Геохимия раннемеловых трахириолитов северного фланга
Большехинганского вулкано-плутонического пояса
(Верхнее Приамурье)

, ,

Институт геологии и природопользования, ДВО РАН, Благовещенск, *****@***ru

Восточная окраина Азии является ареной интенсивного проявления мезозойского магматизма. Верхнее Приамурье в этом отношении не является исключением и в его пределах широко распространены многочисленные поля вулканических и интрузивных (преимущественно гранит-гранодиоритового состава) пород, которые относятся к Большехинганскому и Умлекано-Огоджинскому поясам [Парфенов, 1984; Зоненшайн и др., 1990; Геологическая карта..., 1999; Гордиенко и др., 2000; Парфенов и др., 2003 и др.]. Четкой структурной границы между ними нет, в силу чего существует неопределенность в отнесении конкретных магматических комплексов Приамурья к тому или другому поясу. Кроме того, достаточно широко распространена точка зрения, согласно которой Умлекано-Огоджинский пояс является продолжением Большехинганского, образуя единый Восточно-Азиатский вулканогенно-плутогенный мегаареал [Геологическая карта..., 1999] или Верхне-Амурский пояс [Гордиенко и др., 2000].

Проблеме корреляции магматизма Большехинганского и Умлекано-Огоджинского вулкано-плутонических поясов посвящено немало работ [Геологическая карта..., 1999; Гордиенко и др., 2000; W-M Fan et al, 2003; Сорокин и др., 2004 и др.], однако ее нельзя считать решенной. Одной из причин существующей неопределенности является дефицит надежных геохронологических и геохимических данных. В данной публикации представлены материалы исследования раннемеловых трахириолитов северного фланга Большехинганского вулкано-плутонического пояса, которые являются одними из слабоизученных объектов.

Рассматриваемый вулканический комплекс сложен ассоциацией субщелочных и щелочных кислых пород: трахириодацитов, трахидацитов, трахириолитов, комендитов. Они обнажены в серии искусственных выработок на левобережье р. Амур, но основная площадь их распространения, видимо, скрыта под чехлом Амуро-Зейской впадины.

Трахириодациты представлены мелко-среднепорфировыми разностями темно-серого, практически черного цвета. Порфировые выделения в них составляют 5-10% объема породы и представлены, главным образом, белым непрозрачным калиевым полевым шпатом (санидином) таблитчатой, нередко округлой формы средним размером 2 х 0.6 мм, имеющим микропертитовое строение. Кроме того, менее 1% фенокристаллов являются полными псевдоморфозами по темноцветным минералам, одни из которых выполнены агрегатом хлорита и пылевидным рудным минералом, а другие – агрегатом гидрослюды и пылевидного рудного минерала. Основная масса полевошпатового состава имеет микрофельзитовое строение с многочисленными равномерно распределенными тонкими псевдоморфозами по темноцветным минералам.

Трахириолиты имеют вид мелко-среднепорфировых пород светло-серого, желто-серого цвета. Порфировые выделения составляют 15-20% объема породы и представлены кварцем, калиевым полевым шпатом, биотитом, реже – плагиоклазом, роговой обманкой.

Фенокристаллы калиевого полевого шпата (санидина) белого цвета имеют размеры от 1.0 х 1.0 мм до 3.0 х 3.5 мм. Зерна часто зональные, центральная часть имеет пертитовое строение. Кварц представлен идиоморфными призматическим кристаллами, их обломками, нередко оплавленными размером от 0.5 х 0.5 до 1.5 х 1.5 мм. Биотит имеет вид идиоморфных зерен средним размером 0.6 х 0.2 мм или тонкочешуйчатых выделений. Плагиоклаз (олигоклаз?) представлен идиоморфными таблитчатыми индивидами средним размером 0.7 х 0.3 мм. Единичные изометричные зерна роговой обманки имеют неправильную форму со средним размером 0.2 х 0.3 мм. Основная масса породы состоит из хорошо раскристаллизованного стекла сферолитовой структуры на фоне которого хорошо различимы изометричные кристаллы роговой обманки диаметром менее 0,05 мм, а также тонкие таблички опацитизированного биотита и единичные чешуйки мусковита.

Комендиты представлены мелко-среднепорфировыми разностями темно-серого, практически черного цвета. На долю порфировых выделений приходится до 5 %, которые сложены главным образом белым непрозрачным калиевым полевым шпатом (санидином) таблитчатой, длиннотаблитчатой формы средним размером 3.0 х 0.5 мм, имеющим микропертитовое строение. Кроме того, менее 1% фенокристаллов представлены длиннопризматическим рибекитом средним размером 2.0 х 0.3 мм. Также в единичных случаях порфировые выделения представлены полными псевдоморфозами, по тонкочешуйчатому биотиту средним размером 0.3 х 0.03 мм, выполненные пылевидным рудным минералом (магнетитом?). Основная масса полевошпатового состава имеет микросферолитоподобной строение с многочисленными равномерно распределенными иголочками рибекита, и псевдоморфозами по биотиту.

По особенностям химического состава породы данной ассоциации к субщелочной и щелочной серии, индекс ASI = 1.0–1.16.Распределение лантаноидов в этих породах умеренно дифференцировано ((La/Yb)n=6.4-16.1) и характеризуется отчетливой отрицательной европиевой аномалией ((Eu/Eu*)n=0.24-0.34). Яркой геохимической особенностью рассматриваемых пород является обогащение их REE (La до 320 ppm, Yb до 13 ppm), Rb (более 100 ppm), Nb (до 52 ppm), Ta (до 3.7 ppm), Zr (до 933 ppm), Y (до 150 ppm) при одновременном дефиците Ва (90-220 ppm), Sr (10-70 ppm), а также P и Ti. Породам свойственны положительные значения параметра эпсилонNd (T) = + 3.1 и сравнительно молодые значения модельных возрастов T Nd (DM)= 0.71 млрд. лет и TNd(DM-2) = 0.69 млрд. лет и очень высокое начальное отношение 87Sr/86Sr(o) = 0.7605.

Возраст рассматриваемых пород обосновывается геохронологическими данными. В частности, для трахириодацита и трахириолита ранее были получены согласующиеся значения возраста 133 +/- 1.7 млн. лет и 136.5 +/-1.6 млн. лет, соответствующие плато, и тождественная величина возраста в изохронном варианте, которая составила 134.5+/-1.5 млн. лет (СКВО=0.9) [Сорокин и др., 2004]. На основании этих данных можно предположить, что интервал формирования пород комплекса составляет 136-133 млн. лет и в стратиграфической шкале соответствует валанжину.

По своему специфическому химическому составу и возрастному уровню рассматриваемые вулканиты в первом приближении могут быть сопоставлены с щелочнополевошпатовыми гранитами А-типа, формирующими в пределах Большехинганского пояса серию массивов, например Водухе -130+/-4 млн. лет и Баэржи – 122+/-4 млн. лет [B-M Jahn et al., 2001]. Кроме того, подобный возраст 136.0+/-0.3 млн. лет получен для кислых вулканитов одной из толщ, участвующих в выполнении впадины Сунляо [P-J Wang et al., 2002], однако провести корректное сопоставление их с исследованными вулканитами Приамурья препятствует отсутствие для них развернутых геохимических данных.

Происхождение позднемезозойского магматизма, проявленного в пределах Амурского супертеррейна всегда привлекало внимание ученых, и до сих пор вызывает острые дискуссии. Первоначально его формирование связывалось с процессами тектоно-магматической активизации. В конце прошлого века в связи со сменой парадигм, возникла необходимость увязки причин широкого его проявления с тектоникой литосферных плит. Было предложено два возможных варианта геодинамической позиции этих образований: над зоной субдукции или в связи с деятельностью "горячей точки" [Зоненшайн и др., 1990, Натальин, 1991; Гордиенко, 2000; Парфенов и др., 2003 и др.]. Именно эти варианты существуют в качестве доминирующих до настоящего времени. Помимо них предложена модель формирования позднемезозойского магматизма этого региона в обстановке трансформной окраины [Ханчук, 1999].

Вернувшись к вещественной характеристике раннемеловых субщелочных и щелочных кислых вулканических пород, можно отметить, что по своим геохимическим особенностям они вполне соответствуют внутриплитным образованиям. Учитывая обогащенность этих пород такими элементами, как K, Rb, Th, U, REE, HFSE, нельзя исключать участие в магмообразовании (наряду с другими источниками) обогащенной мантии. Эти данные являются серьезным препятствием для развития субдукционной модели формирования Большехинганского пояса. Сложно их отнести и областям растяжения в тыловой части активной континентальной окраины, поскольку они, так же как и раннемеловые гранитоиды A-типа находятся в восточной части Большехинганского пояса, обращенной в сторону Тихого океана. По мнению авторов наиболее перспективной является модель формирования указанных пород в обстановке разрыва субдуцируемой пластины.

Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (гранты № , ), Президиума ДВО РАН (гранты -ОНЗ-115, 06-II-CO-08-034).

Список литературы

Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная записка. С.-Петербург; Благовещенск; Харбин, 1999, 135с.

, , Цюань Хень. Верхнеамурский вулкано-плутонический пояс Восточной Азии // Геол. и геофиз., 2000, Т.41, № 12. С..

, , Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн.1, 328 с.

Мезозойская аккреционная и коллизионная тектоника юга Дальнего Востока СССР // Тихоокеан. геол., 1991, №5. С.3-23.

Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984, 192с.

, , и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеан. геол., 2003, Т. 22, № 6. С.7-41.

, , Геохронология и корреляция мезозойских магматических образований северной окраины Амурского супертеррейна // Стратигр. Геол. Корреляция, 2004, Т.12, №6. С.38-54.

, Мезо-кайнозойские геодинамические обстановки и золотое оруденение Дальнего Востока России // Геол. и геофиз.,1999, Т.40, № 11. С..

B-M Jahn, F-Y Wu, R. Capdevila et al. Higly evolved juvenile granites whith tetrad REE patterns: the Woduhe and Baerzhe granites from the Great Xing'an Moutains in the NE China // Lithos., 2001, V59. P.171-198.

P-J Wang, W-Z Liu, S-X Wang, W-H Song. 40Ar/39Ar and K/Ar dating on the volcanic rocks in the Songliao basin, NE China: constraints on stratigraphy and basin dynamics // Int. J. Earth Sci., 2002, V.91. P. 331-340.