Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 509, № 1, стр. 5-13

Копринский тип субщелочных гранитоидов выделен в 1990 г. в ходе геологической съемки масштаба 1:1 000 000 в качестве ранней субфазы главной фазы тукурингрского комплекса палеопротерозойского возраста [1]. С тех пор геологи потеряли к ним интерес, хотя они обладают целым рядом интересных особенностей. Главная из них состоит в том, что массивы этих гранитодов локализованы исключительно в зоне Джелтулакского структурного шва (рис. 1 а, б), который разделяет Джугджуро-Становой и Западно-Становой супертеррейны Центрально-Азиатского складчатого пояса и является одним из наиболее загадочных глобальных структурных элементов Восточной Азии.

Рис. 1.

(а) – Схема размещения гранитоидов копринского типа в Джелтулакской зоне сочленения Джугджуро-Станового и Западно-Станового супертеррейнов (Центрально-Азиатский складчатый пояс). 1–4 – раннемеловой постколлизионный Становой вулкано-плутнический пояс: 1 – вулканогенно-осадочный комплекс рифтогенных впадин; 2 – гранитоиды тындинско-бакаранского и ироканского комплексов, 3 – гранитоиды амуджиканского и аманаского комплексов, 4 – гранитоиды копринского типа; 5 – раннемеловые коллизионные граниты и мигматиты; 6 – метаморфические породы джелтулакской и гилюйской свит мезозойского возраста; 7–8 – допозднемезозойские метаморфические породы и гранитоиды (7 – Западно-Станового супертеррейна, 8 – Джугджуро-Станового супертеррейна); 9 – гнейсы, кристаллические сланцы и гранитоиды Алданского щита; 10 – Монголо-Охотский складчатый пояс; 11 – разрывные нарушения; 12 – места отбора геохронологических проб. (б) – Геологическое положение Станового постколлизионного вулканоплутонического пояса в северо-восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. 1–3 – складчатые пояса: 1 – Центрально-Азиатский (ЕЗТК – Енисей-Забайкальский тектонический коллаж, ЗСС – Западно-Становой супертеррейн, ДСС – Джугджуро-Становой супертеррейн, АМ – Амурская микроплита), 2 – Монголо-Охотский, 3 – Сихотэ-Алинский; 4–5 – позднемезозойские рифтовые системы: 4 – Западно-Забайкальская, 5 – Становой вулканоплутонический пояс; 6 – район исследований.

Кроме того, характерной особенностью гранитоидов этого типа, отличающих их от остальных ассоциирующих гранитоидов тукурингрского комплекса, является некоторая специфика состава – повышенная основность и щелочность, слагающих их пород. Исходя из общей геологической ситуации, есть все основания полагать, что гранитоиды копринского типа имеют мезозойский возраст. Об этом свидетельствует мезозойский возраст формирования Джелтулакской зоны [2], а не палеопротерозойский, как это до недавнего времени было принято [3], а также отсутствие следов рассланцевания или других метаморфических преобразований в гранитоидах рассматриваемого типа. Однако более точные данные об их возрасте отсутствуют. Это затрудняет корреляцию магматических комплексов, указанных выше супертеррейнов и, соответственно, разработку интегрированной геодинамической модели их формирования. В настоящей статье в  этом плане обсуждаются результаты U–Pb (ID-TIMS)-геохронологических, геохимических и Sm–Nd-изотопно-геохимические исследований, полученные в последние годы для гранитоидов копринского типа.

Гранитоиды копринского типа представлены средне- и крупнозернистыми порфировидными монцодиоритами, кварцевыми монцонитами и сиенитами, которые слагают небольшие, вытянутые в северо-западном направлении массивы (рис. 1 а). В них довольно широко проявлены явления минглинга и часто встречаются овальные включения мелкозернистых габброидов. Все эти породы рассекаются дайками лампрофиров.

Определение содержаний оксидов главных петрогенных элементов в породах выполнено рентгенофлуоресцентным методом, а содержаний элементов-примесей – методом ICP–MS с относительной погрешностью 5–10% в Центральной Аналитической лаборатории ВСЕГЕИ.

По химическому составу гранитоиды копринского типа варьируют от кварцевых монцонитов до сиенитов (SiO₂ = 56.7–62.5%) и относятся к умереннощелочному типу с варьирующими, но повышенными содержаниями щелочей (Na₂O + + K₂O = 8.0–9.45% и K₂O/Na₂O = 0.76–1.22). Они характеризуются низкой и умеренной глиноземистостью, агпаитностью и железистостью (A/CNK = 0.80–0.95, NK/A = 0.66–0.75, f = 0.60–0.77). На диаграмме “K₂O–SiO₂” точки их состава находятся преимущественно в поле пород шошонитовой серии, а на диаграмме “(K₂O + Na₂O–CaO)–SiO₂” – в поле щелочных пород. Мелкозернистые габброиды из магматических включений и лампрофиры (SiO₂ = 51% и 55.6–56.1% соответственно) также принадлежат к умереннощелочному типу и относятся к шошонитовой серии.

Гранитоиды копринского типа обладают невысокими или умеренными содержаниями большинства элементов-примесей за исключением Ba (1310–2050 мкг/г) и Sr (1170–1670 мкг/г). Спайдерграммы, нормированные к примитивной мантии, демонстрируют отчетливые положительные аномалии Ba, K и Sr, “глубокие” отрицательные аномалии Nb, Ta и Ti и менее выраженные отрицательные аномалии P. Характерно также некоторое обеднение HFS-элементами правой части спектра (Yb до 0.6–1.9 мкг/г, Lu до 0.11–0.24 мкг/г и Y до 12–23 мкг/г). Распределение REE в гранитоидах фракционированное ([La/Yb]n = 27–63) с примерно близким уровнем фракционирования LREE и HREE ([La/Sm]n = 3.7–4.4 и [Gd/Yb]n = = 3.5–8.3). Характерен также вогнутый рисунок спектра в области HREE. Eu-аномалия либо отсутствует, либо имеет слабо отрицательный характер (Eu/Eu* = 0.73–1.08). Крайне низкие Rb/Sr-отношения в рассматриваемых гранитоидах (0.03–0.07) свидетельствуют о низком уровне их дифференцированности. Cодержания V, Cr, Co и Ni в основных породах из включений в гранитоидах и лампрофирах сопоставимы с таковыми во внутриплитных толеитах и траппах (см. [4]).

Характерной особенностью как гранитоидов, так и ассоциирующих базитов, являются достаточно высокие значения La/Yb- и Sr/Y-отношений (38–93 и 50–115), сближающие эти породы с адакитами. На классификационных диаграммах С.Д. Великославинского и соавт. [5] рассматриваемые гранитоиды лежат в поле адакитов посколлизионного типа. По составу они ближе всего к раннемеловым гранитоидам тындинско-бакаранского комплекса Джугджуро-Станового супертеррейна и амуджиканского комплекса Западно-Станового супертеррейна (см. [6, 7]).

U–Pb (ID-TIMS)-геохронологические исследования выполнены для двух небольших массивов копринского типа. Места отбора проб показаны на рис. 1 а.

Выделение циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для U–Pb-геохронологических исследований кристаллы циркона подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO₃. При этом после каждой ступени зерна циркона (или их фрагменты) промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялось по модифицированной методике Т.Е. Кроу [8]. Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре “Finnigan” МАТ-261 в статическом и динамическом (с помощью электронного умножителя) режимах. Для изотопных исследований использован изотопный индикатор ²⁰²Pb–²³⁵U. Точность определения U/Pb-отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программам “PbDAT” [9] и “ISOPLOT” [10]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана [11]. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [12]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Акцессорный циркон, выделенный из кварцевого монцонита (проба А-142), образует прозрачные идиоморфные и субидиоморфные призматические и игольчатые кристаллы желтого цвета, размер которых изменяется от 50 до 150 мкм (К_уд. = =  2.1–4.1). Основными элементами огранки этих кристаллов являются призмы {100}, {110} и дипирамиды {111}, {101} (рис. 2, I–V). Для циркона игольчатого облика характерна “тонкая” магматическая зональность (рис. 2, VI–VIII). В призматических кристаллах циркона обнаружены лишь фрагменты зональности, а также реликты унаследованных ядер (рис. 2, IX).

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона из пробы А-142, выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55: I–V – в режиме вторичных электронов; VI–X – в режиме катодолюминесценции.

U–Pb-геохронологические исследования проведены для игольчатых и призматических кристаллов циркона из размерных фракций 50–85 и 85–100 мкм. Как видно из табл. 1 и на рис. 3, циркон игольчатого облика (№ 2 и 3) имеет конкордантный возраст 127 ± 1 млн лет (СКВО = 0.28, вероятность – 0.60), в то время как циркон призматического облика (№ 1) демонстрирует возрастную дискордантность, обусловленную присутствием унаследованной компоненты древнего свинца. Возраст, определяемый нижним пересечением дискордии, рассчитанной для трех микронавесок циркона, с конкордией (рис. 3) составляет 127 ± 1 млн лет (СКВО = 1.7, верхнее пересечение – 2708 ± 57 млн лет). В качестве оценки возраста кристаллизации изученного циркона мы принимаем величину конкордантного возраста 127 ± 1 млн лет.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для циркона из проб А-142 и А-148. Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Акцессорный циркон из кварцевого монцо-диорита (проба А-148) представлен прозрачными, полупрозрачными, реже метамиктизированными идиоморфными и субидиоморфными короткопризматическими и призматическими кристаллами желтой окраски. Форма кристаллов определяется сочетанием призмы {100} и дипирамид {101}, {111}, {201} (рис. 4, I–IV). Размер зерен циркона изменяется от 50 до 200 мкм (К_уд. = 1.5–3.0). Они обладают хорошо проявленной магматической зональностью (рис. 4, V–XII). В некоторых зернах циркона присутствуют унаследованные ядра (рис. 4, VIII, X).

Рис. 4.

Микрофотографии кристаллов циркона из пробы А-148, выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55: I–IV – в режиме вторичных электронов; V–XII – в режиме катодолюминесценции.

В ходе U–Pb-геохронологических исследований проанализированы три микронавески циркона (10–40 зерен) из размерных фракций 50–85 и 85–100 мкм. Как видно на диаграмме с конкордией (рис. 3), точки изотопного состава циркона № 4–6 располагаются на дискордии, нижнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 126 ± 1 млн лет (СКВО = 0.062, верхнее пересечение – 2950 ± 150 млн лет). Наиболее “чистые” десять зерен циркона из размерной фракции 50–85 мкм (№ 6), характеризуются конкордантным возрастом 126 ± 1 млн лет (СКВО = 0.01, вероятность – 0.92), который можно использовать в качестве наиболее точной оценки возраста кристаллизации изученного циркона.

Изотопные составы Sm и Nd были измерены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к отношению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511115 в Nd-стандарте JNdi-1. Средневзвешенное значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в Nd-стандарте JNdi-1 в период измерений составило 0.512108 ± 7 (n = 10). Точность определения концентраций Sm и Nd составляет ±0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – ±0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – ±0.005% (2σ). Уровень холостого опыта не превышал 0.2 нг Sm и 0.5 нг Nd. При расчете величин ε_Nd(t) и модельных возрастов t_Nd(DM) использованы современные значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638 и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967 для однородного хондритового резервуара (CHUR) по [13] и деплетированной мантии (DM) по [14] (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.21365).

Sm–Nd-изотопно-геохимические результаты исследования гранитоидов копринского типа (табл. 2) свидетельствуют о том, что они имеют сравнительно малорадиогенный изотопный состав Nd (ε_Nd(t) = –7.0…–9.0, t_Nd(DM) = 1.2–1.4 млрд лет, t_Nd(C) = 1.5–1.7 млрд лет), указывающий на существенно коровый источник этих пород, образованный скорее всего в результате смешения раннедокембрийского и более молодого фанерозойского или неопротерозойского компонента. Сравнение их по изотопному составу Nd с близкими по возрасту и составу гранитоидами Западно-Станового супертеррейна (ε_Nd(t) = –7.1…–11.3, t_Nd(DM) = 1.2–1.4 млрд лет, t_Nd(C) = 1.5–1.9 млрд лет; неопубликованные данные авторов) и Джугджуро-Станового супертеррейна (ε_Nd(t) =  ‒11.9… ‒16.7, t_Nd(DM) = 1.5–1.9 млрд лет, t_Nd(C) =  1.8–2.3 млрд лет; неопубликованные данные авторов) демонстрирует наибольшее сходство их по изотопному составу Nd с гранитоидами Западно-Станового супертеррейна.

Полученные данные свидетельствуют о том, что гранитоиды копринского типа по возрасту и составу близки к гранитоидам тындинско-бакаранского комплекса Джугджуро-Станового супертеррейна (122–127 млн лет [15]) и гранитоидам амуджиканского комплекса Западно-Станового супертеррейна (130 млн лет [7, 16]), входящими в состав позднемезозойского постколлизионного Станового вулкано-плутонического пояса. Этот пояс протягивается в субширотном направлении от Охотского моря на запад вглубь континента субпараллельно Монголо-Охотской сутурной зоне более чем на 1000 км и сшивает тектонические структуры Джугджуро-Станового и Западно-Станового супертеррейнов [15]. Другими словами, они могут рассматриваться в составе Станового вулканоплутонического пояса. Однако структурная позиция массивов гранитоидов копринского типа дает все основания полагать, что их становление происходило во время окончательной “стабилизации” Джелтулакского структурного шва и тем самым фиксирует верхнюю возрастную границу его формирования.

Сходство по изотопному составу Nd гранитоидов копринского типа с близкими по составу и возрасту гранитоидами Западно-Станового супертеррейна указывает скорее всего на сходство или идентичность их источников. Учитывая локализацию некоторых тел гранитоидов копринского типа также и в краевой части Джугджуро-Станового супертеррейна (рис. 1 а), можно полагать, что Джелтулакская шовная зона “погружается“ в северо-восточном направлении под структуры Джугджуро-Станового супертеррейна. Это находится в полном соответствии с современными представлениями об особенностях глубинного строения области сочленения Евразиатской и Амурской литосферных плит [17].