Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геодинамическая эволюция восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология
Автореферат диссертации по теме "Геодинамическая эволюция восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса"
Российская академия наук Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
УДК 551.17.4+552.11(571.6)
На правах рукописи
Сорокин Андрей Анатольевич
ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ВОСТОЧНОГО СЕГМЕНТА МОНГОЛО-ОХОТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА
Специальности
25.00.01 - общая и региональная геология 25.00.04 - петрология и вулканология
АВТОРЕФЕРАТ
диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
С.-Петербург 2005
Работа выполнена в Отделении региональной геологии и гидрогеологии Амурского НЦ Дальневосточного отделения РАН
Научный консультант:
Доктор геолого-минералогических наук,
академик Михаил Иванович Кузьмин (ИГХ СО РАН, г. Иркутск)
Официальные оппоненты:
Доктор геолого-минералогических наук,
чл.-корр. РАН Валерий Арнольдович Верниковский (ОИГГМ СО РАН,
г. Новосибирск) Доктор геолого-минералогических наук
Иван Константинович Козаков (ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург) Доктор геолого-минералогических наук
Валерий Иванович Левицкий (ИГХ СО РАН, г. Иркутск)
Ведущая организация:
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (г. Москва).
Защита состоится "29" марта 2005 года в 1400 на заседании Диссертационного совета Д.002.047.01 в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН по адресу: 199034, С.-Петербург, наб. Макарова, 2.
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохронологии докембрия РАН
Отзывы на автореферат высылать по адресу: 199034, С.-Петербург, наб. Макарова, 2, ИГГД РАН. Ученому секретарю Диссертационного совета Д.002.47.01.
Тел.: (812)3280362, Факс: (812)3284801, E-Mail: akotov@peterlink.ru Автореферат разослан 17 февраля 2005 года
Ученый секретарь диссертационного совета к.г-м.н.
Т.П. Щеглова
Введение
Проблема формирования и эволюции континентальной коры в фане-розое относится к числу наиболее важных фундаментальных проблем современной геологии и петрологии и уже на протяжении нескольких десятилетий служит предметом дискуссий. Как показывает накопленный к настоящему времени мировой опыт, прогресс в решении этой сложной и многогранной проблемы возможен только на основе комплексных исследований, направленных на создание интегрированных геодинамических моделей формирования крупных фанерозойских подвижных поясов. В диссертации в этом плане рассматривается Монголо-Охотский складчатый пояс (МОСП), который относится к главным структурным элементам Азии.
Актуальность исследования. Данная работа направлена на реконструкцию этапов и механизмов формирования МОСП, что позволяет внести определенный вклад в решение указанной выше фундаментальной проблемы. Этот пояс протянулся в виде узкой прерывистой полосы более чем на 3 000 км от Охотского моря до Центральной Монголии. Согласно современным тектоническим моделям (Парфенов и др., 1999; Парфенов и др., 2003; Nokleberg et al., 2000 и др.), МОСП рассматривается в качестве реликта океанического пространства, закрывшегося в позднем палеозое -раннем мезозое в результате смыкания Северо-Азиатского кратона и Амурского микроконтинента (супертеррейна). Однако многие кардинальные вопросы формирования этого пояса до сих пор не решены, что в первую очередь обусловлено дефицитом геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических данных. В частности, на сегодняшний день практически отсутствуют данные о возрасте выделяемых в его структуре офиолитовых ассоциаций. Кроме того, лишь в последние годы появились геохронологические данные, свидетельствующие об активном характере развития обрамляющих пояс континентальных блоков в палеозойское время (Казимировский и др., 1998; Дриль, Сорокин, 1998; Кази-мировский и др., 2000; Сорокин и др., 2002; Козлов и др., 2003) и получены изотопные свидетельства присутствия в восточном сегменте пояса палеозойских гранитоидов (Сорокин и др., 2003), что ставит под сомнение широко распространенное мнение об определяющей роли мезозойской субдукции в истории его формирования. Следует отметить, что к настоящему моменту не вполне расшифрован и коллизионный этап, приходящийся на поздний палеозой (Зоненшайн и др., 1990) или ранний мезозой (Парфенов и др., 1999; Ярмолюк и др., 2002).
Главная цель исследований состояла в разработке на основе оригинальных и полученных к настоящему времени данных интегрированной геодинамической модели формирования восточного сегмента МОСП.
Основные задачи, которые решались в процессе исследований состояли в том чтобы:
1. Получить информацию о возрасте и провести геохимическую типизацию магматических пород палеоокеанической коры восточного сегмента МОСП.
2. Выделить возрастные рубежи формирования и выявить главные геохимические и изотопно-геохимические особенности палеозойских гранитоидных и габбро-гранитоидных ассоциаций восточного сегмента МОСП и его южного обрамления.
3. Уточнить возраст, выявить главные геохимические и изотопно-геохимические особенности раннемезозойских гранитоидных и поздне-мезозойских вулкано-плутонических поясов южного обрамления МОСП и оценить их связь с процессами его формирования.
4. Определить граничные условия (геологические, палеонтологические, палеомагнитные, геохронологические, геохимические и изотопно-геохимические) для геодинамических реконструкций.
Научная новизна работы.
1. Разработан принципиально новый вариант террейнового районирования восточного сегмента МОСП.
2. В результате U-Pb геохронологических исследований:
- впервые получены данные о возрасте одного из офиолитовых комплексов восточного сегмента МОСП;
- в структуре восточного сегмента МОСП выделены гранитоиды в возрастном диапазоне от среднего ордовика до поздней перми;
- в пределах южного обрамления восточного сегмента МОСП установлены три этапа палеозойского гранитоидного магматизма (ранне- и среднеордовикский, позднедевонский и раннепермский) и получены свидетельства широкого распространения триасово-юрских (а не пермо-триасовых, как считалось ранее) гранитоидов;
3. Реконструированы геодинамические обстановки формирования и получена информация об источниках палеозойских и раннемезозойских гранитоидных и габбро-гранитоидных ассоциаций восточного сегмента МОСП и его обрамления.
4. На основе 40Аг/39Аг изотопного датирования впервые выявлена дискретность проявления позднемезозойской магматической активности
южного обрамления МОСП.
Практическая значимость. В процессе выполнения работы существенно уточнены схемы корреляции магматических комплексов целого ряда изученных геологических структур и показана необходимость выделения новых комплексов. Эти результаты могут быть использованы для разработки региональных легенд геологических карт Приамурья. Кроме того, полученные данные накладывают значительные ограничения не только на применение тех или иных геодинамических моделей, но и базирующихся на их основе металлогенических построений.
Фактический материал и аналитические методики. Основу работы составляют результаты многолетних исследований автора в пределах восточного сегмента Монголо-Охотского пояса и его обрамления с 1987 года по настоящее время. За это время были проведены полевые исследования в пределах всех основных структур региона и изучены "ре-перные" геологические объекты. Коллекция каменного материала, на которой базируется данная работа, собрана непосредственно автором, за исключением единичных образцов, предоставленных ФГУГГТ "Амургео-логия" и ФГУГГП "Хабаровскгеология".
Для обоснования защищаемых положений изучено более 600 шлифов, использовано более 600 оригинальных анализов горных пород на главные и более 200 анализов горных пород на редкие и редкоземельные элементы, выполнены Sm-Nd и Rb-Sr изотопно-геохимические исследования 37 образцов гранитоидов, датированы U-Pb методом по циркону -15, методом SHRIMP - 2 и 40Аг/39Аг методом - 22 образца, характеризующих реперные магматические комплексы.
Исследование химического состава пород проводилось с использованием методов РФА (основные петрогенные компоненты, Sr, Zr, Nb) в Институте геохимии СО РАН (г. Иркутск) и ICP-MS (Be, Rb, Sr, Li, Cs, Th, U, Zr, Та, Nb, Hf, REE, Sc, Ni, Co, Cr, V, Cu, Zn, W, Pb, Bi, Mo) в Институте минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов (г. Москва), Институте геохимии СО РАН (г. Иркутск) и в Институте аналитического приборостроения РАН (г. Санкт-Петербург). Вскрытие образцов осуществлялось по методике кислотного разложения.
U-Pb геохронологические исследования выполнены в Геологическом институте Кольского НЦ РАН (ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты) и Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург). Выделение акцессорных цирконов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей, а их химическое
разложение и выделение U и Pb по методике Т.Е.Кроу (Krogh, 1973). В ГИ КНЦ РАН измерения выполнены на масс-спектрометрах МИ-1201-Т и Finnigan MAT-262, в ИГГД РАН на масс-спектрометре Finnigan MAT-261. Обработка экспериментальных данных проводилась по программам PbDAT (Ludwig, 1991) и ISOPLOT (Ludwig, 1999).
U-Pb-Th изотопные исследования по технологии SHRIMP проведены в Институте геологии Академии геологических наук (г. Пекин). При анализе использовались стандартные методические процедуры (Nelson, 1997; Williams, 1998). Обработка данных проводилась с использованием программы Squid 1.02 (Ludwig, 2001).
Rb-Sr и Sm-Nd изотопные исследования выполнены в ИГГД РАН. Для выделения Sm и Nd использована методика (Котов и др., 1995), близкая к (Richard et al., 1976). Изотопные составы Sm, Nd, Rb и Sr измерены на многоколлекторных масс-спектрометрах Finnigan MAT-261 и TRITON TI в статическом режиме.
V'Ar геохронологические исследования проведены в Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН (г. Новосибирск) по методике, описанной в (Пономарчук и др., 1998; Шевченко и др., 2000).
Основные защищаемые положения.
1). Палеозойские вулканические породы террейнов аккреционного клина восточного сегмента МОСП образуют две ассоциации, формирование которых протекало соответственно в обстановках океанического и задугового спрединга.
2). В южном обрамлении восточного сегмента МОСП отчетливо выделяются два палеозойских этапа проявления магматизма в обстановке активной континентальной окраины. К первому из них относится формирование позднедевонских гранитоидов Аргунского и Мамынского тер-рейнов, а ко второму - раннепермской габбро-диорит-гранодиорит-гранитной ассоциации северной окраины Аргунского террейна.
3). Раннепалеозойские габбро-гранитоидные и гранитоидные ассоциации восточного сегмента МОСП приурочены к тектоническим блокам - отторженцам континентального обрамления и не обнаруживают непосредственной связи с его формированием, тогда как образование поздне-палеозойских (ранне- и позднепермских) гранитоидных ассоциаций протекало в обстановке активной континентальной окраины - в периферических частях магматических дуг, расположенных вдоль структур обрамления пояса.
4). Формирование раннемезозойских (позднетриасово-раннеюрских) гранитоидов южного обрамления восточного сегмента МОСП обусловлено коллизией крупных континентальных блоков: Северо-Азиатского и Сино-Корейского кратонов и расположенного между ними Амурского супертеррейна.
5). Позднемезозойский пост-орогенический магматизм южного обрамления МОСП имеет дискретный характер, что выражается в смене известково-щелочных интрузивных гранитоидных (140-127 млн. лет) и андезитовых (126-124 млн. лет) ассоциаций трахибазальт-риолитовыми (119-115 млн. лет) и трахибазальт-трахиандезитовыми (97-94 млн. лет) ассоциациями, обладающими геохимическими признаками внутриплит-ного происхождения.
Апробация полученных результатов. Полученные по теме диссертации данные и выводы изложены в 60 печатных работах, в том числе в 15 статьях в рецензируемых научных журналах. Основные результаты исследований были представлены на Международном симпозиуме по тектонике и металлогении зон активизации (Благовещенск, 1992), 9-м Международном симпозиуме ассоциации JAGOD (Пекин, 1994), 1-м Всероссийском петрографическом совещании "Магматизм и геодинамика" (Уфа, 1995), Региональной конференции "Геология и минеральные ресурсы Амурской области" (Благовещенск, 1995), 30-м Международном геологическом конгрессе (Пекин, 1996), Всероссийском совещании "Геодинамика и эволюция Земли" (Новосибирск, 1996), 2-м Всероссийском металлогеническом совещании "Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления" (Иркутск, 1998), 31-м Международном геологическом конгрессе (Рио де Жанейро, 2000), 7-й Международной конференции по тектонике плит (Москва, 2001), 5-м Дальневосточном региональном петрографическом совещании "Мезозойские и кайнозойские магматические и метаморфические образования Дальнего Востока" (Хабаровск, 2001), Международном совещании по проекту геологической корреляции IGCP-420 "Рост континентальной коры в фанерозое на примере Восточной и Центральной Азии" (Чань Чунь, 2002), 12-й Международной конференции имени В.М.Гольдшмидта (Давос, 2002), Всероссийском совещании "Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудонос-ность магматических образований" (Новосибирск, 2003), 2-й Российской конференции по изотопной геохронологии "Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза" (С.-Петербург, 2003), На-
учном совещании по Программе фундаментальных исследований "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)" (Иркутск, 2004).
Структура и объем работы. Работа общим объемом 358 страниц состоит из введения, шести глав, заключения, включает 36 таблиц и 158 рисунков. Глава 1 посвящена тектоническому положению МОСП в основных структурах восточной окраины Азиатского континента. В ней приведены схема тектоническое районирование восточного сегмента рассматриваемого складчатого пояса и его ближайшего континентального обрамления, а также обзор представлений об истории геологического развития региона. Глава 2 содержит описание фрагментов палеоокеани-ческой коры в составе террейнов восточного сегмента складчатого пояса. В ней дана развернутая петролого-геохимическая характеристика офио-литовых комплексов и приведены первые U-Pb геохронологические данные о возрасте одного из офиолитовых комплексов. Глава 3 посвящена исследованию петрографических, геохимических и изотопно-геохимических особенностей палеозойских гранитоидных и габбро-гранитоидных ассоциаций восточного сегмента МОСП и приведены данные о возрасте этих объектов. Глава 4 содержит описание вещественного состава, а так же U-Pb геохронологические данные для палеозойских гра-нитоидов южного обрамления восточного сегмента МОСП. Глава 5 посвящена изучению петрографических, геохимических и изотопно-геохимических особенностей мезозойских магматических ассоциаций, отвечающих коллизионным и пост-коллизионным обстановкам. В главе 6 на основе оригинальных и имеющихся в литературе данных предложен вариант геодинамической модели формирования МОСП в палеозое -раннем мезозое.
Благодарности. Работа выполнена в лаборатории геодинамики Отделения региональной геологии и гидрогеологии АмурНЦ ДВО РАН. Автор выражает искреннюю признательность своему научному консультанту и учителю академику М.И.Кузьмину. Наиболее существенную помощь и поддержку при проведении исследований оказали, А.Б.Котов, А.П.Сорокин и В.В.Ярмолюк. Отдельные положения работы плодотворно обсуждались с И.В.Бучко, К.Д.Вахтоминым, С.Д.Великославинским, И.В.Гордиенко, И.М.Дербеко, С.И.Дрилем, А.И.Изохом, М.Э.Казимировским, Л.П.Карсаковым, В.П.Ковачем, В.А.Кравчинским, А.М.Лариным, А.В.Махининым, Л.М.Парфеновым, Л.И.Попеко, Е.В.Скляровым, В.И.Сотниковым, В.Е.Стрихой, А.И.Ханчуком. Неоце-
нимый вклад в работу внесли сотрудники Института геологии и геохронологии докембрия РАН, Геологического института КНЦ РАН, Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, Института геохимии СО РАН, Института минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов: Д.З.Журавлев, Н.М.Кудряшов, В.А.Пономарчук, Е.Б.Сальникова, Г.П.Сандимирова и
АЛ.Финкелыптейн. Всем коллегам автор выражает самую глубокую признательность. Кроме того, автор хотел бы поблагодарить руководство ФГУГП "Амургеология" и ФГУГГГП "Хабаровскгеология" за предоставленный каменный материал.
Глава 1. Тектоническое положение Монголо-Охотского складчатого пояса в основных структурах восточной окраины Азиатского континента
МОСП представляет собой сложный коллаж палеозойских и ранне-мезозойских структур, "зажатых" между крупными континентальными блоками Восточной Азии - Северо-Азиатским кратоном и Амурским су-пертерейном, и часто описывается как шовная зона или сутура (Zeigler et al., 1996; Натальин, 1999; Van der Voo et al., 1999 и др.).
В северном обрамлении восточного сегмента пояса выделяются Джугджуро-Становой и Селенгино-Становой террейны (рис. 1). Согласно традиционным представлениям, в их строении определяющую роль играют докембрийские образования, хотя результаты геохронологических исследований последнего времени (Ларин и др., 2000; Ларин и др.2001 и др.) свидетельствуют о необходимости пересмотра этого положения.
Для целостного понимания истории формирования МОСП важное значение имеют раннепалеозойские (480-430 млн. лет; Казимировский и др., 2002), раннекаменноугольные (350-310 млн. лет; Казимировский и др., 2000; Казимировский и др., 2002) гранитоидные комплексы, установленные в пределах Селенгино-Станового террейна. Здесь же весьма широким распространением пользуются вулканические и плутонические ассоциации позднего палеозоя - раннего мезозоя (Зоненшайн и др., 1990; Парфенов и др., 1999 и др.). В пределах Джугджуро-Станового террейна расположен Становой батолитовый пояс, формирование которого большинство исследователей связывает с субдукционными процессами (Парфенов, 1984; Зоненшайн и др., 1990; Натальин, 1991; Nokleberg et al., 1994; Парфенов и др., 1999 и др.), хотя гранитоиды этого пояса имеют ряд геохимических признаков внутриплитного происхождения (Антонов,
Рис 1 Схема основных геологических структур Приамурья Составлена по (Мок1еЪе^ й а1, 1994) Условные обозначения 1- структуры северного обрамления восточного сегмента МОСП (Джугджуро -Становой и Селенгино-Становой террейны), 2 - террейны южного обрамления восточного сегмента МОСП (АР - Аргунский, БЦ - Бурея-Цзямусинский, ГН - Гонжинский, ММ- Мамынский), 3 - террейны пассивной континентальной окраины (ОЛ- Ольдойский, ШВ -Шевлинский), 4 - 5 - террейны восточного сегмента МОСП, сложенные палеозойскими (4) и раннемезозойскими (5) комплексами, 6 - террейн аккеционного клина восточной окраины Амурского супертеррейна (БД - Баджальский террейн), 7 - осадочные комплексы раннемезозойских бассейнов, 8 - позднеюрские-раннемеловые вулканические пояса, 9 -раннемеловые гранитоидные пояса или интрузивные комплексы вулкано-плутонических поясов, 10 - вулканические комплексы раннемеловых вулкано-плутонических поясов, 11 - ранне-позднемеловые вулкано-плутонические пояса, 12 - позднемеловые - палеогеновые пояса, 13 -кайнозойские рыхлые отложения, 14 - основные разломы
1998; Антонов, 2000). Наконец, в последнее время получены изотопные свидетельства проявления в пределах северного обрамления восточного сегмента МОСП магматизма трех возрастных уровней: 230 млн. лет, 140 млн. лет и 100 млн. лет (Ларин и др., 2002).
Современным южным обрамлением Монголо-Охотского складчатого пояса является серия массивов (Зоненшайн и др., 1990) или террейнов (Кок1еЬе^ е! а1., 1994; Парфенов др., 1999) - Аргунский, Мамынский и Буреинско-Цзямусинский, которые Л.П. Зоненшайн с соавторами рассматривают в качестве эпипалеозойского микроконтинента "Амурия"
(Зоненшайн и др., 1990). В террейновой терминологии этой тектонической единице соответствует Амурский супертеррейн (Парфенов и др., 1999; Парфенов и др., 2004).
В строении фундамента террейнов южного обрамления восточного сегмента МОСП, как правило, выделяются архейский, нижнепротерозойский и средне-верхнепротерозойский-нижнекембрийский структурные этажи, хотя они и не подтверждены изотопными методами. Непосредственно вдоль границы со складчатым поясом широко распространены силурийские, девонские и нижнекаменноугольные терригенно-карбонатные отложения Ольдойского и Гага-Сагаянского "прогибов", обычно рассматриваемые как фрагмент (Зоненшайн и др., 1990) или террейн пассивной континентальной окраины (Парфенов и др., 1999). Сравнительно недавно в пределах восточной части Аргунского террейна выявлены ордовикские и позднедевонские гранитоиды. Позднепалеозойские интрузивные образования представлены габбро-диорит-гранодиорит-гранитовой ассоциацией, породы которой образуют цепочку массивов вдоль южного обрамления МОСП. Наконец, на докембрийские и палеозойские образования "наложены" нижнемезозойские флишоидные толщи Верхнеамурского и Зея-Депского прогибов и раннемеловой Умлекано-Огоджинский вулкано-плутонический пояс.
Опубликовано несколько вариантов террейнового районирования МОСП (Nokleberg et al., 1994; Гусев, Хаин, 1995; Зорин и др., 1998; Парфенов и др., 1999; Nokleberg et al., 2001 и др.). На основе критического анализа указанных схем, а так же структуры и вещественного состава комплексов, слагающих восточную часть МОСП, автором предложен более детальный вариант районирования. В частности, в пределах восточного сегмента пояса выделяются Янканский, Тукурингрский, Джа-гдинский, Ниланский, Седемджино-Кербинский, Галамский, Ланский, Унья-Бомский и Ульбанский террейны (рис. 2) Два последних террейна обычно интерпретируются как турбидитовые террейны, остальные - как террейны аккреционного клина. Такой вариант районирования хорошо согласуется с результатами геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических исследований, представленных в данной работе.
Глава 2. Фрагменты палеоокеанической коры в составе террейнов аккреционного клина восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса
Палеоокеаническая кора в составе террейнов восточного сегмента
МОСП (рис. 2) представлена преимущественно вулканогенно-кремнистыми ассоциациями, реже, - тектонически расчлененными офиолитовыми комплексами.
Необходимо отметить, что в современной структуре террейнов восточного сегмента МОСП пространственно совмещены вулканогенно-кремнистые ассоциации, турбидиты, грубо- и тонкозернистые осадки и известняки. Наиболее вероятной структурой, где может произойти такое совмещение, является аккреционный клин. Именно на этом основании террейны восточного сегмента МОСП, сложенные палеозойскими породами, были интерпретированы как террейны аккреционного клина (Nokleberg et al., 1994; Парфенов и др., 1999 и др.).
Известно, что химический состав вулканических пород является "чутким" индикатором геодинамических условий их формирования. В связи с этим в данной работе была выполнена геохимическая типизация вулканитов абсолютного большинства свит и толщ (более 20) палеозойского возраста, выделяемых в составе террейнов восточного сегмента МОСП. На основании закономерностей распределения в этих породах LILE, HFSE и REE в строении террейнов аккреционного клина установлены вулканические породы, как близкие к типичным океаническим базальтам (N-MORB, E-MORB, OIB), так и обладающие геохимическим признаками над-субдукционного происхождения и отнесенные к базальтам тыловодужных бассейнов (ВАВВ) (рис. 3).
В распространении этих пород выявлена следующая закономерность. Вулканиты типа N-MORB, E-MORB и OIB представлены в составе практически всех террейнов, тогда как вулканиты типа ВАВВ имеет существенно меньшую распространенность. По этому признаку террейны восточного сегмента МОСП разделены на две группы. Первую составляют Селемджино-Кербинский и Джагдинский террейны, восточная часть Ту-курингрского и Тугурский фрагмент Галамского террейнов, которые характеризуются ассоциацией вулканических пород: N-MORB + E-MORB + OIB. В противоположность им в строении Янканского, Ланского террей-нов, западного фланга Тукурингрского террейна значимую роль играют вулканиты типа ВАВВ.
Таким образом, в составе террейнов восточного сегмента МОСП оказались пространственно совмещенными разные геохимические типы вулканических пород. Это подтверждает предположение, что эти террейны являются террейнами аккреционного клина. Кроме того, полученные геохимические данные свидетельствуют о том, что основной объем вул
124° 126° 128° 130"
Рис 2 Схема террейнового районирования и расположения палеозойских гранитоидных комплексов восточного сегмента МОСП Составлена по (Геологическая карта Приамурья, 1999) с изменениями автора Условные обозначения 1 - северное обрамление восточного сегмента МОСП, 2 -южное обрамление восточного сегмента МОСП, 3 - террейн пассивной континентальной окраины, 4 - террейн аккреционного клина восточной окраины Амурского супертеррейна, 5 - 6 - террейны восточного сегмента МОСП сложенные палеозойскими (5) и раннемезозойскими (6) комплексами, 7 - палеозойские габбро, в том числе, офиолитовые, 8 - палеозойские гранитоиды (цифрой указан возраст), 9 - основные разломы Сокращенные названия террейнов БД - Баджальский, ГЛ - Галамский, ГС - Гагско-Сагаянский, ДЖ - Джагдинский, ЛН - Ланский, ОЛ -Ольдойский, СК - Селемджино-Кербинский ТК - Тукурингрский, ТР - Токурский, УБ -Унья-Бомский, УЛ - Ульбанский, ШВ - ШевлинскиЙ, ЯК -Янканский
Порода / Примитивная мантия Порода /Примитивная мантия
Рис 3 Спайдердиаграммы для палеозойских вулканических пород некоторых террейнов аккреционного клина восточного сегмента МОСП а -восточный фланг Тукурингрского террейна 1 - условно силурийская толща, 2 - условно нижнедевонская толща, 3 - условно нижне-средне девонская толща, б - западный фланг Тукурингрского террейна 4-5 алгаинская свита 4 - умеренно обогащенные и 5 - обогащенные вулканиты алгаинской свиты, 6 - гармаканская свита, в-Селемджино-Кербинскийтеррейн 7- вулканиты афанасьевской свиты, 8 - умеренно обогащенные и 9 - обогащенные вулканиты златоустовской и сагурской свит, г - Ланский террейн 10 - долоесская свита, 11 - нивахская толща, 12 - джегдалинская толща, 13 - алуканская и ланская свиты
Состав примитивной мантии и средних составов N-MORB, E-MORB, OIB по (Sun, McDonough, 1989)
канитов Селемджино-Кербинского и Джагдинского террейнов, восточной части Тукурингрского террейна и Тугурского фрагмента Галамского тер-рейна был сформирован в собственно океанической обстановке. Вулканизм же Янканского, Ланского и западной части Тукурингрского террей-нов отвечает геодинамической обстановке задугового бассейна.
Возраст офиолитов остается до настоящего времени мало изученным. Согласно геологическим данным нижний возрастной рубеж для пород МОСП ограничен силуром - девоном (Парфенов др., 1999). Учитывая предполагаемое закрытие океанического пространства в средней или поздней юре (Парфенов др., 1999; Парфенов и др., 2004) возможный возраст офиолитовых ассоциаций восточного сегмента МОСП может быть ограничен интервалом средним палеозой - ранний мезозой. Для габбро Дугдинского массива офиолитов Тукурингрского террейна получена оценка возраста 271+2млн. лет (и-РЬ метод по циркону), укладывающаяся в указанный возрастной интервал.
Глава 3. Палеозойские гранитоидные и габбро-гранитоидные ассоциации в составе террейнов восточного сегмента Монголо-Охотскогоскладчатого пояса
Рассматриваемые ассоциации играют исключительно важную роль для понимания истории формирования МОСП (рис. 2). Вплоть до недавнего времени надежные изотопные определения возраста для гранитоид-ных и габбро-гранитоидных ассоциаций восточного сегмента пояса полностью отсутствовали. При этом в пределах Янканского, Тукурингрского и Джагдинского террейнов аккреционного клина эти ассоциации обычно включались в состав условно средне-позднепалеозойского пиканского комплекса, а в пределах Селемджино-Кербинского и Токурского террей-нов относились соответственно к условно средне-позднепалеозойскому златоустовскому и позднепалеозойскому ингаглинскому комплексам.
В составе Янканского террейна (рис. 2) палеозойские гранитоиды представлены единичными мелкими массивами, не имеющими собственного названия. В данной работе изучено небольшое интрузивное тело протяженностью около 2 км при ширине выхода до 300 м, вытянутое в субширотном направлении согласно простиранию основных структур складчатого пояса и сложенное катаклазированными среднезернистыми гранитами. Вмещающие породы, которыми являются среднепалеозой-ские(?) вулканогенные и терригенные образования указанного террейна, в зоне контакта интенсивно окварцованы. Граниты характеризуются уме-
ренной щелочностью и высокой глиноземистостью
(ASI>1.2). Примечательной особенностью этих пород Янканского тер-рейна являются малые содержания легких лантаноидов, что обусловливает низкие величины отношения и соответственно "субгоризонтальный" график распределения REE. Кроме того, рассматриваемым породам свойственна слабая отрицательная Еи-аномалия В сравнении с составом верхней континентальной коры в гранитах Янканского террейна отмечается дефицит легких и средних лантаноидов, La (3.0-9.1 ppm), Nd (4.3-11.0 ppm), Sr (82-104 ppm) и в меньшей степени - Nb (10 ppm) и Та (1.1-1.3 ppm) (рис. 4а). Содержания Rb (109-128 ppm), Ba (600-630 ppm), U (3.4-6.4 ppm), Th (5.7-10.6 ppm), Zr (181-216 ppm), тяжелых лантаноидов (Yb (2.3-2.9 ppm), Lu (0.4 ppm)) и Y (13-26 ppm) находятся на уровне таковых в верхней континентальной коре. Полученная оценка возраста (U-Pb метод по цирконам) для гранитов рассматриваемого массива Янканского террейна составляет млн. лет.
В составе Тукурингрского террейна (рис. 2) на основании вещественных особенностей пород и результатов геохронологических исследований выделяется три разновозрастных породных ассоциации:
- среднеордовикская габбро-тоналитовая высокоглиноземистая;
- позднесилурийская гранитоидная;
- раннепермская габбро-кварцево-диоритовая.
Породы всех этих ассоциаций образуют сложно построенный Пикан-ский массив, протягивающийся в виде тектонического клина вдоль структурной границы восточного сегмента МОСП и его обрамления, и в схемах расчленения магматических образований относились к пиканско-му комплексу.
Среднеордовикская габбро-тоналитовая ассоциация слагает основной объем Пиканского массива и представлена горнблендитами, рого-вобманковыми и клинопироксен-роговообманковыми габбро, кварцевыми диоритами и тоналитами. Отличительной чертой пород ассоциации является высокая глиноземистость: А120з - до 22.3%, индекс ASI в тона-литах превышает 1.2. Эта особенность хорошо коррелирует со значительными содержаниями Sr (до 1500 ppm). Породы характеризуются высокими величинами отношений Sr/Y (до 300), K/Rb (560-850) и низкими отношениями Rb/Sr (0.005-0.013). Наиболее высокий уровень концентраций REE свойственен для горнблендитов, при этом хондрит-нормализованные графики характеризуются слабым преобладанием
Порода/верхняя коипиенталыюя кора Порола/мршня континентальная кора
> I I I I I .............1111111111111
Ш> и ТЬ Nb Та Ва Ъх Ьа Се N(1 Эг вш У УЬ ИЬ и ТЪ № Та Ва 1т и Се N(1 вг вш У УЬ
Рис 4. Спайдердиаграммы для гранитоидов восточного сегмента МОСП: а - Янканский и Селемджино-Кербинский террейны (1 -раннепермские граниты Янканского террейна. 2 - раннепермские кварцевые диориты Селемджино-Кербинского террейна), б -Тукурингрский террейн (3- среднеордовикские кварцевые диориты, 4 - тоналиты; 5 - позднесилурийские граниты, гранодиориты; 6 -раннепермские кварцевые диориты), в - Джагдинский террейн (7 - позднеордовикские лейкограниты, 8 - кварцевые диориты и гранодиориты); г -Токурский террейн (9 - позднепермские гранодиориты, граниты) Состав верхней континентальной коры по (Тейлор, Макленнан, 1988)
LREE над HREE ((La/Yb)n=6.8-7.0) и отрицательной Eu-аномалией ((Eu/Eu*)n=0.7). В плагиоклаз-содержащих горнблендитах графики выпо-лаживаются ((La/Yb)n=l.7-4.3) и появляется слабая положительная Еи-аномалия ((Eu/Eu*)„=l. 1-1.3). В кремнекислых породах возрастает уровень содержаний LREE, в связи с чем характер распределения REE становится более дифференцированным ((La/Yb)n=9.1-12.5) при сохранении слабой положительной Eu-аномалии ((Eu/Eu*)n=1.3-1.4). В целом породы рассматриваемой ассоциации отчетливо "истощены" в отношении абсолютного большинства литофильных элементов - Rb (1-12 ppm), La (обычно до 12 ppm), Yb (0.5-2.5 ppm), Y (обычно до 8 ppm), Nb (обычно до 5 ppm), Th (обычно до 1 ppm) (рис. 46). Для кварцевых диоритов габб-ро-тоиалитовой высокоглиноземистой ассоциации получено значение возраста 468± 4 млн. лет (U-Pb метод по цирконам).
Позднесилурийская гранитоидная ассоциация представлена небольшими и относительно редкими телами гранодиоритов и гранитов, секущими образования габбро-тоналитовой ассоциации. Позднесилурийские гранитоиды характеризуются достаточно высокой глиноземистостью, но сравнительно меньшей, чем среднеордовикские: АЬОз - до 15.75%, индекс ASI=1.0-1.1. Они умеренно обогащены LREE, а хондрит-нормализованные графики REE достаточно пологие ((La/Yb)n=8.2-14.2). При этом величина увеличивается с ростом кремнекислотности
пород, что обеспечивается одновременно ростом содержаний LREE и снижением уровня HREE; Eu-аномалия отсутствует ((Eu/Eu*)„=0.9-1.0). В целом состав позднесилурийских гранитов приближается к составу верхней континентальной коры: Ва (570-1040 ppm), Sr (270-480 ppm), La (1823 ppm), Zr (130-280 ppm), Y (13-16 ppm), при определенном дефиците Rb (23-42 ppm), U (0.3-0.9 ppm), Th (0.9-3.9 ppm), Nb (6-9 ppm), Та (0.3-0.6 ppm) и HREE (рис. 46). Следует отметить, что уровень накопления в них литофильных элементов существенно выше, чем в среднеордовикских гранитоидах. Возраст биотитовых гранитов рассматриваемой ассоциации составляет 415+7 млн. лет (U-Pb метод по цирконам).
Породы, отнесенные к раннепермской габбро-кварцево-диоритовой ассоциации, выявлены в южной части Пиканского массива и их взаимоотношения с более древними ассоциациями не выяснены. В ее состав входят меланократовые роговообманковые габбро, диориты и кварцевые диориты нормальной щелочности; в среднекислых разностях индекс ASI = 1.1. Распределение REE в раннепермских габбро практически не дифференцированно при этом, их содержания в 20-60 раз пре-
вышают хондритовый уровень. В диоритах и кварцевых диоритах этой ассоциации происходит увеличение концентраций LREE при одновременном снижении HREE, а хондрит-нормализованные графики приобретают слабо дифференцированный характер ((La/Yb)n=4.7-7.5) при отсутствии четко выраженной Eu-аномалии ((Eu/Eu*)n=0.8— 1.0). По геохимическим особенностям (Rb (50-105 ppm), Sr (147-704 ppm), La (16-23 ppm), Yb (2.0-2.3 ppm), Y (20-23 ppm), Nb (5-6 ppm), Th (3.2-5.9 ppm)) ранне-пермские диориты и кварцевые диориты наиболее близко соответствуют составу верхней континентальной коры, по сравнению с другими интрузивными образованиями Тукурингрского террейна (рис. 46). Возраст кварцевых диоритов составляет метод по ам-
фиболу).
В пределах Джагдинского террейна (рис. 2) породы габбро-гранитоидной ассоциации образуют в осевой его части сравнительно крупный Уньинский массив площадью около 40 км2. В составе массива преобладают горнблендиты, меланогаббро и габбро-диориты. Менее широко распространены кварцевые диориты, гранодиориты, граниты и лей-кограниты. Кроме того, породы данной ассоциации слагают серию небольших тектонических блоков и будинированных тел в зонах крупных разломов субширотного и юго-восточного простираний. Вмещающими породами являются нижнепермские вулканогенно-кремнистые, реже тер-ригенные ассоциации. На геологических картах и в схемах корреляции магматических образований породы габбро-гранитоидной ассоциации Джагдинского террейна традиционно включаются в состав пиканского комплекса.
Базитовые члены ассоциации по соотношению SiC>2 и величине МагО+КгО (3.5-6.0) относятся к субщелочным породам; гранитоиды представлены разновидностями нормальной щелочности и умеренной глиноземистости; индекс ASI= 0.9-1.0. Распределение REE в горнбленди-тах слабо дифференцированно с незначительной отри-
цательной Eu-аномалией ((Eu/Eu*)„= 0.7- 0.9). Графикам распределения лантаноидов в гранитоидах свойственны быстрый спад нормированных содержаний в интервале практически единый
уровень в области тяжелых лантаноидов и отчетливая
Eu-аномалия ((Eu/Eu*)n=0.5-0.7). Примечательно, что графики REE для всех образцов полностью комплементарны друг другу; с увеличением кремнекислотности происходит уменьшение содержаний HREE и общего уровня содержаний REE. В целом, состав гранитоидов в значительной
степени соответствует составу верхней континентальной коры (КЬ (43-79 ррт), (144-284 ррт), Ьа (23-60 ррт), УЬ (0.7-2.2 ррт), У (10 - 33 ррт), N (3-18 ррт), ТИ (11-26 ррт) при отчетливом дефиците № и Та (рис. 4в), а базиты имеют определенные черты сходства с базальтами типа 01В, но деплетированы в отношении Та (<0.5 ррт), № (6-10 ррт) и ИГ (0.5-2.0 ррт). Для лейкократовых биотитовых гранитов рассматриваемой ассоциации получено значение возраста 454+5 млн. лет (и-РЬ метод по цирконам).
В пределах Селемджино-Кербинского террейна палеозойские гра-нитоиды проявлены достаточно широко (рис. 2). Как правило, они представлены небольшими массивами, интенсивно дислоцированными совместно с вмещающими их условно верхнепалеозойскими вулканогенно-кремнистыми и терригенными толщами. Протяженность отдельных интрузивных тел редко превышает 10 км, при ширине до 1 км; наиболее крупные из них Харгинский, Усть-Семертакский и Баторский. Они прослеживаются в виде прерывистой цепочки массивов в субширотном направлении почти на 100 км. Палеозойские гранитоиды Селемджино-Кербинского террейна обычно рассматриваются в качестве заключительных фаз габбро-диорит-плагиогранитной ассоциации, выделяемой в качестве златоустовского комплекса (Мартынюк и др., 1990). По данным автора, в этот комплекс ошибочно объединяют гипербазит-базитовую офиолитовую и гранитоидную (возможно, габбро-гранитоидную) ассоциации. В последней преобладают порфировидные биотитовые кварцевые диориты и гранодиориты.
Гранитоиды Баторского массива по химическому составу (вЮг = 62 -
соответствуют низкощелочным кварцевым диоритам и тоналитам, при преобладании Породам свой-
ственны высокие содержания индекс
Л81=0.9-1.1. Распределение КЕЕ характеризуется умеренной дифферен-цированностью ((ЬаЛПэ)п —5.8-10.4) и отчетливой Еи-аномалией ((Еи/Еи*)п=0.6-0.8). По геохимическим особенностям (КЬ (49-74 ррт), 8г (165-215 ррт), Ьа (19-36 ррт), УЬ (2.2-2.4 ррт), У (25-27 ррт), № (9 ррт), ТИ (5.9-7.5 ррт)) кварцевые диориты рассматриваемого массива достаточно близки к составу верхней континентальной коры (рис. 4а). Некоторый дефицит КЬ, И и ТИ может быть объяснен тем, что изученные породы отвечают среднекислым, а не кислым разновидностям, тогда как истощенность их в отношении МЬ, Та и 8г, по-видимому, обусловлена составом источников. Для кварцевых диоритов Баторского массива полу-
чена оценка возраста 269 + 2 млн. лет (U-Pb метод по цирконам).
В пределах Токурского террейна, палеозойские гранитоиды слагают два крупных массива: Ингаглинский (в верховьях р. Селемджа) и Лука-чекский (в басейне р. Верхняя Стойба) (рис. 2) и относятся к ингаглин-скому комплексу. Площадь этих массивов составляет соответственно около 400 км2 и 30 км2. Они сложены биотит-роговообманковыми, биотитовыми, средне- и крупнозернистыми порфировидными гранитами, гранодиоритам и и кварцевыми диоритами. Реже встречаются мелкозернистые лейкограниты. Вмещающими для Ингаглинского массива являются преимущественно терригенные, реже вулканогенно-кремнистые среднедевонские отложения, для Лукачекского — такие же по составу условно пермские отложения (Агафоненко и др, 2002).
Гранитоиды по химическому составу отвечают гранодиоритам и гранитам нормальной щелочности; индекс ASI=0.9-1.3. Распределение REE носит слабо и умеренно дифференцированный характер 10.4), при этом графикам REE присуща отчетливая отрицательная Eu-аномалия ((Eu/Eu*)n=0.4-0.6). С ростом кремнекислотности графики распределения REE выполаживаются и происходит увеличение Eu-аномалии. Состав рассматриваемых гранитоидов близок к составу верхней континентальной коры (Rb (73-150 ppm), Sr (90-250 ppm), La (17-50 ppm), Yb (1.5-3.9 ppm), Y (13-34 ppm), Nb (7-11 ppm), Th (6.3-13.6 ppm)), однако, в той или иной степени им свойственен дефицит Nb, Та и Sr (рис. 4г). Согласно результатам U-Pb изотопного датирования, возраст Лука-чекского и Ингаглинского массивов Токурского террейна составляет соответственно 251+3 млн. лет и 254+4 млн. лет (Агафоненко и др., 2002).
При проведении геологосъемочных работ условно позднепалеозой-ские гранитоиды выделялись так же в пределах Ланского террейна (рис. 2), хотя это представление поддерживается далеко не всеми геологами (обзор в (Мартынюк и др., 1990)). Вплоть до настоящего времени достоверных геохронологических данных, способных подтвердить или опровергнуть правомочность их выделения, не получено. В силу недоступности, они остались за рамками данных исследований. Лишь несколько образцов, заимствованных из коллекций ФГУГП "Хабаровскгеология", позволили в первом приближении оценить особенности вещественного состава гранитоидов Ланского террейна условно позднепалеозойского возраста, слагающих серию небольших массивов в междуречье Лан и Шев-ли. Эти образцы представлены лейкократовыми микроклиновыми гранитами, которые по уровню SiCb (77-78%) и сумме NajO+KjO (7.0 -7.5%)
отвечают лейкогранитам нормальной щелочности; индекс ASI=1.0-1.1. Распределение REE характеризуется умеренной дифференцированностью ((La/Yb)n=7.4-8.2) и "глубокой" Eu-аномалией ((Eu/Eu*)„=0.2-0.3). Уровень содержаний большинства литофильных элементов (Rb (71-82 ppm), La (45-50 ppm), Yb (3.7-4.6 ppm), Y (34-49 ppm), Th (12-16 ppm)) близок или даже превышает таковой в верхней континентальной коре. При этом наблюдается отчетливый дефицит таких элементов, как Nb, Та и Si.
По особенностям изотопного состава Nd и Sr гранитоиды восточного сегмента МОСП можно разделить на две группы. К первой из них относятся среднеордовикские кварцевые диориты и тоналиты, позднесилу-рийские известково-щелочные граниты, раннепермские диориты и кварцевые диориты Тукурингрского террейна с положительными значениями сравнительно молодыми величинами модельных возрастов TNd(DM)=0.7-1.0 млрд. лет (TNd(DM-2st)=0.7-l.l млрд. лет) иниз-кими значениями начальных отношений Вторая
группа представлена позднеордовикскими лейкогранитами Джагинского террейна, раннепермскими кварцевыми диоритами Селемджинского тер-рейна и позднепермскими гранодиоритами и гранитами Токурского тер-рейна с отрицательными значениями относительно
древним модельным возрастом
2st)=1.2-1.6 млрд. лет) и умеренно высокими значениями начальных отношений 87Sr/86Sr(o)=0.704-0.708.
Формирование е(-)-гранитов достаточно просто связать с переработкой пород континентальной коры, которые обладали в среднем протерозойским Nd модельным возрастом. Следует напомнить, что интрузии этих гранитоидов локализованы в пределах Джагинского, Селемджин-ского и Токурского террейнов, которые интерпретируются как террейны аккреционного клина, в которых отсутствует консолидированная континентальная кора протерозойского возраста. Исходя из этого, можно предполагать, что источником послужили осадки континен-
тального склона.
Родоначальные для s(+) гранитоидов Тукурингрского террейна расплавы скорее всего возникли в результате плавлении смешанного источника, в состав которого входили породы ювенильной континентльной коры палеозойского возраста и породы континентальной коры докем-брийского (протерозойского) возраста.
Таким образом, в пределах восточного сегмента МОСП удалось выявить гранитоидные и габбро-гранитоидные интрузивные ассоциации
широкого возрастного диапазона - от среднего ордовика до поздней Перми. Основные закономерности их расположения сводятся к следующему.
1) Наиболее ранними интрузивными образованиями в пределах восточного сегмента пояса являются раннепалеозойские габбро-гранитоидные ассоциации Тукурингского и Джагдинского террейнов (рис. 2). Важно отметить, что они древнее, чем возраст палеошельфовых отложений южного обрамления пояса. Вероятно, они отражают более древний "до - монголо-охотский" этап геологической истории, например, процесс формирования раннепалеозойского орогенного пояса. В таком случае они неизменно должны находиться не в структуре складчатого пояса, а в пределах его континентального обрамления. Здесь уместным будет напомнить, что и Пиканский и Джагдинский массивы не имеют интрузивных контактов с вмещающими породами. На этом основании они рассматриваются в качестве "фрагментов" континентального обрамления МОСП, "помещенными" в складчатую структуру пояса в процессе более молодых латеральных тектонических движений.
2) Позднепалеозойские (ранне и познепермские) гранитоиды, проявленные в пределах восточного сегмента МОСП, имеют четкие интрузивные контакты с вмещающими их породами. Несмотря на определенные вариации составов, по геохимическим особенностям они соответствуют гранитоидам зон субдукций и образовались в обстановке активных континентальных окраин.
Примечательно, что раннепермские гранитоиды, распространены исключительно в пределах Янканского, Тукурингрского и Селемджино-Кербинского террейнов, непосредственно граничащих с южным обрамлением восточного сегмента МОСП (рис. 2), где также установлены ран-непермские интрузии (см. гл. 4.3). В этой связи есть все основания полагать, что раннепермские магматические образования, представленные в пределах южного обрамления восточного сегмента МОСП и примыкающих к нему террейнов аккреционного клина являются фрагменты единой магматической дуги. Это дуга была сформирована в обстановке активной континентальной окраины над зоной субдукций, падающей под южное (в современных координатах) обрамление пояса. Образование позднеперм-ских гранитоидов Токурского и, по-видимому, Ланского террейнов (рис. 2) протекало в обстановке активной континентальной окраины над зоной субдукций, падающей под северное (в современных координатах) обрамление пояса.
Глава 4. Палеозойские магматические ассоциации южного
обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса (Аргунский, Мамынский, Бурея-Цзямусинский террейны) 4.1. Ранне- и среднеордовикские гранитоиды
Согласно традиционным представлениям раннепалеозойские (условно ордовикские) гранитоиды слагают значительную часть Мамынского и Бурея-Цзямусинского (Туранского) террейнов южного обрамления МОСП (Геология зоны Бам, 1988; Мартынюк и др., 1990; Геологическая карта.., 1999). Кроме того, гранитоиды этого возраста установлены в пределах восточной окраины Аргунского террейна, где они ранее не выделялись.
Раннепалеозойские гранитоиды восточной окраины Аргунского террейна (рис. 5) слагают Ковектинский и Южно-Тахтамыгдинский массивы, представляющие собой ограниченные разломами небольшие тектонические блоки. Преобладающими породами являются субщелочные лейкограниты; индекс ASI=1.0-1.1. Лейкогранитам Ковектинского массива присущи высокие значения отношения Rb/Sr (1.8), обогащенность Ga (24 ppm), Th (34 ppm), Zr (296 ppm), Nb (23 ppm), Y (70 ppm), REE, и де-плетированность в отношении Sc (5 ppm), Sr (78 ppm) и V (3 ppm). Менее ярко эти черты выражены в составе лейкогранитов Южно-Тахтамыгдинского массива (рис. 6а). Хондрит-нормализованные графики REE характеризуются отчетливым обогащением легкими лантаноидами ((La/Yb)„= 5.1-9.8), "глубокой" отрицательной европиевой аномалией ((Eu/Eu*)n=0.3-0.5). Необходимо отметить, что характер распределения REE в гранитоидах обоих массивов полностью тождественен друг другу и отличия проявляются лишь в их концентрациях. Для субщелочных лей-когранитов Ковектинского массива получено значение возраста млн. лет (U-Pb метод по цирконам), а для лейкогранитов Южно-Тахтамыгдинского массива - 472+2 млн. лет (SHRIMP).
Раннепалеозойские гранитоиды Мамынского террейна (рис. 5) относятся к октябрьскому комплексу. Типичным представителем этого комплекса считается Гарь-Ултучинский массив, расположенный практически в центральной части террейна. Вмещающими породами являются кварц-серицитовые, кварц-актинолит-эпидотовые сланцы, филлиты и метаалевролиты чаловской серии условно верхнего протерозоя. Размеры и конфигурация массива на различных геологических картах показаны по-разному, что обусловлено чрезвычайно плохой обнаженностью. Рассматриваемый массив сложен преимущественно среднезернистыми био
ФЗ+Зилв.ш'
Рис 5 Геологическая схема южного обрамления восточного сегмента МОСП со схемой опробования палеозойских гранитоидов Составлена по (Геологическая карта Приамурья, 1999) Условные обозначения 1 докембрийские (?) образования северного обрамления МОСП, 2-3
палеоокеанические комплексы МОСП среднего- верхнего палеозоя (2) и __
нижнего мезозоя (3), 4-9 - стратифицированные геологические образования южного обрамления МОСП 4 - докембрийские С) комплексы, 5 - среднепалеозойские терригенно-карбонатные отложения, 6-8 - перекрывающие комплексы 6 - нижнемезозойские флишоидные отложения, 7 - верхнеюрские - нижнемеловые грубообломочные отложения, 8 - нижне- и верхнемеловые вулканиты, 9 - кайнозойские отложения, 10-15 - интрузивные комплексы 10 - пространственно совмещенные (нерасчлененные) разновозрастные габбро-гранитоидные ассоциации МОСП и его южного обрамления, 11 -ордовикские гранитоиды, 12-позднедевонскиегранитоиды, 13-пермские гранитоиды, 14-триасово-юрскиегранитоиды, 15-меловые гранитоиды, 16-разломы, 17-возраст гранитоидов
г
Ю> и ТЬ № Та Ва Ъс Ьа Се N«1 вг вш V \Ъ ИЬ Ь' ТЬ Nb Та Ва Ъг
Рис 6 Спайдердиаграммы для интрузивных пород южного обрамления восточного сегмента МОСП а - раннепалеозойские лейкограниты (1 - Аргунского террейна, 2 - Мамынского террейна) б - позднедевонские гранитоиды (3 - Аргунского и 4 - Мамынского терейнов), в -раннепермская габбро-диорит-гранодиорит-гранитная ассоциация Аргунского террейна (5 - габбро диориты, 6 - гварцевые диориты, гранодиориты, 7 - граниты, лейкограниты), г - раннемезозойские лейкограниты (8) и граниты (9) Мамынского и Бурея-Цзямусинского террейнов Использован состав верхней континентальной коры по (Тейлор, Макленнан, 1988)
Титовым гранитами нормальной щелочности (K20+Na20=6.9%) при величине Na20/K20=1.5; индекс ASI=1.0. В сравнении с лейкогранитами Ковектинского и Южно-Тахтамыгдинского массивов, граниты Гарь-Ултучинского массива характеризуются более дифференцированным распределением REE ((La/Yb)„=15.9), при менее хорошо выраженной европиевой аномалии В целом по геохимическим осо-
бенностям (Rb (70 ppm), Sr (260 ppm), La (33 ppm), Yb (1.4 ppm), Y (17 ppm), Th (8.6 ppm)) они близки к составу верхней континентальной коры, за исключением дефицита U (1.1-1.2 ppm), Nb (12 ppm) и Та (0.6-0.7 ppm) (рис. 6а). Возраст биотитовых гранитов Гарь-Ултучинского массива составляет 495+3 млн. лет (U-Pb метод по цирконам).
4.2. Позднедевонские гранитоиды
Проблема выделения позднедевонских гранитоидов в террейнах южного обрамления МОСП дискуссионна и тесно увязывается с возрастным положением урушинского комплекса, которому ранее приписывался позднедевонский возраст. В последние годы возраст урушинского комплекса определен как ранннепермский. В тоже время в пределах Аргунского и Мамынского террейнов выявлены по крайней мере два массива гранитоидов, имеющие позднедевонский возраст.
Южно-Урушинский массив расположен в восточной части Аргунского террейна и представляет собой небольшой тектонический блок среди гранитоидов более молодого урушинского комплекса (рис. 5). Массив сложен катаклазированными субщелочными лейкогранитами. В этих породах сумма щелочей K20+Na20 =8.6-8.7%, индекс ASI близок к 1. Лейкограниты характеризуются отчетливо дифференцированным спектром распределения лантаноидов ((La/Yb)n=4.6) при слабо выраженной европиевой аномалии В целом рассматриваемые породы
по геохимическим особенностям (Rb (97 ppm), Sr (81 ppm), La (27 ppm), Yb (0.5 ppm), Y (10 ppm), Nb (5 ppm), Th (11.0 ppm)) близки к составу верхней континентальной коры, при определенном дефиците HREE, Sr и, особенно, Nb и Та (рис. 66). Для лейкогранитов данного массива получено значение возраста 371+5 млн. лет (U-Pb метод по цирконам).
Устъ-Селемджинский массив расположен в южной части Мамын-ского террейна (рис. 5), имеет протяженность не менее 60 км, ширину -20-25 км и в значительной степени перекрыт чехлом кайнозойских отложений. Он сложен катаклазированными лейкогранитами, которые по сумме щелочей ((К20Ша20) = 8.6-8.7) относятся к субщелочным; индекс
ASI близок к 1. Этим лейкограиитам свойственен слабо дифференцированный график REE ((La/Yb)„=4.6) при "глубокой" Eu-аномалии ((Eu/Eu*)n=0.2). В сравнении с составом верхней континентальной коры, лейкограниты Усть-Селемджинского массива (Rb (112 ppm), Sr (45 ppm), Ba (274 ppm), La (47 ppm), Yb (6.9 ppm), Y (77 ppm), Nb (13 ppm), Та (0.8 ppm), Th (7.0) ppm, U (1.4ppm)) характеризуются отчетливым дефицитом U, Th, Ba, Nb, Та и Sr (рис. 66). Возраст рассматриваемых лейкогранитов составляет 495+3 млн. лет (U-Pb метод по цирконам).
4.3. Раннепермская габбро-гранитоидная ассоциация
К данной ассоциации относятся многофазные габбро-диорит-гранодиорит-гранитные интрузии, внедрившиеся вдоль южного обрамления восточного сегмента МОСП (рис. 5). Они прорывают силурийские, девонские, реже нижнекаменноугольные терригенные и терригенно-карбонатные отложения или имеют с ними тектонические контакты. Эти интрузии традиционно относятся к урушинскому комплексу, возраст которого принимается как условно средне- или позднепалеозойский (Геологическая карта..., 1999). Автором были изучены наиболее крупные массивы этого комплекса: Урушинский, Валиктинский, Тахтамыгдинский, Тындинский и Усть-Макчинский.
Породы рассматриваемого комплекса образуют непрерывный ряд от основных разностей до кислых, отвечая по своим петрохимическим особенностям известково-щелочному типу низко- и умеренно-щелочных пород; лишь составы некоторых гранитов отличаются повышенной щелочностью. Габбро, габбро-диориты характеризуется высокой глинозе-мистостью; гранитоидам свойственна умеренная глиноземистость: ASI=1.0-1.1. Породы урушинского комплекса характеризуются сравнительно низкими содержаниями REE при слабо дифференцированном типе спектра их распределения. Наиболее пологий хонрит-нормализованный график распределения REE свойст-
венен габбро и диоритам. В кварцевых диоритах, гранодиоритах и гранитах наблюдается слабый рост концентраций LREE при отчетливом увеличении дефицита HREE, в результате чего величина отношения (La/Yb)n в этих породах составляет 6.9-13.2. Наиболее деплетированы HREE лей-кократовые и субщелочные граниты, в которых отношение (La/Yb)n достигает 35.9. В большинстве спектров отмечается незначительная отрицательная Eu-аномалия, при этом отношение (Eu/Eu*)n обычно не опускается ниже 0.7. Концентрации абсолютного большинства литофильных эле-
ментов в гранитоидах урушинского комплекса (Rb (60-168 ppm), Sr (200670 ppm), La (11-26 ppm), Yb (0.7-2.5 ppm), Y (3-17 ppm), Nb (1-11 ppm), Та (0.3-1.4 ppm), Th (4-19 ppm), U (0.8-3.8 ppm)) ниже уровня содержаний этих элементов в верхней континентальной коре (рис. 6в). Наиболее отчетливо выражен дефицит Nb и Та, который одинаково ярко проявлен в разных по кремнекислотности породах комплекса.
В процессе исследований были выполнены геохронологические исследования (U-Pb метод по цирконам) для различных петрографических разновидностей пород и различных массивов урушинского комплекса. В результате были получены следующие оценки возраста: габбро Урушинского массива - 274+9 млн. лет; биотит-роговообманковый гранит Урушинского массива - 278+8 млн. лет; кварцевый диорит Тындинского массива - 277+2 млн. лет; биотит-роговообманковый гранит Усть-Макчинского массива -278+7 млн. лет.
По изотопному составу Nd и Sr гранитоиды южного обрамления МОСП распадаются на две группы. К первой из них относятся ранне-пермские граниты Тахтамыгдинского массива с высокими начальными отношениями отрицательными значениями
eNd(T)= -5.4...-13.1 и TNd(DM)=1.4-1.8 млрд. лет (TNd(DM-2st)=1.5-2.1
млрд. лет). Гранитоиды второй группы представлены позднедевонскими гранитами Южно-Урушинского массива, раннепермскими гранодиори-тами и гранитами Урушинского, Валиктинского и Усть-Макчинского массивов, а также раннепермскими кварцевыми диоритами Урканского массива с умеренными значениями начальных отношений 0.705-0.707, положительными значениями £м(Т)= +0.6...+3.2 и TNd(DM)= 0.8-1.1 млрд. лет (TNd(DM-2st)=0.9-l .0 млрд. лет).
Предполагается, что формирование гранитов южного обрамления складчатого пояса скорее всего связано с переработкой пород континентальной коры в среднем раннепротерозойского возраста. Для объяснения происхождении гранодиоритов и гранитов могут рассматриваться следующие модели зарождения родоначальных расплавов:
1. Плавление "смешанного" источника, состоящего из пород юве-нильной континентальной коры палеозойского возраста и пород более древней континентальной коры протерозойского(?) возраста или продуктов ее разрушения.
2. Плавление пород ювенильной континентальной коры палеозойского возраста. Формирование последней могло быть обусловлено плавлением источника, образованного при смешении пород субдуцирующей
океанической коры и осадочного материала.
В обоих случаях источником пород ювенильной континентальной коры вполне могла служить кора Монголо-Охотского палеоокеана (предположительно среднепалеозойского возраста), которая субдуцировалась под северную окраину Аргунского террейна. При этом источником древнего корового материала могли служить как осадки того же Монголо-Охотского палеоокеана, так и породы фундамента или шельфовых отложений окраины Аргунского террейна. В рамках этой модели грани-тоиды южного обрамления МОСП можно рассматривать как индикаторы формирования ювенильной континентальной коры палеозойского возраста, ведущим процессом образования которой является плавление океанической коры и осадочного материала в зоне субдукции.
Таким образом, в пределах южного обрамления восточного сегмента МОСП выделяется по крайней мере три этапа интрузивного магматизма: ранне- и среднеордовикский, позднедевонский и раннепермский.
Ранне- и среднеордовикские гранитоиды представлены во всех тер-рейнах южного обрамления восточного сегмента МОСП (Аргунском, Мамынском, Буреинско-Цзямусинском). При этом они древнее, чем палеошельфовые отложения, развитые к югу от Монголо-Охотской сутуры. Таким образом, они связаны с "до - монголо-охотским" этапом геологической истории - процессами формирования раннепалеозойского орогенного пояса. Не исключено, что фрагменты именно этого пояса были "помещены" в структуру восточного сегмента МОСП в виде "тектонических отторженцев" (см. гл. 3).
Позднедевонский и раннепермский этапы интрузивного магматизма непосредственно связаны с формированием МОСП. К первому из них относится формирование позднедевонских гранитоидов Аргунского и Мамынского террейнов, а ко второму — раннепермской габбро-диорит-гранодиорит-гранитной ассоциации северной окраины Аргунского террейна. Наиболее вероятной геодинамической обстановкой становления указанных магматических комплексов является обстановка активной континентальной окраины.
Глава 5. Мезозойские коллизионные и постколлизионные плутонические и вулкано-плутонические ассоциации
северной окраины Амурского супертеррейна 5.1. Раннемезозойские (триасово-юрские) гранитоиды
Объектами исследований в данной работе явились две группы гра-
нитоидных интрузий южного обрамления восточного фланга МОСП. Первую группу составляют массивы, принадлежащие к раннемезозойско-му (условно пермо-триасовому или триасовому) харинскому интрузивному комплексу, другую - массивы традиционно относимые к раннепа-леозойскому октябрьскому комплексу, но для которых был установлен раннемезозойский возраст.
Гранитоиды харинского комплекса, образующие многочисленные малые и средние интрузии в пределах Мамынского и Буреинско-Цзямусинского террейнов, представлены преимущественно субщелочными гранитами, лейкогранитами, субщелочными лейкогранитами и гранит-порфирами. Петрохимические и геохимические особенности грани-тоидов этой группы интрузий были изучены на примере Веселовского, Индукачинского и Усть-Исинского массивов. Слагающие их граниты и лейкограниты характеризуются преобладанием над
низкими и умеренными содержаниями 14.4%, СаС>=0.4-1.4%, Мё0=0.1-0.4%; индекс А81=1.0-1.2. Распределение лантаноидов в гранитах харинского комплекса характеризуется умеренной дифференциацией в интервале слабой в интервале вё - Ьи ((СИ/1л1)„=1.0-2.3) и отчетливой отрицательной Еи-аномалией ((Еи/Еи*)п=0.2-0.6). Характерными особенностями гранитои-дов являются относительно высокие содержания ва (15-19 ррт), ЯЬ (150240 ррт), ТЬ (12-21 ррт) и НЯЕЕ, на фоне которых отмечается "истощенность" составов в отношении Бс (2-6 ррт), V (4-16 ррт), Бг (86-110 ррт), № (9-13 ррт) и Та (0.8-1.2 ррт). В сравнении с составом верхней континентальной коры, породы отчетливо деплетированы Бг, № и Та (рис. 6г).
Вторая группа интрузий представлена Шимановским и Усть-Дугдинским массивами, сложенными гранитами и лейкогранитами. В этих гранитоидах соотношение КгО и Ыа20 близко к 1, а сумма щелочей не превышает 7.7%, в связи с чем, они относятся к породам нормальной щелочности; индекс АБ1=1.0-1.1. Хондрит-нормализованные графики ЯЕЕ, а также графики распределения литофильных элементов относительно состава верхней континентальной коры в породах рассматриваемых массивов и массивов харинского комплекса практически тождественны. В качестве отличий можно отметить несколько пониженные в гранитах и лейкогранитах Шимановского и Усть-Дугдинского массивов содержания ЯЬ (95-120 ррт), и (2.0-2.9 ррт) и, наоборот, повышенные содержания Бс (3-9 ррт) и V (10-22 ррт), по сравнению с гранитоидами
Рис 7 Схема расположения раннемезозойских гранитоидов восточной окраины Евразии Тектоническая основа по (Парфенов и др , 2003). Условные обозначения- 1- кратоны и их фрагменты, 2- складчато-надвиговые пояса окраины кратона; 3-7 - домезозойские орогенные пояса и их фрагменты: 3- позднерифейский, 4- раннепалеозойский, 5- силурийский, 6- позднепалеозойский, 7- позднепалеозойско-раннемезозойский; 8- позднеме-зозойские окраинноконтинентальные вулканические и вулкано-плутонические пояса; 9-основные разломы: с крутым (а) и пологим (б) падением; 10- раннемезозойские граниты (а) - северных окраин Мамынского и Буреинско-Цзямусинского террейнов, (б) - западного выклинивания МОСП по (Коваленко и др., 2003а), (в)- южной окраины Буреинско-Цзяму-синского террейна по (Fu et al, 2000, Fu et э1, 2002), 11- раннемезозойские метаморфические комплексы по (Казаков и др., 2004) Террейны: АР - Аргунский, БЦ - Буреинско-Цзяму-синский, ЮМ - Южно-Монгольский Пояса' МО-Монголо-Охотский, СЛ - Солонкерский
харинского комплекса (рис. 6г).
Для гранитов Усть-Дугдинского массива получено значение возраста 208+6 млн. лет (U-Pb метод по цирконам), а для лейкократовых гранитов Шимановского массива - 190+1 млн. лет (SHRIMP). Эти результаты полностью сопоставимы с оценками возраста для субщелочных лейкограни-тов Болыиекурбинского и Индукачинского массивов харинского комплекса, полученными U-Pb методом и составляющие 212+5 млн. лет и 201+6 млн. лет соответственно (Агафоненко и др., 2002).
Приведенные материалы свидетельствуют о том, что раннемезозой-ский гранитоидный магматизм региона имеет не пермо-триасовый, как считалось ранее, а позднетриасовый - раннеюрский возраст. Следует отметить почти полное совпадение возрастных интервалов проявления раннемезозойского магматизма в обрамлении западного и восточного сегментов МОСП, которые составляют соответственно 226-189 млн. лет (Коваленко и др., 2003) и 213-190 млн. лет. Такой же диапазон возрастов гранитоидного магматизма отмечается для центральной и южной частей Буреинско-Цзямусинского террейна, граничащих с Солонкерской зоной -213-183 млн. лет (Би й а1, 2000; Би й а1., 2002). Близкий возраст (224-219 млн. лет) имеют и высокотемпературные метаморфические комплексы, связанные с образованием северной сутурной границы Солонкерской зоны (Козаков и др., 2004). Таким образом, раннемезозойский преимущественно гранитоидный магматизм, охватил весь ансамбль тектонических блоков, расположенных между Северо-Азиатским и Сино-Корейским кратонами (рис. 7). Это свидетельствует о том, что проявление этого магматизма связано с общим геологическим событием. Таким событием, по представлению автора, является коллизия указанных кротонов и расположенного между ними Амурского супертеррейна. Важно также отметить сходство геохимических особенностей раннемезозойских гранитои-дов южного обрамления МОСП и гранитоидов коллизионных зон, что согласуется со сделанным выводом.
5.2. Позднемезозойские вулкано-плутонические ассоциации
Восточная окраина Азиатского континента и южное обрамление МОСП, в частности, является регионом, где позднемезозойская магматическая деятельность проявлена весьма широко (рис. 8). Непосредственно в районе исследований выделяются Большехинганский и Умлекано-Огоджинский вулкано-плутонические пояса (ВПП) без четкой границы между ними. Они иногда рассматриваются в качестве единого Восточно-Азиатского (Геологическая карта Приамурья, 1999) или ВерхнеАмурского пояса (Гордиенко и др., 2000).
На основании проведенных геохронологических исследований (40Аг/39Аг) выявлена следующая последовательность формирования позд-немезозойских магматических комплексов западного фланга Умлекано-Огоджинского ВПП:
- гранит-гранодиоритовый (верхнеамурский) комплекс - 134-140 млн. лет;
120° 126" 132° 138"
Рис. 8. Схема размещения мезозойских вулканических и вулкано-плутонических поясов (ареалов) восточной окраины Азиатского континента. Составлена по (Геологическая карта..., 1999) с изменениями автора. Условные обозначения: 1- Монголо-Забайкальский вулканический пояс; 2- Большехинганский вулкано-плутонический пояс; 3- Умлекано-Огоджинский вулкано-плутонический пояс; 4- Нижне-Зейский вулканический ареал; 5- Хингано-Охотский вулкано-плутонический пояс; 6- Восточно-Сихотэ-Алинский вулкано-плутонический пояс, 7- Удской вулкано-плутонический пояс; 8 - Становой плутонический пояс, 9 - Монголо-Охотский складчатый пояс Римскими цифрами обозначены поля вулканических пород хребтов Большой (I) и Малый (II) Хинган
- монцодиорит-гранодиоритовый (буриндинский) комплекс - 127-130 млн. лет;
- андезитовый (талданский) комплекс - 124-126 млн. лет;
- трахибазальт-риолитовый (галькинский) комплекс - 115-119 млн. лет;
- трахиандезитовый комплекс - 94-97 млн. лет.
Раннемеловые гранитоиды по соотношению SiC>2 и КгО+КагО соответствуют кварцевым диоритам, кварцевым монцонитам, гранодиоритам, гранитам нормальной щелочности; индекс ASI=0.9-1.0. Распределение REE в породах гранит-гранодиоритового (верхнеамурского) комплекса характеризуются величинами отношений (La/Yb)n=17.6-19.0, в породах монцодиорит-гранодиоритового (буриндинского) 10.4-19.2.
Графикам REE обоих комплексов свойственна слабо проявленная отрицательная Eu-аномалия ((Eu/Eu*)n=0.7-0.9). В сравнении с составом верхней континентальной коры, гранитоиды обоих комплексов слабо обога
щены Sr (368-523 ppm) и резко деплетированы Nb (5-8 ppm) и Та (<0.4 ppm), менее отчетлив дефицит Rb (40-140 ppm), U (0.9-2.6 ppm), Y (9-13 ppm) и HREE (рис. 9а). Эти геохимические особенности сближают их с гранитоидами активных континентальных окраин.
Раннемеловые вулканиты андезитового (тад-данского) комплекса по соотношению Si02 и
и величине соответствуют андезитам и дацитам известково-
щелочной серии. При этом среди них выделяются как высо-К, так и низко-К разновидности, а среди последних преобладают магнезиальные породы. Графики REE характеризуются умеренным преобладанием LREE над HREE ((La/Yb)„ = 9.9-22.5), а также слабо проявленной отрицательной Eu-аномалией ((Eu/Eu*)„=0.8-0.9). Андезиты и дациты на фоне умеренного обогащения Rb (64-119 ppm), Th (6.8-15.6 ppm), U (2.1-4.0 ppm), К (12300-29800 ppm) и LREE деплетированы в отношении Nb (1-4 ppm), Та (0.2-
0.5 ppm), P (365 -483 ppm), Ti (3380-4000 ppm), HREE и Y (10-17 ppm) (рис. 96), что свойственно вулканическим породами активных континентальных окраин.
Вулканиты раннемелового трахибазальт-риолитового (галькинско-го) комплекса по соотношению Si02 и K20+Na20 и величине К20 отвечают высоко-К щелочным базальтам и риолитам. Первые характеризуются высокими содержаниями REE (La=55.6 ppm, Lu=0.37 ppm) при отчетливо дифференцированном спектре их распределения ((La/Yb)„=17.0), а также слабо выраженной отрицательной Eu-аномалией ((Eu/Eu*)„=0.9). В целом трахибазальтам свойственны концентрации LILE, REE, HREE, Zr (299 ppm), Y (29 ppm), находящиеся на уровне или превышающие таковой в OIB, при дефиците Nb (12 ppm), Та (0.4 ppm) и, в меньшей степени, Р (1900 ppm) и Ti (7830 ppm). В риолитах содержания REE несколько ниже (La=40.5 ppm, Lu=0.2 ppm), но степень дифференцированности спектра выше ((La/Yb)„=20.8), и более выражен Eu-минимум ((Eu/Eu*)„=0.6). На фоне обогащения Th (19.4 ppm), U (4.45 ppm) и Rb (200 ppm), риолиты характеризуются дефицитом Sr (<260 ppm) и HFSE.
Вулканические породы ранне-позднемелового трахиандезитового комплекса по соотношению а также содержанию
соответствуют трахиандезитам высоко-К серии. По петрохимическим и геохимическим особенностям породы рассматриваемого комплекса близки к щелочным базальтам рассмотренного выше трахибазальт-риолитового (галькинского) комплекса. В частности, в этих породах уровень содержаний REE лишь незначительно ниже, чем в трахибазальтах, при тождественности хондрит-нормализованных графиков распределения В полной мере это относится и к особенностям распределения других редких элементо (рис. 96).
К югу от западного фланга Умлекано-Огоджинского ВПП традиционно выделяется Большехинганский ВПП (рис. 8). На территории КНР этот пояс сложен преимущественно позднеюрскими комплексами (Zhao Guolong et al., 1989). В пределах Приамурья к нему относятся:
- трахиандезит-трахириолитовый (кудикунчикский) комплекс - около 147 млн. лет;
- комплекс умеренно-щелочных гранитов и гранит-порфиров (магдага-чинский комплекс) -около 145 млн. лет;
- трахириолитовый комплекс - 133-136 млн. лет;
- андезитовый (итикутский) комплекс- 122-125 млн. лет;
- трахибазальт-риолитовый (галькинский) комплекс - 118-120 млн. лет;
- трахиандезитовый комплекс — 102-105 млн. лет.
Позднеюрские гранитоиды магдагачинского комплекса по соотношению SiOj и KiO+NaiO соответствуют нормальным и субщелочным гранитам; индекс ASI=0.9-1.0. Распределение лантаноидов характеризуется отчетливым дефицитом HREE ((La/Yb)„=51.5) и отсутствием Eu-аномалии ((Eu/Eu*)n=0.9). В сравнении с составом верхней континентальной коры эти гранитоиды резко деплетированы Nb (6 ppm), Та (0.4 ppm), Y (5 ppm) и HREE. В меньшей степени отмечается дефицит Rb (92 ppm), U (1.8 ppm), Th (8.4 ppm), LREE и лишь содержания Ва (512 ppm) и Zr (180-190 ppm) находятся на уровне таковых в верхней континентальной коре. Характерной особенностью пород является отчетливое обогащение Sr (670 ppm).
Вулканические породы раннемелового трахириолитового комплекса по соотношению SÍO2 и КзО+ЫагО отвечают преимущественно трахи-риолитам и трахириодацитам высоко-К серии; индекс ASI = 1.0-1.16. Распределение лантаноидов в этих породах умеренно дифференцировано и характеризуется отчетливой отрицательной евро-пиевой аномалией ((Eu/Eu*)„=0.2). Яркой геохимической особенностью рассматриваемых пород является обогащение их Nb (до 52 ppm), Та (до 3.7 ppm), Zr (до 933 ppm), Y (до 150 ppm) и REE, что приближает их к породам онгонит-онгориолитового ряда.
Более поздние вулканические комплексы: раннемеловой андезито-вый, раннемеловой трахибазальт-риолитовый, ранне-позднемеловой тра-хиандезитовый, а также комплексы северного и северо-восточных флангов Большехинганского ВПП аналогичны тем, что выделяются в составе Умлекано-Огоджинского ВПП, которые были описаны выше.
Результаты сопоставления мезозойских магматических комплексов Большехинганского и Умлекано-Огоджинского ВПП на основании проведенных исследований и литературных данных сводятся к следующему.
1. Эволюция магматизма как Большехинганского, так и Умлекано-Огоджинского ВПП выражается в смене известково-щелочных ассоциаций (гранитоиды I и S типа, вулканические серии преимущественно анде-зитового состава) субщелочными и щелочными ассоциациями.
2. Возраст формирования близких по составу магматических ассоциаций сравниваемых поясов различен. Известково-щелочной магматизм Большехинганского пояса проявился в позднеюрское время, а Умлекано-Огоджинского - в начале раннемелового времени. Отмеченная выше (п. I) смена характера магматизма в пределах этих поясов произошла также
не синхронно - соответственно в начале и в конце раннемелового времени.
3. В пределах Большехинганского пояса широко распространены раннемеловые редкометальные гранитоиды А-типа (Chun-Sheng Wei et al., 2000; Fu et al., 2000; B-M Jahn et al., 2001), отсутствующие в Умлека-но-Огоджинском поясе.
Приведенные материалы свидетельствуют о несинхронном проявлении магматизма Большехинганского и Умлекано-Огоджинского поясов, что является определенным препятствием для прямого их объединения в составе единой структуры. На этом же основании можно полагать, что до середины раннего мела формирование этих поясов происходило в значительной степени автономно друг от друга.
Породы более поздних субщелочных и щелочных ассоциаций (бимодальные и трахиандезитовые комплексы) обладают геохимическими признаками внутриплитного происхождения и должны рассматриваться не в составе указанных поясов, а как наложенные образования.
Sm-Nd изотопно-геохимические особенности позднемезозойских пород южного обрамления МОСП позволяют сформулировать несколько положений.
1) Наиболее молодой Nd-модельный возраст (Tn<)(DM)=0.76 млрд. лет, и максимальное положительное значение £nj(T) = +2.3 свойственно раннемеловым (136 млн. лет) трахириоли-там северо-восточного фланга Большехинганского пояса. В совокупности с геохимическими данными (в частности, высокие содержания LREE, HFSE), можно предполагать, что в образование родоначальных для этих пород расплавов значительный вклад внес мантийный источник (или смесь мантийных источников, например, EMII + HIMU).
2) Раннемеловые гранитоидные и близкие им по возрасту андезито-вые комплексы западного фланга Умлекано-Огоджинского пояса характеризуются сравнительно древними Nd-модельными возрастами
и отрицательными величинами eNd(T)=- 4.7...- 3.4. Геохимические особенности этих пород (умеренные содержания LILE, дефицит Nb, Та, определенный избыток Sr) дают основания полагать, что магмообразующим субстратом для них являлась смесь корового и мантийного источников.
3) Трахибазальт-риолитовые вулканические комплексы конца раннего мела северного и северо-восточного флангов Большехинганского пояса, а также западного фланга Умлекано-Огоджинского пояса характери-
зуются несколько более молодыми Nd-модельными возрастами (TNd(DM)=0.9-1.0 млрд. лет, TNd(DM-2st)=1.0-1.2 млрд. лет) и более высокими величинами Бш(Т)= -3.3...-0.6 по сравнению с раннемеловыми гра-нитоидными и андезитовыми комлексами. Учитывая обогащенность этих пород такими элементами, как К, Rb, Th, U, REE, нельзя исключать участие в магмообразовании (наряду с другими источниками) обогащенной мантии (например, ЕМ-П).
Завершая характеристику позднемезозойского магматизма южного обрамления МОСП, в первую очередь следует отметить, что по отношению к процессам его формирования этот магматизм является пост-орогеническим. В его проявлении четко выражена возрастная дискретность, причем вулканические или плутонические комплексы каждого импульса характеризуется только ему присущими геохимическими особенностями. Для северной окраины Амурского супертеррейна, непосредственно граничащей с восточным сегментом МОСП, характерна смена известково-щелочных интрузивных гранитоидных (140-127 млн. лет) и андезитовых (126-124 млн. лет) ассоциаций трахибазальт-риолитовыми (119-115 млн. лет) и трахибазальт-трахиандезитовыми (97-94 млн. лет) ассоциациями, обладающими геохимическими признаками внутриплит-ного происхождения.
Глава 6. Геодинамическая модель формирования
Монголо-Охотского складчатого пояса
Одним из кардинальных вопросов истории формирования МОСП является происхождение террейнов южного обрамления МОСП. Согласно одному тектоническому сценарию, все эти террейны (Аргунский, Ма-мынский, Буреинско-Цзямусинский) (Моссаковский и др., 1994) или только Буреинско-Цзямусинский террейн (Wilde et al., 2000) представляют собой фрагменты Гондваны. Альтернативная модель предполагает обособление указанных террейнов от южной окраины Сибирского континента (Парфенов и др., 1998; Парфенов и др., 2004).
В настоящее время данные, позволяющие однозначно решить эту проблему, отсутствуют. Автор в большей степени склоняется к мысли, что основные тектонические блоки южного обрамления МОСП являются отторженцами Гондваны. В пользу этого свидетельствуют палеомагнит-ные данные, указывающие на разницу в положении Сибирского континента и Аргунского супертеррейна, и, наоборот, близость последнего к Северо-Китайскому континенту в раннем и среднем девоне (Kravchinsky
й а1., 2002). Если это предположение справедливо, то "отпадает" вопрос о времени "заложения" Монголо-Охотского океана, поскольку не было раскола единого континента. В таком варианте континентальные окраины имели независимую (до момента сближения и столкновения) геологическую историю.
Ранний палеозой (480-410 млн. лет). Можно предполагать, что в ордовике и, возможно, в раннем силуре Аргунский, Мамынский и Буре-инско-Цзямусинский террейны современного южного обрамления МОСП входили в состав какого-то ансамбля тектонических блоков (например, с Северо-Китайским кратоном) - отторженцев Гондваны. Учитывая широко проявленный в пределах Аргунского, Мамынского и Бурея-Цзямусинского террейнов ордовикский гранитоидный магматизм, они, вероятно, представляют собой фрагмент раннепалеозойской активной континентальной окраины.
Средний палеозой (410-320 млн. лет). Начиная с силура по средний и начало позднего девона на территории Аргунского и Мамынского тер-рейнов устанавливается обстановка пассивной континентальной окраины. Об этом свидетельствует широкое распространение терригенных и терригенно-карбонатных отложений вдоль северных (в современных координатах) окраин этих террейнов.
В позднем девоне в пределах террейнов современного южного обрамления восточного сегмента МОСП проявляется магматизм, как в интрузивной, так и вулканической формах. Первый выражается в формировании позднедевонских гранитоидов Аргунского и Мамынского террей-нов, а второй - вулканогенных и вулканомиктовых пород в составе средне-верхнедевонских отложений. В позднем девоне намечается переход от обстановки пассивной континентальной окраины к активной. В раннека-менноугольное время гранитоидный магматизм в пределах этих структур, вероятно, затухает. Одновременно в нижнекаменоугольных отложениях Ольдойского и Гага-Сагаянского террейнов уменьшается доля известняков (по сравнению с девонскими отложениями) и появляются конгломераты, а также пласты основных и кислых эффузивов. Не исключено, что позднедевонские субдукционные процессы выявленные в пределах Приамурья можно коррелировать с Норовлинской девонской окра-инно-континентальной магматической дугой, реконструируемой вдоль южного обрамления западного сегмента МОСП (Парфенов и др., 2004).
В раннем карбоне в пределах современного северного обрамления МОСП отмечается формирование гранитоидных комплексов (Казими-
ровский и др., 2000; Казимировский и др., 2002; Казимировский и др., 2004). На основании их геохимических особенностей можно предполагать, что они образовались в обстановке активной континентальной окраины или окраины трансформного типа (Казимировский и др., 2004).
Поздний палеозой - ранний мезозой (320-230млн. лет). В ранней перми расстояние между блоками, которые в современном структурном плане представляют северное и южное обрамление МОСП, существенно сокращается. Согласно некоторым моделям, предусматривается даже его закрытие в конце пенсильвания (см. обзор в (Парфенов и др., 2004)). В тоже время, находки в отложениях по крайне мере двух террейнов (Онон-ского и Джагдинского) тетических фузулинид (Попеко и др., 1993; Парфенов и др., 1999) может свидетельствовать об "открытости" океанического пространства. В этот период вдоль окраин Аргунского и Мамын-ского террейнов, обращенных в сторону палеоокеана, широко проявлен интрузивный магматизм, представленный породами габбро-диорит-гранодиорит-гранитной ассоциации (урушинский комплекс), обладающими геохимическими и изотопно-геохимическими признаками субдук-ционного происхождения. Эти интрузии представляют собой фрагменты магматической дуги, сформированной в обстановке активной континентальной окраины. Протяженность этой дуги только в пределах Приамурья составляет сотни километров. Если признать ундинский комплекс в восточном Забайкалье аналогом урушинского, то протяженность этой магматической дуги превысит 1.5 тыс. км. Не исключено также, что эти образования являются продолжением на восток Восточно-Монгольского вулкано-плутонического пояса (Парфенов и др., 2004).
Важным моментом является обнаружение раннепермских гранитои-дов, прорывающих вулканогенные и терригенные отложения восточного сегмента МОСП (Янканский, Тукурингрский и Селемджино-Кербинский террейны). Таким образом, позднепалеозойский магматизм проявлен не только в пределах южного обрамления рассматриваемого пояса, но и "сшивает" указанные террейны аккреционного клина со структурами его южного обрамления. Это свидетельствует о том, что формирование аккреционного клина в раннепермское (возможно, и в до- раннепермское) время шло в связи с субдукцией под южное обрамление пояса.
В это же время происходит соединение Аргунского, Мамынского и Бурея-Цзямусинского террейнов в единый Амурский супертеррейн (или микроконтинент Амурия). Этому событию, вероятно, отвечает формировании гранитоидов, субщелочных и щелочных гранитов и лейкогранитов
с возрастом 280-260 млн. лет, развитых вдоль Нора-Сухотинской (Хе-геншаньской) сутурной зоны (Би й а1., 2002).
В позднекаменноугольное - раннетриасовое время вдоль северного обрамления западного сегмента МОСП формируется Селенгинский вул-кано-плутонический пояс, который в начале своего развития отвечал обстановке субдукции под южную окраину Северо-Азиатского кратона, а затем, обстановке трансформной континентальной окраины (Парфенов и др., 2004). В последнее время получены свидетельства позднепалеозой-ской - раннемезозойской (250-180 млн. лет) магматической активности в пределах Джугджуро-Станового террейна, которая связывается с процессами субдукции под него коры Монголо-Охотского палеоокеана (Ларин и др. 2003). В этот период формируются гранитоиды токско-алгоминского комплекса и некоторые габбро-ультрабазитовые массивы (Ларин и др., 2003; Бучко и др., 2003).
Время окончательного закрытия океанического пространства между сходящимися континентальными сооружениями трактуется по-разному, но большинство геодинамических моделей предполагает последовательное формирование складчатой структуры с ее омоложением в направлении с запада на восток. Возраст обрамляющих МОСП магматических образований, связанных с субдукцией, а также порывающих деформированные толщи этого пояса, указывает на то, что западный и центральный сегменты океанического пространства замкнулись не позднее раннего триаса, а восточный - не позднее средней или поздней юры (Парфенов и др., 1999; Парфенов и др., 2004).
Поздний триас - поздняя юра (до мальм) (230-160 млн. лет). В этот период от Монголо-Охотского палеоокеана остается только залив, который реконструируется по узкой полосе флишоидных образований верхнего триаса, ранней и средней юры, расширяющейся в восточном направлении.
В пределах южного обрамления МОСП в этот же отрезок геологической истории формируется система прогибов (Восточно-Забайкальский Верхнеамурский и Зея-Депский), выполненных верхнетриасовыми, ран-не-среднеюрскими морскими флишоидными и средне-верхнеюрскими переходными от морских к континентальным и континентальными гру-бообломочными часто угленосными отложениями. Л.М.Парфенов (Парфенов и др., 1999) указывает на то, что эти образования имеют большее сходство с краевыми прогибами, нежели с пассивными континентальными окраинами. В этой связи, представляется возможным предполагать
орогенную природу по крайней мере средне-верхнеюрских отложений (Парфенов и др., 2004).
Магматическим отражением орогенных процессов, вероятно, являются триасово-юрское гранитоиды, выявленные в последние годы в пределах южного обрамления восточного сегмента пояса. Аналогичный возрастной интервал проявления гранитоидного магматизма установлен ранее для северного и южного обрамления западного сегмента МОСП (Яр-молюк и др., 2002; Коваленко и др., 2003), а также для центральной и южной частей Буреинско-Цзямусинского террейна (Bin Chen et al., 2000; Fu et al., 2000; Fu et al., 2002). Можно предполагать, что причиной, обусловившей широкое проявление гранитоидного магматизма и метаморфизма, являлась коллизия Северо-Азиатского кратона, Амурского супер-террейна и Сино-Корейского кратона. Необходимо отметить, что для западного сегмента МОСП эти гранитоиды являются позднеколлизионны-ми (или пост-коллизионными), а для восточного - собственно коллизионными (или раннеколлизионными). Такие различия обусловлены тем, что в позднем триасе - ранней юре обрамляющие структуры западного сегмента пришли в жесткое соприкосновение, но на востоке между ними еще существовал некоторый "зазор", представленный Монголо-Охотскими заливом - последним фрагментом некогда обширного океанического пространства.
Поздняя юра (оксфорд) -раний мел (баррем) (160-121 млн. лет). К этому моменту произошло окончательное закрытие Монголо-Охотского океанического залива и формирование на его месте складчатого пояса. В этой связи более молодые по отношению к этому поясу комплексы являются пост-коллизионными.
К югу от Монголо-Охотской сутуры наиболее ранними образованиями это этапа являются пестрые по составу вулканиты и гранитоиды S- и I- типов с возрастом 154 - 144 млн. лет (Zhao Guolong et al., 1989; Горди-енко и др. 2000; Чжан хун и др., 2000), слагающие основной объем субдолготного Болыпехинганского ВПП. В северной части он сочленяется с Умлекано-Огоджинским ВПП, сложенном гранитоидами I- и S-типа (140-127 млн. лет) и андезитами (126-124 млн. лет) По существующим представлениям, последний вытянут вдоль Монголо-Охотского шва, хотя распространение этих комплексов в субширотном направлении в данный момент не доказана геохронологическим данными.
Практически одновременно с формированием Большехинганского пояса, субпараллельно ему закладывается система крупных грабеноооб-
разных впадин (Зея-Буреинская, Сунляо, Хайлар), протягивающихся в север - северо-восточном направлении на 1500 км. Не исключено, что этот пояс и система указанных впадин являются своеобразной тектонической "парой", и могут быть сопоставлены с Провинцией бассейнов и хребтов запада США (Ханчук, 2000; Парфенов и др., 2004).
К северу от сутурного шва традиционно выделяется познеюрский -раннемеловой Становой батолитовый пояс (Натальин, 1991; Антонов, 1998; Парфенов и др., 1999; Парфенов и др., 2004 и т.д.). Следует отметить, что по последним данным возраст одного из типичных массивов этого пояса составляет 127+1 млн. лет (Ларин и др., 2003), что может "сузить" предполагаемый возраст его формирования. Кроме того, в последние годы получены свидетельства того, что раннемеловой возраст (142126 млн. лет), в пределах этой же структуры, имеют по крайней мере часть массивов, традиционно считавшихся докембрийскими (Ларин и др., 2003). В связи с этим в данный момент не находит объяснения факт практически одновременного проявления в раннемеловое время андезитов и известково-щелочных гранитов с геохимическими признаками субдукци-онного происхождения в пределах соответственно южного и северного обрамления МОСП, когда в большинстве геодинамических моделей к этому моменту предполагается полное закрытие палеобассейна.
Апт-Альб (121-99 млн. лет). Этот период, как и предыдущий, сопровождается широкомасштабными левосторонними сдвиговыми перемещениями. Эти перемещения, обусловили торошение континентального обрамления пояса и перемещение их фрагментов в осевую часть ороген-ной структуры. Именно так можно объяснить присутствие в современной структуре МОСП тектонических блоков, сложенных ордовикскими гранитоидами.
К югу от восточного сегмента Монголо-Охотской сутуры этому этапу отвечает формирование вулканических пород бимодальной (119-115 млн. лет) и трахибазальт-трахиандезитовой серий (97-94 млн. лет). Близкие по составу и возрасту вулканиты трахибазальт-шошонит-латитового ряда (122-113 млн. лет) известны и в восточном Забайкалье (Гордиенко и др., 1999).
Дальнейшие события в рассматриваемом этом регионе являлись отражением геодинамических обстановок на границе с Тихим океаном и не являлись предметом исследования данной работы.
Список основных публикаций по теме диссертации Сорокин А.А , Дриль С И , Кузьмин М И Геохимия пород и палеогеоди-намическое положение Янканского офиолитового комплекса Монголо-Охотского складчатого пояса // Тр совещ "Геодинамика и эволюция Земли" Новосибирск 1996 С 67-69 Kravchmsky V A , Kuzmin M.I., Sorokin A.A., Trustcheva N A Evolution of Mongol-Ochotsk ocean with new paleomagnetic data from geosuture zone // Geologica Carpathica, 1996 V47, N3 P 158-159 Nuzhnov S V , Sorokin A.A Geodynamics of the Eastern margin of the Paleo-Asian Ocean // Int Geol. Congr. Beijing, 4-14 August, 1996 Abstract, Beijing, 1996, V 1 P 226
Sorokin A.A Geochemistry and tectonic setting of the Paleozoic magmatism in the Eastern part of the Mongolian-Okhotsk Region // Int Geol Congr Beijing, 4-14 August, 1996 Abstract, Beijing, 1996, V 2 P 353 Сорокин А.А Палеогеодинамическая интерпретация террейнов восточной ветви Монголо-Охотского складчсатого пояса // Металлогения, нефтега-зоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления / Матер II Всерос металлог совещ Иркутск, Авг 2528, 1998 Иркутск, 1998 С 391-393 Сорокин А.А, Дриль С И Первые данные о вещественном составе Ду-гдинского массива офиолитов (восточная часть Монголо-Охотского складчатого пояса) // Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления / Матер II Всерос металлог совещ Иркутск, Авг 25-28, 1998 Иркутск, 1998 С 394-395
Дриль С И , Сорокин А.А Геохимия, Rb-Sr изотопная систематика и геодинамическое положение гранитоидов урушинского комплекса восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса // Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления / Матер II Всерос металлог совещ Иркутск, Авг 25-28, 1998 Иркутск, 1998 С 242-243 Halim N , Kravchmsky V, Gilder S, Cogne J-P , Alexutin M , Sorokin A, Courtillot V , Chen Y A palaeomagnetic study from the Mongol-Okhotsk region rotated Early Cretaceous volcanics and remagmetized Mesozoic sedi-ments//Earth and Planet Sci Lett 1998 V 159 N3-4 P 133-145 Кравчинский В А , Сорокин А.А Палеомагнетизм палеозойских отложений Ольдойского прогиба // Доклады РАН 2001 Т 376 №6 С 789-793 Sorokin A.A. Dril' S I The Paleozoic accretion complexes of Eastern part of the
Mongolian-Okhotsk fold belt // Mongolian Geoscientist. Sp. Iss: Int.Geol.Symp. on East-Asia (INGSEA). N14, oct. 1, 1999. P.25-26.
Sorokin AA., Sorokin A. P. The Cretaceous magmatic activity within the Northern margin of the Amur superterrane // Mongolian Geoscientist. Sp. Iss: Int.Geol.Symp. on East-Asia (INGSEA). N14, oct. 1, 1999. P.26-27.
Сорокин А.А. Палеозойские офиолиты восточной части Монголо-Охотского пояса / 7 Междунароная конференция по тектонике плит. Тезисы докладов. М: Научный мир, 2001. С.67-68.
Сорокин. А.А. Палеозойские аккреционные комплексы восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса // Тихоокеанская геология. 2001. Т.20. №6. С. 31-36.
Сорокин А.А., Кудряшов Н.М, А.П.Сорокин. Фрагменты палеозойских активных окраин южного обрамления Монголо-Охотского пояса (на примере северо-восточной части Аргунского террейна, Приамурье) // Доклады РАН. 2002. Т.387. №3. С. 382-386.
Сорокин А.А., Дриль СИ. Янканский офиолитовый комплекс Монголо-Охотского складчатого пояса: петрология и геодинамическая позиция // Тихоокеанская геология. 2002. №6. С.46-60.
Kravchinsky V.A., Sorokin A.A., Courtillot V. Paleomagnetism of Paleozoic and Mesozoic sediments of southern margin of Mongol-Okhotsk ocean, Far East of Russia // Journ. Geoph. Res. Solid Earth. 2002.V.107. №B-10. P. 1-22.
Sorokin A.A., Ponomarchuk V.A. Umlekan-Ogodzha Early Cretaceous mag-matic belt (North margin of the Amurian superterrane): duration of magmatism // Geochim. et Cosmochim. Acta 2002, Vol.66. № SI. P. A728.
Sorokin A.A. Paleozoic granites in North-Eastern margin of the Argun terrane: geochemistry and tectonic implications // Continental Growth in the Phanero-zoic: Evidence from Central Asia. Abstract and field guidebook of IGCP420 IV Workshop, Changchun. Editors: Fuyuan WU, S. A. Wilde and B.-M. Jahn. Changchun. 2002. P. 94-96.
Sorokin A.A., Ponomarchuk V.A.Early Cretaceous magmatic belt in the NorthEastern margin of the Amurian superterrane: duration of magmatism and tectonic implications // Continental Growth in the Phanerozoic: Evidence from Central Asia. Abstract and field guidebook of IGCP420 IV Workshop, Changchun. Editors: Fuyuan WU, S. A. Wilde and B.-M. Jahn.Changchun. 2002. P.97-100.
Сорокин А.А., Пономарчук В.А., Козырев С.К., Сорокин А.П., Воропаева М.С. Новые изотопно-геохронологические данные для мезозойских магматических образований северо-восточной окраины Амурского супер-
террейна // Тихоокеанская геология. 2003. Т.22. №2. С.3-6.
Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Сорокин А.П., Рублев А.Г., и др. Геохронология, геохимия и геодинамическая позиция палеозойских гранитои-дов восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса // Доклады РАН.2003. Т.392. №6. С.807-812.
Бучко И.В., Сорокин А.А., Лобов А.И. Минералогия и геохимические особенности проявления золота "Томское" (Приамурье) // Тихоокеанская геология. 2003. Т.22. С.93-101.
Сорокин А.А., Пономарчук В.А., Сорокин А. П. Новые изотопно-геохронологические и геохимические данные для мезозойских магматических ассоциаций Малохинганской зоны Хингано-Охотского вулкано-плутонического пояса (Дальний восток) / Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Матер. II российской конф. по изотопной геохронологии 25-27 ноября 2003г. С.-Петербург, 2003. С.484-487.
Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Пономарчук В.А., Котов А.Б. и др. История формирования Монголо-Охотского пояса на основе новых изотопно-геохронологических и геохимических данных / Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Матер. II российской конф. по изотопной геохронологии 25-27 ноября 2003г. С.-Петербург, 2003. С. 480-483.
Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Ли Цзиньи, Журавлев Д.З. и др. Раннепа-леозойские гранитоиды восточной окраины Аргунского террейна (Приамурье): первые геохронологические и геохимические данные // Петрология. 2004. Т. 12. №4. С. 414-424.
Сорокин А.А., Пономарчук В.А., Дербеко И.М., Сорокин А.П. Новые данные по геохронологии магматических ассоциаций Хингано-Олонойской вулканической зоны (Дальний восток) // Тихоокеанская геология. 2004. Т.23. № 2. С. 52-62.
Сорокин А.А., Пономарчук В.А., Сорокин А.П., Козырев С.К. Геохронология и корреляция мезозойских магматических образований северной окраины Амурского супертеррейна // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2004. Т. 12. №6. С.38-54.
Сорокин АА., Котов А.Б., Кудряшов Н.М., Сальникова Е.Б. Геохронология гранитоидных и габбро-гранитоидных комплексов восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса и его обрамления как граничные условия для геодинамических реконструкций / Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от
океана к континенту). Материалы научного совещания. Иркутск, 2004. Том 2. Стр. 106-110.
Сорокин А.А. Кудряшов Н.М., Ли Цзиньи. U-Pb геохронология гранитои-дов октябрьского комплекса Мамынского террейна (Приамурье) // Тихоокеанская геология. 2004. №5. С.54-67
Sorokin A.A., Kudryashov N.M. Paleozoic magmatism in the North-Eastern margin of the Argun terrane: timing and tectonic implications (Upper Amur Region) // Geochim. et Cosmochim. Acta 2004. V.68. Iss. 11. Suppl. 1. P.A685.
Derbeko I.M., Sorokin A.A., Ponomarchuk V.A., Sorokin A.P. Timing of Mesozoic magmatism in Khingan-Okhotsk volcano-plutonic belt (Russian Far East) // Geochim. et Cosmochim. Acta 2004. V.68. Iss. 11. Suppl. 1. P. A226.
Сорокин А.А., Ярмолюк В.В., Котов А.Б., Сорокин А.П., Кудряшов Н.М., Ли Цзиньи. Геохронология триасово — юрских гранитоидов южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса и проблема раннемезо-зойского гранитообразования Центральной и Восточной Азии // Доклады РАН. 2004. Т.399. №2. С. 227-231.
Сорокин А.А., Пономарчук В.А., Дербеко И.М., Сорокин А. П. 40Аг/Э9Аг геохронология мезозойских магматических ассоциаций Хингано-Олонойской вулканической зоны (Дальний Восток) // Стратиграфия и геологическая корреляция. 2005. Т. 13. №3.
Сорокин Андрей Анатольевич
ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ВОСТОЧНОГО СЕГМЕНТА МОНГОЛО-ОХОТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСЯ
Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Типография Благовещенского гос.пед. университета 675000, Амурская обл., г.Благовещенск, Ленина, 104.
Лицензия ЛР № 040326 от 19 декабря 1997 г.
Формат бумаги 60х 84 1/16
Бумага тип. N1 Тираж 140 экз.
уч.-изд. л. 3 Заказ № 1322
'lo. OD
37
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Сорокин, Андрей Анатольевич
Введение.
Глава 1. Тектоническое положение Монголо-Охотского складчатого пояса в основных структурах восточной окраины Азиатского континента
1.1. Структуры обрамления пояса.
1.1.1. Северное обрамление.
1.1.2. Южное обрамление.
1.2. Террейновое районирование Монголо-Охотского складчатого пояса.
1.3. Мезозойские перекрывающие комплексы.
1.4. Краткий обзор представлений об истории формирования пояса.
Глава 2. Фрагменты палеоокеанической коры в составе террейнов аккреционного клина восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса.
2.1. Краткая геологическая, петролого-геохимическая характеристика пород офиолитов и вулканогенно-кремнистых ассоциаций.
2.1.1. Янканский террейн.
2.1.2. Тукурингрский террейн.
2.1.3. Селемджино-Кербинский террейн.
2.1.4. Джагдинский террейн.
2.1.5. Ланский и Галамский (Тугурский фрагмент) террейны.
2.2. Основные закономерности распространения палеозойских метавулканитов различных геохимических типов в составе террейнов восточного сегмента Монголо
Охотского складчатого пояса. Тектонические следствия.
Глава 3. Палеозойские гранитоидные и габбро-гранитоидные ассоциации в составе террейнов восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса
3.1. Гранитоиды Янканского террейна.
3.1.1. Петрографические особенности пород.
3.1.2. Петрохимические и геохимические особенности пород.
3.1.3. Результаты изотопного датирования.
3.2. Габбро-гранитоидные и гранитоидные ассоциации Тукурингрского террейна.
3.2.1. Петрографические особенности пород.
3.2.2. Петрохимические и геохимические особенности пород.:.
3.2.3. Результаты изотопного датирования.
3.3. Габбро -гранитоидная ассоциация Джагдинского террейна.
3.3.1. Петрографические особенности пород.
3.3.2. Петрохимические и геохимические особенности пород.
3.3.3. Результаты изотопного датирования.
3.4. Гранитоидные ассоциации Селемджино-Кербинского террейна.
3.4.1. Петрографические особенности пород.
3.4.2. Петрохимические и геохимические особенности пород.
3.4.3. Результаты изотопного датирования.
3.5. Гранитоидные ассоциации Токурского террейна.
3.5.1. Петрографические особенности пород.
3.5.2. Петрохимические и геохимические особенности пород.
3.5.3. Результаты изотопного датирования.
3.6. Гранитоидные ассоциации Ланского и Галамского террейнов.
3.7. Изотопный состав Sr и Nd.
3.8. Геодинамическая интерпретация и корреляция палеозойского интрузивного магматизма в пределах восточного сегмента Монголо-Охотского пояса.
Глава 4. Палеозойские гранитоидные и габбро-гранитоидные ассоциации южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса (Аргунский, Мамынский, Буреинско-Цзямусинский террейны)
4.1 Ранне- и среднеордовикские гранитоиды.
4.1.1. Объекты исследований.
4.1.2. Петрографические особенности пород.
4.1.3. Петрохимические и геохимические особенности пород.
4.1.4. Результаты изотопного датирования.
4.1.5. Изотопный состав Sr и Nd.
4.1.6. Геодинамическая интерпретация и корреляция раннепалеозойского магматизма в пределах южного обрамления Монголо-Охотского пояса.
4.2. Позднедевонские гранитоиды.
4.2.1. Объекты исследований.
4.2.2. Петрографические особенности пород.
4.2.3. Петрохимические и геохимические особенности пород.
4.2.4. Результаты изотопного датирования.
4.2.5. Геодинамическая интерпретация и корреляция среднепалеозойского магматизма в пределах южного обрамления Монголо-Охотского пояса.
4.3. Раннепермская габбро-гранитоидная ассоциация.
4.3.1. Объекты исследований.
4.3.2. Петрографические особенности пород.
4.3.3. Петрохимические и геохимические особенности пород.
4.3.4. Результаты изотопного датирования.
4.3.5. Изотопный состав Sr и Nd.
4.3.6. Геодинамическая интерпретация и корреляция позднепалеозойского магматизма в пределах южного обрамления Монголо-Охотского пояса.
Глава 5. Мезозойские коллизионные и постколлизионные плутонические и вулкано-плутонические ассоциации северной окраины Амурского супертеррейна
5.1. Раннемезозойские (триасово-юрские) гранитоиды.
5.1.1. Объекты исследований.
5.1.2. Петрографические особенности пород.
5.1.3. Петрохимические и геохимические особенности пород.
5.1.4. Результаты изотопного датирования.
5.1.5. Геодинамическая интерпретация и корреляция раннемезозойского магматизма Восточной и Центральной Азии.
5.2. Позднемезозойские вулкано-плутонические ассоциации.
5.2.1. Северо-восточная часть Болыпехинганского пояса.
5.2.1.1. Геологическая характеристика комплексов и петрографические особенности пород.
5.2.1.2. Петрохимические и геохимические особенности пород.
5.2.1.3. Результаты изотопного датирования.
5.2.2. Западная часть Умлекано-Огоджинского пояса.
5.2.2.1. Геологическая характеристика комплексов и петрографические особенности пород.
5.2.2.2. Петрохимические и геохимические особенности пород.
5.2.2.3. Результаты изотопного датирования.
5.2.3. Изотопный состав Nd.
5.2.4. Геодинамическая интерпретация и корреляция мезозойских вулкано-плутонических ассоциаций северной окраины Амурского супертеррейна.
Глава 6. Геодинамическая модель формирования Монголо-Охотского складчатого пояса
6.1. Граничные условия для геодинамических реконструкций.
6.1.1. Палеомагнитные данные.
6.1.2. Изотопно-геохронологические данные.
6.1.3. Общегеологические и палеонтологические данные.
6.2. Возможная модель формирования Монголо-Охотского складчатого пояса.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геодинамическая эволюция восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса"
Проблема формирования и эволюции континентальной коры в фанерозое относится к числу наиболее важных фундаментальных проблем современной геологии и петрологии и уже на протяжении нескольких десятилетий служит предметом дискуссий. Как показывает накопленный к настоящему времени мировой опыт, прогресс в решении этой сложной и многогранной проблемы возможен только на основе комплексных исследований, направленных на создание интегрированных геодинамических моделей формирования крупных фанерозойских подвижных поясов. В диссертации в этом плане рассматривается Монголо-Охотский складчатый пояс, который относится к главным структурным элементам Азии (Красный, 1960; Парфенов и др., 1999; Зоненшайн и др., 1990; Кузьмин, 1985 и др.).
Актуальность исследования. Данная работа направлена на реконструкцию этапов и механизмов формирования Монголо-Охотского складчатого пояса, что позволяет внести определенный вклад в решение указанной выше фундаментальной проблемы. Этот пояс протянулся в виде узкой прерывистой полосы более чем на 3 ООО км от Охотского моря до Центральной Монголии. Согласно современным тектоническим моделям (Парфенов и др., 1999; Парфенов и др., 2003; Nokleberg et al., 2000 и др.), пояс рассматривается в качестве реликта океанического пространства, закрывшегося в позднем палеозое - раннем мезозое в результате смыкания Северо-Азиатского кратона и Амурского микроконтинента (супертеррейна). Однако многие кардинальные вопросы формирования этого пояса до сих пор не решены, что в первую очередь обусловлено дефицитом геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических данных. В частности, на сегодняшний день практически отсутствуют данные о возрасте выделяемых в его структуре офиолитовых ассоциаций. Кроме того, лишь в последние годы появились геохронологические данные, свидетельствующие об активном характере развития обрамляющих складчатый пояс континентальных блоков в палеозойское время (Казимировский и др., 1998; Дриль, Сорокин, 1998; Казимировский и др., 2000; Сорокин и др., 2002; Козлов и др., 2003) и получены изотопные свидетельства присутствия в восточном сегменте Монголо-Охотского складчатого пояса палеозойских гранитоидов (Сорокин и др., 2003), что ставит под сомнение широко распространенное мнение об определяющей роли мезозойской субдукции в истории его формирования. Следует отметить, что к настоящему моменту не вполне расшифрован и коллизионный этап, приходящийся на поздний палеозой (Зоненшайн и др., 1990) или ранний мезозой (Парфенов и др., 1999; Ярмолюк и др., 2002).
Главная цель исследований состояла в разработке на основе оригинальных и полученных к настоящему времени данных интегрированной геодинамической модели формирования восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса.
Основные задачи, которые решались в процессе исследований состояли в том чтобы:
1. Получить информацию о возрасте и провести геохимическую типизацию магматических пород палеоокеанической коры восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса.
2. Выделить возрастные рубежи формирования и выявить главные геохимические и изотопно-геохимические особенности палеозойских гранитоидных и габбро-гранитоидных ассоциаций восточного сегмента складчатого пояса и его южного обрамления.
3. Уточнить возраст, выявить главные геохимические и изотопно-геохимические особенности раннемезозойских гранитоидных и позднемезозойских вулкано-плутонических поясов южного обрамления складчатого пояса и оценить их связь с процессами его формирования.
4. Определить граничные условия (геологические, палеонтологические, палеомагнитные, геохронологические, геохимические и изотопно-геохимические) для геодинамических реконструкций.
Научная новизна работы.
1. Разработан принципиально новый вариант террейнового районирования восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса.
2. В результате U-Pb геохронологических исследований:
- впервые получены данные о возрасте одного из офиолитовых комплексов восточного сегмента рассматриваемого складчатого пояса;
- в структуре восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса выделены гранитоиды в возрастном диапазоне от среднего ордовика до поздней перми;
- в пределах южного обрамления складчатого пояса установлены три этапа палеозойского гранитоидного магматизма (ранне- и среднеордовикский, позднедевонский и раннепермский) и получены свидетельства широкого распространения триасово-юрских (а не пермо-триасовых, как считалось ранее) гранитоидов;
3. Реконструированы геодинамические обстановки формирования и получена информация об источниках палеозойских и раннемезозойских гранитоидных и габбро-гранитоидных ассоциаций восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса и его обрамления.
4. На основе 40Ar/39Ar изотопного датирования впервые выявлена дискретность проявления позднемезозойской магматической активности южного обрамления складчатого пояса.
Практическая значимость. В процессе выполнения работы существенно уточнены схемы корреляции магматических комплексов целого ряда изученных геологических структур и показана необходимость выделения новых комплексов. Эти результаты могут быть использованы для разработки региональных легенд геологических карт Приамурья. Кроме того, полученные данные накладывают значительные ограничения не только на применение тех или иных геодинамических моделей, но и базирующихся на их основе металлогенических построений.
Фактический материал и аналитические методики. Основу работы составляют результаты многолетних исследований автора в пределах восточного сегмента Монголо-Охотского пояса и его обрамления с 1987 года по настоящее время. За это время были проведены полевые исследования в пределах всех основных структур региона и изучены "реперные" геологические объекты (рис. 1). Коллекция каменного материала, на которой базируется данная работа, собрана непосредственно автором, за исключением единичных образцов, предоставленных ФГУГП "Амургеология" и ФГУГГП "Хабаровскгеология".
Для обоснования защищаемых положений изучено более 600 шлифов, использовано более 600 оригинальных анализов горных пород на главные и более 200 анализов горных пород на редкие и редкоземельные элементы, выполнены Sm-Nd и Rb-Sr изотопно-геохимические исследования 37 образцов гранитоидов, датированы U-Pb методом по циркону - 15, методом SHRIMP — 2 и 40Аг/39Аг методом - 22 образца, характеризующих реперные магматические комплексы.
Исследование химического состава пород проводилось с использованием методов РФА (основные петрогенные компоненты, а также Sr, Zr, Nb) и ICP-MS (Be, Rb, Sr, Li, Cs, Th, U, Zr, Та, Nb, Hf, REE, Sc, Ni, Co, Cr, V, Cu, Zn, W, Pb, Bi, Mo).
Рентгено-флуоресцентный анализ выполнен в Институте геохимии СО РАН (г. Иркутск). Гомогенизация порошковой пробы осуществлялась сплавлением с боратным флюсом - метаборатом лития в высокочастотной печи при температуре 1050-1100
Масштаб О60км
130й
Рис.1. Участки (показаны прямоугольником), в пределах которых автором были проведены исследования в период 1487-2004 гг. Результаты этих исследований, а так же собранная коллекция каменного материала составляет основу данной работы. градусов. Измерения проводились на рентгеновском спектрометре СРМ-25. Величины интенсивности аналитических линий корректировались на фон, эффекты поглощения и вторичной флуоресценции.
Анализ химического состава образцов методом ICP-MS проводился в Институте минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов (г. Москва), Институте геохимии СО РАН, в Институте аналитического приборостроения РАН (г. С.-Петербург). Вскрытие образцов осуществлялось по методике кислотного разложения в микроволновой печи. Измерения проводились в ИМГРЭ на приборе "Elan 6100 DRC" производства фирмы PerkinElmer, в Институте аналитического приборостроения РАН и в Институте геохимии СО РАН на приборе "PlasmaQuad" фирмы "VG Elemental" в стандартном режиме. Калибровка чувствительности прибора по всей шкале масс производилась по многоэлементному стандартному раствору редкоземельных элементов фирмы "Matthew Johnson". Относительная погрешность определений составляет 3-10 %.
U-Pb изотопные исследования в классическом варианте выполнены в Геологическом институте Кольского НЦ РАН (г. Апатиты) и Институте геологии и геохронологии докембрия РАН. Выделение акцессорных цирконов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей, а их химическое разложение и выделение U и РЬ по методике Т.Е.Кроу (Krogh, 1973).
В ГИ КНЦ РАН измерения выполнены на масс-спектрометрах МИ-1201-Т и Finnigan МАТ-262 (ошибка определения U/Pb отношений - 0.5% для Finnigan МАТ-262 и 0.7% для МИ-1201-Т, значения масс-фракционирования - 0.12+/-0.04 amu для Finnigan МАТ-262 и 0.18+/-0.06 amu для МИ-1201-Т, холостое загрязнение не превышало 0.1-0.2 нг для РЬ и 0.05 нг для U). В ИГГД РАН измерения выполнены на масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 (ошибка определения U/Pb отношений - 0.5%, значение масс-фракционирования - 0.1+/-0.03 amu, холостое загрязнение не превышало 0.1 нг для РЬ и 0.005 нг для U). Обработка экспериментальных данных проводилась по программам PbDAT (Ludwig, 1991) и ISOPLOT (Ludwig, 1991).
U-Pb-Th изотопные исследования (2 образца) по технологии SHRIMP выполнены в Институте геологии Академии геологических наук (г. Пекин) с использованием вторично-ионного микрозонда SHRIMP П. При анализе использовались стандартные методические процедуры (Nelson, 1997; Williams, 1998). Обработка полученных данных проводилась с использованием программного пакета Squid 1.02 (Ludwig, 2001).
Rb-Sr и Sm-Nd изотопные исследования выполнены в ИГГД РАН. Для выделения
Sm и Nd использована методика (Котов и др., 1995), близкая к (Richard et al., 1976). Rb и Sr выделены по стандартной методике с использованием ионно-обменных смол. Изотопные составы Sm, Nd, Rb и Sr измерены на многоколлекторных масс-спектрометрах Finnigan МАТ-261 и TRITON TI в статическом режиме. Измеренные отношения l43Nd/ Nd144 нормализованы к отношению 146Nd/l44Nd-0.7219 и приведены к отношению 143Nd/ Nd144=0.511860 в Nd стандарта La Jolla. Средневзвешенное значение 143Nd/144Nd в Nd стандарте La Jolla за период измерений составило 0.51144+10. Изотопные отношения Sr
88 86 87 86 нормализованы к отношению Sr/ Sr=8.37521. Средневзвешенное значение Sr/ Sr в Sr стандарте SRM-987 за период измерений составило 0.710248+8.Точность определения концентраций Sm, Nd, Rb и Sr составила + 0.5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd -+0.5%, 143Nd/,44Nd - ±0.005%, 87Rb/86Sr - +0.5%, 87SR/86Sr - +0.05% (25). Уровень холостого опыта - 0.05-0.2 нг Sm, 0.1-0.5 нг Nd, 0.01-0.05 нг Rb и 0.3-0.7 нг Sr.
40Ar/39Ar геохронологические исследования выполнены в Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН. Подготовка проб проводилась по стандартной методике (Пономарчук и др., 1998; Шевченко и др., 2000) с использованием масс-спектрометра МИ-1201 В. Облучение выполнено в кадмированном канале ядерного реактора. Выбор анализируемой минеральной фазы осуществлен на основе тщательного петрографического исследования пород в прозрачных шлифах, и приоритет отдан минеральным фазам, не затронутым метаморфическими процессами при отсутствии ксенолитов. Коррекция полученных данных выполнена стандартным методом с учетом атмосферной контаминации и интерферирующих пиков от побочных нейтронно-индукцированных реакций.
Основные защищаемые положения.
1). Палеозойские вулканические породы террейнов аккреционного клина восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса образуют две ассоциации, формирование которых протекало соответственно в обстановках океанического. и задугового спрединга.
2). В южном обрамлении восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса отчетливо выделяются два палеозойских этапа проявления магматизма в обстановке активной континентальной окраины. К первому из них относится формирование позднедевонских гранитоидов Аргунского и Мамынского террейнов, а ко второму — раннепермской габбро-диорит-гранодиорит-гранитной ассоциации северной окраины Аргунского террейна.
3). Раннепалеозойские габбро-гранитоидные и гранитоидные ассоциации восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса приурочены к тектоническим блокам - отторженцам континентального обрамления и не обнаруживают непосредственной связи с его формированием, тогда как образование позднепалеозойских (ранне- и позднепермских) гранитоидных ассоциаций протекало в обстановке активной континентальной окраины - в периферических частях магматических дуг, расположенных вдоль структур обрамления пояса.
4). Формирование раннемезозойских (позднетриасово-раннеюрских) гранитоидов южного обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса обусловлено коллизией крупных континентальных блоков: Северо-Азиатского и Сино-Корейского кратонов и расположенного между ними Амурского супертеррейна.
5). Позднемезозойский пост-орогенический магматизм южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса имеет дискретный характер, что выражается в смене известково-щелочных интрузивных гранитоидных (140-127 млн. лет) и андезитовых (126-124 млн. лет) ассоциаций трахибазальт-риолитовыми (119-115 млн. лет) и трахибазальт-трахиандезитовыми (97-94 млн. лет) ассоциациями, обладающими геохимическими признаками внутриплитного происхождения.
Апробация полученных результатов. Полученные по теме диссертации данные и выводы изложены в 60 печатных работах, в том числе в 15 статьях в рецензируемых научных журналах. Основные результаты исследований были представлены на Международном симпозиуме по тектонике и металлогении зон активизации (Благовещенск, 1992), 9-м Международном симпозиуме ассоциации JAGOD (Пекин, 1994), 1-м Всероссийском петрографическом совещании "Магматизм и геодинамика" (Уфа, 1995), Региональной конференции "Геология и минеральные ресурсы Амурской области" (Благовещенск, 1995), 30-м Международном геологическом конгрессе (Пекин, 1996), Всероссийском совещании "Геодинамика и эволюция Земли" (Новосибирск, 1996), 2-м Всероссийском металлогеническом совещании "Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления" (Иркутск, 1998), 31-м Международном геологическом конгрессе (Рио де Жанейро, 2000), 7-й Международной конференции по тектонике плит (Москва, 2001), 5-м Дальневосточном региональном петрографическом совещании "Мезозойские и кайнозойские магматические и метаморфические образования Дальнего Востока" (Хабаровск, 2001), Международном совещании по проекту геологической корреляции IGCP-420 "Рост континентальной коры в фанерозое на примере Восточной и Центральной Азии" (Чань Чунь, 2002), 12-й Международной конференции имени В.М.Гольдшмидта (Давос, 2002), Всероссийском совещании "Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудоносность магматических образований" (Новосибирск, 2003), 2-й Российской конференции по изотопной геохронологии "Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза" (С.-Петербург, 2003), Научном совещании по Программе фундаментальных исследований "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)" (Иркутск, 2004).
Структура и объем работы. Работа общим объемом 358 страниц состоит из введения, шести глав, заключения, включает 36 таблиц и 158 рисунков. Глава 1 посвящена тектоническому положению Монголо-Охотского складчатого пояса в основных структурах восточной окраины Азиатского континента. В ней приведены схема тектоническое районирование восточного сегмента рассматриваемого складчатого пояса и его ближайшего континентального обрамления, а также обзор представлений об истории геологического развития региона. Глава 2 содержит описание фрагментов палеоокеанической коры в составе террейнов восточного сегмента складчатого пояса. В ней дана развернутая петролого-геохимическая характеристика офиолитовых комплексов и приведены первые U-Pb геохронологические данные о возрасте одного из офиолитовых комплексов. Глава 3 посвящена исследованию петрографических, геохимических и изотопно-геохимических особенностей палеозойских гранитоидных и габбро-гранитоидных ассоциаций восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса и приведены данные о возрасте этих объектов. Глава 4 содержит описание вещественного состава, а так же U-Pb геохронологические данные для палеозойских гранитоидов южного обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса. Глава 5 посвящена изучению петрографических, геохимических и изотопно-геохимических особенностей мезозойских магматических ассоциаций, отвечающих коллизионным и постколлизионным обстановкам. В главе 6 на основе оригинальных и имеющихся в литературе данных предложен вариант геодинамической модели формирования Монголо-Охотского складчатого пояса в палеозое — раннем мезозое.
Благодарности. Работа выполнена в лаборатории геодинамики Отделения региональной геологии и гидрогеологии АмурНЦ ДВО РАН. Автор выражает искреннюю признательность своему научному консультанту и учителю академику М.И.Кузьмину. Наиболее существенную помощь и поддержку при проведении исследований оказали,
A.Б.Котов, А.П.Сорокин и В.В.Ярмолюк. Отдельные положения работы плодотворно обсуждались с И.В.Бучко, К.Д.Вахтоминым, С.Д.Великославинским, И.В.Гордиенко, И.М.Дербеко, С.И.Дрилем, А.И.Изохом, М.Э.Казимировским, Л.П.Карсаковым,
B.П.Ковачем, В.А.Кравчинским, А.М.Лариным, А.В.Махининым, Л.М.Парфеновым, Л.И.Попеко, Е.В.Скляровым, В.И.Сотниковым, В.Е.Стрихой и А.И.Ханчуком. Неоценимый вклад в работу внесли сотрудники Института геологии и геохронологии докембрия РАН, Геологического института КНЦ РАН, Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, Института геохимии СО РАН, Института минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов: Д.З.Журавлев, Н.М.Кудряшов, В.А.Пономарчук, Е.Б.Сальникова, Г.П.Сандимирова и А.Л.Финкельштейн. Всем коллегам автор выражает самую глубокую признательность. Кроме того, автор хотел бы поблагодарить руководство ФГУГП "Амургеология" и ФГУГГГП "Хабаровскгеология" за предоставленный каменный материал.
Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Сорокин, Андрей Анатольевич
Основные результаты исследования сводятся к следующему:
1. Впервые получена оценка возраста (U-Pb метод) одного из офиолитовых комплексов (Дугдинский массив) восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса.
2. В структуре восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса на основании U-Pb изотопных данных установлены гранитоиды в возрастном диапазоне от среднего ордовика, до поздней перми.
3. В пределах северо-восточной окраины Аргунского террейна южного обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса впервые выделены среднеор-довикский и позднедевонский этапы гранитоидного магматизма, уточнен вопрос о возрасте условно палеозойского интрузивного магматизма.
4. В пределах Мамынского террейна южного обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса впервые установлены позднедевонские гранитоиды, уточнен возраст условно раннепалеозойского гранитоидного интрузивного магматизма.
5. Получены свидетельства широкого распространения в пределах южного обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса триасово-юрских гранитоидов.
6. На основании 40Аг/39Аг изотопного датирования впервые выявлены дискретные временные интервалы проявления мезозойской магматической активности в пределах западного фланга Умлекано-Огоджинского вулкано-плутонического пояса, уточнена схема их расчленения. Кроме того, разработан вариант корреляции позднемезозойских образований Умлекано-Огоджинского и Большехинганского вулкано-плутонических поясов.
7. На основании полученных данных, а так же литературных материалов, были сформулированы определенные граничные условия для геодинамических реконструкций.
Полученные в процессе исследования материалы позволяют сделать первый шаг к расшифровке процессов формирования континентальной коры Монголо-Охотского складчатого пояса. В частности, анализ диаграммы sn<j - возраст (рис. 158), на которую вынесены результаты Sm-Nd изотопных исследований, позволяет сделать следующие выводы. l x2 +3 -ф-4 05 £>6 +7 +8 +9 -&10 * 11 #12 *13
Рис. 158. Изотопные составы палеозойских и мезозойских магматических пород восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса и его южного обрамления. Условные обозначения: 1-5 - гранитоиды восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса: 1 - Янканского терейна, 2 - Тукурингрского террейна, 3 - Селемджино-Кербинского террейна, 4 - Токурского террейна, 5 - Джагдинского террейна; 6-9 палеозойские и раннемезозойские гранитоиды южного обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса: 6 - ранне- и среднеордовикские, 7 - позднедевонские, 8 - раннепермские; 9 - позднетриасовые - раннеюрские, 10-13 - позднемезозойские гранитоидные и вулканические комплексы южного обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса: 10 - раннемеловые трахириолиты, 11 -раннемеловые гранитоиды, 12 - раннемеловые андезиты, 13 - раннемеловые вулканиты базальт-риолитовой ассоциации.
CHUR - неистощенный (хондритовый) мантийный резервуар. Поля на диаграмме по (Kovalenko et al., 2004).
1. Палеозойские гранитоиды восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса и его южного обрамления характеризуются широким разбросом значений cNd(T)= -13.+6, что свидетельствует о разных источниках родоначальных для них расплавов. Часть из них связана главным образом с переработкой пород континентальной коры до-кембрийского возраста, тогда как другие скорее всего непосредственно отражают процессы формирования ювенильной континентальной коры палеозойского возраста или образовались в результате плавления "смешанного" источника, состоящего из пород ювенильной континентальной коры палеозойского возраста и пород более древней континентальной коры.
2. Более сложным является вопрос об источниках мезозойских изверженных пород восточного сегмента Монголо-Охотского пояса и его южного обрамления. В данном случае есть все основания полагать, что главным источником позднетриасовых-раннеюрских гранитоидов, а также раннемеловых гранитоидов и андезитов послужили породы докем-брийской континентальной коры, тогда как существенный вклад в зарождение исходных расплавов для раннемеловых трахириолитов и риолитов могли внести породы ювенильной континентальной палеозойского, а в некоторых случаях, возможно, и мезозойского возраста.
Предложенная геодинамическая модель формирования Монголо-Охотского складчатого пояса может быть основой для металлогенических построений нового поколения, базирующихся на концепции тектоники плит. Так, геодинамическая обстановка активной континентальной окраины, существовавшей в раннепермское время в пределах южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса, вполне могла сопровождаться формированием рудных объектов, связанных с соответствующими магматическими комплексами. Не исключено, что эти рудные объекты могли быть впоследствии в значительной степени эродированы, но, по мнению автора, выделение позднепалеозойской металлоге-нической эпохи в историческом смысле имеет важное значение.
Касаясь проблемы металлогении, следует отметить также, что особенности геологического строения наиболее перспективных в экономическом отношении рудных объектов рассматриваемого региона в большинстве случаев не оставляет сомнений в их связи с мезозойскими магматическими ассоциациями. На основании этих данных уже несколько десятилетий назад был сформулирован тезис о том, что металлогенический потенциал Приамурья обусловлен именно мезозойскими событиями (Воларович, 1969; Сухов, 1979 и др.). Оспорить данное положение сложно, тем не менее, следует отметить, что мезозойские события, как было показано выше, в пределах рассматриваемого региона были весьма разноплановыми. Выделяется многочисленный возрастной ряд мезозойских магматических комплексов, которые, безусловно, отражают различные геодинамические обстановки. Выяснение приуроченности конкретных рудных объектов к вполне определенным мезозойским геологическим комплексам - задача будущих исследований. Основой для этого могут служить выявленные дискретные уровни мезозойского магматизма.
Отдельно следует остановиться на решении некоторых геологических проблем, имеющих региональный характер. В первую очередь это касается существующих схем расчленения и корреляции магматических комплексов.
1. Установлено, что в составе урушинского комплекса северо-восточной окраины Аргунского террейна южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса оказались объединенными разновозрастные магматические образования. Полученные данные свидетельствуют о необходимости выделения в пределах этой структуры, помимо рание-пермского урушинского, два новых (среднеордовикский и позднедевонский) гранитоидных комплекса.
2. Гранитоиды раннепалеозойского октябрьского комплекса в пределах Мамынского террейна южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса имеют значительно меньшее распространение, чем это показано на геологических картах. В его состав ошибочно включались позднедевонские и раннемезозойские гранитоиды. При этом, полученные данные свидетельствуют о необходимости выделения в пределах этой структуры позднедевонского гранитоидного комплекса.
3. Автором более десяти лет назад было высказано предположение о том, что в составе пиканского комплекса восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса ошибочно объединяются породы различного генезиса (Сорокин, 1992). В процессе данных исследований установлено, что это не только генетически разные, но и разновозрастные образования. Так, в пределах Янканского и восточной части Тукурингрского террейна в роли этого комплекса выступают офиолитовые массивы, и для последнего установлен раннепермский возраст. В пределах западной части Тукурингрского террейна к этому комплексу геологами всех поколений традиционно относятся породы, формирующие Пи-канский массив. Как было показано выше, эти образования оказались и разновозрастными, и различными по геохимическим особенностям. В пределах собственно Пиканского массива выделяются, как минимум, три магматических ассоциации: среднеордовикская габбро-тоналитовая высокоглиноземистая; позднесилурийская гранитоидная; раннепермекая габбро-кварцево-диоритовая. Наконец, для лейкогранитов Уньинского масива Джа-гдинекого террейна, также традиционно относящихся к пиканскому комплексу, установлен позднеордовикский возраст. Все эти данные свидетельствую о необходимости либо упразднения понятия "пиканский комплекс" или четкого определения его объема.
4. В составе палеозойского златоустовского комплекса Селемджинского террейна восточного сегмента Монголо-Охотского пояса, по мнению автора, в том объеме, как он традиционно выделяется, также объединены несколько геологически разнородных образований. Серпентинизированные ультрабазиты, бо'лыпая часть габбро и, возможно, пла-гиограниты, представляют собой ничто иное, как фрагменты офиолитового комплекса средне- или позднепалеозойского возраста. Эта ассоциация должна быть выделена в самостоятельный комплекс или именно за ней стоит сохранить понятие "златоустовский комплекс". Собственно гранитоидная (кварцевые диориты, гранодиориты) ассоциация позд-непермского возраста должна рассматриваться в качестве самостоятельного комплекса.
5. Установлено, что раннемезозойский гранитоидный магматизм южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса имеет не пермо-триасовый, как считалось ранее, а триасово-юрский возраст. Важно отметить, что триасово-юрский возраст установлен для гранитоидов, ранее относившихся как тырмо-буреинскому, так и харинскому комплексам.
6. Выше упоминалось, что в результате проведения широкомасштабных 40Аг/39Аг исследований, позднемезозойские комплексы южного обрамления Монголо-Охотского пояса впервые обрели четкие геохронологические рубежи. Как было показано в соответствующем разделе, это было невозможно выполнить ни Rb-Sr, ни К-Ar методами. Кроме того, были решены две задачи, ранее казавшимися неразрешимыми. Первая касается возрастного положения гранитоидов буриндинского комплекса. Согласно одной точки зрения (см. обзор в (Мартынюк и др., 1990)), эти образования прорывают нижнемеловую талдан-скую свиту, согласно другой (Козырев и др., 2002) перекрываются андезитами талданской свиты. Оба варианта, как следует из фондовых источников, подкреплялись геологическими наблюдениями. Согласно нашим данным (Сорокин и др., 2003а; Сорокин и др., 2004в) кварцевые диориты, гранодиориты, монцониты буриндинского комплекса имеют "до-талданский" возраст, а граносиениты, относимые к заключительным фазам комплекса — "пост-талданский" возраст, при этом последние отличаются и геохимическими особенностями. Таким образом, удалось установить, что в составе буриндинского комплекса оказались объединенными разновозрастные и геохимически разнородные образования, что ставит вопрос о пересмотре объема этого комплекса.
Не менее остро стоял также вопрос возрастного положения трахибазальт-риолитового вулканического комплекса (галькинской свиты). Изотопно-геохронологические U-Pb (Козырев и др., 2002) и авторские 40Аг/39Аг (Сорокин и др., 2003а; Сорокин и др., 2004в) данные свидетельствуют о раннемеловом (115-118 млн. лет) возрасте вулканитов, но на основании палеонтологических находок в туфах, эта свита при последних геолого-съемочных работах была отнесена к низам верхнего мела (Козырев и др., 2002). Эта проблема, по мнению автора, может считаться разрешенной после того, как на основании данных 40Аг/39Аг изотопного датирования были выявлены трахибазальты с возрастом 97-94 млн. лет (Сорокин и др., 2004в), что и соответствует низам верхнего мела. Таким образом, полученные данные свидетельствуют о необходимости выделения еще одного вулканического комплекса.
7. Наибольшими трудностями сопровождались исследования палеоокеанических пород восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса. Оказалось, что выделяемые геохимические типы метавулканитов (N-MORB, E-MORB, ОШ, ВАВВ) практически никак не соотносятся с традиционным их разделением на толщи и свиты. В составе большинства традиционно выделяемых стратиграфических подразделений (свит, толщ), как правило, обнаруживается несколько геохимических типов вулканитов. По мнению автора, существующая практика выделения мощных (километр и более) свит, толщ в строении Монголо-Охотского пояса не оправдана.
В заключении следует отметить, что в данной работе автор попытался сделать шаг вперед в понимании процессов формирования восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса. Очевидно, что заявленные в ней задачи, являлись первоочередными, но не исчерпывают всего многообразия нерешенных проблем, кроме того, большой круг вопросов может быть сформулирован уже с учетом полученных новых знаний. Их решение является предметом дальнейших исследований.
Заключение
Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Сорокин, Андрей Анатольевич, Благовещенск
1. Авдейко Г.П., Бабанский А.Д., Богатиков О.А. и др. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М: Наука, 1987. 336 с.
2. Антонов А.Ю. Редкоземельные элементы в позднемезозойских гранитоидах южного ограничения Алданского щита // Тихоокеанская геология. 1998а. Т. 17. №3. С,68-80.
3. Антонов А.Ю. Геохимия позднемезозойских вулканических образований южного ограничения Алданского щита (Становой хребет) // Тихоокеанская геология. 19986. Т. 17. №6. С.79-93.
4. Антонов А.Ю. Геохимия редкоземельных элементов в позднемезозойских вулканических образованиях Станового хребта // Тихоокеанская геология. 2000. Т.19. №1. С.66-78.
5. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976. 268 с.
6. Бучко И.В., Сорокин А.А., Лобов А.И. Минералогия и геохимические особенности проявления золота "Томское" (Приамурье) // Тихоокеанская геология. 2003. Т.22. С.93-101.
7. Васькин А.Ф. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1: 500 000. Лист N-53-B. Ленинград: Ленинградская картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 1984.
8. Воларович Г.П. Типы месторождений золота и закономерности их размещения на Дальнем Востоке // Золоторудные формации. М.: Наука, 1969. С.7-34.
9. Вулканические пояса востока Азии: Геология и металлогения. М.: Наука, 1984. 501 с.
10. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная записка. С.-Петербург; Благовещенск; Харбин, 1999. 135с.
11. Геология зоны БАМ. Л.: Недра, 1988. Т.1. 443 с.
12. Гордиенко И.В., Баянов В.Д., Климук B.C., Пономарчук В.А., Травин А.В. Состав и возраст (39Аг/40Аг) вулканогенных пород Чикой-Хилокской рифтогенной впадины в Забайкалье // Геология и геофизика. 1999. Т.40. № 4. С.583-591.
13. Гордиенко И.В., Климук B.C., Цюань Хень. Верхнеамурский вулкано-плутонический пояс Восточной Азии // Геология и геофизика. 2000. Т.41. № 12. С. 1655-1669.
14. Гусев Г.С., Хаин В.Е. О соотношениях Байкало-Витимского, Алдано-Станового и Монголо-Охотского террейнов (юг средней Сибири) // Геотектоника. 1995. №5. С.68-82.
15. Диденко А.Н., Моссаковский А.А., Печерский и др. Геодинамика палеозойскихокеанов Центральной Азии // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. №7-8. С. 59-75.
16. Дриль С.И., Кузьмин М.И. Геохимия пород Береинской палеоостровной дуги в центральном секторе Монгол о-Охотского складчатого пояса // Доклады РАН. 1998. Т.390. №2. С.241-245.
17. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Моралев В.М. Глобальная тектоника магматизм и металлогения. М.: Недра, 1976. 231 с.
18. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн.1. 328 с.
19. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М. и др. Террейны Восточной Монгололии и Центрального Забайкалья и развитие Монголо-Охотского складчатого пояса// Геология и геофизика. 1998. №1. С.11-25.
20. Зубков В.Ф., Вольский А.С. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1: 500 000. Лист N-52-B. Ленинград: Ленинградская картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 1984.
21. Зубков В.Ф., Турбин М.Т. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1: 500 000. Лист N-52-Г. Ленинград: Ленинградская картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 1984.
22. Иванов А.В., Рассказов С.В., Масловская М.Н., Демонтерова Е.И. и др. Раннеюриский возраст и средне-позднеюрское тектоническое экспонирование гранитоидов выступа фундамента в северной части Амуро-Зейской впадины: Rb-Sr и
23. К-Ar изотопные данные // Тихоокеанская геология.2003. Т.22. №4. С.83-92.
24. Казимировский М.Э., Дриль С.И., Сандимирова Г.П. Сравнительная геохимия и возраст палеозойских гранитоидов Западно-Становой зоны Забайкалья // Геология и геофизика. 2000. Т.41. №7. С.990-1002.
25. Казимировский М.Э., Сандимирова Г.П., Банковская Э.В. Изотопная геохронология|палеозойских гранитоидов Селенгино-Становой горной области // Геология игеофизика. 2002. Т.43. №11. С.973-989.
26. Карсаков Л.П. Раннедокембрийские комплексы в структуре Восточной Азии. Диссертация докт. геол.-мин. наук в виде научного доклада. Хабаровск, 1995. 88 с
27. Карсаков Л.П., Махинин А.В., Михалевский А.П., Остапчук В.П. Баладекский выступ, его магматические комплексы и структурное положение (западное Приохотье) // Тихокеанская геология. 1987. №1. С.92-110.
28. Кириллова Г.Л., Турбин М.Т. Формации и тектоника Джагдинского звена Монголо-Охотской складчатой области. М.: Наука, 1979. 113 с.
29. Книппер А.Л. Океаническая кора в структуре Альпийской складчатой области (юг ., Европы, западная часть Азии и Куба). М.: Наука,1975. 208с.1.
30. Книппер А.Л., Шараськин А.Я., Савельева Г.Н. Геодинамические обстановкиформирования офиолитовых разрезов разного типа // Геотектоника. 2001. №4. С.З-21.
31. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Котов А.Б., Козаков И.К., Сальникова Е.Б. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Sm-Nd-изотопные данные // Геохимия. 1996. № 8. С. 699-712.
32. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Будников С.В. и др. Корообразующие магматические процессы при формировании Центрально-Азиатского складчатого пояса: Sm-Nd изотопные данные // Геотектоника. 1999. №3. С.21.
33. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Сальникова Е.Б., Будников С.В. и др. Источники магматических пород и происхождение раннемезозойского тектономагматического ареала Монголо-Забайкальской магматической области: 2. Петрология и геохимия //
34. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Диденко А.Н. и др. Возраст и геодинамическая обстановка формирования высокотемпературных метаморфических комплексов Южно-Монгольского пояса // Геология и геофизика. 2004. Т.45. №4. С.519-524.
35. Козлов В.Д., Ефремов С.В., Дриль С.И., Сандимирова Г.П. Геохимия, изотопная геохронология и генетические черты Верхнеундинского гранитного батолита (Восточное Забайкалье) // Геохимия. 2003. №3. С. 408-424.
36. Колман Р.Г. Офиолиты. М: Мир, 1979. 262 с.
37. Коссовская А.Г. Современное состояние и проблемы изучения минеральных преобразований пород океанической коры / Минеральные преобразования пород океанической коры. М.: Наука, 1984. С.3-13.
38. Костицын Ю.А. Rb-Sr изотопная система в гранитах Алтынтау (Центральные Казылкумы): открытая в породах и закрытая в полевых шпатах // Геохимия. 1991. №10. С.1437-1443.
39. Кравчинский В.А., Сорокин А.А. Палеомагнетизм палеозойских отложений Ольдойского прогиба // Доклады РАН. 2001. Т.376. №6. С. 789-793.
40. Красный Л.И. Основные вопросы тектоники Хабаровского края и Амурской области. Матер. ВСЕГЕИ. Нов.сер. Л. 1960, Вып. 37. 31с.
41. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск: Наука. 1985. 200с.
42. Кузьмин М.И., Альмухамедов А.А. Особенности вещественного состава коры Уральского палеоокеана на примере офиолитов Южных Мугоджар // Геохимия магматических пород современных и древних активных зон. Новосибирск: Наука, 1987. С. 148-157.
43. Кузьмин М.И., Филиппова И.Б. История развития Монголо-Охотского пояса в среднем-позднем палеозое и мезозое // Строение литосферных плит (взаимодействие плит и образование структур Земли). М.: Наука, 1979. С. 189-226.
44. Ларин A.M., Котов А.Б., Ковач В.П., Глебовицкий В.А. и др. Этапы формирования континентальной коры центральной части Джугджуро-Становой складчатой области (Sm-Nd изотопные данные по гранитоидам) // Геология и геофизика. 2002. Т.43. №4. С.395-399.
45. Магматические горные породы. Т.З. Основные породы. М.: Наука, 1985. 488 с. ^ 50. Магматические горные породы. Т.5. Ультраосновные породы. М.: Наука, 1988. 508 с.
46. Мартынюк М.В., Рямов С.А., Кондратьева В.А. Объяснительная записка к схеме корреляции магматических комплексов Хабаровского края и Амурской области. Хабаровск, 1990. 215 с.
47. Матвеенков В.В. Морфология лав и петрология базальтов срединно-океанических хребтов с разными скоростями спрединга // Геотектоника. 1983. №4. С.26-36.
48. Мисник Ю.В., Шевчук В.В. Восточно-Забайкальская древняя глыба и ее роль в формировании региональной структуры // Геотектоника. 1980. №5. С.25-37.
49. Моисеенко В.Г., Сахно В.Г. Плюмовый магматизм и минерагения Амурской мегаструктуры. Благовещенск: АмурКНИИ, 2000. 160с
50. Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. №6. С.3-32.
51. Нагибина М.С. Стратиграфия и формации Монголо-Охотского пояса. М.: ГИН АН СССР, 1969. 400с.
52. Натальин Б.А. Мезозойская аккреционная и коллизионная тектоника юга Дальнего Востока СССР // Тихоокеанская геология. 1991. №5. С.3-23.
53. Натальин Б.А. Офиолиты джагдинского сегмента Монголо-Охотской складчатой системы // Офиолиты восточной окраины Азии: Тез. докл. Хабаровск: ДВО АН СССР. 1986. С.69-71.
54. Натальин Б.А., Борукаев Ч.Б. Мезозойские сутуры на юге Дальнего Востока СССР // Геотектоника. 1991. № 1. С.84-97.
55. Натальин Б.А., Попеко Л.И. Палеозой галамского сегмента Монголо-охотской складчатой системы // Тихоокеанская геология. 1991. №2. С. 81-88.
56. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 192с.
57. Парфенов JI.M., Нокленберг У.Дж., Ханчук А.И. Принципы составления и главные подразделения легенды геодинамической карты Северной и Центральной Азии, юга рассийского Дальнего Востока, Кореи и Японии // Тихоокеанская геология. 1998(6). С.3-13
58. Парфенов JI.M., Попеко Л.И., Томуртогоо О. Проблемы тектоники Монголо-Охотского орогенного пояса// Тихоокеанская геология. 1999. Т.18. №5. С.24-43.
59. Парфенов JI.M., Берзин Н.А., Ханчук А.И., Бадарч Г. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. С.7-41.
60. Пейве А.В. Океаническая кора геологического прошлого // Геотектоника. 1969. № 4. С. 5-23.
61. Петров Б.В., Макрыгина В.А. Геохимия регионального метаморфизма и ультраметаморфизма. Новосибирск: Наука, 1975. 326 с.
62. Пирс Дж.А., Липпард С.Дж., Роберте С. Особенности состава и тектоническое значение офиолитов над зоной субдукции / Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С.134-165.
63. Пономарчук В.А., Лебедев Ю.Н., Травин А.В., Морозова И.П. и др. Применение тонкой магнитно-сепарационной технологии в K-Ar, 40Ar-39Ar, Rb-Sr методах датирования пород и минералов // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. №1. С.55-64
64. Попеко Л.И., Натальин Б. А., Беляева Г.В., Котляр Г.В., Шишкина Г.Р. Палеобиогеографическая зональность палеозоя и геодинамика юга Дальнего Востока России //Тихоокеанская геология. 1993. №5. С.19-30.
65. Решения IV межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и восточного Забайкалья. Комплект схем. Хабаровск, 1994.
66. Роганов Г.В., Визгалов В.И. История развития Баладекской шовной зоны (северные отроги хр. Джагды) / Геология Дальнего Востока. Хабаровск: ДВНЦ АН СССР, 1972.
67. Руженцев С.В., Поспелов И.И., Бадарч Г. Тектоника индосинид Монголии // Геотектоника. 1989. №6. С. 13-27.
68. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги всовременной океанической коре. М.: Наука, 1987. 206с.
69. Сорокин А.А. Геохимия и геодинамическая позиция магматических пород центрального сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса. Автореф. канд. дис-ии. Иркутск: Ин-т геохимии СО РАН, 1992. 27с.
70. Сорокин. А.А. Палеозойские аккреционные комплексы восточного сегмента Монголо- Охотского складчатого пояса// Тихоокеанская геология. 2001. Т.20. №6. С. 31-36.
71. Сорокин А.А., Дриль С.И., Кузьмин М.И. Геохимия пород и палеогеодинамическое положение Янканского офиолитового комплекса Монголо-Охотского складчатого пояса // Геодинамика и эволюция Земли. Материалы науч. конф. РФФИ. Новосибирск, 1996. С.67-69.
72. Сорокин А.А., Дриль С.И. Янканский офиолитовый комплекс Монголо-Охотского складчатого пояса: петрология и геодинамическая позиция // Тихоокеанская геология. 2002 а. Т.21. №6. С.46-60
73. Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Сорокин А.П. Фрагменты палеозойских активных окраин южного обрамления Монголо-Охотского пояса (на примере северо-восточной части Аргунского террейна, Приамурье) // Доклады РАН. 2002 б. Т. 387. № 3. С. 382386.
74. Сорокин А.А., Пономарчук В.А., Дербеко И.М., Сорокин А.П. Новые данные по геохронологии магматических ассоциаций Хингано-Олонойской вулканической зоны (Дальний восток) // Тихоокеанская геология. 2004 б. Т.23. № 2. С. 52-62.
75. Сорокин A.A., Пономарчук В.А., Сорокин А.П., Козырев С.К. Геохронология и корреляция мезозойских магматических образований северной окраины Амурского супертеррейна// Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2004 в. Т. 12. № 6. С.38-54.
76. Сорокин А.А. Кудряшов Н.М., Ли Цзиньи. U-Pb геохронология гранитоидов октябрьского комплекса Мамынского террейна (Приамурье) // Тихоокеанская геология. 2004 д. №5. С.54-67.
77. Сухов В.И. Региональные ру дно-магматические системы Приамурья / Магматогеннорудные системы. Владивосток: ДВНЦ СССР, 1979. С.45-60.
78. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 380с.
79. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Бородина Н.С., Монтеро М.Р. Анатексис базитов в зоне палеосубдукции и происхождение анортозит-плагиогранитной серии платиноносного пояса Урала // Геохимия. 1998. № 8. С. 768-781.
80. Ханчук А.И. Палеогеодинамический анализ формирования рудных месторождений Дальнего Востока России / Рудные месторождения континентальных окраин. Владивосток: Дальнаука, 2000. С.5-34.
81. Чжан Хун, Чжао Чуньцзин, Яо Ичжэн, Цюань Хэн. Динамические основы мезозойского вулканизма в северной части Большого Хингана // Тихоокеанская геология. 2000. Т. 19. №1. С. 109-117.
82. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Иванов В.Г. Внутриплитная позднемезозойская-кайнозойская вулканическая провинция центральной-восточной Азии проекция горячего поля мантии // Геотектоника. 1995. №5. С.41-67.
83. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П. и др. Nd-изотопная систематика коровых магматических протолитов Западного Забайкалья и проблема рифейского корообразования в центральной Азии // Геотектоника. 1999. №4. С.3-20.
84. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. 2000. №5. С.3-29.
85. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Е.Б. Сальникова и др. Тектоно-магматическаязональность, источники магматических пород и геодинамика раннемезозойской Монголо-Забайкальской области // Геотектоника. 2002. № 4. С. 42-63.
86. Bailey J.C., Frolova T.I., Burikova I.A. Mineralogy, geochemistry and pedogenesis of Kurile island-arc basalts // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1989. 102. P.265-280.
87. Bin Chen, Bor-ming Jahn, S. Wilde, Bei Xu. Two contrasting Paleozoic magmatic belt in northern Inner Mongolia, China: petrogenesis and tectonic implications // Tectonophysics. 2000. V.328. P.157-182.
88. Bor-ming Jahn, Fuyuan Wu, R.Capdevila, F.Martineau, Zhenhua Zhao, Yixian Wang. 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.
89. Chun-Sheng Wei, Yong-Fei Zheng, Zi-Fu Zhao. Hydrogen and oxygen isotope geochemistry of A-type granites in the continental margins of eastern China // Tectonophysics. 2000. V.328. P.205-227.
90. Chappell B.W., White A.J.R. Two contrasting granite types // Pacific Geology. 1984. N 8. P. 173-174.
91. Derbeko I.M., Sorokin A.A., Ponomarchuk V.A., Sorokin A.P. Timing of Mesozoic magmatism in Khingan-Okhotsk volcano-plutonic belt (Russian Far East) // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2004. V.68. Iss. 11. Suppl. 1. P. A226.
92. Dril S.D., Kuzmin M.I., Tsipukova S.S., Zonenshain L.P. Geochemistry of basalts from the western Woodlark, Lau and Manus basins: implications for their petrogenesis and source rock compositions // Marine Geology. 1997. V.142. P.57-83.
93. Enkin, R.J., Z. Yang, Y. Chen, and V. Courtillot. Paleomagnetic constraints on the geodynamic history of the major blocks of China from the Permian to the Present // Journal of Geophysical Research. 1992. V.97. P. 13.953-13.989.
94. Fu-yuan Wu, B-M Jahn, S. Wilde, De-you Sun. Phanerozoic crustal growth: U-Pb and Sr-Nd isotopic evidence from the granites in northeastern China // Tectonophysics. 2000. V.328. P.89-113.
95. Fu-yuan Wu, De-you Sun, Huimin Li, B-M Jahn, S. Wilde. A-type granites in Northeastern
96. China: age and geochemical constraints on their petrogenesis // Chemical Geology. 2002. V.187. P.143-173.
97. Gilder S.A., Courtillot V. Timing of the North-South China collision from new middle to late Mesozoic Paleomagnetic data from the North China Block // Journal of Geophysical Research. 1997. V.102. P.17.713-17.722.
98. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematic of rivers water suspended material: implications for crustal evolution // Earth and Planet Science Letters. 1988.V.87. P.249-265.
99. Gruau G., Bernard-Criffiths J., Lecuyer C. The origin of U-shaped rare earth patterns in ophiolite peridotites: Assessing the role of secondary alteration and melt/rock reaction // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1998. V.62. N21/22. P.3545-3560.
100. Hart S.R., Staudigel H. Isotopic characterization and identification of recycled components / Crust/Mantle Recycling at Convergence Zones. S.R. Hart and L. Gulen (eds),. Kluwer Academic Publishers. 1989. P.15-28.
101. Hawkins J.W., Melchior J.T. Petrology of Mariana Trough and Lau Basin Basalts // Journal of Geophysical Research. 1985. V. 90. P.l 1431-11468.
102. Hong D.W., Huang H.Z., Xiao Y.J., Xu H.M., Jin M.Y. Permian alkaline granites in central Inner Mongolia and their geodynamic significance // Acta Geologica Sinica. 1995. V.8. P.27-39.
103. Huang, B.C., Y. Otofuji, Z.Y. Yang and R. Zhu, New Silurian and Devonian palaeomagnetic results from the Hexi Corridor terrane, Northwest China and their tectonic implications // Geophysical Journal International. 2000. V.140. P.132-146.
104. Irvine T.N., Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks // Canadian Journal Earth Science. 1971. V.8. P. 523-528.
105. Jakobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth and Planet Science Letters. 1984. V.67. P.137-150.
106. Kravchinsky V.A., Cogne J.-P., Harbert W., Kuzmin M.I. Evolution of the Mongol-Okhotsk ocean whith paleomagnetic data from the suture zone // Geophysical Journal International 2002(a). V.148. P.34-57.
107. Kravchinsky V.A., Sorokin A.A., Courtillot V. Paleomagnetism of Paleozoic and Mesozoic sediments of southern margin of Mongol-Okhotsk ocean, Far East of Russia // Journal of Geophysical Research. Solid Earth. 20026.V.107. №B-10. P. 10.1-10.22.
108. Krogh Т.Е. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of'zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1973. V.37. P.485-494.
109. Le Bas M., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B. A chemical classification of volcanic rocks based on the total-silica diagram // Journal of Petrology. 1986. V.27. P. 745750.
110. Lee Y.S., Nishimura S., Min K.D. Paleomagnetotectonic of East Asia in Proto-Tethys Ocean//Tectonophysics. 1997. V.270. P.157-166.
111. Ludwig K.R. ISOPLOT for MS-DOS, version 2.50 // U.S. Geol. Survey Open-File Rept. 88-557. 1991(a). 64p.
112. Ludwig K.R. PbDat for MS-DOS, version 1.21 // U.S. Geol. Survey Open-File Rept. 88542. 1991(6). 35p.
113. Ludwig K.R. SQID 1.02 // Barkeley Geochronology Center. Spec. Publ. №2. 2001. 19 P.
114. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geological Society of America Bulletin. 1989. V.101. P.635-643.
115. Mattinson J.M. A study of complex discordance in zircons using step-wise dissolution techniques // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1994. V.l 16. P. 117-129.
116. McDonough, Sun S-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. V.l 20. Is. 3-4. P. 223-253.
117. Miyashiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins // The American Journal of Science. 1974. V.274. P.321-355.
118. Natal'in B.A. History and model of Mesozoic accretion in Southeastern Russia // Island Arc. 1993. V.2. P.32-48.
119. Nelson D.R. Compilation of SHRIMP U-Pb zircon geochronology data, 1996. Geological of Western Australia Record 1997/2. 189 p.
120. Nokleberg W.J., Parfenov L.M., Monger J.W.H. et al. Circum-North Pacific tectonostratigraphic terrane map: US Geological Survey, Open File Report 94, 1994. 433p., 2 sheets scale 1:500000; 2 sheets scale 1:10000000.
121. Nokleberg W.J., Parfenov L.M., Monger J.W.Y. Phanerozoic tectonic evolution of the Circum-North Pacific. U.S. Department of the Interior, U.S. Geological Survey Professional Paper 1626, 2001. 122 p.
122. O'Connor J. T. A classification for quartz-rich igneous rocks based on feldspar ratios. U.S. Geological Survey Professional Paper 525-B, 1965. P. 79-84.
123. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination of granitic rocks I I Journal of Petrology. 1984. V25. Pt.4. P956-983.
124. Price R.C., Johnson L.E., Crawford A.J. Basalts of the North Fiji Basin: the generation of back arc basin magmas by mixing of depleted and enriched mantle sources // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1996. V.105. N1. P.106-121.
125. Pruner, P., Paleomagnetism and paleogeography of Mongolia in the Cretaceous, Permian and Carboniferous final report // Physics Earth Planet. Interiors. 1992. V. 70. P.169-177.
126. Scotese C.R. Continental drift, Phanerozoic plate tectonic reconstructions, Arlington, University of Texas. Department of geology. Paleomap Progress Report 36, edition 7 (CD-ROM). 1977.
127. Sengor A.M.C., Natal'in B.A. Peleotectonics of Asia: fragments of a synthesis / The tectonic evolution of Asia. Cambridge University Press. 1996. P.486-640.
128. Shervais J.W. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas // Earth and Planet Science Letters. 1982. V.59. P.101-118.
129. Smethurst M.A., Khramov A.N., Torsvik Т.Н. The Neoproterozoic and Paleozoic paleomagnetic data for the Siberian platform: from Rodinia to Pangea // Earth Science Reviews. 1998. V.43. P.l-21.
130. Sorokin A.A., Ponomarchuk V.A. Umlekan-Ogodzha Early Cretaceous magmatic belt (North margin of the Amurian superterrane): duration of magmatism // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2002. V.66. №»15A. Supl.l. P. A728.
131. Sorokin A.A., Kudryashov N.M. Paleozoic magmatism in the North-Eastern margin of the Argun terrane: timing and tectonic implications (Upper Amur Region) // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2004. V.68. Iss. 11. Suppl. 1. P.A685.
132. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planet Science Letters. 1975. V.26. N.2. P.207-221.
133. Steiger R.H., Jager E. Subcomission of Geochronology: convension of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth and Planet Science Letters. 1976. V.36. N.2. P.359-362.
134. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes / Magmatism in the Ocean Basins. Geol. Soc. Sp. Pub. №42. Blackwell Scientific Publ., 1989. P.313-346.
135. Taylor S. R., McLennan S.M. The continental crust: Its composition and evolution. Blackwell Scientific Publ., 1985. 312 p.
136. Van der Voo R., Spaknan W., Bijwaard H. Mesozoic subducted slabs under Siberia // Nature. 1999. V.397. N21. P.246-249.
137. Wei-Ming Fan, Feng Guo, Yue-Jun Wang, Ge Lin. Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of post-orogenic extension in northern Da Hinggan Mountains, northeastern China // Journal of volcanology and geothermal research. 2003. V. 121. P. 115-135.
138. Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1987. V.5. P.407-419.
139. Williams I.S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe // Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing process. Rev. Economic Geoleology. 1998. №7. P.l-35.
140. Wilde S.A., Xingzhou Zhang, Fuyuan Wu. Extension of a newly identified 500 Ma metamorphic terrane in North East China: further U-Pb SHRIMP dating of the Mashan Complex, Heilogjiang Province, China // Tectonophysics. 2000. V.328. P. 115-130.
141. Zeigler A.M, Ress P.M., Rowley D.B., Bekker A., Qing L., Hulver M.L. Mesozoic assembley of Asia: constraints from fossil floras, tectonics, and paleomagnetism / The tectonic evolution of Asia. Cambridge University Press, 1996. P.371-400.
142. Zhao Guolong, Yang Guilin, Fu-jiayou, Yang Yuzuo. The Mesozoic volcanic rocks in moddle and southern parts of Daxing'Anling Range. Beijing: Science and Technology Publishing House, 1989 (in Chinese).
143. Zhao XiXi, Сое Robert S., Zhou Yaoxiu et al. New paleomagnetic results from Northern China: collision and suturing with Siberia and Kazakhstan // Tectonophysics. 1990. V. 181. N1-4. P.43-81.
144. Zhao XiXi, Сое Robert S., Gilder S. A., Frost G.M. Paleomagnetic constrains on the paleogeography of China: Implication for Gondwanaland // Australian Journal of Earth Sciences. 1996. P.634-672.1. Фондовая литература*
145. Васькин А.Ф. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1: 500 000. Лист N-53-B. Министерство геологии СССР. Ленинград: ВСЕГЕИ, 1984.
146. Васькин А.Ф. Легенда Буреинской серии листов Госгеолкарты-200 (издание второе). Хабаровск, 1998. 22с.
147. Васькин А.Ф., Пятилетов В.Г., Соболев Л.П. Обосновать биостратиграфическое верхнепротерозойских-нижнепалеозойских отложений Норско-Сухотинского прогиба и Янкано-Джагдинской зоны на территории Амурской области. Хабаровск: ДВИМС, 1992. 90с.
148. Зубков В.Ф. Государственная геологическая карта СССР м-ба 1:200 000. Лист N-53-XXVI. М.: МинГео, 1981.116с.
149. Карсаков Л.П., Рыбалко В.А. и др. Материалы по геохронологическому изучению геологических комплексов Амурской области. Т.1. АТГФ, 1992.
150. Козак З.П., Кошеленко В.В., Маметов В.М. Отчет о результатах АФГК масштаба 1:50 000 зоны БАМ в бассейнах рек Дугда, Нора, Унья, Уда (Дугдинская партия). Хабаровск: Дальгеология, 1984. 2 кн. - 363 е., - 107 гр.пр.
151. Ссылки на данные рукописные работы сделаны с разрешения владельца ФГУ ТФИ МПР РФ по Амурской области
152. Кошков Ю.В., Шейкина И.С., Вахтомина Н.Д. Отчет по составлению легенды Зейской серии листов Госгеолкарты-200 (издание второе). Благовещенск: „Амургеология", 1998. 153с.
153. Ляховкин Ю.С., Крыжевич С.С. Отчет о результатах АФГК масштаба 1:50 000 зоны Зея-Нора территории листов N-52-52, -78, -79, -90-А, Б, N-52-91, 92-В, Г, -93-В, Г, -94-В, 104-А, Б, В, - 105-А, Б, - 106-А, Б. Зея: ЗГСЭ, 1979. 170с.
154. Мамонтов Ю.А. Геологическая карта СССР и карта полезных ископаемых с объяснительной запиской масштаба 1: 200 000 на лист N- 53-ХХ. М.: Мингео СССР, 1975. 54с.
155. Махинин А.В. Легенда Тугурской серии листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000 (издание второе). Утверждена Протоколом НРС МПР РФ № 45-2 от 12.09.2000г. Хабаровск: ФГУГГП "Хабаровскгеология", 2000. 109с.
156. Петрук Н.Н., Беликова Т.В., Дербеко И.М. Геологическая карта Амурской области масштаба 1: 500 000 с объяснительной запиской. Благовещенск: ФГУГП "Амургеология", 2001. 227с.
157. Сорокин А.П. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 ООО. Серия Амуро-Зейская. Лист M-52-I. Объяснительная записка. М.: Недра. 1975(a). 108с.
158. Сорокин А.П. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Амуро-Зейская. Лист M-52-II. Объяснительная записка. М.: Недра, 1975. 90 с.
159. Сидоров Ю.Ф. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Амуро-Зейская. Листы M-52-VII, VIII. Объяснительная записка. М.: Недра, 1981. 125 с.
-
Сорокин, Андрей Анатольевич
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Благовещенск, 2005
-
ВАК 25.00.01
- Геодинамика золоторудных районов юга Восточной Сибири
- Палеомагнетизм горных пород Монголо-Охотского складчатого пояса
- Геодинамические обстановки осадконакопления палеозойских терригенных пород Ольдойского террейна
- Петрологические индикаторы тектонической эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса (северо-восточный сегмент)
- Позднемезозойский вулканизм Приамурья
