc-Mn – Киселевско-Маноминский террейн. Звездами обозначены места отбора образцов.

Возраст офиолитов определяется в интервале конца девона–начала карбона, так как в кремнях, непосредственно залегающих на массивных базальтах, найдены конодонты конца девона, а в известняках на контакте с пиллоу-базальтами – фораминиферы визейского яруса карбона [7, 10]. Возраст габброидов определялся только K–Ar-методом и до 1980-х годов, по данным отчетов геолого-съемочных работ, варьировал от 90 до 360 млн лет. Исследования А.И. Ханчука по определению возраста роговой обманки из пегматоидных габбро Бреевского массива установили цифру 410 ± 9 млн лет [7]. По данным В.В. Голозубова, определение возраста графических пегматитов, прорывающих габброиды Чугуевского массива, дало цифру 406 млн лет [4]. Однако эти данные входят в противоречие с последними датировками японских исследователей [15], которые установили возраст 230 млн лет для роговой обманки из метагаббро, отобранного близ с. Медвежий Кут (р-н с. В. Бреевки).

Нами было выполнено определение изотопного возраста габброидов Бреевского и Чугуевского габбро-гипербазитовых массивов. Для датирования Бреевского массива U–Pb-методом по циркону в районе с. В. Бреевка из коренного обнажения был отобран образец гигантозернистого пегматоидного габбро, состоящий из разнонаправленных кристаллов роговой обманки размером до 10–15 см и плагиоклаза, заполняющего их интерстиции. Акцессорный циркон из образца был выделен методами дробления, магнитной сепарации и разделения в тяжелых жидкостях. Конечный отбор осуществляли вручную под бинокуляром. Зерна циркона (рис. 2) представлены обломками (реже призматическими зернами) прозрачных кристаллов с желтоватым оттенком размером до 350 мкм. Призматические кристаллы в катодных лучах проявляют характерную для магматических цирконов ростовую зональность.

Рис. 2.

Катодолюминесцентные изображения зерен циркона, отобранных для проведения U-Pb SIMS SHRIMP II геохронологических исследований из образца пегматоидного габбро Бреевского массива. Номера точек на рисунке соответствуют анализам в таблице результатов (табл. 2).

Наиболее крупные зерна были отобраны для изотопного датирования в Приморском центре локального элементного и изотопного анализа ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток) методом лазерной абляции (LA-ISP-MS). Методика описана в работе [1]. Полученные изотопные данные приведены на рис. 3а и 3б и в табл. 1. Всего было отобрано 35 зерен циркона, проанализировано 22 точки на разных зернах. На диаграмме с конкордией (рис. 3а) 17 определений образуют компактную область с конкордантным значением возраста 255 ± 6 млн лет, при этом средневзвешенная оценка возраста составила 253 ± 4 млн лет (рис. 3б).

Рис. 3.

Диаграммы с конкордией и средневзвешенных возрастов для локальных U-Pb LA-ISP-MS (а и б) и SIMS SHRIMP II (в и г) анализов акцессорного циркона из пегматоидного габбро Бреевского массива. N – количество точек анализа; СКВО – среднеквадратичное взвешенное отклонение; погрешность – 1σ.

Зерна циркона из этого же образца (рис. 2) были изучены на ионном микроанализаторе SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ по методике, принятой в лаборатории. Результаты исследования представлены на рис. 3в и 3г и в табл. 2. Всего получено 11 определений по 10 зернам циркона. На изотопной диаграмме с конкордией область с конкордантным значением возраста соответствует 264 ± 2 млн лет (рис. 3в). Аналогичное значение было получено для средневзвешенного возраста (рис. 3г). Следует отметить, что точки 2.1 и 4.2 дали пониженное отношение Th/U (табл. 2). Это может свидетельствовать либо о некорректных измерениях в краевых частях зерен, либо о вероятном метаморфизме, но в пределах погрешности метода, совпадающей с полученной датировкой.

Для ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирования Чугуевского массива в районе руч. Степанов 2-й был отобран образец полосчатого амфиболового норита, состоящий главным образом из плагиоклаза, ортопироксена и амфибола. Анализ проводился по плагиоклазу и амфиболу, а также амфиболу и пироксену в одной навеске. Минералы для датирования выделялись с использованием стандартных методик магнитной и плотностной сепарации. Определение ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста методом ступенчатого прогрева проведено в изотопной лаборатории ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы “Микромасс” (Англия) и на многоколлекторном масс-спектрометре Argus фирмы “GV-Instruments” (Англия) по методике, описанной в работе [9]. Полученные изотопные данные приведены на рис. 4 и в табл. 3. В аргоновом спектре плагиоклаза по четырем ступеням выделяется плато, соответствующее 77% выделенного ³⁹Ar и отвечающее возрасту 154.5 ± 5.3 млн лет. Следует обратить внимание на то, что по существующим представлениям [6, 16] время аккреции фрагментов офиолитовой ассоциации относится к концу ранней – началу средней юры (около 180–170 млн лет). Полученный возраст, возможно, отражает термальное событие, связанное с внедрением известных здесь щелочных базит-ультрабазитовых интрузий. В связи с этим данная датировка ко времени формирования Чугуевского массива не относится. По остальным пробам результатов, удовлетворяющих критериям возрастного плато, получено не было. Однако в аргоновом спектре каждой пробы на последней ступени выделяются участки (псевдоплато) с позднепермским или среднетриасовым возрастом. В частности, по амфиболу последняя ступень, формирующая псевдоплато, соответствует 83% выделенного ³⁹Ar и отвечает возрасту 254.1 ± ± 4 млн лет. С учетом результатов U–Pb-датирования Бреевских габброидов, мы можем предполагать время формирования Чугуевского массива в интервале около 264–254 млн лет.

Рис. 4.

Возрастные ⁴⁰Ar/³⁹Ar-спектры минералов из образца амфиболового норита Чугуевского массива.

Остается дискуссионной палеотектоническая модель формирования Калиновских офиолитов. Ранее считалось, что они образовались в спрединговой зоне палеоокеана (бассейне типа pull-apart), а затем были перемещены в основание островодужного склона позднепалеозойской островной дуги [3]. Кроме того, по ассоциации калиновских габброидов и гипербазитов с высокотитанистыми базальтами предполагалось, что офиолитовый комплекс сформировался в основании океанического плато, рост которого был обусловлен внедрением мантийного плюма [7, 10, 11]. Полученные в рамках данного исследования результаты позволяют предложить иную интерпретацию геодинамической обстановки формирования Калиновского офиолитового комплекса.

Среди ультрамафитов Чугуевского и Бреевского габбро-гипербазитовых массивов мантийные реститы редки, основание разрезов массивов сложено кумулятивными перидотитами, троктолитами либо пироксенитами. Такое строение не характерно для комплексов океанических плато и, наоборот, свойственно офиолитам, образованным над зонами субдукции (задуговые и междуговые впадины островодужных систем).

Графики распределения микроэлементов в Калиновских габброидах (рис. 5а) характеризуются типичными максимумами Rb, Ba, K, Pb, Sr и минимумами Th, U, Nb, Ta, Zr, Hf, что определяет их близость с составами базальтов островных дуг. На дискриминантных диаграммах (рис. 5б и 5в) их составы попадают в поля островодужных пород и близки к составам габброидов из позднепермских офиолитовых комплексов Якуно (Япония) и Дахэчженьского (Китай). Оба эти комплекса также, как и Калиновский приурочены к верхнему структурному уровню одной и той же юрской аккреционной призмы [6]. Считается, что Дахэчженьский комплекс формировался в надсубдукционной обстановке [13, 19], а офиолиты Якуно были частью задугового бассейна [18]. Вслед за китайскими и японскими геологами мы полагаем, что наиболее вероятной геодинамической обстановкой формирования Калиновского комплекса является островодужная система. Габброиды Чугуевского массива геохимически более щелочные (рис. 5а) и близкие к N-MORB (рис. 5в), вероятно, формировались в задуговом или междуговом бассейне, а габброиды Бреевского массива представляют собой остатки коры этого бассейна, переработанного островодужной магмой (толеит-бонинит-адакитовой серией).

Рис. 5.

Диаграммы для габброидов из офиолитовых комплексов Калиновского, Дахэдженьского [13, 19] и Якуно [18]. Условные обозначения: 1 и 2 – Чугуевский и Бреевский массивы Калиновского комплекса; 3 – габброиды комплекса Якуно; 4 – габброиды Дажэдженьского  комплекса. а – нормированные к N-MORB [20] концентрации микроэлементов в габброидах Чугуевского и Бреевского массивов Калиновского офиолитового комплекса. Полем выделены составы габброидов Дажэдженьского комплекса. б – диаграмма La/10 – Y/15 – Nb/8 [14]. Поля: 1А – известково-щелочные островодужные базальты (CAB); 1С – IAT; 1B – перекрытие полей 1А и 1С; 2А – континентальные базальты; 2В – задуговые толеиты; 3А  – известково-щелочные базальты внутриконтинентальных рифтов; 3В и 3С – E-MORB (3В – обогащенные, 3С – слабо обогащенные); 3D – N-MORB. В – диаграмма Ti/V [17]. Обведены поля Бреевского массива и Дахэдженьского комплекса (зеленые), а также Чугуевского массива и офиолитов Якуно (синие).

Анализ опубликованных данных [2, 5, 8] показывает, что среди вулканитов, тектонически ассоциирующих с габбро-гипербазитовыми массивами, присутствуют базальты океанических островов, ассоциирующие с каменноугольно-пермскими известняками, и спрединговые базальты, ассоциирующие с пермскими пелагическими кремнями. Вулканиты островодужного типа, которые включены в разрез юрской призмы, очень редки, обнаруженные представлены двумя типами: 1) базальты со смешанными (надсубдукционными и океаническими) характеристиками, для которых можно предположить их формирование в условиях задугового спрединга, встречены в Самаркинском террейне в ассоциации с кремнистыми образованиями пермского возраста; 2) собственно надсубдукционные вулканиты – лавобрекчии дацитового состава, петрогеохимия которых характерна для надсубдукционных вулканитов островодужного генезиса, предположительно, пермского возраста, встречены в меланже Хабаровского террейна [2].

Таким образом, в строении верхнего структурного уровня юрской аккреционной призмы Сихотэ-Алинского орогенного пояса принимают участие несколько различных по возрасту и обстановке образования комплексов океанической литосферы, от которых в результате субдукции остались лишь небольшие разобщенные пластины и блоки. Изученные Бреевский и Чугуевский габбро-гипербазитовые массивы представляют собой фрагменты позднепермского офиолитового комплекса, сформированного в различных частях островодужной системы (задуговом или интрадуговом бассейне). Базальты океанических островов, ассоциирующие с каменноугольно-пермскими известняками, вероятно, относятся к более древнему комплексу океанического плато. В таком случае можно предполагать участие процессов субдукционной эрозии до формирования аккреционной призмы. В ходе субдукции океанической плиты под островную дугу произошла смена режима субдукционной аккреции на субдукционную эрозию, в результате чего основная часть пермской островодужной системы была эродирована и погружена под континентальную окраину, а небольшие ее фрагменты (Калиновский комплекс) были включены в юрскую аккреционную призму.