Vendian and Permian-Triassic plagiogranite magmatism of the Ust’-Belaya Mountains, West-Koryak fold system, Northeastern of Russia

Cover Page

Abstract


Vendian and Permian-Triassic plagiogranite magmatism is distinguished for Ust’-Belsky and Algansky terranes of West-Koryak fold system. U–Pb zircon ages from Vendian and Permian-Triassic plagiogranites are 556 ± 3 Ma (SIMS), 538 ± 7 Ma (LA–ICP–MS) and 235 ± 2 Ma (SIMS) consequently. It is revealed, that Vendian and Permian-Triassic plagiogranites are mainly low-K and low-Al. Sr–Nd isotopy and rare-earth element patterns allow supposing their formation by partial melting of primarily mantle substrate or by fractional crystallization of basic magma. Vendian plagiogranites formed within active margin in ensimatic island arc simultaneously with deposition of lower part of volcanic-sedimentary complex of Otrozhninskaya slice. We suggest the Permian-Triassic plagiogranites were being formed within the limits of Ust’-Belsky segment of Koni-Taigonos arc during partial melting of melanocratic ophiolite material build up as fragments in accretionary structure of that arc or by fractional crystallization of basic magmas melted from the similar substrate.


Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Изучение разноформационных комплексов Усть-Бельского и Алганского террейнов Западно-Корякской складчатой системы открывает перспективу расшифровки аккреционного роста Азиатского континента для длительного геологического периода времени, начиная от карбона до раннего мела [15, 24, 31–33]. Для позднемезозойских комплексов установлен латеральный ряд палеоструктур активной окраины. Относительно геодинамических интерпретаций более древних комплексов ситуация менее однозначная.

К среднепалеозойской офиолитовой ассоциации Усть-Бельских гор относят ультрамафит-мафитовые породы различных покровных структур и сопряженные с ними вулканогенно-осадочные породы [2, 14, 21, 26, 27], при этом надежные геохронологические данные о возрасте офиолитов не были получены. Исследования среднепалеозойских вулканогенно-осадочных пород последних лет [15, 17] ставят под сомнение их генетическую связь с перидотитами и существование единой офиолитовой ассоциации. В данном контексте, принципиальное значение имеют вендские (544–585 млн лет) U–Pb датировки плагиогранитов [35] и лейкодиоритов [11], пространственно ассоциирующих с перидотитами Усть-Бельского массива. Они указывают на существенно более древний возраст гипербазитовых комплексов, чем считалось ранее и на существование в регионе древних фрагментов Палеопацифики.

Существуют различные точки зрения относительно природы ультрабазитов Усть-Бельского террейна и вендских плагиогранитов. По мнению С.А. Паланджяна [23, 24] перидотиты Усть-Бельского массива сходны по составу с породами субконтинентальной верхней мантии и перидотитами океанической литосферы, примыкающей к пассивной окраине. Формирование перидотитов Усть-Бельского массива происходило на ранней стадии спрединга энсиалического бассейна, заложению которого предшествовали растяжение и утонение континентальной литосферы. Вендские плагиограниты, по мнению автора, отражают завершающие фазы формирования коровой последовательности офиолитов, а возраст мантийных кумулятов позднерифейский [23, 24].

Г.Е. Некрасов отмечал, что в структуре Усть-Бельского террейна совмещены два офиолитовых разреза — отрожненский и усть-бельский [21]. Отрожнинские офиолиты были отнесены им к коре среднепалеозойского спредингового центра, образованного внутри более древней океанической плиты, фрагментом которой является усть-бельский комплекс. В работах [4, 11] ультрамафит-мафитовые породы рассматриваются, как глубинные части субконтинентальной литосферной мантии, претерпевшей интенсивное частичное плавление в результате ее взаимодействия с надсубдукционными расплавами.

Представления о геодинамической обстановке формирования вендских гранитоидов в настоящий момент отсутствуют. При имеющихся противоречиях в интерпретации природы гипербазитов изучение гранитоидов может дать дополнительную информацию для геодинамических построений позднедокембрийского этапа развития региона.

Позднепалеозойский–раннемезозойский магматизм Усть-Бельского и Алганского террейнов остается слабо изученным. Пермо-триасовый этап (260–226 млн лет) плагиогранитного магматизма Усть-Бельского и Алганского террейнов предполагается на основе U–Pb датирования плагиогранитов из блоков в серпентинитовом меланже [18, 24, 42]. Для пород обоих террейнов устанавливается метаморфическое событие в среднем триасе или на рубеже перми и триаса [12, 18]. Геохимические исследования пермо-триасовых плагиогранитов ранее не проводились.

Плагиограниты являются надежным источником информации о возрасте офиолитов Усть-Бельского террейна. Плагиограниты широко развиты в пределах Усть-Бельского и Алганского террейнов, их изучение представляется перспективным для датирования вмещающих ультрабазит-габбровых комплексов и выяснения геодинамических обстановок формирования. Кроме того, предварительные данные [11, 17, 24, 35, 42] указывали на возможность существования нескольких этапов плагиогранитного магматизма.

В статье представлены данные о структурном положении плагиогранитных комплексов Усть-Бельского и Алганского террейнов, их петро-геохимическом и Sr–Nd-изотопном составе, приведены результаты U–Pb SIMS датирования цирконов, геодинамических обстановках проявления плагиогранитного магматизма.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Район Усть-Бельских гор имеет покровно-складчатое строение юго-восточной вергентности. Породы аллохтона обнажены на северо-западе, и включены в состав Усть-Бельского террейна Западно-Корякской складчатой системы (ЗКСС). Породы параавтохтона относятся к Алганскому террейну Анадырско-Корякской складчатой системы (АКСС) [2, 10, 19, 29, 32, 33]. Система покровов с несогласием перекрыта отложениями позднего альба и сеномана–турона [32, 34].

Большую часть Усть-Бельского террейна занимает одноименный габбро-гипербазитовый массив, который расположен в его северной части (рис. 1). Массив представляет собой покров и занимает верхнее структурное положение (рис. 2). Ниже выделяются пластины, сложенные:

  • терригенными породами средней юры (Мавринская),
  • терригенными породами поздней юры — раннего мела (Удачнинская);
  • серпентинитовым меланжем (Толовская пластина);
  • серпентинитовым меланжем, габбро-гипербазитами, вулканитами основного состава и вулканогенно-осадочными породами позднего палеозоя (Отрожнинская пластина) [2, 15].

Габбро-гипербазиты Усть-Бельского покрова и Отрожнинской пластины рассматривались как полные аналоги [2], их возраст основывался на предположении о согласном залегании на них вулканогенно-осадочных пород девона — раннего карбона. По данным авторов [17] вулканогенно-осадочный комплекс Отрожнинской пластины находится в аллохтонном залегании (рис. 3). В последнее время опубликован ряд геохронологических данных о докембрийском возрасте Усть-Бельского массива.

 

Рис. 1. Схема геологического строения Усть-Бельских и Алганских гор (с использованием данных [2, 5, 6, 27]).

1 — четвертичные отложения; 2 — кайнозойские отложения; 3–5 — Алганский террейн (относительный автохтон): 3 — серпентинитовый меланж, верхняя пластина, 4 — вулканогенно-туфотерригенный породы нижней пластины; 5 — альб-туронские отложения перекатнинской свиты (неоавтохтон); 6 — терригенные образования средней юры — раннего мела (Мавринская, Удачнинская пластины); 7–10 — Отрожнинская пластина: 7 — серпентинитовый меланж; 8 — основные вулканиты; 9 — вулканогенно- осадочные породы, не датированные фауной; 10 — вулканогенно- осадочные породы, содержащие фауну девона — раннего карбона; 11 — тела меланжей, содержащие фрагменты позднепротерозойской-раннемезозойской коры (включает Толовскую пластину); 12–13 — породы Усть-Бельского (север) и Эльденырского (юг) массивов: 12 — гипербазиты, 13 — габброиды; 14 — дайки габбро, долеритов, кварцевых диоритов, диорит-порфиритов; 15 — согласные границы, 16 — несогласные границы; 17 — надвиги; 18 — предполагаемые разломы; 19 — точки опробования плагиогранитов; 20 — положение детальных схем геологического строения

 

Рис. 2. Тектоно-стратиграфические колонки для района Усть-Бельских гор.

1 — габбро; 2 — гипербазиты; 3 — плагиограниты, тоналиты; 4 — кварцевые диориты; 5 — серпентинитовый меланж; 6 — сланцы по вулканогенно-осадочным породам; 7 — туфо-терригенные породы средней юры, верхней юры — нижнего мела; 8 — вулканогенно-осадочные породы венда (?); 9 — осадочные породы верхнего палеозоя; 10 — базальты; 11 — надвиги; 12 — U–Pb датировки акцессорных цирконов, млн лет; 13 — нижний возраст осадконакопления, по данным U–Pb датирования обломочных цирконов, млн лет; 14 — результаты Ar–Ar и K–Ar датирования, млн лет

 

Рис. 3. Геологическая карта района г. Отрожная (с использованием данных [2, 5], с изменениями и дополнениями).

1 — четвертичные отложения; 2 — кайнозойские отложения; 3 — терригенные породы средней юры — раннего мела (Мавринская пластина); 4 — туфотерригенные пород поздней юры — раннего мела (Удачнинская пластина); 5–8 — породы вулканогенно-осадочного комплекса Отрожнинской пластины: 5 — переслаивание черных алевролитов, песчаников, известняков, конгломератов, турнейского–визейского возраста; 6 — переслаивание черных алевролитов, песчаников, известняков, конгломератов и туфов эйфельского (?)-фаменского возраста; 7 — переслаивание туфов среднего состава, андезитов и песчаников; 8 — переслаивание алевролитов, туфов, туфогравелитов и песчаников; 9–11 — породы основания Отрожнинской пластины: 9 — вулканогенный комплекс, базальты, долериты, лавобрекчии, 10 — габбро — гипербазитовый комплекс, 11 — серпентинитовый меланж с блоками гипербазитов и мезозойских терригенных пород; 12 — дайки габбро, долеритов, кварцевых диоритов, диорит-порфиритов; 13 — стратиграфические контакты; 14–15 — надвиги: 14 — установленные, 15 — предполагаемые; 16 — разломы; 17 — точки опробования плагиогранитов

 

Так, Sm–Nd возраст оливиновых пироксенитов по валовому составу и четырем минералам составляет 892 ± 200 млн лет, без фракции роговой обманки составляет 884 ± 38 млн лет [20]. U–Pb датирование цирконов из линзообразных и жилообразных тел плагиогранитов и диоритов в габброидах и кумулятах Усть-Бельского массива позволило установить их вендский возраст: 556 ± 12 [35] и 575 ± 10 млн лет [11] (см. рис. 1).

В серпентинитовом меланже Толовской пластины присутствуют блоки метаперидотитов, габбро, амфиболитов, глинистых сланцев, метапесчаников, метавулканитов, милонитизированных плагиогранитов, метаморфизованных яшм. Ar–Ar (амфибол) и K–Ar (вал) возрасты метаморфизма осадочных и вулканических пород составляет 276–236 млн лет [18, 24, 26]. U–Pb возраст плагиогранитов оценен ~ 265-млн лет [24]. Те же плагиограниты содержат зерна (N = 5) древних цирконов (от 1.0 до 2.7 млрд лет), которые С.А.Паланжян [24] рассматривает как ксеногенные.

Все комплексы Отрожнинской пластины [2] прорваны интрузиями кварцевых диорит-порфиритов, габбро, монцогаббро, хотя большинство интрузий распространено среди пород ультрабазит-габбрового комплекса. Интрузии имеют северо-восточное или субмеридиональное простирание. Мощность не превышает первых метров, в редких случаях достигает 13 м.

Ранее плагиограниты из блока в меланже Отрожнинской пластины были датированы как вендские (547 ± 17 млн лет) [42] (табл. 1), плагиограниты из дайки секущией базальты датированы нами как триасовые.

В строении Алганского террейна можно выделить две основные тектонические пластины. В строении структурно нижней пластины участвуют вулканогенно-кремнисто-терригенные комплексы поздней юры — раннего мела. В виде маломощных до 1 м потоков встречаются редкие тела риолитов. Породы разбиты на ряд чешуй, разделенных полимиктовыми меланжами.

 

Таблица 1. Координаты точек опробования и виды аналитических работ для рассматриваемых образцов.

Номер образца

Координаты опробования

Показаны на карте

Вид приведенного анализа

U–Th–Pb изотопия

РФА и ICP-MS

Sm–Nd изотопия

Вендские плагиогранитоиды

250.03/13

N 65°12ʹ06.20ʺ

E 172°56ʹ52.70ʺ

рис. 1

Х [35]

Х

Х

250.04/13

N 65°12ʹ06.20ʺ

E 172°56ʹ52.70ʺ

рис. 1

-

Х

Х

07-134

N 65°07ʹ24.84ʺ

E 172°52ʹ12.84ʺ

рис. 2

Х [42]

Х

Х

07-142

N 65°09ʹ49.56ʺ

E 173°10ʹ58.02ʺ

рис. 3

Х [42]

Х

-

А-12-01

N 65°04ʹ20.20ʺ

E 173°03ʹ30.71ʺ

рис. 3

-

Х

-

А-1195/01

N 65°05ʹ57.62ʺ

E 172°59ʹ48.80ʺ

рис. 3

-

Х

Х

223.02

N 64°58ʹ17.29ʺ

E 173°00ʹ58.90ʺ

рис. 3

Х

-

-

234.02

N 64°59ʹ48.97ʺ

E 172°54ʹ06.38ʺ

рис. 3

Х

Х

-

254.02.

N 65°00ʹ22.02ʺ

E 172°56ʹ27.06ʺ

рис. 3

Х

Х

-

260.01

N 65°02ʹ21.83ʺ

E 172°56ʹ42.82ʺ

рис. 3

Х

Х

-

2149.01

N 64°58ʹ24.63ʺ

E 172°51ʹ58.34ʺ

рис. 3

Х

Х

Х

257.01

N 65°02ʹ00.23ʺ

E 172°58ʹ44.06ʺ

рис. 3

Х

-

-

11-32-5

N 64°48ʹ00.23ʺ

E 173°05ʹ09.07ʺ

рис. 1

Х

-

-

А-1202/01

N 65°05ʹ15.86ʺ

E 173°06ʹ28.40ʺ

рис. 3

Х

Х

-

284.06

N 65°09ʹ35.67ʺ

E 173°09ʹ23.87ʺ

рис. 3

-

Х

-

286.02

N 65°09ʹ12.81ʺ

E 173°08ʹ17.53ʺ

рис. 3

Х

Х

-

Пермо-триасовые плагиогранитоиды

07-121

N 65°08ʹ55.86ʺ

E 172°44ʹ34.20ʺ

рис. 1

Х ([24], номер образца 1124)

Х

Х

07-168

N 65°10ʹ19.32ʺ

E 173°38ʹ0.66ʺ

рис. 1

Х [42]

Х

-

K-4-29

N 65°05ʹ40.40ʺ

E 172°53ʹ05.19ʺ

рис. 2

Х

Х

Х

 

Структурно верхняя пластина представляет собой протяженный в северо-восточном направлении серпентинитовый меланж шириной 7–12 км (рис. 4). В составе меланжа, преобладают блоки вулканогенно-осадочных пород поздней юры — раннего мела, реже встречаются блоки катаклазированных плагиогранитов и тоналитов размером от 5 м до 4 км. U–Pb SIMS датирование показало, что в блоках меланжа преобладают плагиограниты и тоналиты вендского возраста (541–570 млн лет) [24, 28, 42]. В единичном случае установлен триасовый (226 ± 11 млн лет) возраст плагиогранитов из блока в меланжа [18, 42].

 

Рис. 4. Геологическая карта междуречья р. Левая Маврина—р. Утесики, (по данным [6], с изменениями и дополнениями).

1 — четвертичные отложения; 2 — кайнозойские отложения; 3 — альб-туронские отложения перекатнинской свиты; 4 — серпентинитовый меланж; 5 — тектонические чешуи и блоки в меланже вулканогенно-кремнисто-туфотерригенных пород средней юры–раннего мела (Алганская свита); 6–7 — картируемые блоки в меланже: 6 — плагиогранитов, 7 — гипербазитов и габброидов; 8 — дайки плагиогранитов, секущие блоки гипербазитов; 9 — точки опробования плагиогранитов

 

Таким образом, приведенная нами характеристика геологического положения плагиогранитных комплексов в пределах Усть-Бельского и Алганского террейнов, а также авторские данные U–Pb датирования плагиогранитов и опубликованные данные позволяют выделять два этапа плагиогранитного магматизма — вендский и пермо-триасовый.

ПЛАГИОГРАНИТОИДЫ В СТРУКТУРЕ УСТЬ-БЕЛЬСКОГО И АЛГАНСКОГО ТЕРРЕЙНОВ

Вендские гранитоиды. Они были изучены в тектонических блоках меланжей Усть-Бельского и Алганского террейнов, занимающих различное структурное положение.

В пределах нижней пластины Алганского террейна плагиограниты образуют тело размером 3 х 4 м в серпентинитовом меланже, разделяющем пластины мезозойских вулканогенно-осадочных пород (см. рис. 1), был опробован плагиогранит (см. табл. 1, рис. 1, обр. 11-32-5).

В меланже верхней пластины Алганского террейна плагиограниты были изучены в нескольких блоках в бассейнах рек Перевальная, Перемычная, Луковая, Пахучая и Борозда (рис. 4, обр. 07-142, А-1195/01, 223.02, А-12-01, 234.02, 260.01, 2149.01, 254.02, 257.01, А-1202/01). В плане блоки имеют изометричную, реже вытянутую в северо-восточном направлении форму. Крупные блоки бронируют сглаженные возвышенности, разделённые задернованными долинами, сложенными серпентинитовым матриксом. В коренном обнажении р. Перевальная, видно, что светлые плагиограниты имеют зоны закалки в темных метавулканитах, возраст которых не установлен (рис. 5, а, обр. А-284/06, А-286/02). Плагиограниты интенсивно катаклазированы (см. рис. 5, б). В некоторых блоках плагиограниты образуют жильные тела среди гипербазитов, их контакты резко выражены, однако зон закалки не наблюдается. Мощность жил не превышает одного метра (см. рис. 5, в).

 

Рис. 5. Вендские и пермо-триасовые плагиограниты.

А — жила вендских плагиогранитов с зоной закалки (обр. 286.04; 286.02) в метавулканитах неизвестного возраста; Б — интенсивно катаклазированные плагиограниты в правом борту руч. Борозда (обр. А-12-01); В — контакт жилообразного тела плагиогранитов с оливиновыми клинопироксенитами (обр. 254.02); Г — блоки пермо-триасовых и вендских плагиогранитов в серпентинитовом меланже в правобережья р. Анадырь (обр. 07-168)

 

В меланже основания Отрожнинской пластины плагиограниты образуют жилы и штоки в блоках гипербазитов, мощностью от 5 до 50 м, соответственно. Одна жила опробована вдоль левого борта р. Маврина (см. рис. 3, обр. 07-134).

Кроме того, плагиограниты вендского возраста пространственно связаны с габброидами Усть-Бельского [35]. Они слагают мелкие линзообразные или жилообразные тела мощностью до 40 см, иногда субсогласные с полосчатостью габброидов, но чаще секущие ее. Контакты тел резкие, без следов закалки.

Пермо-триасовые плагиограниты. Они были изучены в различных тектонических пластинах Усть-Бельского и Алганского террейнов.

В серпентинитовом меланже на левом берегу р. Маврина (Толовская пластина Усть-Бельского террейна) плагиограниты имеют милонитовую текстуру (см. рис. 1, обр. 07-121). Для этих же пород ранее был установлен пермский возраст [24]. Простирание плагиогранитных тел субмеридиональное, мощность 3–4 м, протяженность не более 12 м.

Пермо-триасовые плагиогранит-порфиры образуют дайки, вскрытые в канаве в верховьях руч. Отрожный (см. рис. 3, обр. K-4-29). Дайки секут базальты вулканогенного комплекса Отрожнинской пластины. Контакты даек имеют северо-восточное простирание, азимут падения контактов 60° на северо-запад, видимая мощность от 2 до 5 метров.

Плагиограниты присутствуют в блоках меланжа верхней пластины Алганского террейна у ее северо-восточной границы (см. рис. 5, г), вдоль правого берега р. Анадырь. Ранее был установлен их триасовый U–Pb возраст 226 ± 11 млн лет [42].

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ СОСТАВ ГРАНИТОИДОВ

Большая часть объема изученных гранитоидов превращена в брекчии и катаклазиты (рис. 6, А). Обломки (от 15 до 60%) представлены отдельными зернами кварца, плагиоклаза, кальцита и хлорита, а также фрагментами первичной породы (от 1 мм до 20–30 см). Связующая масса чаще всего представлена хлоритом, эпидотом, кварцем, кальцитом, цеолитом (?) и мельчайшими обломками кварца. Часто вторичные минералы развиваются по всему объемы породы, без сохранения первичных минералов.

 

Рис. 6. Фотографии плагиогранитоидов.

А — катаклазированный плагиогранит, обр. 260.01; Б — мелкозернистый массивный плагиогранит, обр. 284.06; В — роговообманковый тоналит, обр. 2149.01; Г — кварцевого диорита, обр. обр. 234.02

 

Вендские гранитоиды. Они представлены плагиогранитами, тоналитами и кварцевыми диоритами.

Плагиограниты имеют гипидиоморфную структуру, состоящую преимущественно из плагиоклаза и кварца (см. рис. 6, Б). В качестве темноцветного минерала в количестве от 1–2 до 5% присутствуют голубовато-зеленый амфибол или коричневый биотит. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом.

Тоналиты и кварцевые диориты имеют гипидиоморфную структуру (рис. 6, В, Г), Примерный минеральный состав тоналитов оценивается как плагиоклаз (60–65%), кварц (15–20%), роговая обманка (10–15%); кварцевых диоритов — плагиоклаз (70–75%), клинопироксен (7–10%), кварц (10–15%). В тоналитах также присутствует хлоритизированный биотит в количестве <1%, в кварцевых диоритах вокруг клинопироксена незначительно развит зеленый амфибол. Акцессорные минералы в породах представлены апатитом и ильменитом.

Пермо-триасовые гранитоиды. Они представлены плагиогранитами, плагиогранит-порфирами и мусковитовыми гранитами с гранатом.

Плагиограниты имеют гипидиоморфную структуру с участками гранофировой, состоят из кварца и плагиоклаза, калиевый полевой шпат присутствует в количестве не более 5%. Акцессорный минерал — циркон.

Плагиогранит-порфиры преобразованы в сланцы с бластопорфировой структурой. Вкрапленники представлены кварцем и плагиоклазом. Кварц имеет линзовидную форму и гранулированное строение. Основная масса мелкозернистая кварц-полевошпатовая с преобладанием кварца. Вдоль плоскостей рассланцевания развиты серицит, мусковит, эпидот, цоизит. Акцессорный минерал — апатит.

Граниты имеют гипидиоморфную структуру, состоят из кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата примерно в равных количествах, мусковит присутствует в количестве ~ 10%. В породе наблюдается несколько зерен хорошо граната.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Выделение монофраций акцессорных цирконов проведено в Геологическом институте РАН (г. Москва) с использованием стандартных методик плотностной и магнитной сепарации. U–Th–Pb датирование цирконов проводилось в двух лабораториях. Большинство образцов было датировано на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) по методике, описанной в работе [50]. Образец № 11-32-5 был датирован в Аналитическом центре минералого-геохимических и изотопных исследований Геологического института СО РАН (г. Улан-Удэ) методом ICP-MS на масс-спектрометре Element XR с приставкой для лазерной абляции UP-213. Измерения проводились по методике, изложенной в [37]. Для построения U–Pb диаграмм использовалась программа Isoplot 3 [44].

Анализ породообразующих элементов осуществлялся в аккредитованной лаборатории химико-аналитических исследований Геологического института РАН (г. Москва) рентгенофлуоресцентным методом с использованием последовательного спектрометра S4-Pioneer фирмы “Bruker” и программного обеспечения” Spectra-Plus” [51].

Анализ элементов-примесей был проведен в лаборатории химико-аналитических исследований Геологического института РАН (г. Москва) методом ICP-MS после автоклавного разложения проб смесью 1.5 мл фтористоводородной кислоты и 0.3 мл азотной кислоты при 2100 °С в течение 18–20 часов. Для измерений использовался масс-спектрометр Element-2 фирмы “Thermo Fisher Scientific”.

Изотопный состав Sr, Nd и Pb был определен в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Изотопные отношения Rb, Sr, Sm и Nd измерялись на термоионизационном масс-спектрометре TRITON в двухленточном варианте расположения лент в статическом многоколлекторном режиме. Ускоряющее напряжение 10 kV. Перед каждой партией проб измерялся международный стандарт 50 нг NIST 987 или 100 нг JNdi-1. Средняя точность анализов составляла:

  • 002% (2ó) для изотопного отношения 87Sr/86Sr,
  • 005% (2ó) для отношения 143Nd/144Nd.

Расчет концентраций методом изотопного разбавления и отношений 87Rb/86Sr и 147Sm/144Nd производился в программе Excel2003 [52]. Ошибка измерения концентраций составила 1%.

U–PB ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

Вендские гранитоиды. Методом U–Pb SIMS было проанализировано 88 зерен цирконов из 8 образцов, включающих плагиограниты и тоналит (табл. 2), методом лазерной абляции исследованы 30 зерен из плагиогранита (табл. 3, обр. 11-32-5). На микрофотографиях кристаллов цирконов, выполненных в режиме катодолюминесценции видно, что они обладают коротко- и длиннопризматическим габитусом, размеры кристаллов составляют 60–800 мкм (Кудл = 1–1.6). Цирконы характеризуются хорошо выраженной магматической зональностью, реже встречается зерна с секториальной зональностью (рис. 7, а, 223.02_1.1). В образце 234.02 60% изученных зерен цирконов обладают сложной зональностью (см. рис. 7, а 234.02_2.1; 234.02_4.1), обычно подобная зональность свойственна для ксеногенных и высокобарических цирконов [40]. Величина Th/U отношения для большинства изученных цирконов (см. табл. 2, обр. 254.02, 257, 286.02, 260, 2149.01, 1202.01) изменяется от 0.28 до 0.79, содержания Th и U изменяются от 13–200 до 32–330 г/т соответственно. Более высокие Th/U отношения отмечаются для образцов 11-32-5; 1202.01 и 223.02, и находятся в пределах от 0.51 до 1.7, содержание U от 151 до 585 г/т и Th от 147 до 964 г/т (см. табл. 2). Подобные величины Th/U отношения свойственны цирконам магматического генезиса. Для образца плагиогранита 234.02 характерны значительные колебания Th/U отношения от 0.06 до 2.14 (см. табл. 2).

Конкордатные возрасты, рассчитанные для каждого образца по 8–18 точкам, находятся в узком интервале от 548 ± 3 до 559 ± 4 млн лет (см. табл. 2). Средневзвешенный возраст для 8 датированных образцов плагиогранитов составляет 556 ± 3 млн лет.

 

Таблица 2. Результаты U–Pb (SHRIMP-II) датирования цирконов из плагиогранитоидов Усть-Бельского массива.

Точка анализа

206Pb

Содержания, г/т

Th/U

Возрасты, млн лет

Отношения изотопов

коэфф. корр.

природ., %

радиогенный, г/т

U

Th

206Pb/ 238U

± %

207Pb/ 206Pb

± %

238U/ 206Pb

± %

207Pb/ 206Pb

± %

207Pb/ 235U

± %

206Pb/ 238U

± %

Вендские

А-1201/01 - плагиогранит катаклазированный 548 ± 3 млн лет, СКВО = 0.022

1202.01_4.1

1.64

2.32

466

167

0.37

36.6

0.64

-264

560

175.6

1.8

0.0414

22.0

0.0326

22.0

0.0057

1.8

0.079

1202.01_1.1

0.76

3.58

716

265

0.38

37.2

0.53

-147

370

173

1.4

0.0434

15

0.0346

15

0.00578

1.4

0.096

1202.01_9.1

0.28

11.30

151

147

1.00

538

5.5

558

75

11.49

1.1

0.0587

3.5

0.705

3.6

0.087

1.1

0.295

1202.01_10.1

0.00

24.00

320

359

1.16

540

4.4

556

35

11.455

0.85

0.05871

1.6

0.707

1.8

0.0873

0.85

0.471

1202.01_2.1

0.06

16.50

217

173

0.82

546

4.8

503

47

11.32

0.92

0.0573

2.1

0.698

2.3

0.08832

0.92

0.398

1202.01_7.1

0.12

26.00

341

468

1.42

547

4.9

556

38

11.28

0.93

0.0587

1.7

0.717

2.0

0.08861

0.93

0.475

1202.01_8.1

0.26

22.00

288

249

0.89

548

5.2

544

77

11.26

0.99

0.0584

3.5

0.714

3.7

0.08878

0.99

0.270

1202.01_5.1

0.43

28.80

375

310

0.85

549

4.3

513

64

11.244

0.81

0.0576

2.9

0.706

3.0

0.08892

0.81

0.270

1202.01_3.1

0.23

19.50

252

276

1.13

553

4.6

595

55

11.158

0.87

0.0598

2.5

0.738

2.7

0.08961

0.87

0.326

1202.01_6.1

0.00

18.20

234

278

1.23

558

4.7

563

40

11.069

0.87

0.0589

1.8

0.734

2.0

0.09034

0.87

0.431

2149.01 - тоналит роговообманковый 553 ± 7 млн лет, СКВО = 0.32

2149.01_1.1

1.53

3.25

41

25

0.62

560

13

-

-

11.02

2.4

0.0447

19

0.560

19

0.0907

2.4

0.134

2149.01_2.1

0.70

5.05

63

30

0.48

569

11

-

-

10.82

2

0.0546

7.4

0.695

7.7

0.0924

2.0

0.259

2149.01_3.1

0.00

3.04

40

19

0.48

546

11

-

-

11.32

2.2

0.0591

4.8

0.720

5.3

0.0884

2.2

0.415

2149.01_4.1

1.42

2.49

32

18

0.59

555

13

-

-

11.11

2.5

0.0469

16

0.581

16

0.0899

2.5

0.153

2149.01_5.1

1.23

3.96

51

36

0.74

554

12

-

-

11.14

2.2

0.0499

14

0.618

14

0.0897

2.2

0.156

2149.01_6.1

0.00

4.47

58

44

0.77

552

11

-

-

11.18

2

0.0586

4

0.723

4.4

0.0894

2.0

0.448

2149.01_7.1

0.00

4.87

63

28

0.46

554

10

-

-

11.14

2

0.0606

3.9

0.750

4.4

0.0898

2.0

0.451

2149.01_8.1

1.26

3.41

44

15

0.35

552

13

-

-

11.18

2.5

0.053

20

0.660

20

0.0894

2.5

0.124

2149.01_9.1

0.72

3.43

45

25

0.58

543

12

-

-

11.37

2.3

0.0585

11

0.709

11

0.0879

2.3

0.199

2149.01_10.1

1.46

3.77

49

29

0.61

545

12

-

-

11.34

2.3

0.0565

15

0.690

15

0.0881

2.3

0.158

223.02 — плагиогранит 555 ± 3 млн лет, СКВО = 0.26

223.02_1.1

0.15

31.20

401

597

1.54

559

4.6

-

-

11.034

0.86

0.059

2.8

0.738

2.9

0.09062

0.86

0.296

223.02_2.1

0.09

38.60

503

701

1.44

551

4.4

-

-

11.197

0.83

0.05788

1.6

0.713

1.8

0.08931

0.83

0.467

223.02_3.1

0.03

29.10

376

479

1.32

555

4.6

-

-

11.117

0.87

0.06005

1.6

0.745

1.8

0.08995

0.87

0.477

223.02_4.1

0.10

31.80

405

603

1.54

563

4.6

-

-

10.965

0.86

0.0599

1.7

0.754

1.9

0.09119

0.86

0.449

223.02_5.1

0.06

44.40

579

832

1.49

551

4.2

-

-

11.212

0.8

0.05826

1.5

0.717

1.7

0.08919

0.80

0.475

223.02_6.1

0.08

42.30

554

723

1.35

548

4.2

-

-

11.261

0.81

0.06021

1.4

0.737

1.6

0,08880

0.81

0.499

223.02_7.1

0.09

36.30

466

691

1.53

559

4.4

-

-

11.043

0.83

0.05887

1.6

0.735

1.8

0.09055

0.83

0.467

223.02_8.1

0.08

35.60

457

553

1.25

559

4.4

-

-

11.041

0.83

0.05744

1.6

0.717

1.8

0.09056

0.83

0.471

223.02_9.1

0.07

44.60

585

964

1.70

548

4.2

-

-

11.278

0.8

0.05902

1.4

0.722

1.6

0.08866

0.80

0.496

223.02_10.1

0.09

33.30

423

530

1.29

564

4.6

-

-

10.939

0.85

0.05789

1.6

0.73

1.8

0.09141

0.85

0.461

260.01 - плагиогранит катаклазированный 558 ± 3 млн лет, СКВО = 0.98

260_1.1

0.15

13.50

174

76

0.45

558

13

529

58

11.064

0.87

0.058

2.6

0.723

2.8

0.09038

0.87

0.314

260_2.1

0.14

11.40

148

84

0.59

554

11

571

65

11.14

0.91

0.0591

3

0.732

3.1

0.08979

0.91

0.292

260_3.1

0.69

8.35

107

63

0.61

558

11

528

110

11.06

1.1

0.058

5

0.722

5.2

0.09037

1.1

0.204

260_4.1

0.11

11.7

151

91

0.62

555

13

503

59

11.12

1

0.0573

2.7

0.71

2.9

0.08988

1

0.365

260_5.1

0.46

12.9

165

96

0.60

559

12

573

98

11.03

0.91

0.0591

4.5

0.739

4.6

0.09065

0.91

0.199

260_6.1

0.51

14.9

192

95

0.51

555

11

468

89

11.119

0.87

0.0564

4

0.699

4.1

0.08992

0.87

0.211

260_7.1

0.21

14.0

179

116

0.67

560

10

647

62

11.014

0.87

0.0612

2.9

0.766

3

0.09079

0.87

0.288

260_8.1

0.28

14.8

189

104

0.57

562

13

576

64

10.986

0.85

0.0592

2.9

0.743

3

0.09102

0.85

0.280

260_9.1

0.15

9.1

116

64

0.57

563

12

473

70

10.97

1

0.0565

3.2

0.711

3.3

0.09119

1

0.303

260_10.1

0.52

18.60

238

163

0.71

559

12

457

86

11.042

0.82

0.0561

3.9

0.701

3.9

0.09054

0.82

0.208

286.02 - биотитовый плагиогранит 555 ± 3 млн лет, СКВО = 0.67

286-02_6.1

0.24

18..3

234

117

0.52

560

5.3

544

66

11.03

10

0.0584

3

0.73

3.2

0.09069

1

0.315

286-02_7.1

0.29

12.90

167

83

0.51

55

6

626

91

11.13

1.1

0.0606

4.2

0.751

4.4

0.0898

1.1

0.258

286-02_8.1

0.28

9.56

125

47

0.39

547

6.3

570

78

11.29

1.2

0.0591

3.6

0.721

3.8

0.0885

1.2

0.318

286-02_9.1

0.00

7.69

101

43

0.44

546

6.7

550

68

11.32

1.3

0.0585

3.1

0.713

3.4

0.0883

1.3

0.378

286-02_10.1

0.60

7.71

99

45

0.47

555

9.6

525

130

11.12

1.8

0.0579

6

0.717

6.3

0.0899

1.8

0.289

286-02_11.1

0.42

6.29

83

34

0.43

545

7.3

575

110

11.34

1.4

0.0592

5

0.72

5.2

0.0882

1.4

0.269

286-02_12.1

0.36

7.81

103

31

0.31

545

6.8

527

96

11.33

1.3

0.0579

4.4

0.705

4.6

0.0883

1.3

0.285

286-02_13.1

0.48

6.83

87

32

0.38

562

7.5

544

120

10.98

1.4

0.0584

5.3

0.733

5.4

0.0911

1.4

0.256

286-02_14.1

0.38

13.90

180

101

0.58

553

6

486

130

11.16

1.1

0.0569

5.9

0.702

6.1

0.0896

1.1

0.185

286-02_15.1

0.36

15.40

197

118

0.62

560

5.7

503

95

11.01

1.1

0.0573

4.3

0.717

4.4

0.0908

1.1

0.238

Точка анализа

206Pb

Содержания, г/т

Th/U

Возрасты, млн лет

Отношения изотопов

коэфф. корр.

природ., %

радиогенный, г/т

U

Th

206Pb/ 238U

± %

207Pb/ 206Pb

± %

238U/ 206Pb

± %

207Pb/ 206Pb

± %

207Pb/ 235U

± %

206Pb/ 238U

± %

286-02_18.1

0.47

4.12

52

20

0.40

565

7.5

478

120

10.92

1.4

0.0567

5.5

0.715

5.6

0.0916

1.4

0.247

286-02_19.1

0.47

3.88

50

18

0.38

556

7.4

501

120

11.09

1.4

0.0573

5.3

0.711

5.5

0.0901

1.4

0.255

286-02_20.1

0.23

8.69

112

71

0.65

555

5.5

496

67

11.12

1

0.0571

3.1

0.708

3.2

0.08996

1

0.319

286-02_21.1

0.42

8.82

115

61

0.54

548

5.6

504

120

11.26

1.1

0.0573

5.5

0.702

5.6

0.08877

1.1

0.189

286-02_22.1

0.17

12.50

161

86

0.55

557

4.8

550

52

11.084

0.9

0.0586

2.4

0.728

2.5

0.09021

0.9

0.354

286-02_24.1

0.96

7.45

94

42

0.46

564

7.3

376

160

10.93

1.3

0.0541

7.2

0.682

7.3

0.0915

1.3

0.185

286-02_25.1

0.75

6.58

84

35

0.43

558

6.9

456

190

11.05

1.3

0.0561

8.4

0.7

8.5

0.0904

1.3

0.153

286-02_26.1

--

9.51

123

39

0.33

557

5.3

568

49

11.08

0.99

0.059

2.2

0.735

2.4

0.09029

0.99

0.407

234.02 — плагиогранит 559 ± 2 млн лет, СКВО = 0.43

234.02_1,1

0.02

48.8

631

71

0.12

556

3.4

544

24

11.096

0.63

0.05837

1.1

0.7253

1.3

0.09012

0.63

0.502

234.02_2,1

0.00

37.8

487

447

0.95

557

3.5

541

26

11.087

0.66

0.05829

1.2

0.7249

1.4

0.0902

0.66

0.483

234.02_3,1

4.36

96.9

1191

64

0.06

558

2.9

615

60

11.043

0.55

0.0603

2.8

0.751

2.8

0.09036

0.55

0.193

234.02_4,1

0.05

48

612

100

0.17

563

3.1

557

25

10.963

0.57

0.05871

1.1

0.7384

1.3

0.09121

0.57

0.446

234.02_5,1

0.11

50.8

653

170

0.27

559

2.9

530

25

11.045

0.55

0.058

1.1

0.724

1.3

0.09053

0.55

0.437

234.02_6,1

0.26

33.4

429

890

2.14

557

3.6

557

70

11.08

0.67

0.0587

3.2

0.731

3.3

0.09024

0.67

0.204

234.02_7,1

25.33

12.9

122

186

1.58

560

11

1006

420

10.83

2.1

0.073

21

0.91

21

0.0908

2.1

0.101

234.02_8,1

0.09

55.5

714

389

0.56

557

3.2

593

27

11.074

0.6

0.05972

1.2

0.744

1.4

0.0903

0.6

0.437

234.02_9,1

0.09

59.7

759

46

0.06

564

3.3

534

33

10.935

0.6

0.05811

1.5

0.733

1.6

0.09144

0.6

0.368

234.02_10,1

0.00

44

569

27

0.05

557

3.3

557

27

11.091

0.62

0.05873

1.2

0.73

1.4

0.09017

0.62

0.451

257.01 — плагиогранит 559 ± 4 млн лет, СКВО = 0.44

257_1,1

0.00

3.02

38

15

0.41

564

8.2

774

89

10.95

1.5

0.065

4.2

0.818

4.5

0.0914

1.5

0.339

257_2,1

0.00

3.65

46

13

0.30

566

7.7

738

88

10.9

1.4

0.0639

4.2

0.808

4.4

0.0917

1.4

0.322

257_3,1

0.65

5.83

74

20

0.28

564

6.8

471

180

10.94

1.3

0.0565

8.2

0.711

8.3

0.0914

1.3

0.153

257_4,1

0.26

3.75

48

16

0.35

559

8.7

608

100

11.03

1.6

0.0601

4.7

0.751

5

0.0906

1.6

0.325

257_5,1

0.13

14

180

63

0.36

559

4.5

465

56

11.041

0.84

0.0563

2.5

0.703

2.6

0.09056

0.84

0.316

257_6,1

0.00

25.6

330

165

0.52

557

4.3

501

36

11.086

0.81

0.0572

1.6

0.712

1.8

0.09021

0.81

0.445

257_7,1

0.00

12.1.

156

77

0.51

559

4.6

569

50

11.044

0.87

0.0591

2.3

0.737

2.5

0.09055

0.87

0.353

257_8,1

0.00

3.1

40

13

0.34

555

8.1

586

100

11.11

1.5

0.0595

4.7

0.738

4.9

0.09

1.5

0.310

257_9,1

1.11

7.57

96

31

0.33

559

5.9

342

140

11.03

1.1

0.0533

6

0.666

6.1

0.09059

1.1

0.178

257_10,1

0.00

7.8

100

29

0.30

560

5.5

621

61

11.02

1

0.0605

2.8

0.757

3

0.09076

1

0.340

257_1,1

0.00

3.02

38

15

0.41

564

8.2

774

89

10.95

1.5

0.065

4.2

0.818

4.5

0.0914

1.5

0.339

257_2,1

0.00

3.65

46

13

0.30

566

7.7

738

88

10.9

1.4

0.0639

4.2

0.808

4.4

0.0917

1.4

0.322

257_3,1

0.65

5.83

74

20

0.28

564

6.8

471

180

10.94

1.3

0.0565

8.2

0.711

8.3

0.0914

1.3

0.153

254.02 - плагиогранит катаклазированный 557 ± 4 млн лет, СКВО = 0.061

254.02_1,1

0.30

9.6

122

67

0.57

564

8.1

505

91

10.94

1.5

0.0574

4.2

0.723

4.4

0.09014

1.5

0.340

254.02_2,1

0.15

13.7

173

96

0.57

568

5.1

541

54

10.87

0.94

0.0583

2.5

0.740

2.6

0.0923

0.94

0.355

254.02_3,1

0.28

20.5

260

200

0.79

563

7.3

489

64

10.95

1.4

0.0569

2.9

0.717

3.2

0.0913

1.4

0.424

254.02_4,1

0.21.

16

203

149

0.76

553

5.1

642

53

44.17

0.96

0.0611

2.5

0.754

2.7

0.08954

0.96

0.361

254.02_5,1

0.40

15.9

204

121

0.61

557

5.1

533

83

11.08

0.96

0.0581

3.8

0.723

3.9

0.09028

0.96

0.243

254.02_6,1

0.21

13.3

174

105

0.63

550

5.8

534

61

11.24

1.1

0.0581

2.8

0.713

3.0

0.08899

1.1

0.368

254.02_7,1

0.15

19.2

247

171

0.72

556

4.7

556

47

11.104

0.88

0.0587

2.2

0.729

2.3

0.09005

0.88

0.374

254.02_8,1

0.42

14.8

189

93

0.51

556

5.2

555

87

11.04

0.97

0.0587

4.0

0.733

4.1

0.09058

0.97

0.237

254.02_9,1

0.23

18.1

236

125

0.55

552

5.5

555

57

11.18

1.0

0.0587

2.6

0.724

2.8

0.08943

1

0.367

254.02_10,1

0.16

15

198

100

0.52

553

4.9

557

57

11.17

0.93

0.0587

2.6

0.725

2.8

0.08953

0.93

0.338

Триасовые

К-4-29 — плагиогранит 235 ± 2 млн лет, СКВО = 0.0052

K-4-29_1.1

0.58

9.32

297

72

0.25

230

4.4

44

170

27.5

2

0.0469

7

0.235

7.3

0.03636

2

0.270

K-4-29_2.1

0.68

13.2

411

135

0.34

235

4.3

87

180

26.89

1.9

0.0478

7.4

0.245

7.7

0.03718

1.9

0.246

K-4-29_3.1

0.78

8.77

280

47

0.18

230

4.5

69

250

27.58

2

0.0474

10

0.237

11

0.03625

2

0.188

K-4-29_4.1

0.00

10.6

330

90

0.28

237

4.4

363

76

26.71

1.9

0.0538

3.4

0.278

3.9

0.03744

1.9

0.488

K-4-29_5.1

0.83

13.6

427

78

0.19

234

4.3

-1

190

27.1

1.9

0.046

8

0.234

8.2

0.0369

1.9

0.227

K-4-29_6.1

0.64

12.9

405

45

0.11

232

4.2

197

140

27.24

1.9

0.05

6

0.253

6.3

0.03671

1.9

0.297

K-4-29_7.1

0.00

4.22

130

23

0.18

239

5.3

247

120

26.43

2.2

0.0511

5.2

0.267

5.7

0.03784

2.2

0.394

K-4-29_8.1

1.01

11.8

355

67

0.20

242

4.8

-154

250

26.17

2

0.0432

10

0.228

10

0.03821

2

0.195

K-4-29_9.1

0.34

19.2

604

60

0.10

234

4.1

305

82

27.06

1.8

0.0524

3.6

0.267

4

0.03695

1.8

0.445

K-4-29_10.1

1.77

29.1

900

318

0.37

234

4.2

-168

270

27.02

1.8

0.043

11

0.219

11

0.037

1.8

0.162

K-4-29_11.1

0.00

10.3

326

64

0.20

232

4.3

294

76

27.25

1.9

0.0522

3.3

0.264

3.8

0.0367

1.9

0.494

K-4-29_12.1

0.00

7.46

228

39

0.18

241

5

320

89

26.24

2.1

0.0528

3.9

0.277

4.5

0.0381

2.1

0.474

K-4-29_13.1

0.35

13.1

405

133

0.34

237

4.3

211

100

26.68

1.8

0.0503

4.4

0.26

4.8

0.03747

1.8

0.385

K-4-29_14.1

0.89

13.6

410

119

0.30

243

4.5

41

240

26.07

1.9

0.0468

10

0.248

10

0.03835

1.9

0.184

Окончание таблицы 2

 

Таблица 3. Результаты U–Pb LA-ICP-MS изотопных анализов для цирконов из плагиогранита 11-32-5.

Th/U

Отношения изотопов

коэф. корр.

Возраст, млн лет

Дискордантность, %

207Pb/206Pb

207Pb/235U

206Pb/238U

207Pb/206Pb

207Pb/235U

206Pb/238U

1

0.91

0.01690

0.06550

0.00386

0.74357

0.04247

0.08236

0.00194

0.41

790.40

119.06

564.50

24.73

510.20

11.56

10.64

2

0.96

0.01949

0.05618

0.00283

0.65291

0.03209

0.08430

0.00171

0.41

458.60

108.68

510.30

19.71

521.70

10.19

-2.19

3

1.13

0.01917

0.06260

0.00376

0.76182

0.04448

0.08825

0.00209

0.41

694.70

123.19

575.10

25.64

545.20

12.35

5.48

4

1.07

0.01931

0.05764

0.00415

0.11669

0.00810

0.01468

0.00036

0.35

515.70

151.05

112.10

7.37

93.90

2.31

19.38

5

0.51

0.00902

0.06178

0.00274

0.74159

0.03220

0.08702

0.00168

0.44

666.50

92.33

563.30

18.77

537.90

9.98

4.72

6

0.84

0.01709

0.05416

0.00262

0.26086

0.01232

0.03490

0.00067

0.41

377.50

104.90

235.40

9.92

221.10

4.20

6.47

7

0.77

0.01849

0.06118

0.00484

0.74585

0.05727

0.08831

0.00254

0.37

645.60

161.48

565.80

33.31

545.50

15.07

3.72

8

0.70

0.01543

0.06674

0.00442

0.69264

0.04433

0.07516

0.00193

0.40

829.70

132.22

534.40

26.59

467.20

11.60

14.38

9

0.83

0.01647

0.06428

0.00346

0.72594

0.03796

0.08178

0.00181

0.42

750.70

109.63

554.20

22.33

506.80

10.79

9.35

10

0.74

0.01675

0.06395

0.00450

0.72613

0.04956

0.08220

0.00219

0.39

740.10

142.29

554.30

29.15

509.20

13.04

8.86

11

1.00

0.01944

0.05998

0.00299

0.71081

0.03459

0.08575

0.00180

0.43

602.70

104.23

545.20

20.53

530.40

10.66

2.79

12

0.93

0.01892

0.06525

0.00355

0.74629

0.03949

0.08273

0.00187

0.43

782.50

110.31

566.10

22.96

512.40

11.15

10.48

13

0.94

0.02071

0.06566

0.00419

0.81564

0.05051

0.08984

0.00229

0.41

795.60

128.35

605.60

28.25

554.60

13.54

9.20

14

0.53

0.01444

0.06891

0.00573

0.76311

0.06115

0.08007

0.00255

0.40

896.20

162.51

575.80

35.22

496.60

15.22

15.95

15

0.65

0.01891

0.05762

0.00596

0.72255

0.07273

0.09065

0.00316

0.35

515.20

212.72

552.20

42.87

559.40

18.66

-1.29

16

0.94

0.01790

0.06746

0.00229

1.17914

0.04008

0.12630

0.00226

0.53

851.90

69.13

790.90

18.68

766.70

12.92

3.16

17

0.84

0.01864

0.07361

0.00431

0.85776

0.04873

0.08417

0.00210

0.44

1030.80

114.09

628.90

26.64

521.00

12.46

20.71

18

0.81

0.01938

0.05112

0.00409

0.60541

0.04731

0.08554

0.00238

0.36

246.00

174.39

480.70

29.92

529.10

14.14

-9.15

19

0.97

0.02191

0.06018

0.00407

0.69968

0.04606

0.08396

0.00219

0.40

610.00

139.76

538.60

27.52

519.70

13.03

3.64

20

0.91

0.02055

0.05936

0.00371

0.74277

0.04539

0.09033

0.00224

0.41

580.40

130.39

564.00

26.44

557.50

13.26

1.17

21

0.50

0.01368

0.06461

0.00512

0.71861

0.05528

0.08024

0.00240

0.39

761.80

158.77

549.80

32.66

497.60

14.35

10.49

22

0.92

0.02177

0.06067

0.00416

0.72641

0.04857

0.08637

0.00230

0.40

627.40

141.14

554.40

28.57

534.00

13.63

3.82

23

1.17

0.02643

0.05906

0.00373

0.71615

0.04423

0.08744

0.00220

0.41

569.40

131.66

548.40

26.17

540.40

13.02

1.48

24

0.92

0.02248

0.06052

0.00439

0.73944

0.05233

0.08809

0.00245

0.39

622.30

149.12

562.10

30.55

544.20

14.52

3.29

25

0.85

0.02264

0.06274

0.00517

0.77994

0.06254

0.08961

0.00278

0.39

699.50

166.38

585.40

35.68

553.20

16.48

5.82

26

0.85

0.02222

0.06551

0.00496

0.81381

0.06007

0.08949

0.00264

0.40

790.70

151.23

604.60

33.63

552.50

15.64

9.43

27

0.63

0.01997

0.06802

0.00670

0.85584

0.08189

0.09062

0.00331

0.38

869.20

191.86

627.80

44.80

559.20

19.55

12.27

28

0.79

0.02157

0.06585

0.00523

0.84560

0.06554

0.09246

0.00286

0.40

801.60

158.14

622.20

36.06

570.10

16.86

9.14

29

0.94

0.02425

0.06285

0.00471

0.74462

0.05463

0.08529

0.00249

0.40

703.10

152.04

565.10

31.79

527.60

14.80

7.11

30

1.39

0.03361

0.06113

0.00402

0.73874

0.04782

0.08698

0.00231

0.41

643.70

135.37

561.70

27.93

537.70

13.72

4.46

 

Рис. 7. Диаграммы с конкордией (U–Pb SIMS) и изображения цирконов в режиме катодолюминесценции для вендских плагиогранитоидов.

 

Методом LA-ICP-MS было измерены 30 зерен цирконов из плагиогранита 11–32-5 (см. табл. 3). Th/U отношения находятся в интервале от 0.51 до 1.39, что свойственно цирконам магматического генезиса. Точки 4, 6 и 16 (см. табл. 3) не учитывались, ввиду сильного отклонения измеренных изотопных возрастов от среднего. Возможно, возраст, определенный в точке 16 (~ 765 млн лет по 206Pb/238U отношению) отражает возраст протолита для плагиогранитов. Следует отметить, что еще тринадцать определений имеют дискордантность (D) более 5%, что может быть обусловлено присутствием в цирконах нерадиогенного свинца и/или свинца, унаследованного от цирконов из протолита, а также некоторой потерей цирконами радиогенного свинца при воздействии на них более молодых термических процессов. Для того, чтобы исключить влияние этих факторов на достоверность результатов датирования, был оценен конкордатный возраст, 538 ± 7 млн лет, по четырнадцати замерам (D < 5%) (рис. 8).

 

Рис. 8. Диаграмма с конкордией (LA–ICP–MS) для вендского плагиогранита № 11-32-5.

 

Пермо-триасовые плагиограниты. В образце плагиогранита К-4-29 изучено четырнадцать зерен цирконов (см. табл. 2). Кристаллы имеют коротко- и длиннопризматический габитус; размер варьирует от 90 до 200 мкм. Внутреннее строение кристаллов циркона на микрофотографиях в режиме катодолюминесценции характеризуется хорошо выраженной осцилляционной магматической зональностью (рис. 9, А). Величины Th/Uотношения невысокие — от 0.1 до 0.37, т.е. они относятся к переходному интервалу значений от характерных для метаморфогенных цирконов до магматических (см. табл. 2). 206Pb/238U конкордантный возраст цирконов, рассчитанный по четырнадцати определениям, составляет 235 ± 2 млн лет (см. рис. 9, Б).

 

Рис. 9. Изображения цирконов в режиме катодолюминесценции (а) и диаграмма с конкордией (U–Pb SIMS) (б) для триасового плагиогранита (обр. K-4-29)

 

ПЕТРО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГРАНИТОИДОВ

Вендские породы кислого состава характеризуются содержаниями SiO2 61.92–76.50 мас.% и по соотношению суммы щелочей и кремнезема относятся к породам нормального ряда. Концентрации K2O в гранитоидах низкие 0.23–1.40 мас.% и они относятся к породам низкокалиевой серии. На треугольной диаграмме Ab–An–Or большая часть точек составов находится в поле трондьемитов, меньшая — в поле тоналитов (рис. 10, А). По соотношению Al2O3 и кремнезема вендские тоналиты, трондьемиты являются преимущественно низкоглиноземистыми гранитоидами (см. рис. 10, Б).

 

Рис. 10. Диаграммы Ab–An–Or (A) и Al2O3–SiO2 (Б) для вендских и пермо-триасовых плагиогранитоидов Усть-Бельских гор.

Поля: A — тоналит, B — гранодиорит, C — адамеллит, D — трондьемит, E — гранит.

1–2 — вендские: 1 — образцы авторов, 2 — образцы П.Л.Тихомирова; 3 — триасовые гранитоиды

 

Редкоэлементный состав вендских плагиогранитоидов характеризуется низкими и умеренными содержаниями крупноионных литофильных (КИЛ) элементов: Rb 3–57 г/т, Cs 0.05– 2.52 г/т, Ba 36–197 г/т, концентрации Sr варьируют от низких (11–67 г/т) до высоких (111–293 г/т).

Суммарные содержания редкоземельных элементов (РЗЭ) составляют от 28 до 218 г/т, за исключением двух образцов плагиогранитов 250.03, 250.04, в которых эти содержания крайне низкие, — они составляют 9 и 8 г/т. Содержания высокозарядных элементов (ВЗЭ) Zr, Hf, Y, Nb при значительных вариациях коррелируют с концентрациями тяжелых РЗЭ, что может быть связано с неравномерным распределением в плагиогранитоидах акцессорных минералов, например, циркона [9].

Для вендских гранитоидов выделяется два типа распределения редкоземельных элементов (РЗЭ), нормированных по хондриту.

Первый тип характеризуется фракционированным распределением РЗЭ ( LaN/ YbN = = 4.77–22.39) и, как положительной ( Eu/ Eu* = = 1.02–1.42), так и небольшой отрицательной Eu-аномалией ( Eu/ Eu* = 0.82–0.85) (рис. 11, А). Такие распределения РЗЭ свойственны высокоглиноземистым ТТГ и высококремнеземистым адакитам (см. рис. 11. А). Данные плагиогранитоиды имеют повышенные Sr/Y отношения (24–52), но не превышающие нижний предел величин Sr/Y отношений, характерных для адакитов.

Для второго типа распределения характерны обогащение тяжелыми РЗЭ (LaN/YbN = 0.77–2.28) и в ряде образцов более глубокая отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0.33–0.52) (см. рис. 11, Б). Такой тип распределения РЗЭ имеют плагиограниты многих офиолитовых комплексов мира, для которых установлено их происхождение в результате фракционной кристаллизации родоначального базитового расплава как в условиях срединно-океанического хребта, так и энсиматической островной дуги [49].

 

Рис. 11. Хондрит-нормализованные распределения РЗЭ (А–В) и спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав N-MORB (Г–Е) вендских и пермо-триасовых плагиогранитоидов Усть-Бельских гор.

Состав хондрита и N-MORB, по [48].

1–2 — вендские плагиогранитоиды: 1 — образцы авторов, 2 — образцы П.Л.Тихомирова; 3 — триасовые гранитоиды; 4 — поле высокоглиноземистых ТТГ и адакитов, по [41]; 5–7 — распределения РЗЭ: 5 — высококремнеземистых адакитов, по [45], 6 — плагиогранитов комплекса Никойя, Коста-Рика, по [49], 7 — плагиогранитов комплекса Санта Елена, Коста-Рика, по [49]

 

Исключение составляют плагиограниты обр. 250.03, 250.04 с фракционированным, но U-образным, деплетированным в области средних редких земель распределением РЗЭ (LaN/ /YbN = 2.90–5.98). Подобные U-образные распределения РЗЭ характерны для пород бонинитовой серии, в частности, для плагиогранитов желоба Тонга [38]. Поскольку содержания Sm и Gd в образцах 250.03, 250.04 (см. табл. 1, табл. 4) на порядок ниже, чем в других плагиогранитоидах, а содержания Eu находятся на том же уровне, то распределения РЗЭ данных образцов характеризуются аномально большой положительной Eu-аномалией (Eu/Eu* = 4.55, 5.15) (см. рис. 11, А).

 

Таблица 4. Петрогенные (мас.%) и элементы-примеси (г/т) вендских и триасовых плагиогранитоидов Усть-Бельских гор.

Компо- нент

Вендские

Триасовые

234.02

2149.01

А-286/02

A-1195-01

A-1202/01

А-284,06

07-134

А-12-01

07-142

260.01

250.03*

250.04*

K-4-29

07-121

07-168

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

K2O

Na2O

P2O5

п.п.п.

61.92

0.37

16.42

1.22

1.74

0.04

1.67

3.18

1.40

5.11

0.15

6.59

62.35

0.39

15.84

2.67

2.66

0.10

3.87

5.23

1.00

3.89

0.12

1.58

64.72

0.41

17.35

1.34

1.91

0.05

2.48

3.56

0.66

4.43

0.08

2.79

66.86

0.60

15.28

2.25

2.51

0.09

1.84

1.96

0.42

5.71

0.15

2.05

67.88

0.36

14.70

1.26

2.22

0.09

3.87

1.50

0.31

4.70

0.11

2.75

68.37

0.67

14.38

2.40

3.21

0.09

1.37

2.12

0.23

5.90

0.19

0.72

68.54

0.18

17.31

1.13

0.75

0.03

2.26

1.90

0.97

5.20

0.07

1.58

73.17

0.27

13.72

2.25

0.58

0.04

1.98

1.83

0.64

3.94

0.10

1.41

76.50

0.15

10.82

2.03

1.32

0.04

0.56

0.65

0,91

6,03

0,02

0,6

77.38

0.14

13.04

1.53

0.57

0.05

0.17

0.34

1.02

5.27

0.02

0.42

72.5

0.122

14.5

2.88

-

0.07

1.01

3.59

0.056

4.81

0.035

0.42

74.8

0.139

14

2.38

-

0.023

0.368

3.17

0.058

4.31

0.063

0.6

68.76

0.18

17.37

1.01

0.86

0.03

2.27

1.91

0.98

5.21

0.07

1.26

71.31

0.06

16.70

1.02

0.49

0.03

0.98

0.61

1.49

5.33

0.07

1.85

71.51

0.32

12.57

1.87

1.38

0.05

0.29

1.89

2,13

4,99

0,07

2,6

Сумма

99.81

99.70

99.78

99.73

99.75

99.65

99.92

99.93

99.63

99.94

99.994

99.311

99.90

99.94

99.67

V

Cr

Co

Ni

Cu

Ga

Rb

Sr

Y

Zr

Nb

Cs

Ba

La

Ce

Pr

35

34

8

<6

20

19.3

57

244

5

136

4.02

2.52

181

12.29

26.45

3.28

178

46

18

18

32

16.6

14

293

12

66

3.99

0.62

197

9.04

19.28

2.56

59

3

8

7

58

15.0

7

67

8

78

2.1

0.38

40

4.99

9.27

1.34

14

12

3

<6

7

18.7

3

111

33

179

8.13

0.03

77

11.86

26.89

3.95

97

16

9

8

18

14.2

4

95

11

103

5.07

0.05

52

7.52

17.29

2.41

8

5

6

4

14

22.9

3

72

68

169

11.1

0.04

36

7.16

21.69

3.76

11

44

5

22

78

14.6

7

173

4

80

1.06

0.06

56

6.44

12.66

1.45

55

5

6

6

6

11.9

7

232

7

48

2.3

0.11

140

9.87

20.94

2.72

5

<20

1

<6

12

23.9

7

17

66

250

15.4

0.05

106

25.66

68.55

10.24

<2

11

1

<6

5

24.1

10

11

34

248

15.5

0.02

111

16.18

48.18

6.13

8

34

8

18

81

12.4

2.3

400

2

139

1.09

0.091

86

1.99

3.01

0.33

8

58

5

23

20

11.5

1.4

345

1

71

1.34

0.096

74

2.15

3.22

0.33

14

36

5

30

7

18.6

16

382

3

68

0.81

0.27

200

2.58

5.45

0.74

6

39

1

<6

8

18.8

39

66

4

30

1.97

2.32

229

6.08

12.79

1.59

19

40

3

<6

8

21.1

41

62

49

209

11.1

0.41

483

20.00

45.15

6.02

Nd

Sm

11.90

2.14

10.56

2.38

5.57

1.30

17.85

4.71

10.01

2.18

20.05

6.54

5.40

0.98

10.75

2.09

45.26

12.06

24.76

5.98

1.22

0.21

1.13

0.18

3.26

0.89

6.16

1.39

24.66

6.30

Eu

Gd

Tb

Dy

Ho

Er

Tm

Yb

Lu

Hf

Ta

Pb

Th

U

LaN/YbN

Eu/Eu*

Sr/Y

0.64

1.69

0.21

0.96

0.17

0.46

0.06

0.39

0.06

3.27

-

16.11

2.47

0.73

22.39

1.02

52

0.64

2.35

0.35

2.05

0.43

1.27

0.18

1.27

0.20

1.78

-

0.72

1.21

0.26

5.10

0.82

24

0.46

1.37

0.21

1.18

0.23

0.73

0.10

0.70

0.10

2.39

-

3.80

1.63

0.30

5.15

1.04

9

1.47

5.56

0.92

5.81

1.24

3.78

0.55

3.74

0.57

4.63

-

0.44

1.31

0.45

2.28

0.88

3

0.57

2.06

0.31

1.77

0.37

1.12

0.17

1.13

0.19

2.67

-

1.30

1.40

0.44

4.77

0.83

9

2.32

8.76

1.54

9.80

2.15

6.66

0.97

6.69

1.07

5.19

-

0.47

1.00

0.22

0.77

0.94

1

0.44

0.90

0.13

0.74

0.16

0.47

0.07

0.57

0.10

2.03

-

1.14

1.25

0.21

8.07

1.42

40

0.53

1.70

0.24

1.25

0.25

0.75

0.11

0.75

0.12

1.85

-

0.85

1.74

0.44

9.41

0.85

31

1.39

13.14

2.31

14.89

3.05

9.33

1.43

9.56

1.51

9.49

-

1.09

2.90

0.70

1.93

0.34

0.3

0.87

5.97

1.08

6.75

1.43

4.41

0.69

5.23

0.83

8.62

-

0.81

2.60

0.64

2.22

0.44

0.3

0.32

0.23

0.04

0.31

0.08

0.28

0.06

0.49

0.08

1.76

0.11

-

0.29

0.04

2.90

4.55

200

0.27

0.15

0.03

0.16

0.04

0.15

0.03

0.26

0.05

2.42

0.09

-

0.38

0.04

5.99

5.15

345

0.31

0.87

0.12

0.59

0.10

0.26

0.04

0.25

0.04

2.11

-

4.83

0.45

0.41

7.35

1.06

131

0.36

1.12

0.15

0.72

0.12

0.28

0.03

0.18

0.03

1.53

-

5.19

1.10

0.61

24.68

0.89

18

1.16

6.92

1.24

7.95

1.70

5.28

0.78

5.03

0.80

6.32

-

7.49

5.08

1.58

2.85

0.54

1

Примечание. Номера со звездочкой — образцы П.Л. Тихомирова.

 

Спайдер-диаграммы элементов-примесей вендских плагиогранитоидов с первым типом распределения РЗЭ характеризуются обогащением КИЛ элементов относительно ВЗЭ, минимумами Nb, P, Ti и имеют сходство с мультиэлементным спектром высококремнеземистых адакитов (см. рис. 11, В). Спайдер-диаграммы плагиогранитоидов со вторым типом распределения РЗЭ отличаются относительным обеднением КИЛ элементами, обогащением Y и тяжелыми РЗЭ, менее выраженным Nb минимумом и более значительными минимумами Sr, P, Ti (см. рис. 11, Г). Для спайдер-диаграмм плагиогранитов 250.03, 250.04 характерно меньшее обогащение КИЛ элементами и обеднение средними, тяжелыми РЗЭ и иттрием (см. рис. 11, В).

На диаграмме Rb–Y+Nb [47], разделяющей гранитоиды по геодинамическим обстановкам формирования, точки составов вендских плагиогранитоидов локализуются преимущественно в поле гранитов вулканических дуг, хотя часть из них с более низкими содержаниями Rb и более высокой суммой Y и Nb попадает в поле гранитов океанических хребтов (рис. 12).

 

Рис. 12. Диаграмма Rb–Y+Nb (по [47]) для вендских и пермо-триасовых плагиогранитоидов Усть-Бельских гор.

Граниты: вулканических дуг — VAG , синколлизионные — syn-COLG, внутриплитные — WPG, океанических хребтов — ORG.

1, 2 — вендские: 1 — образцы авторов, 2 — образцы П.Л.Тихомирова; 3 — триасовые гранитоиды

 

Пермо-триасовые гранитоиды имеют содержания SiO2 68.76–71.51 мас. % и по соотношению суммы щелочей и кремнезема также относятся к породам нормального ряда. Концентрации K2O в пермо-триасовых гранитоидах более высокие, чем в вендских — 0.98–2.13 мас. %, и они относятся к породам умереннокалиевой серии. На треугольной диаграмме Ab–An–Or точки составов пермо-триасовых гранитоидов располагаются в поле трондьемитов (см. рис. 10, А). По соотношению глинозема и кремнезема среди пермо-триасовых гранитоидов выделяются как низко-, так и высокоглиноземистые разности.

Редкоэлементный состав пермо-триасовых гранитоидов характеризуется умеренными содержаниями Rb (16–41 г/т) и Cs (0.27–2.32 г/т), более высокими концентрациями Ba (200–483 г/т), вариативностью концентраций Sr от низких (62, 66 г/т) до высоких (382 г/т).

Суммарные содержания редких земель (РЗЭ) для пермо-триасовых гранитоидов составляют от 15 до 133 г/т.

Для пермо-триасовых гранитоидов выделяется два типа распределения РЗЭ. Первый тип характеризуется фракционированным распределением РЗЭ (LaN/YbN = 7.35; 24.68) и, как положительной (Eu/Eu* = 1.06), так и небольшой отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.89) (см. рис. 11, Д). Величины Sr/Y отношений для этих пород составляют 18 и 131, последнее соответствует величине этого отношения в адакитах. Второй тип распределения близок к горизонтальному (LaN/ /YbN = 2.85), для него характерна более глубокая отрицательная Eu-аномалия ( Eu/ Eu* = 0.54) (см. рис. 11, Д).

Спайдер-диаграммы элементов-примесей пермо-триасовых гранитоидов с первым типом распределения РЗЭ характеризуются обогащением КИЛ элементов относительно ВЗЭ, минимумами Nb, P, Ti и имеют сходство с мультиэлементным спектром высококремнеземистых адакитов (см. рис. 11, Е). Спайдер-диаграммы гранитоидов со вторым типом распределения РЗЭ также имеют обогащение КИЛ элементами относительно ВЗЭ, но отличаются обогащением Y и тяжелыми РЗЭ, менее выраженным Nb минимумом (см. рис. 11, Е).

На диаграмме Rb – Y + Nb [47] точки составов пермо-триасовых гранитоидов локализуются в поле гранитов вулканических дуг и на границе этого поля с полем внутриплитных гранитов (см. рис. 12).

ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГРАНИТОИДОВ

Представлен изотопный состав Sr и Nd изученных образцов плагиогранитоидов (табл. 5). Изучены составы пяти вендских плагиогранитов и тоналита, двух триасовых плагиогранитов. Величины åNd(t) пересчитаны согласно полученным нами U–Pb датировкам.

 

Таблица 5. Sr–Nd изотопный состав вендских и триасовых плагиогранитоидов Усть-Бельских гор.

Образец

Sm, г/т

Nd, г/т

147Sm/ 144Nd

143Nd/ 144Nd

2s, абс.

Rb, г/т

Sr, г/т

87Rb/ 86Sr

2s, %

87Sr/86Sr

2s, абс.

87Sr/86Sr*

143Nd/144Nd*

eNd(t)

tNd(DM)

tNd(2DM)

250.03*

0.15

0.93

0.0963

0.512617

0.000004

1.60

408

0.01132

0.494

0.702451

0.000006

0.702362

0.512270

6.7

694

730

250.04*

0.12

0.90

0.0790

0.512550

0.000006

0.62

290

0.00619

0.681

0.702450

0.000008

0.702401

0.512266

6.6

681

738

07-134

0.93

5.11

0.1100

0.512749

0.000006

5.32

155

0.09913

0.402

0.702981

0.000011

0.702204

0.512353

8.3

592

597

A-1195/01

4.59

17.5

0.1588

0.512956

0.000004

2.44

104

0.06801

0.449

0.703216

0.000005

0.702683

0.512384

8.9

-

546

2149.01

2.31

10.4

0.1350

0.512849

0.000006

11.8

260

0.13071

0.393

0.703433

0.000006

0.702409

0.512363

8.5

586

580

K-4-29

0.81

3.10

0.1586

0.512982

0.000012

14.2

354

0.11569

0.394

0.703639

0.000006

0.703253

0.512738

7.9

-

372

07-121

1.33

5.99

0.1338

0.513044

0.000006

34.7

64.0

1.56763

0.405

0.706772

0.000007

0.701532

0.512838

9.8

205

210

Примечание. 87Sr/86Sr*, 143Nd/144Nd* соответствуют величинам изотопного состава на время, указанное в таблице 2. tDM1 и tDM2 — модельные возрасты (млн лет), вычисленные относительно одно- и двустадийной модели развития изотопного состава Nd мантийного источника.

 

Начальное отношение 143Nd/144Nd вендских плагиогранитоидов изменяется в узком интервале значений 0.5126–0.5128, что в åNd(t) соответствует интервалу от +6.6 до +8.9 (см. табл. 5).

Модельные, одностадийные (tNd(DM)) и двустадийные (tNd(2DM)), возрасты плагиогранитоидов соответствуют позднему рифею — венду. Они близки возрасту пород (546 млн лет), определенному U–Pb SIMS методом или несколько превышают его (586–694 и 580–738 млн лет соответственно) (см. табл. 5), что свидетельствует о формировании плагиогранитоидов за счет источников с короткой коровой предысторией.

Плагиогранитоиды имеют очень низкие величины начального отношения 87Sr/86Sr в интервале от 0.702204 до 0.702683, характерные для базальтов срединно-океанических хребтов [8, 39] и плагиогранитоидов, драгированных в срединно-океанических хребтах [30]. Точки составов плагиогранитоидов располагаются в области мантийной последовательности (рис. 13).

 

Рис. 13. Диаграмма åNd(t) — 87Sr/86Sr для вендских и пермо-триасовых плагиогранитоидов Усть-Бельских гор.

 

Начальное отношение 143Nd/144Nd триасовых гранитоидов находится в том же интервале значений, что и вендских плагиогранитоидов и в åNd(t) это соответствует значениям +9.8 и +7.9 (см. табл. 5).

Модельные, одностадийный и двустадийный, возрасты гранитоидов соответствуют позднему триасу и позднему девону.

Триасовые гранитоиды, как и вендские плагиогранитоиды, характеризуются очень низкими величинами начального отношения 87Sr/86Sr — 0.701532 и 0.703969. Точки составов гранитоидов располагаются вблизи линии мантийной последовательности (см. рис. 13).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В истории развития континентальной окраины рассматриваемого региона установлены проявления плагиогранитоидного магматизма в вендское и позднепалеозойское–раннемезозойское время.

Вендский этап плагиогранитного магматизма

Большое количество изотопных измерений зерен цирконов из плагиогранитов различных блоков в серпентинитовом меланже верхней пластины Алганского террейна U–Pb SIMS методом позволило получить надежные оценки возраста магматической кристаллизации с малой погрешностью 556 ± 3 млн лет. Датировки плагиогранитов из блоков меланжа Алганского террейна хорошо согласуются с датировками плагиогранитов и лейкодиоритов Усть-Бельского массива [11, 35] (рис. 14, а).

 

Рис. 14. Сопоставление вендских (А) и пермо-триасовых (Б) датировок гранитоидов, полученных различными методами для разновозрастных комплексов Усть-Бельских гор и кривые плотности распределения U–Pb возрастов и их максимумы (В).

Ошибка погрешности на уровне 2ó.

1–5 — U–Pb SIMS возрасты цирконов: 1 –данные авторов, 2 — по [24], 3 — по [35], 4 — по [11], 5 — по [6]; 6–7 — U–PbLA–ICP–MS возрасты цирконов: 6 –данные авторов, 7 — по [42]; 8 — U–Pb датировки возраста плагиогранитов Ганычаланского террейна, по [22]; 9 — U–Pb возрасты обломочных зерен цирконов; 10–12 — возрасты метаморфического события: 10 — Ar–Ar метод, по [18], 11 — Ar–Ar метод, по [12]; 12 — K–Ar метод, по [24]; 13 — количество принятых в расчет зерен циркона; 14–15 — кривые плотности распределения U–Pb возрастов и их максимумы, N-количество зерен, принятых в расчет: 14 — акцессорных ксеногенных цирконов из магматических пород, по [6, 24, 25], 15 — обломочных цирконов из блока песчаников в меланже р. Еонайваам, по [15]; 16–17 — интервалы возрастов основных тектономатических событий: 16 — Сибирского кратона, по [43]; 17– фундамента Омолонского массива, по [1]

 

Петрохимические характеристики вендских плагиогранитов, ассоциирующих с габброидами Усть-Бельского массива (см. рис. 1, обр. 250.03/13, 250.04/13), сходны с характеристиками плагиогранитоидов из меланжей различных пластин. Однако содержания редких земель в обр. 250.03/13, 250.04/13 на порядок ниже, а их распределение аналогично распределению надсубдукционных перидотитов или плагиогранитов бонинитовой серии желоба Тонга (см. рис. 11, А). Различный характер распределения РЗЭ плагиогранитов и тоналитов из блоков меланжа позволяет предполагать, что они могли образоваться как при частичном плавлении мафического материала океанической коры, так и при фракционной кристаллизации магмы основного состава (см. рис. 11, А). На формирование плагиогранитоидов в надсубдукционной обстановке указывает характер распределения элементов-примесей, отрицательная Nb-аномалия и локализация точек их составов в поле гранитов вулканических дуг или на его границе с полем гранитов океанических хребтов на диаграмме Rb–Y+Nb [47] (см. рис. 11, см. рис. 12).

Sr–Nd изотопный состав вендских плагиогранитоидов подтверждает ювенильный первично мантийный характер субстрата, из которого они выплавлялись или формировались родоначальные для них базитовые магмы.

Таким образом, вендские плагиогранитоиды могли быть образованы в обстановке энсиматической островной дуги. При этом в процесс плавления были вовлечены как участки океанической коры, так и происходило выплавление базитовых расплавов из мантийного клина, последующая дифференциация которых также приводила к образованию плагиогранитов.

Вендская островная дуга была образована в пределах океанической коры, фрагментами которой являются позднерифейские [11] ультрамафит-мафитовые породы Усть-Бельского массива. Предположительно, при образовании плагиогранитных магм в процесс плавления были вовлечены различные участки новообразованной позднерифейской океанической коры. Это объясняет разницу в составах рассеянных элементов плагиогранитов из блоков в меланже и ассоциирующих с габброидами Усть-Бельского массива (см. рис. 11). Разница в модельных Nd возрастах для этих пород подтверждает наше предположение. Модельные, одностадийные (592 млн лет) и двустадийные (546–597 млн лет) возрасты плагиогранитов и тоналитов из блоков меланжа близки к их возрасту, определенному U–Pb SIMS и LA–ICP–MS методами. Для плагиогранитов Усть-Бельского массива, измеренный возраст кристаллизации отличается от модельного одностадийного (681, 694 млн лет) на 100 млн лет и от двустадийного (730, 738 млн лет) примерно на 200 млн лет.

Близкий вендский возраст осадконакопления и эксплозивной деятельности имеют туфогравелиты нижней части вулканогенно-осадочного комплекса (см. рис. 3, пачка 1) расположенного структурно выше океанических базальтов Отрожнинской пластины [15, 17] (см. рис. 3). Таким образом, накопление вулканогенно-осадочных пород и вендский плагиогранитоидный магматизм происходили в пределах одного латерального ряда структур энсиматической островной дуги. Присутствие в туфогравелите единичных (1–2%) зерен циркона с возрастом ~ 2 млрд лет [17], указывает, что между областью осадконакопления и древним источником (возможно континентом) отсутствовали крупные барьеры, в виде орогенов или океанического пространства.

В пределах Западно-Камчатской складчатой системы вендский–раннекембрийский возраст, 570 ± 50, Pb–Pb метод и 532 ± 5 млн лет, U–Pb [22] определен для биотитовых плагиогранитов из плагиогранит-амфиболитового комплекса Ганычаланского террейна (см. рис. 14, а).

Пермо-триасовый этап гранитоидного магматизма

Датированные плагиогранит-порфиры секут девонские–каменноугольные осадочные породы, вулканиты и габбро-гипербазиты Отрожнинской пластины. Полученный для плагиогранит-порфира, 206Pb/238U конкордантный среднетриасовый возраст 235 ± 2 млн лет позволяет надежно датировать триасовый этап магматизма.

Кроме того, существуют среднепермские значения, полученные для единичных зерен циркона (N = 2) плагиогранитов [24] и габбро (N = 1) [6] из блоков в меланжах р. Толовка и р. Еонайваам (см. рис. 14, б).

Среднепермские габбро и плагиограниты содержат ксеногенные зерна цирконов (0.9–2.7 млрд лет) [24]. Довендские цирконы могли быть захвачены из пород основания [25]. Принадлежность данного основания к фундаменту древнего континента или массива, можно оценить путем сравнения возрастов ксеногенных цирконов с основными тектоно-магматическими событиями в пределах Сибирского континента и Омолонского террейна (см. рис. 14, в). U–Pb датировки основания Омолонского массива [1] не совпадают с максимумами кривой плотности распределения ксеногенных цирконов. Отмечается сходство возрастов ксеногенных цирконов с этапами тектоно-магматических событий, характерных для Сибирского кратона [43] в интервалах 1900–2100 млн лет и 2700–2800 млн лет. Однако, отмеченное сходство из-за недостатка статистических данных не является достаточным основанием для проведения палеотектонических реконструкций.

Пермо-триасовое магматическое событие хорошо коррелируется с Ar–Ar и K–Ar датировками в интервале 276–236 млн лет метаморфических пород Усть-Бельского террейна [12, 18, 24] (см. рис. 14, б). Среднетриасовые ~ 240–250 млн лет Ar–Ar возрасты получены для амфиболов из габбро, жильных тел и даек в метаперидотитах Усть-Бельской, Отрожнинской и Толовской пластин [12]. Все остальные Ar–Ar (амфибол) и K–Ar (вал) датировки [18, 24] выполнены для пород зеленосланцевой и амфиболитовой фаций метаморфизма, которые обнажены в блоках меланжа Толовской пластины (см. рис. 1). Обнаружение следов пермо-триасовых магматических и метаморфических событий в различных тектонических пластинах Усть-Бельского террейна можно объяснить их образованием в пределах единой палеоструктуры, которую можно рассматривать как продолжение Кони-Тайгоносской дуги [19, 24, 32]. Фундаментом дуги служили ультрабазит-габбровые и перекрывающие их комплексы Усть-Бельского террейна.

Геохимические особенности и Sr–Nd изотопный состав пермо-триасовых плагиогранитов свидетельствуют об их надсубдукционной природе и первично мантийном источнике магм, также, как и для вендских гранитоидов. По-видимому, их формирование было связано с частичным плавлением меланократового (офиолитового) материала, находящегося в виде фрагментов в аккреционной структуре во фронте Усть-Бельского сегмента Кони-Тагоносской дуги или при фракционной кристаллизации базитовых магм, выплавленных из подобного субстрата.

ВЫВОДЫ

  1. В тектоно-магматической истории развития изученного региона установлены проявления плагиогранитного магматизма в вендское (556 ± 3 млн лет) и пермо-триасовое (235 ± 2 млн лет) время и определены геодинамические обстановки их формирования.
  2. Плагиограниты вендского и пермо-триасового возраста из блоков меланжей Алганского и Усть-Бельского террейнов являются низкокалиевыми и преимущественно низкоглиноземистыми, по нормативному составу соответствуют тоналитам и трондьемитам. Характерны два типа распределения редкоземельных элементов, позволяющие предполагать, что плагиограниты могли образоваться как при частичном плавлении мафического материала океанической коры, так и при фракционной кристаллизации магмы основного состава. Sr–Nd изотопный состав плагиогранитоидов подтверждает ювенильный первично мантийный характер субстрата, из которого они выплавлялись, или формировались родоначальные для них базитовые магмы.
  3. Вендские плагиогранитоиды Алганского и Усть-Бельского террейнов были образованы в обстановке энсиматической островной дуги. В процесс плавления были вовлечены участки океанической коры, происходило выплавление базитовых расплавов из мантийного клина, последующая дифференциация которых также приводила к образованию плагиогранитов. Модельный одностадийный и двустадийный возрасты плагиогранитов, ассоциирующих с габброидами Усть-Бельского массива (tNd(DM) = 681, 694 млн лет) и (tNd(2DM) = 730, 738 млн лет), на 100–200 млн лет древнее возраста кристаллизации породы. Модельные возрасты плагиогранитов из меланжа верхней пластины Алганского террейна (tNd(DM) = 586, 592 млн лет), (tNd(2DM) = 546–597 млн лет) соответствуют возрасту породы.
  4. Пермо-триасовый этап магматизма установлен в плагиогранитах и габброидах Отрожнинской пластины офиолитов и из блоков в меланжах Усть-Бельской и Толовской пластин. Они формировались в структуре Усть-Бельского сегмента Кони-Тайгоносской дуги при частичном плавлении фрагментов меланократового (офиолитового) материала в аккреционной структуре дуги и в результате фракционной кристаллизации базитовых магм, выплавленных из мантийного субстрата.

Благодарности. Авторы работы признательны П.Л. Тихомирову (МГУ им. М.В. Ломоносова, геологический факультет) и С.А. Паланджяну (ГИН РАН, г. Москва) за предоставление каменного материала и обсуждение исследования. Авторы благодарны Г.В. Ледневой, С.А. Паланджяну и И.А. Войцику (ГИН РАН, г. Москва) за сотрудничество при проведении полевых исследований 2007–2008 и 2011 гг. Авторы благодарны В.В. Лебедеву, А.Д. Киевскому и С.В. Аксенову (ОАО «Георегион», г. Анадырь) за помощь и поддержку.

Источник финансирования. Полевые работы 2016 г. проведены за счет средств гранта РНФ 16-17-10251. Палеотектонические реконструкции меланжа в аккреционной структуре юрско-раннемелового и постальбского времени выполнены в рамках гранта Президента РФ МК-132.2017.5. Аналитическая обработка образцов горных пород была осуществлена за счет гранта РФФИ № 17–05-00795, 16–05-00146. Базовое финансирование сотрудников ГИН РАН проводилось в рамках темы № 0135–2016-0022.

About the authors

A. V. Moiseev

Geological Institute of RAS

Author for correspondence.
Email: luchitskaya@ginras.ru

Russian Federation, 119017, Moscow, Pyzhevsky per., 7

M. V. Luchitskaya

Geological Institute of RAS

Email: luchitskaya@ginras.ru

Russian Federation, 119017, Moscow, Pyzhevsky per., 7

I. V. Gul’pa

OJSC «Georegion»

Email: luchitskaya@ginras.ru

Russian Federation, Chukotsky Autonomous Region, 689000, Anadyr, Lenina str., 25 а

V. B. Khubanov

Geological Institute of Siberian Branch RAS

Email: luchitskaya@ginras.ru

Russian Federation, 670047, Ulan-Ude, Sakh’yanovoy str., 6 а

B. V. Belyatsky

A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute

Email: luchitskaya@ginras.ru

Russian Federation, 199106, Saint Petersburg, Sredny prosp., 74

References

  1. Акинин В.В., Жуланова И.Л. Возраст и геохимия циркона из древнейших метаморфических пород Омолонского массива (Северо-Восток России) // Геохимия. 2016. № 8. С. 675–684.
  2. Александров А.А. Покровные и чешуйчатые структуры в Корякском нагорье. М.: Наука, 1978. 121 с.
  3. Аристов А.В., Соколов С.Д., Моисеев А.В., Хаясака Я. Новые данные о возрасте осадочного чехла офиолитов Отрожнинской пластины Усть-Бельского террейна // Геология полярных областей земли. Материалы XLII Тектонического совещания / М.: ГЕОС, 2009. Т. 1. С. 21–24.
  4. Базылев Б.А., Леднева Г.В., Кононкова Н.Н., Ишиватари А., Соловьева Н.В., Фомичев Н.Н. Типизация перидотитов Усть-Бельского ультрамафит-мафитового массива (Чукотка) по составам минералов: предварительные данные // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения / Материалы III международной конференции / Екатеринбург: ИГиГУрО РАН, 2009. Т. 1. С. 73–76.
  5. Захаров В.А. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Анадырская. Лист Q-59-ХХIХ / Г.Г. Кайгородцев (ред.). М.: Аэрогеология, 1974.
  6. Гульпа И.В. Объяснительная записка к Геологической карте Российской Федерации масштаба 1:200000. Корякская серия. Лист Q-59-XXIX, XXX (Отрожненская площадь) / В.А. Захаров (ред.). СПб.: ВСЕГЕИ, 2014.
  7. Заборовская Н.Б. Внутренняя зона Охотско-Чукотского пояса на Тайгоносе. М.: Наука, 1978. 199 с.
  8. Костицин Ю.А. Накопление редких элементов в гранитах // Природа. 2000. № 2. С. 26–32.
  9. Крук Н.Н., Голозубов В.В., Баянова Т.Б., Касаткин С.А. Состав, возраст и тектоническая позиция гранитоидов шмаковского комплекса (Дальний Восток России) // Тихоокеанская геология. 2016. Т. 35. № 2. С. 58–67.
  10. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн.2. 334 с.
  11. Леднева Г.В., Базылев Б.А., Лебедев В.В., Кононкова Н.Н., Ишиватари А. U–Pb возраст цирконов из габброидов Усть-Бельского мафит-ультрамафитовго массива (Чукотка) и его интерпретация // Геохимия. 2012. № 1. С. 48–59.
  12. Леднева Г.В., Базылев Б.А., Лэйер П., Кононкова Н.Н., Ишиватари А., Соколов С.Д. Результаты 40Ar/39Ar датирования ультрамафитов и мафитов Усть-Бельского террейна (центральная Чукотка) и их интерпретация // Геохронометрические изотопные системы, методы их изучения, хронология геологических процессов / Материалы V Российской конференции по изотопной геохронологии, 4–6 июня 2012 г. М.: ИГЕМ РАН, 2012. С. 217–219.
  13. Леднева Г.В., Лебедев В.В., Базылев Б.А. U–Pb возраст цирконов из метагаббро Усть-Бельского массива (Чукотка) // Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб: ИГГД РАН, 2009. Т. 1. С. 330–332.
  14. Марков М.С., Некрасов Г.Е., Паланджян С.А. Офиолиты и меланократовый фундамент Корякского нагорья. // Очерки тектоники Корякского нагорья / Ю.М. Пущаровский, С.М. Тильман (ред.). М.: Наука, 1982. С. 30–70.
  15. Моисеев А.В. Структура и история тектонического развития Усть-Бельского сегмента Западно-Корякской складчатой системы (СВ России, Корякия) // Автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук. М.: ГИН РАН, 2015. 30 с.
  16. Моисеев А.В., Соколов С.Д., Хаясака Я. Состав и геодинамические обстановки формирования вулканических образований офиолитов Усть-Бельских гор (Чукотка) // ДАН. 2011. Т. 437. № 2. С. 215–219.
  17. Моисеев А.В., Соколов С.Д., Хаясака Я. Строение, состав и возраст вулканогенно-осадочного комплекса Отрожненской пластины Усть-Бельского террейна Западно-Корякской складчатой области // Геотектоника. 2014. № 3. С. 30–49.
  18. Моисеев А.В., Соколов С.Д., Хаясака Я., Лэйер П. Новые данные Ar-Ar датирования позднепалеозойско-раннемезозойского метаморфического события пород Усть-Бельского террейна Западно-Корякской складчатой области // Тектоника складчатых поясов Евразии: сходство, различие, характерные черты новейшего горообразования, региональные обобщения / Материалы XLVI тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2014. Т. 2. С.13–16.
  19. Некрасов Г.Е. Тектоника и магматизм Тайгоноса и Северо-Западной Камчатки. М.: Наука, 1976. 160 с.
  20. Некрасов Г.Е., Богомолов Е.С. Офиолиты Усть-Бельского террейна (Чукотка) — след позднедокембрийского раскола суперконтинента Родиния в структурах северо-восточного обрамления Сибирского кратона (структурные, петролого-минералогические и изотопные данные) // ДАН. 2015. Т. 461. № 6. С. 685–690.
  21. Некрасов Г.Е., Заборовская Н.Б., Ляпунов С.М. Допозднепалеозойские офиолиты запада Корякского нагорья — фрагменты океанического плато // Геотектоника. 2001. № 2. С. 41–63.
  22. Некрасов Г.Е., Макеев А.Ф. U–Pb возраст цирконов из плагиогранитов плагиогранит-амфиболитового комплекса Ганычаланского блока (Запад-Корякского нагорья) // ДАН. 2003. Т. 390. № 3. С. 382–385.
  23. Паланджян С.А. Лерцолитовые массивы офиолитов Анадырско-Корякского региона: геологическое строение и состав пород как показатели обстановок формирования // Литосфера. 2010. № 5. С. 3–19.
  24. Паланджян С.А. Усть-Бельский офиолитовый террейн Западно-Корякского орогена: изотопное датирование и палеотектоническая интерпретация // Геотектоника. 2015. № 2. С. 50–67.
  25. Паланджян С.А. К датировке офиолитов Усть-Бельского террейна (Анадырско_Корякский регион, Северо-Восток России) // Тектоника складчатых поясов Евразии / Материалы XLVI тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2014. С. 51–56.
  26. Паланджян С.А. Офиолиты Усть-Бельского террейна: среднепалеозойская океаническая ассоциация в Западно-Корякском покровно-складчатом поясе // Магматизм и метаморфизм Северо-Востока Азии / Материалы IV Совещания по Северо-Востоку России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. С. 180–184.
  27. Паланджян С.А., Лэйер П.У., Паттон У.У., Ханчук А.И. Геодинамическая интерпретация 40Ar/39Ar датировок офиолитовых и островодужных мафитов и метамафитов Анадырско-Корякского региона // Геотектоника. 2011. № 6. С. 72–87.
  28. Палечек Т.Н., Моисеев А.В., Соколов С.Д. Новые данные о строении и возрасте юрско-нижнемеловых отложений Алганского террейна (район р. Перевальная, Корякское нагорье, Чукотка) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2013. Т. 21. № 2. С. 43–60.
  29. Парфенов Л.М., Натапов Л.М., Соколов С.Д., Цуканов Н.В. Террейны и аккреционная тектоника Северо-Востока Азии // Геотектоника. 1993. № 1. С. 68–78.
  30. Силантьев С.А., Кепке Ю., Арискин А.А., Аносова М.О., Краснова Е.А., Дубинина Е.О., Зур Г. Геохимическая природа и возраст плагиогранит/габбро-норитовой ассоциации внутреннего океанического комплекса Срединно-Атлантического хребта на 510´ ю.ш. // Петрология. 2014. Т. 22. № 2. С. 126–146.
  31. Соколов С.Д. Аккреционная структура Пенжинского хребта (Северо-Восток России) // Геотектоника. 2003. № 5. С. 3–10.
  32. Соколов С.Д. Аккреционная тектоника Корякско-Чукоткого сегмента Тихоокенского пояса. М.: Наука, 1992. 182 с.
  33. Соколов С.Д., Бондаренко Г.Е., Морозов О.Л., Григорьев В.Н. Зона перехода Азиатский континент — Северо-Западная пацифика в позднеюрско-раннемеловое время // Теоретические и региональные проблемы геодинамики / Ю.Г. Леонов (ред.). М.: Наука, 1999. С. 30–84. (Тр. ГИН РАН; Вып. 515).
  34. Соколов С.Д., Бялобжеский С.Г. Террейны Корякского нагорья // Геотектоника. 1996. № 6. С. 68–80.
  35. Тихомиров П. Л. Возраст плагиогранитов Усть-Бельского офиолитового массива (Западно-Корякская складчатая система) по данным SHRIMP U–Pb датирования цирконов // ДАН. 2010. Т. 434. № 3. 673–676.
  36. Ханчук А.И., Голозубов В.В., Панченко И.В., Игнатьев А.В., Чудаев О.В. Ганычаланский террейн Корякского нагорья // Тихоокеанская геология. 1992. № 4. С. 82–93.
  37. Хубанов В.Б., Буянтуев М.Д., Цыганков А.А. U–Pb изотопное датирование цирконов из PZ3-MZ магматических комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопоставление с SHRIMP данными // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 1. С. 241–258.
  38. Шараськин А.Я. Идзу-Бонинская, Волкано и Марианская дуги // Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей / О.А. Богатиков, Ю.И. Дмитриев, А.А. Цветков (ред.). М.: Наука, 1987. С. 96–118.
  39. Coleman R.G., Peterman Z.E. Oceanic plagiogranite // J. Geophysical Research. 1975. Vol. 80. No 8. P. 1099–1108.
  40. Corfu F., Hanchar J., Hoskin P.W.O. and Kinny P. Atlas of Zircon Textures // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. Vol. 53. P. 469–500.
  41. Drummond M.S., Defant M.J., Kepezhinskas P.K. Petrogenesis of slab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas // Trans. Royal. Society. Edinburgh. Earth Sciences. 1996. Vol. 87. P. 205–215.
  42. Hayasaka Y., Moiseev A.V., Sokolov S.D., Ishiwatari A.,Machi S., Ledneva G.V., Palandzhyan S.A., Basylev B.A. Methodology and philosophy for detrital zircon chronology using EPMA, LA_ICP_MS, and SHRIMP, and outline of results for the Paleozoic to Mesozoic complex in the Ust-Belaya Range, West Koryak thrust and fold Belt, Far East Russia // Abstracts of the Russian–Japanese workshop symposium “Ophiolites and related complexes: significance for geodynamic interpretations”, June 15–16, 2010 / Moscow: GIN RAS, 2010. P. 11.
  43. Khudoley А., Chamberlain K., Ershova V., Sears J., Prokopiev A., MacLean J., Kazakova G., Malyshev S., Molchanov A., Kullerud K., Toro J., Miller E., Veselovskiy R., Li A., Chipley D. Proterozoic supercontinental restorations: constraints from provenance studies of Mesoproterozoic to Cambrian clastic rocks, eastern Siberian Craton // Precambrian Research. 2015. Vol. 259. P. 78–94.
  44. Ludwig K.R. User’s manual for Isoplot 3.75 // A geochronological toolkit for Microsoft Excel / Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2012. No 5. 75 p. http://www.bgc.org/isoplot_etc/isoplot/Isoplot3_75-4_15manual.pdf
  45. Martin H., Smithies R.H., Rapp R., Moyen J.-F., Champion D. An overview of adakite, tonalite-trondhjemi te-granodiorite (TTG) and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution // Lithos. 2005. Vol. 79. No 1-2. P. 1–24. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.04.048
  46. Palandzhyan S.A., Dmitrenko G.G. Ophiolitic complex and associated rocks in the Ust-Belaya mountains and Algan ridge, Russian Far East // U.S. Department of the interior — U.S. geological survey. 1996. Open-Files Report PF 92–20-I. 7 р.
  47. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. of Petrology. 1984. Vol. 25. Is. 4. P. 956–983.
  48. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geol. Soc. London Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313–345.
  49. Whattam S.A., Gazel E., Yi Keewook, Denyer P. Origin of plagiogranites in oceanic complexes: A case study of the Nicoya and Santa Elena terranes, Costa Rica // Lithos. 2016. Vol. 262. P. 75–87. https://doi.org/10.1016/j.lithos. 2016.06.017
  50. Whilliams I.S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe // Reviews in Economic Geology. 1998. Vol. 7. P. 1–35.

Supplementary files

Supplementary Files Action
1.
Fig. 1. Scheme of the geological structure of the Ust-Belsky and Algansky mountains (using data [2, 5, 6, 27]).

View (1MB) Indexing metadata
2.
Fig. 2. Tectonic-stratigraphic columns for the Ust-Belsky mountains region.

View (212KB) Indexing metadata
3.
Fig. 3. Geological map of the Orozhnaya region (using data [2, 5], with changes and additions).

View (594KB) Indexing metadata
4.
Fig. 4. Geological map of the interfluve. Left Mavrina — r. Utesiki, (according to [6], with changes and additions).

View (554KB) Indexing metadata
5.
Fig. 5. Vendian and Permian-Triassic plagiogranites.

View (3MB) Indexing metadata
6.
Fig. 6. Photos of plagiogranitoids.

View (3MB) Indexing metadata
7.
Fig. 7. Diagrams with concordia (U – Pb SIMS) and zircon images in cathodoluminescence mode for Vendian plagiogranitoids.

View (731KB) Indexing metadata
8.
Fig. 8. Chart with concordia (LA – ICP – MS) for Vendian plagiogranite No. 11-32-5.

View (97KB) Indexing metadata
9.
Fig. 9. Images of zircons in cathodoluminescence mode (a) and a concordia diagram (U – Pb SIMS) (b) for triassic plagiogranite (sample K-4-29)

View (747KB) Indexing metadata
10.
Fig. 10. Diagrams Ab – An – Or (A) and Al2O3 – SiO2 (B) for the Vendian and Perm-Triassic plagiogranitoids of the Ust-Belsky mountains.

View (32KB) Indexing metadata
11.
Fig. 11. Chondrite-normalized distributions of REEs (A – B) and spidergrams of rare elements normalized to the N-MORB (D – E) composition of the Vendian and Permian-Triassic plagiogranitoids of the Ust-Belsky Mountains.

View (485KB) Indexing metadata
12.
Fig. 12. The Rb – Y + Nb diagram (according to [47]) for the Vendian and Permian – Triassic plagiogranitoids of the Ust-Belsky Mountains.

View (50KB) Indexing metadata
13.
Fig. 13. åNd (t) - 87Sr / 86Sr diagram for the Vendian and Permian-Triassic plagiogranitoids of the Ust-Belsky mountains.

View (37KB) Indexing metadata
14.
Fig. 14. Comparison of Vendian (A) and Permian-Triassic (B) granitoid datings obtained by different methods for uneven-age complexes of the Ust-Belsky mountains and density curves for the distribution of U – Pb ages and their maxima (C).

View (141KB) Indexing metadata

Statistics

Views

Abstract - 186

PDF (Russian) - 102

Cited-By


PlumX

Refbacks

  • There are currently no refbacks.

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies