Возраст и обстановки формирования Чаловской серии ордовика Аргунского массива, восточная часть Центрально-Азиатского складчатого пояса
- Авторы: Смирнова Ю.Н.1, Сорокин А.А.1
-
Учреждения:
- Институт геологии и природопользования ДВО РАН
- Выпуск: Том 27, № 3 (2019)
- Страницы: 3-23
- Раздел: Статьи
- URL: https://journals.eco-vector.com/0869-592X/article/view/11921
- DOI: https://doi.org/10.31857/S0869-592X2733-23
- ID: 11921
Цитировать
Полный текст
Аннотация
Представлены результаты минералого-геохимических исследований метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии – одного из ключевых стратиграфических подразделений Аргунского континентального массива восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса, а также данные U–Pb геохронологических (LA-ICP-MS) исследований детритовых цирконов из этих пород. Установлено, что наиболее молодые цирконы в метапесчаниках гребневской толщи имеют возраст ~478 млн лет, в метаалевролитах магдагачинской толщи ~448 млн лет. В совокупности с полученными ранее данными о возрасте метадацитов исагачинской толщи (476±8 млн лет) это свидетельствует об ордовикском возрасте чаловской серии, ранее относившейся к позднему докембрию. Показано, что накопление осадков чаловской серии происходило в обстановке активной континентальной окраины или островной дуги на фоне интенсивной магматической деятельности. С учетом того, что раннепалеозойский надсубдукционный магматизм проявился в пределах всех континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (Аргунского, Мамынского, Буреинского, Цзямусинского, Ханкайского), нельзя исключать, что упомянутые континентальные массивы имеют общую геодинамическую историю.
Ключевые слова
Полный текст
ВВЕДЕНИЕ
Аргунский (Аргун-Идермегский) континентальный массив (супертеррейн) является одним из главных структурных элементов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1). Этот массив представляет собой гетерогенное сооружение, в котором обычно выделяются более мелкие тектонические блоки (террейны) (Парфенов и др., 2003; Геодинамика..., 2006; Nokleberg, 2010 и др.).
Рис. 1. Схематическая геологическая карта района Гонжинского террейна. Составлена по (Козырев, Волкова, 2001), с упрощениями авторов. 1 – условно позднеархейские метаморфические породы гонжинской серии; 2 – условно позднеархейские гранитоиды гонжинского комплекса и кварцевые диориты бекетского комплекса; 3, 4 – условно рифейские метаморфические породы чаловской серии: 3 – гребневской толщи; 4 – магдагачинской толщи; 5 – условно рифейские гранитоиды чаловского комплекса; 6 – юрские флишоидные отложения; 7 – позднемезозойские граниты и гранодиориты; 8 – нижнемеловые вулканогенно-осадочные породы; 9 – кайнозойские рыхлые отложения; 10 – разломы; 11 – места отбора образцов для геохронологических исследований и их номера.
На врезке показано положение исследуемого объекта в структуре восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (тектоническая основа по (Парфенов и др., 2003)): 12 – континентальные массивы (супертеррейны): АР – Аргунский, БЦ – Бурея-Цзямусинский; 13 – палеозойские–раннемезозойские складчатые пояса: ЮМ – Южно-Монгольско-Хинганский, СЛ – Солонкерский, ВД – Вундурмиао, МО – Монголо-Охотский; 14 – позднеюрско-раннемеловые орогенные пояса; 15 – положение объекта исследования.
В качестве раннедокембрийского кристаллического фундамента северной и северо-восточной частей Аргунского массива обычно рассматриваются условно позднеархейские (Решения..., 1994; Геодинамика..., 2006; Петрук, Козлов, 2009) или раннепротерозойские (Сережников, Волкова, 2007) метаморфизованные в условиях высокотемпературной амфиболитовой фации осадочные и вулканические породы гонжинской серии, с которыми пространственно ассоциируют породы бекетского габбро-перидотитового и гонжинского гранитового комплексов. Вместе с тем полученные за последние годы геохронологические и изотопно-геохимические данные свидетельствуют о том, что протолиты метаосадочных и метавулканических пород гонжинской серии, а также наложенные на них структурно-метаморфические преобразования имеют не раннедокембрийский, а мезозойский возраст (Котов и др., 2009а, 2009б, 2013; Сальникова и др., 2012).
По существующим представлениям, к более высокому раннепротерозойскому (Решения..., 1994; Геодинамика..., 2006; Петрук, Козлов, 2009) или рифейскому (Козырев, Волкова, 2001) структурному этажу Аргунского массива относят слабометаморфизованные (зеленосланцевая, эпидот-амфиболитовая фации) вулканогенно-осадочные отложения чаловской серии, а также гранитоиды чаловского комплекса.
На ранний палеозой в геологической истории Аргунского массива приходится этап интенсивного проявления интрузивного преимущественно кислого магматизма и вулканизма. При этом полученные к настоящему моменту геохронологические данные позволяют выделить два эпизода магматической активности – на рубеже неопротерозоя и палеозоя (550–540 млн лет) и в позднем кембрии (507–470 млн лет) (Сорокин и др., 2004, 2014б; Сорокин, Кудряшов, 2017; Sorokin et al., 2017; Wu et al., 2011).
Значительную роль в строении Аргунского массива играют терригенные и терригенно-карбонатные отложения, охватывающие стратиграфический интервал от силура до нижнего карбона. Они слагают Ольдойский и Гага-Сагаянский прогибы, а также локальные тектонические блоки, которые обычно рассматриваются в качестве фрагмента пассивной континентальной окраины (Парфенов и др., 1999; Геодинамика..., 2006 и др.). Однако результаты недавних исследований свидетельствуют о том, что формирование этих отложений протекало в различных геодинамических обстановках. В силуре обстановка их накопления соответствовала пассивной континентальной окраине, а в девоне она сменилась обстановкой активной континентальной окраины или зрелой островной дуги (Смирнова и др., 2013; Сорокин и др., 2015б).
Вдоль северной окраины Аргунского массива, обращенной в сторону Монголо-Охотского складчатого пояса, протягивается цепочка габбро-диорит-гранодиорит-гранитовых интрузий урушинского комплекса (Мартынюк и др., 1990; Геодинамика..., 2006). Имеющиеся определения возраста пород этого комплекса укладываются в интервал 278–274 млн лет (Сорокин и др., 2005). В Восточном Забайкалье вероятным аналогом урушинского комплекса является ундинский комплекс, породы которого занимают тождественную структурную позицию и имеют возраст 275–250 млн лет (Козлов и др., 2003).
К раннемезозойским образованиям Аргунского массива относятся деформированные позднетриасовые–юрские осадочные комплексы Верхнеамурского и Зея-Депского прогибов, а также позднемезозойские вулканоплутонические комплексы. Л.П. Зоненшайн с соавторами сопоставлял их с пассивными континентальными окраинами (Зоненшайн и др., 1990), тогда как Л.М. Парфенов с соавторами предполагал их орогенную природу (Парфенов и др., 1999). Связь образования Верхнеамурского прогиба с орогеническими событиями, сопровождавшими формирование Монголо-Охотского пояса, отмечается и другими исследователями (He et al., 2005; Смирнова и др., 2017).
На весь ансамбль разновозрастных геологических комплексов, слагающих Аргунский массив, “наложены” позднемезозойские вулканические и вулканоплутонические комплексы Большехинганского пояса, а также кайнозойские рыхлые отложения Амуро-Зейской впадины.
Таким образом, Аргунский континентальный массив представляет собой сложный коллаж разновозрастных и различных по составу геологических комплексов, при этом наименее исследованными из них являются те, которым приписывается докембрийский возраст. Эта неопределенность создает существенные трудности в понимании истории формирования как этого массива, так и всего Центрально-Азиатского складчатого пояса.
В этой связи целью настоящей работы было установление возраста и условий формирования чаловской серии на основе геохимических исследований метатерригенных пород этой серии, относимой к раннему протерозою (Решения..., 1994; Геодинамика..., 2006; Петрук, Козлов, 2009) или рифею (Козырев, Волкова, 2001), а также U–Pb геохронологических (LA-ICP-MS) исследований детритовых цирконов из этих отложений.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЙ
В составе чаловской серии выделяются (снизу вверх) гребневская, магдагачинская и исагачинская толщи.
Гребневская толща пользуется наибольшим распространением в бассейне р. Чалая (правый приток р. Уркан, бассейн р. Зея). Толща сложена, согласно (Козырев, Волкова, 2001), биотитовыми гранат- и мусковитсодержащими, хлорит-серицитовыми, хлорит-эпидотовыми, серицит-хлорит-биотитовыми, эпидот-актинолитовыми и эпидотовыми сланцами с прослоями метаалевролитов, метапесчаников, метаандезитов и метабазальтов. В средней части разреза отмечаются известковистые метаалевролиты. Общая мощность гребневской толщи более 1870 м.
Магдагачинская толща выделена в бассейнах рек Луговая и Магдагачи (правый приток р. Ольга, бассейн р. Амур). В ее составе преобладают альбит-роговообманковые, альбит-биотитовые, эпидот-роговообманковые, мусковит-биотитовые, мусковит-хлорит-биотитовые, биотитовые, хлорит-биотит-альбитовые и гранатсодержащие андалузит-биотитовые сланцы, переслаивающиеся с метапесчаниками и метабазальтами (Козырев, Волкова, 2001). Общая мощность толщи более 1320 м.
Исагачинская толща развита в бассейнах рек Магдагачи, Ульдугичи (левый приток р. Буринда, бассейн р. Амур), Бол. Невер (левый приток р. Амур). Она сложена графит-мусковитовыми, двуслюдяными, биотитовыми, альбит-биотитовыми часто гранатсодержащими сланцами с прослоями пироксеновых, роговообманково-пироксеновых сланцев, мраморизованных доломитов, метадацитов и метаандезитов (Волкова, 2002; Козырев, 2002). Мощность толщи оценивается в 860–1400 м.
Возраст чаловской серии является предметом дискуссий. Как было отмечено выше, большинство исследователей (см. обзоры в (Решения..., 1994; Геодинамика..., 2006; Петрук, Козлов, 2009)) относят серию к раннему протерозою. В то же время при проведении геолого-съемочных работ последнего поколения (Волкова, 2002) были выполнены U–Pb и Sm–Nd геохронологические исследования метавулканитов исагачинской толщи, однако удовлетворительных геохронологических данных получить не удалось.
Для решения вопроса о возрасте метавулканитов исагачинской толщи были повторно проведены U–Pb геохронологические исследования тех же пород в том же месте, где были отобраны образцы для исследования в процессе геолого-съемочных работ (Волкова, 2002). Согласно нашим данным (Сорокин и др., 2014б), возраст метадацитов составляет 476 ± 8 млн лет, что в стратиграфической шкале соответствует раннему ордовику.
Таким образом, проблему возраста метавулканитов исагачинской толщи можно считать решенной. Однако полученный возраст нельзя распространить на всю чаловскую серию, учитывая фрагментарность разрезов входящих в ее состав толщ.
Для оценки возраста и условий формирования других толщ чаловской серии нами были проведены геохимические исследования метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ. Общая коллекция образцов (28 штук) была собрана в бассейне р. Магдагачи (53°30′06.6″ с.ш., 125°50′34.5″ в.д.) и в междуречье Чалая–Гребневый (53°44′21.8″ с.ш., 125°27′29.5″ в.д.) в местах наиболее полных разрезов магдагачинской и гребневской толщ (рис. 1). Кроме того, для двух образцов (по одному из каждой толщи) были проведены U–Th–Pb геохронологические (LA-ICP-MS) исследования детритовых цирконов. При этом были выбраны наиболее типичные по петрографическим и геохимическим особенностям образцы.
АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ
Определение содержаний главных и малых элементов в породах выполнено рентгенофлуоресцентным методом (главные элементы, Zr) в Институте геологии и природопользования ДВО РАН (г. Благовещенск, аналитики В.И. Рождествина, А.И. Палажченко, Е.С. Сапожник, Е.В. Ушакова) на рентгеновском спектрометре Pioneer 4S и методом ICP-MS (Li, Rb, Sr, Ba, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Y, Th, U, Nb, Ta, Zn, Co, Ni, Sc, V, Cr, Pb) в Институте тектоники и геофизики ДВО РАН (г. Хабаровск, аналитики Л.С. Боковенко, Е.М. Голубева, А.В. Штарева) на масс-спектрометре Elan 6100 DRC.
Гомогенизацию порошковых проб для рентгенофлуоресцентного анализа осуществляли путем их сплавления со смесью метабората и тетрабората лития в муфельной печи при Т = 1050–1100°С. Величины интенсивности аналитических линий в ходе анализа корректировали на фон, эффекты поглощения и вторичной флуоресценции. Вскрытие образцов для определения содержаний малых элементов методом ICP-MS проводилось путем кислотного разложения. Для калибровки чувствительности масс-спектрометра по всей шкале масс были использованы стандартные растворы, включающие все анализируемые элементы. Относительная погрешность определения содержаний главных и малых элементов составила 3–10%.
Извлечение циркона выполнено в минералогической лаборатории ИГиП ДВО РАН с применением тяжелых жидкостей (аналитики Е.Н. Воропаева, О.Г. Медведева). U–Th–Pb геохронологические исследования детритовых цирконов (около 100 зерен из каждого образца) выполнены в Геоаналитической лаборатории Университета штата Вашингтон (США) на ICP масс-спектрометре ELEMENT 2, оснащенном системой лазерной абляции (LA) New Wave YAG 213 nm, с предварительным изучением их внутреннего строения в режиме катодолюминесценции. Диаметр кратера не превышал 20 мкм. Калибровку проводили по стандартам FC (Duluth complex, 1099.0 ± 0.6 млн лет (Paces, Miller, 1993)), MD (Mount Dromedary, 99.12 ± 0.14 млн лет (Renne et al., 1998)), R3 (Braintree complex, 418.9 ± 0.4 млн лет (Black et al., 2004)), T2 (Temora 2, 416.78 ± 0.33 млн лет (Black et al., 2004)). Экспериментальные данные обработаны с помощью программы ISOPLOT (Ludwig, 1999). В ходе интерпретации данных учитывались рекомендации, опубликованные в (Whitehouse et al., 1999; Gehrels, 2011). В частности, во внимание принимались только те оценки возраста, дискордантность которых не превышала 10%. При этом для цирконов древнее 1.0 млрд лет использованы оценки возраста, рассчитанные по отношению 207Pb/206Pb, а для более молодых цирконов – по отношению 206Pb/238U. Все погрешности возрастов в тексте и на рисунках приведены на уровне 2s.
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД ГРЕБНЕВСКОЙ И МАГДАГАЧИНСКОЙ ТОЛЩ
Среди образцов, отобранных из гребневской толщи, преобладают метапесчаники светло- и темно-серого цвета, с бластопсаммитовой мелкозернистой структурой и сланцеватой текстурой. Обломочный материал размером от 0.10 до 0.25 мм (единичные обломки достигают 1 см), угловатой, полуугловатой, редко полуокатанной формы и представлен кварцем (10–40%), альбитом (10–40%), олигоклазом (до 10%). Содержание слюдистых минералов (биотита, хлорита, мусковита, актинолита) варьирует от 15 до 30%. Цемент контурный, поровый слюдисто-глинистый, поровый слюдисто-кварцевый или базальный кальциевый. Среди акцессорных минералов выявлены рудные минералы, циркон, апатит, сфен, гранат и гидроокислы железа.
В составе магдагачинской толщи были изучены метапесчаники и метаалевролиты. Метапесчаники светло-серого и темно-серого цвета, с массивной текстурой и бластопсаммитовой мелкозернистой структурой. Обломочный материал (0.10–0.20 мм) угловатой и полуугловатой формы и представлен кварцем (40–45%), альбитом (15–40%), олигоклазом (до 20%), эпидотом (до 15%), клиноцоизитом (до 5%), актинолитом (до 5%), хлоритом (до 5%), биотитом (до 3%), калиевым полевым шпатом (КПШ, до 3%). Цемент соприкосновения слюдисто-кварцевого либо кальциевого состава. Акцессорные минералы представлены рудными минералами, цирконом, апатитом, гранатом и сфеном. Метаалевролиты магдагачинской толщи темно- и светло-серого цвета, с массивной или сланцеватой текстурой и бластоалевритовой структурой. Среди обломочных компонентов преобладают кварц (25–45%), плагиоклазы (альбит 10–40%, олигоклаз до 20%) при подчиненном количестве эпидота (до 15%), актинолита (до 15%), КПШ (до 10%), обломков сланцев (до 10%), биотита (до 25%), хлорита (до 10%), мусковита (до 10%), клиноцоизита (до 3%). По форме обломки угловатые, полуугловатые, реже полуокатанные. Цемент соприкосновения, поровый слюдисто-кварцевый или соприкосновения кальциевый. Акцессорные минералы: рудные минералы, циркон, апатит, гранат, сфен, ортит, гидроокислы железа.
Переходя к анализу химического состава, в первую очередь следует отметить широкие вариации содержаний большинства петрогенных компонентов (SiO2, Fe2O3, MgO, CaO) (табл. 1), что указывает на присутствие в области размыва разнообразных по составу пород.
На классификационных диаграммах log(SiO2/Al2O3)–log(Na2O/K2O), log(SiO2/Al2O3)–log (Fe2O3/K2O) фигуративные точки составов метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ располагаются в поле граувакк, вакк, сланцев и Fe-сланцев (рис. 2а, 2б). На диаграмме А–F (рис. 2в), основанной на соотношении фемической (F) и глиноземистой (глинистой) (A) компонент, составы пород отвечают грауваккам и субграуваккам.
Таблица 1. Химический состав представительных образцов метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии Аргунского массива
Компоненты | Гребневская толща | |||||||||
Метапесчаники | ||||||||||
С-1146 | С-1146-1 | С-1146-2 | С-1146-3 | С-1146-4 | С-1147 | С-1147-1 | С-1147-2 | С-1147-3 | С-1148 | |
SiO2 | 48.68 | 48.26 | 46.71 | 71.12 | 64.54 | 66.86 | 64.78 | 69.53 | 59.09 | 72.14 |
TiO2 | 0.92 | 0.97 | 0.90 | 0.65 | 0.74 | 0.68 | 0.63 | 0.59 | 0.85 | 0.55 |
Al2O3 | 13.92 | 14.13 | 13.52 | 12.15 | 16.29 | 12.63 | 15.22 | 13.90 | 16.36 | 12.55 |
Fe2O3* | 7.32 | 7.47 | 7.20 | 5.27 | 6.44 | 5.82 | 5.65 | 5.21 | 7.93 | 4.55 |
MnO | 0.12 | 0.12 | 0.13 | 0.06 | 0.09 | 0.11 | 0.09 | 0.07 | 0.09 | 0.07 |
MgO | 6.72 | 6.96 | 6.82 | 2.66 | 2.88 | 3.74 | 3.04 | 2.40 | 4.89 | 2.12 |
CaO | 7.02 | 6.64 | 7.28 | 1.11 | 0.86 | 3.22 | 2.13 | 2.15 | 2.96 | 2.00 |
Na2O | 3.10 | 3.01 | 3.02 | 2.68 | 1.43 | 2.40 | 3.50 | 2.35 | 2.79 | 2.92 |
K2O | 2.32 | 2.62 | 1.69 | 2.48 | 3.88 | 1.35 | 2.31 | 2.50 | 3.38 | 2.20 |
P2O5 | 0.47 | 0.51 | 0.44 | 0.13 | 0.16 | 0.19 | 0.15 | 0.09 | 0.19 | 0.11 |
П.п.п. | 9.43 | 9.50 | 12.48 | 1.77 | 2.76 | 2.90 | 2.59 | 1.16 | 1.51 | 0.87 |
Сумма | 100.02 | 100.19 | 100.19 | 100.08 | 100.07 | 99.90 | 100.09 | 99.95 | 100.04 | 100.08 |
Li | 52 | 59 | 29 | 41 | 43 | 27 | 29 | 34 | 42 | 23 |
Rb | 56 | 64 | 55 | 103 | 140 | 62 | 91 | 103 | 142 | 97 |
Sr | 690 | 708 | 590 | 173 | 123 | 234 | 350 | 172 | 423 | 158 |
Ba | 772 | 875 | 353 | 423 | 693 | 337 | 454 | 439 | 658 | 374 |
La | 35.2 | 35.2 | 26.8 | 25.9 | 30.4 | 26.3 | 30.6 | 27.7 | 30.9 | 28.8 |
Ce | 82.5 | 76.8 | 59.3 | 55.1 | 64.9 | 57.6 | 64.5 | 58.5 | 67.2 | 62.3 |
Pr | 8.14 | 8.57 | 6.53 | 5.97 | 6.86 | 5.86 | 6.74 | 6.34 | 7.06 | 6.52 |
Nd | 34.5 | 35.2 | 25.5 | 24.2 | 27.7 | 23.6 | 26.8 | 25.1 | 28.9 | 25.6 |
Sm | 6.67 | 6.69 | 5.63 | 4.60 | 5.44 | 4.55 | 5.08 | 4.71 | 5.58 | 4.64 |
Eu | 1.83 | 1.76 | 1.56 | 0.93 | 0.97 | 1.01 | 1.01 | 1.01 | 1.40 | 0.85 |
Gd | 6.80 | 7.05 | 5.92 | 4.67 | 5.60 | 5.03 | 5.48 | 4.66 | 5.77 | 4.67 |
Tb | 0.76 | 0.77 | 0.66 | 0.52 | 0.62 | 0.64 | 0.65 | 0.52 | 0.67 | 0.49 |
Dy | 3.64 | 3.69 | 3.25 | 2.52 | 3.02 | 3.60 | 3.61 | 2.36 | 3.34 | не опр. |
Ho | 0.58 | 0.58 | 0.51 | 0.42 | 0.51 | 0.68 | 0.66 | 0.36 | 0.55 | 0.30 |
Er | 1.57 | 1.54 | 1.35 | 1.23 | 1.40 | 1.99 | 1.94 | 0.98 | 1.56 | 0.78 |
Tm | 0.18 | 0.17 | 0.15 | 0.15 | 0.17 | 0.26 | 0.25 | 0.11 | 0.18 | 0.08 |
Yb | 1.17 | 1.11 | 1.00 | 1.08 | 1.22 | 1.79 | 1.66 | 0.70 | 1.17 | 0.56 |
Lu | 0.15 | 0.14 | 0.13 | 0.15 | 0.17 | 0.25 | 0.22 | 0.10 | 0.15 | 0.08 |
Y | 21 | 21 | 22 | 27 | 27 | 25 | 26 | 27 | 23 | 28 |
Th | 7.32 | 6.39 | 6.63 | 9.60 | 10.03 | 8.17 | 10.97 | 10.26 | 8.85 | 10.99 |
U | 2.00 | 1.66 | 1.42 | 1.44 | 1.66 | 1.23 | 1.34 | 1.15 | 0.92 | 1.99 |
Zr | 201 | 188 | 204 | 181 | 176 | 190 | 179 | 176 | 149 | 194 |
Nb | 6 | 5 | 2 | 5 | 9 | 5 | 9 | 8 | 9 | 8 |
Ta | 0.48 | 0.41 | 0.24 | 0.48 | 0.77 | 0.42 | 0.74 | 0.71 | 0.66 | 0.69 |
Zn | 77 | 76 | 66 | 60 | 80 | 75 | 64 | 53 | 96 | 52 |
Co | 16 | 16 | 16 | 13 | 15 | 15 | 14 | 13 | 17 | 12 |
Ni | 116 | 111 | 114 | 68 | 59 | 132 | 50 | 45 | 135 | 41 |
Sc | 16 | 15 | 13 | 11 | 14 | 12 | 13 | 11 | 17 | 10 |
V | 153 | 159 | 139 | 92 | 102 | 118 | 87 | 75 | 136 | 66 |
Cr | 356 | 321 | 347 | 274 | 147 | 481 | 157 | 164 | 212 | 158 |
Pb | 12 | 11 | 8 | 14 | 13 | 10 | 15 | 16 | 16 | 15 |
Примечание. Оксиды даны в мас. %, элементы – в мкг/г. Fe2O3* – общее железо в форме Fe2O3.
Таблица 1. Продолжение | ||||||||
Компоненты | Магдагачинская толща | |||||||
Метаалевролиты | ||||||||
Z-30 | Z-30-1 | Z-30-2 | Z-30-6 | Z-30-7 | Z-30-8 | Z-30-14 | Z-30-15 | |
SiO2 | 66.26 | 50.74 | 60.42 | 56.82 | 59.01 | 61.05 | 59.54 | 60.00 |
TiO2 | 0.48 | 1.21 | 0.72 | 1.42 | 0.59 | 0.50 | 0.52 | 0.71 |
Al2O3 | 13.20 | 19.20 | 15.52 | 14.70 | 14.79 | 13.31 | 14.07 | 15.41 |
Fe2O3* | 5.61 | 10.47 | 5.09 | 10.43 | 6.20 | 4.97 | 5.94 | 6.68 |
MnO | 0.10 | 0.12 | 0.06 | 0.10 | 0.06 | 0.06 | 0.08 | 0.07 |
MgO | 2.84 | 5.07 | 4.33 | 4.53 | 3.50 | 3.80 | 4.08 | 2.92 |
CaO | 8.33 | 3.32 | 4.08 | 6.29 | 7.77 | 9.18 | 8.79 | 2.22 |
Na2O | 0.78 | 3.45 | 3.72 | 1.84 | 1.63 | 1.86 | 1.22 | 2.06 |
K2O | 1.21 | 1.88 | 3.43 | 1.88 | 2.91 | 3.27 | 3.18 | 6.33 |
P2O5 | 0.11 | 0.28 | 0.23 | 0.26 | 0.14 | 0.13 | 0.13 | 0.16 |
П.п.п. | 2.36 | 3.90 | 2.00 | 1.14 | 2.44 | 1.17 | 2.33 | 1.22 |
Сумма | 101.28 | 99.64 | 99.60 | 99.41 | 99.04 | 99.30 | 99.88 | 97.78 |
Li | 24 | 69 | 19 | 36 | 26 | 8 | 22 | 38 |
Rb | 60 | 84 | 81 | 97 | 171 | 136 | 103 | 271 |
Sr | 209 | 170 | 1000 | 208 | 354 | 460 | 420 | 176 |
Ba | 291 | 486 | 1017 | 284 | 368 | 385 | 441 | 680 |
La | 21.9 | 27.6 | 33.2 | 24.2 | 34.9 | 27.0 | 28.9 | 27.9 |
Ce | 46.2 | 72.3 | 80.5 | 52.9 | 83.4 | 55.5 | 60.1 | 58.7 |
Pr | 5.56 | 7.83 | 8.27 | 6.51 | 8.57 | 6.61 | 7.21 | 6.91 |
Nd | 22.0 | 32.2 | 32.5 | 27.4 | 32.7 | 25.3 | 27.6 | 27.1 |
Sm | 4.64 | 6.99 | 5.69 | 6.05 | 6.56 | 5.11 | 5.57 | 5.38 |
Eu | 0.88 | 1.50 | 1.37 | 1.56 | 1.18 | 0.98 | 0.95 | 1.10 |
Gd | 5.22 | 7.46 | 5.39 | 7.36 | 7.33 | 5.78 | 6.15 | 5.94 |
Tb | 0.75 | 1.01 | 0.54 | 1.04 | 1.00 | 0.80 | 0.84 | 0.76 |
Dy | 4.39 | 5.55 | 2.55 | 6.37 | 5.72 | 4.64 | 4.84 | 4.16 |
Ho | 0.88 | 1.01 | 0.43 | 1.31 | 1.16 | 0.94 | 0.95 | 0.79 |
Er | 2.64 | 2.78 | 1.19 | 3.86 | 3.40 | 2.80 | 2.85 | 2.23 |
Tm | 0.37 | 0.38 | 0.15 | 0.55 | 0.49 | 0.40 | 0.41 | 0.30 |
Yb | 2.42 | 2.56 | 0.89 | 3.59 | 3.23 | 2.65 | 2.70 | 1.98 |
Lu | 0.35 | 0.35 | 0.12 | 0.50 | 0.45 | 0.38 | 0.38 | 0.28 |
Y | 26 | 34 | 21 | 32 | 36 | 31 | 29 | 44 |
Th | 8.40 | 8.16 | 11.60 | 5.22 | 12.31 | 13.56 | 12.46 | 10.14 |
U | 2.47 | 1.96 | 2.26 | 1.50 | 3.06 | 3.28 | 3.07 | 2.12 |
Zr | 116 | 185 | 247 | 155 | 144 | 168 | 160 | 149 |
Nb | 8 | 9 | 7 | 6 | 12 | 9 | 11 | 9 |
Ta | 0.80 | 0.66 | 0.60 | 0.47 | 0.96 | 0.77 | 0.97 | 0.75 |
Zn | 69 | 109 | 118 | 132 | 82 | 70 | 80 | 106 |
Co | 17 | 41 | 19 | 37 | 19 | 13 | 17 | 24 |
Ni | 31 | 78 | 142 | 33 | 33 | 30 | 32 | 55 |
Sc | 12 | 22 | 10 | 28 | 15 | 13 | 13 | 16 |
V | 86 | 171 | 95 | 250 | 108 | 101 | 92 | 114 |
Cr | 154 | 100 | 317 | 90 | 113 | 121 | 97 | 136 |
Pb | 16 | 25 | 24 | 11 | 27 | 35 | 25 | 27 |
Таблица 1. Окончание | ||||||||||
Компоненты | Магдагачинская толща | |||||||||
Метаалевролиты | Метапесчаники | |||||||||
Z-30-16 | Z-30-17 | Z-30-18 | Z-30-20 | Z-30-21 | Z-31-1 | Z-32 | Z-30-3 | Z-30-4 | Z-30-5 | |
SiO2 | 70.10 | 58.02 | 64.20 | 57.11 | 70.29 | 70.11 | 63.26 | 59.72 | 61.85 | 64.02 |
TiO2 | 0.62 | 0.85 | 0.39 | 0.79 | 0.58 | 0.42 | 0.50 | 0.49 | 0.48 | 0.44 |
Al2O3 | 13.53 | 18.32 | 12.01 | 19.89 | 13.28 | 15.82 | 13.26 | 15.75 | 12.04 | 11.76 |
Fe2O3* | 6.20 | 8.52 | 4.12 | 7.00 | 5.67 | 4.05 | 4.79 | 6.01 | 4.66 | 4.65 |
MnO | 0.07 | 0.10 | 0.09 | 0.11 | 0.07 | 0.05 | 0.06 | 0.08 | 0.07 | 0.08 |
MgO | 2.59 | 3.28 | 2.80 | 3.30 | 2.14 | 1.37 | 3.01 | 4.54 | 3.64 | 3.23 |
CaO | 2.44 | 2.77 | 10.49 | 3.96 | 2.59 | 1.61 | 7.62 | 4.97 | 10.83 | 10.41 |
Na2O | 2.14 | 2.20 | 1.66 | 3.12 | 1.76 | 3.11 | 2.23 | 4.11 | 2.41 | 1.25 |
K2O | 2.32 | 3.32 | 1.83 | 2.89 | 2.17 | 2.35 | 2.60 | 1.97 | 2.01 | 2.04 |
P2O5 | 0.12 | 0.18 | 0.10 | 0.13 | 0.12 | 0.08 | 0.11 | 0.13 | 0.11 | 0.11 |
П.п.п. | 1.15 | 1.74 | 2.49 | 1.30 | 1.31 | 1.84 | 3.13 | 2.26 | 1.80 | 2.17 |
Сумма | 101.28 | 99.30 | 100.18 | 99.60 | 99.98 | 100.81 | 100.57 | 100.03 | 99.90 | 100.16 |
Li | 36 | 38 | 6 | 33 | 24 | 19 | 5 | 19 | 6 | 9 |
Rb | 119 | 177 | 94 | 166 | 125 | 80 | 87 | 79 | 68 | 98 |
Sr | 125 | 177 | 417 | 231 | 157 | 186 | 365 | 712 | 373 | 340 |
Ba | 387 | 481 | 252 | 410 | 359 | 308 | 371 | 724 | 295 | 239 |
La | 18.2 | 19.3 | 27.9 | 56.5 | 25.0 | 19.3 | 28.1 | 13.4 | 30.6 | 31.0 |
Ce | 37.6 | 37.1 | 56.3 | 125.9 | 50.9 | 40.5 | 57.6 | 28.8 | 73.4 | 67.9 |
Pr | 4.41 | 4.41 | 6.61 | 11.63 | 5.98 | 4.80 | 6.83 | 3.47 | 7.32 | 7.23 |
Nd | 17.1 | 17.4 | 25.3 | 42.0 | 23.0 | 18.2 | 25.6 | 14.2 | 27.0 | 26.7 |
Sm | 3.26 | 3.59 | 5.09 | 7.03 | 4.36 | 3.58 | 5.14 | 2.87 | 5.32 | 5.24 |
Eu | 0.90 | 1.12 | 1.06 | 1.05 | 1.06 | 0.90 | 0.94 | 0.81 | 0.87 | 0.85 |
Gd | 3.39 | 3.84 | 5.80 | 7.16 | 4.50 | 3.82 | 5.80 | 2.93 | 5.91 | 5.84 |
Tb | 0.41 | 0.45 | 0.78 | 0.76 | 0.51 | 0.47 | 0.79 | 0.36 | 0.80 | 0.79 |
Dy | 1.88 | 2.05 | 4.52 | 3.44 | 2.18 | 2.38 | 4.64 | 1.97 | 4.66 | 4.62 |
Ho | 0.31 | 0.34 | 0.91 | 0.55 | 0.33 | 0.45 | 0.92 | 0.38 | 0.93 | 0.94 |
Er | 0.81 | 0.88 | 2.69 | 1.46 | 0.81 | 1.35 | 2.74 | 1.05 | 2.80 | 2.83 |
Tm | 0.10 | 0.12 | 0.38 | 0.17 | 0.10 | 0.20 | 0.39 | 0.15 | 0.41 | 0.41 |
Yb | 0.67 | 0.79 | 2.50 | 1.13 | 0.65 | 1.37 | 2.62 | 1.14 | 2.66 | 2.68 |
Lu | 0.10 | 0.12 | 0.36 | 0.16 | 0.09 | 0.22 | 0.38 | 0.14 | 0.38 | 0.38 |
Y | 31 | 37 | 29 | 35 | 33 | 33 | 29 | 20 | 26 | 28 |
Th | 7.63 | 7.42 | 11.29 | 21.93 | 9.82 | 8.68 | 12.18 | 3.99 | 17.23 | 14.26 |
U | 1.35 | 1.55 | 3.31 | 2.96 | 1.67 | 2.07 | 2.87 | 1.08 | 4.87 | 3.84 |
Zr | 158 | 147 | 153 | 251 | 140 | 230 | 165 | 151 | 188 | 163 |
Nb | 7 | 11 | 8 | 15 | 8 | 7 | 9 | 4 | 9 | 9 |
Ta | 0.58 | 0.94 | 0.71 | 0.94 | 0.62 | 0.56 | 0.74 | 0.32 | 1.24 | 1.21 |
Zn | 52 | 150 | 72 | 50 | 95 | 57 | 77 | 67 | 84 | 61 |
Co | 22 | 31 | 11 | 23 | 19 | 13 | 14 | 23 | 13 | 12 |
Ni | 46 | 65 | 29 | 17 | 50 | 21 | 28 | 81 | 27 | 27 |
Sc | 12 | 20 | 10 | 10 | 13 | 6 | 12 | 16 | 12 | 12 |
V | 91 | 154 | 76 | 83 | 92 | 43 | 92 | 109 | 96 | 90 |
Cr | 182 | 173 | 119 | 67 | 219 | 78 | 154 | 479 | 120 | 133 |
Pb | 16 | 27 | 18 | 23 | 18 | 23 | 22 | 22 | 21 | 13 |
Рис. 2. Диаграммы (а) log(SiO2/Al2O3)–log(Na2O/K2O) (Петтиджон и др., 1976), (б) log(SiO2/Al2O3)–log(Fe2O3/K2O) (Herron, 1988), (в) A–F (Предовский, 1980) для метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии Аргунского массива.
Условные обозначения: 1 – метапесчаники гребневской толщи; 2, 3 – метатерригенные породы магдагачинской толщи: 2 – метаалевролиты, 3 – метапесчаники. Рис. 2в: A = Al2O3 – (K2O + Na2O + CaO), F = (Fe2O3 + FeO + MgO)/SiO2, рассчитанные в молекулярном весе; I, II – поля песчаных пород: I – переходных к туффитам и туффитов, II – малоглинистых.
В метапесчаниках гребневской толщи суммарная концентрация редкоземельных элементов (ΣREE) варьирует от 128 до 184 мкг/г (табл. 2), при этом отмечается преобладание легких лантаноидов над тяжелыми ([La/Yb]n=9.96–34.95, [Gd/Yb]n=2.27–6.75) и четко проявленная отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu* = 0.53–0.82) (рис. 3а).
Рис. 3. График распределения редкоземельных элементов в метатерригенных породах гребневской (а) и магдагачинской (б) толщ чаловской серии Аргунского массива. Использован состав хондрита по (McDonough, Sun, 1995).
Таблица 2. Значения некоторых геохимических параметров в метатерригенных породах гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии Аргунского массива
Номер образца | [La/Yb]n | [Gd/Yb]n | Eu/Eu* | ΣREE |
Гребневская толща | ||||
Метапесчаники | ||||
С-1146 | 20.37 | 4.69 | 0.82 | 184 |
С-1146-1 | 21.50 | 5.13 | 0.78 | 179 |
С-1146-2 | 18.19 | 4.79 | 0.82 | 138 |
С-1146-3 | 16.31 | 3.48 | 0.61 | 128 |
С-1146-4 | 17.01 | 3.73 | 0.53 | 149 |
С-1147 | 9.96 | 2.27 | 0.64 | 133 |
С-1147-1 | 12.54 | 2.67 | 0.58 | 149 |
С-1147-2 | 26.93 | 5.40 | 0.65 | 133 |
С-1147-3 | 17.93 | 3.99 | 0.74 | 154 |
С-1148 | 34.95 | 6.75 | 0.55 | 136 |
min | 9.96 | 2.27 | 0.53 | 128 |
max | 34.95 | 6.75 | 0.82 | 184 |
Магдагачинская толща | ||||
Метаалевролиты | ||||
Z-30 | 6.15 | 1.74 | 0.54 | 118 |
Z-30-1 | 7.30 | 2.36 | 0.63 | 169 |
Z-30-2 | 25.42 | 4.91 | 0.74 | 173 |
Z-30-6 | 4.57 | 1.66 | 0.71 | 143 |
Z-30-7 | 7.35 | 1.84 | 0.52 | 190 |
Z-30-8 | 6.92 | 1.76 | 0.54 | 139 |
Z-30-14 | 7.30 | 1.85 | 0.49 | 150 |
Z-30-15 | 9.56 | 2.42 | 0.59 | 144 |
Z-30-16 | 18.40 | 4.07 | 0.82 | 89 |
Z-30-17 | 16.56 | 3.92 | 0.91 | 92 |
Z-30-18 | 7.59 | 1.88 | 0.60 | 140 |
Z-30-20 | 33.84 | 5.11 | 0.45 | 259 |
Z-30-21 | 26.17 | 5.60 | 0.72 | 120 |
Z-31-1 | 9.56 | 2.25 | 0.74 | 98 |
Z-32 | 7.27 | 1.79 | 0.52 | 142 |
Метапесчаники | ||||
Z-30-3 | 7.98 | 2.09 | 0.85 | 72 |
Z-30-4 | 7.81 | 1.79 | 0.47 | 163 |
Z-30-5 | 7.87 | 1.77 | 0.47 | 158 |
min | 4.57 | 1.66 | 0.45 | 72 |
max | 33.84 | 5.60 | 0.91 | 259 |
Для метапесчаников и метаалевролитов магдагачинской толщи характерны значительно большие вариации суммы лантаноидов (ΣREE = 72–259 мкг/г), отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu* = 0.45–0.91), умеренно дифференцированное распределение редкоземельных элементов ([La/Yb]n = 4.57–18.40, [Gd/Yb]n = 1.66–5.60), и лишь в трех образцах метаалевролитов величина отношения [La/Yb]n превышает 25 (рис. 3б, табл. 2).
Графики распределения элементов-примесей в метатерригенных отложениях гребневской и магдагачинской толщ близки. Концентрации большинства микроэлементов в них находятся на уровне таковых в верхней континентальной коре при незначительном дефиците Nb (2–15 мкг/г), Ta (0.24–1.24 мкг/г) (рис. 4, табл. 1). Следует отметить значительные вариации концентраций Sr (123–1000 мкг/г), Rb (55–271 мкг/г), Ba (239–1017 мкг/г), что, вероятно, связано с вторичными преобразованиями отложений, а также повышенные содержания сидерофильных элементов, прежде всего Ni (до 142 мкг/г) и Cr (до 481 мкг/г). Последнее обстоятельство указывает на присутствие средних и (или) основных пород в области размыва.
РЕКОНСТРУКЦИЯ СОСТАВА ИСТОЧНИКОВ СНОСА
Для определения степени химического преобразования пород в области размыва часто используются литогеохимические модули, в основе которых лежат соотношения основных породообразующих компонентов. Некоторые из таких наиболее часто используемых петрохимических параметров рассчитаны для пород гребневской и магдагачинской толщ и приведены в табл. 3. Из анализа этой таблицы следует, что исследуемые породы характеризуются значительными вариациями гидролизатного (ГМ = 0.25–0.61), фемического (ФМ = 0.08–0.31), титанового (ТМ = 0.03–0.10) модулей и “полевошпатового индикатора” (НКМ = 0.15–0.54) (табл. 3). Такие вариации, вероятно, связаны с присутствием в области сноса различного по составу и степени химического выветривания исходного материала.
Таблица 3. Значения основных петрохимических модулей и индексов химического выветривания в метатерригенных породах гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии Аргунского массива
Номер образца | ТМ | ГМ | ФМ | НКМ | CIW | CIA | WIP |
Гребневская толща | |||||||
Метапесчаники | |||||||
С-1146 | 0.07 | 0.46 | 0.29 | 0.39 | 44 | 41 | 85 |
С-1146-1 | 0.07 | 0.47 | 0.30 | 0.40 | 45 | 42 | 86 |
С-1146-2 | 0.07 | 0.46 | 0.30 | 0.35 | 43 | 40 | 80 |
С-1146-3 | 0.05 | 0.26 | 0.11 | 0.42 | 65 | 57 | 56 |
С-1146-4 | 0.05 | 0.36 | 0.15 | 0.33 | 80 | 67 | 56 |
С-1147 | 0.05 | 0.29 | 0.14 | 0.30 | 56 | 53 | 52 |
С-1147-1 | 0.04 | 0.33 | 0.14 | 0.38 | 61 | 56 | 66 |
С-1147-2 | 0.04 | 0.28 | 0.11 | 0.35 | 64 | 57 | 55 |
С-1147-3 | 0.05 | 0.43 | 0.22 | 0.38 | 62 | 55 | 75 |
С-1148 | 0.04 | 0.25 | 0.09 | 0.41 | 60 | 54 | 57 |
min | 0.04 | 0.25 | 0.09 | 0.30 | 43 | 40 | 52 |
max | 0.07 | 0.47 | 0.30 | 0.42 | 80 | 67 | 86 |
Магдагачинская толща | |||||||
Метаалевролиты | |||||||
Z-30 | 0.04 | 0.29 | 0.13 | 0.15 | 44 | 43 | 46 |
Z-30-1 | 0.06 | 0.61 | 0.31 | 0.28 | 62 | 58 | 70 |
Z-30-2 | 0.05 | 0.35 | 0.18 | 0.46 | 53 | 47 | 86 |
Z-30-6 | 0.10 | 0.47 | 0.26 | 0.25 | 50 | 47 | 61 |
Z-30-7 | 0.04 | 0.37 | 0.16 | 0.31 | 47 | 43 | 69 |
Z-30-8 | 0.04 | 0.31 | 0.14 | 0.38 | 40 | 36 | 79 |
Z-30-14 | 0.04 | 0.35 | 0.17 | 0.31 | 44 | 40 | 72 |
Z-30-15 | 0.05 | 0.38 | 0.16 | 0.54 | 67 | 52 | 86 |
Z-30-16 | 0.05 | 0.29 | 0.13 | 0.33 | 63 | 56 | 53 |
Z-30-17 | 0.05 | 0.48 | 0.20 | 0.30 | 68 | 60 | 65 |
Z-30-18 | 0.03 | 0.26 | 0.11 | 0.29 | 36 | 34 | 65 |
Z-30-20 | 0.04 | 0.49 | 0.18 | 0.30 | 62 | 56 | 72 |
Z-30-21 | 0.04 | 0.28 | 0.11 | 0.30 | 64 | 57 | 47 |
Z-31-1 | 0.03 | 0.29 | 0.08 | 0.34 | 66 | 60 | 56 |
Z-32 | 0.04 | 0.29 | 0.12 | 0.36 | 43 | 40 | 70 |
Метапесчаники | |||||||
Z-30-3 | 0.03 | 0.37 | 0.18 | 0.39 | 50 | 47 | 80 |
Z-30-4 | 0.04 | 0.28 | 0.14 | 0.37 | 34 | 32 | 77 |
Z-30-5 | 0.04 | 0.26 | 0.12 | 0.28 | 36 | 34 | 64 |
min | 0.03 | 0.26 | 0.08 | 0.15 | 34 | 32 | 46 |
max | 0.10 | 0.61 | 0.31 | 0.54 | 68 | 60 | 86 |
Примечание. ТМ=TiO2/Al2O3 (Мигдисов, 1960); ГМ = (Al2O3+TiO2+Fe2O3+FeO+MnO)/SiO2 (Юдович и др., 1977); ФМ = (Fe2O3+FeO+MgO+MnO)/SiO2 (Юдович, 1981); НКМ = (Na2O+K2O)/Al2O3 (Юдович, 1981); СIW = 100 · Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O) (Harnois, 1988); CIA=(Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O))·100 (Nesbitt, Young, 1982; Visser, Young, 1990); WIP=100·((2·Na2O/0.35)+(MgO/0.90)+(2·K2O/0.25)+(CaO/0.70)) (Parker, 1970). При расчете индексов химического выветривания использовались компоненты, пересчитанные в молекулярные количества.
Кроме того, составам метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ свойственна положительная корреляционная связь в парах ТМ–ГМ, ТМ–ФМ (рис. 5а, 5б) и отрицательная в паре SiO2–ФМ (рис. 5в), что свидетельствует о накоплении материала первого цикла. На это же указывает и диаграмма Zr/Sc–Th/Sc (рис. 5г), на которой фигуративные точки составов изученных метаосадочных пород соответствуют тренду, отвечающему размыву первичных пород, а не рециклированных осадков.
Рис. 4. График распределения микроэлементов в метатерригенных породах гребневской (а) и магдагачинской (б) толщ чаловской серии Аргунского массива. Использован состав верхней континентальной коры по (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).
Рис. 5. Диаграммы (а) ТМ–ГМ, (б) ТМ–ФМ, (в) SiO2–ФМ, (г) Zr/Sc–Th/Sc для метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии Аргунского массива. Тренды на рис. 5г приведены по (McLennan et al., 1993). Условные обозначения см. на рис. 2.
Величины индексов химического выветривания CIA = 32–67, WIP = 46–86, CIW = 34–80 (табл. 3) в метапесчаниках гребневской толщи, метаалевролитах и метапесчаниках магдагачинской толщи характеризуются значительными вариациями, что также указывает на различную степень химического выветривания исходных пород в области размыва.
Для реконструкции состава пород питающих провинций используются диаграммы, основанные на соотношениях как макрокомпонентов, так и микроэлементов. В частности, положение фигуративных точек составов большинства исследованных пород на диаграммах (рис. 6а, 6б), основанных на соотношениях в осадочных породах кремнекислоты и щелочей (Na2O–CaO–K2O) и (CaO + MgO)–SiO2/10–(Na2O + K2O), свидетельствует о том, что в области сноса в период осадконакопления доминировали кислые, умеренно кислые и средние по составу первичные породы. И лишь два образца песчаников гребневской толщи оказались геохимически близки рециклированным осадкам (рис. 6а). Аналогичный вывод следует из диаграмм La/Sc–Th/Co и Nb/Y–Zr/TiO2, основанных на соотношении микроэлементов (рис. 6в, 6г).
Рис. 6. Диаграммы (а) Na2O–CaO–K2O (Bhatia, 1983), (б) (CaO+MgO)–SiO2/10–(Na2O+K2O) (Taylor, McLennan, 1985), (в) La/Sc–Th/Co (Cullers, 2002), (г) Nb/Y–Zr/TiO2 (Winchester, Floyd, 1977) для метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии Аргунского массива.
Рис. 6а: А – андезиты, D – дациты, GR – гранодиориты, G – граниты, R – рециклированные осадки. Условные обозначения см. на рис. 2.
Для реконструкции палеогеодинамических обстановок осадконакопления разработана целая серия дискриминантных диаграмм, среди которых наиболее часто используются диаграммы, в основу которых положена тенденция уменьшения содержаний Fe2O3* + MgO, TiO2, Al2O3/SiO2 и увеличения K2O/Na2O, Al2O3/(CaO + Na2O) в песчаниках от океанических островных дуг к островным дугам на континентальной коре, затем к активной и пассивной континентальным окраинам (Интерпретация..., 2001 и др.). На этих диаграммах (рис. 7а–7в) составы метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ, характеризующиеся достаточно высокими концентрациями TiO2, значительными величинами Fe2O3* + MgO, Al2O3/SiO2, соответствуют осадкам, сформированным в обстановках островных дуг, в меньшей степени осадкам активных континентальных окраин.
Рис. 7. Диаграммы (a) (Fe2O3*+MgO)–Al2O3/SiO2, (б) (Fe2O3*+MgO)–TiO2, (в) (Fe2O3*+MgO) –Al2O3/(CaO+Na2O) (Bhatia, 1983) для метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии Аргунского массива.
Поля, характеризующие песчаники из тектонических обстановок: А – океанические островные дуги, В – островные дуги на континентальном основании, С – активные континентальные окраины, D – пассивные континентальные окраины. Условные обозначения см. на рис. 2.
Анализ дискриминационных диаграмм (рис. 8а–8в), основанных на распределении микроэлементов, приводит к аналогичным выводам. В частности, в метатерригенных породах гребневской и магдагачинской толщ отмечается дефицит Th, Zr по отношению к Co, La, Sc, что характерно для осадочных пород, формирующихся в обстановках активной континентальной окраины и островных дуг (Bhatia, Crook, 1986).
Рис. 8. Диаграммы (а) Co–Th–Zr/10, (б) Th–La–Sc, (в) Sc–Th–Zr/10 (Bhatia, Crook, 1986) для метатерригенных пород гребневской и магдагачинской толщ чаловской серии Аргунского массива.
Поля, характеризующие песчаники из тектонических обстановок: А – океанические островные дуги, В – островные дуги на континентальном основании, С – активные континентальные окраины, D – пассивные континентальные окраины. Условные обозначения см. на рис. 2.
РЕЗУЛЬТАТЫ U–Th–Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ
U–Th–Pb геохронологические (LA-ICP-MS) исследования выполнены для цирконов, выделенных из метапесчаников гребневской толщи (обр. С-1148) и метаалевролитов магдагачинской толщи (обр. Z-30-16). Места отбора образцов показаны на рис. 1.
Среди детритовых цирконов (105 зерен), выделенных из метапесчаника гребневской толщи (обр. С-1148), присутствуют 88 зерен этого минерала с конкордантными оценками возраста. Ордовикские (484–478 млн лет, 3%), кембрийские (540–487 млн лет, 58%), вендские (568–542 млн лет, 8%) цирконы образуют единую группу, что отчетливо проявлено на гистограмме возрастов (рис. 9а). В значимом количестве присутствуют среднерифейские (1.20–1.04 млрд лет, 12%) и раннерифейские (1.6–1.4 млрд лет, 9%) цирконы. Единичные зерна циркона имеют позднерифейский (930–733 млн лет, 3%) и раннепротерозойский (1.9–1.7 млрд лет, 6%) возрасты.
Рис. 9. Гистограммы и кривые относительной вероятности возрастов детритовых цирконов из (а) метапесчаника гребневской толщи (обр. С-1148) и (б) метаалевролита магдагачинской толщи (обр. Z-30-16) чаловской серии Аргунского массива.
Для детритовых цирконов (110 зерен) из метаалевролита магдагачинской толщи (обр. Z-30-16) получено 86 конкордантных оценок возраста. Среди них доминируют ордовикские (484–448 млн лет, 13%), кембрийские (541–488 млн лет, 63%), вендские (556–542 млн лет, 7%) цирконы, которые, как и в песчанике гребневской толщи, образуют единую группу (рис. 9б). Цирконы с рифейскими и раннепротерозойскими возрастами представлены единичными зернами.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Приступая к обсуждению полученных данных, сначала рассмотрим результаты U–Th–Pb геохронологических исследований детритовых цирконов.
Наиболее молодые цирконы в метапесчанике гребневской толщи (обр. С-1148) имеют возраст ~478 млн лет (ранний ордовик), в метаалевролите магдагачинской толщи (обр. Z-30-16) ~448 млн лет (поздний ордовик). Если учесть, что возраст метадацитов исагачинской толщи составляет 476 ± 8 млн лет (Сорокин и др., 2014б), то можно уверенно говорить об ордовикском возрасте чаловской серии.
Кроме того, из результатов геохронологических исследований следует, что в метатерригенных породах гребневской и магдагачинской толщ преобладают цирконы раннепалеозойского возраста (рис. 9а, 9б). Аналогичная особенность ранее была отмечена для палеозойских (Смирнова и др., 2013) и юрских отложений (Смирнова и др., 2017) Аргунского массива. Главными источниками этих цирконов, на наш взгляд, являются ордовикские и кембрийские гранитоиды, а также вулканические породы кислого состава, выявленные в последние годы в строении рассматриваемого континентального массива (Сорокин и др., 2004; Сорокин, Кудряшов, 2017; Sorokin et al., 2017; Ge et al., 2005; Wu et al., 2011 и др.). Также установлены интрузии вендского и позднерифейского возрастов (Wu et al., 2011; Tang et al., 2013; Сорокин и др., 2015а и др.), которые можно рассматривать в качестве источников обломочных цирконов соответствующего возраста в породах гребневской и магдагачинской толщ (рис. 9а, 9б). В отношении более древних цирконов определенности меньше. Однако стоит отметить, что магматических пород древнее 1 млрд лет в пределах Аргунского массива до сих пор не выявлено, а величины Nd-модельных возрастов в магматических и осадочных породах этого массива, как правило, не превышают 1.5 млрд лет (Сорокин и др., 2004, 2005, 2014а, 2015б; Смирнова и др., 2017), что делает проблематичными представления об участии раннепротерозойских и более древних пород в его строении.
Переходя к тектонической интерпретации, в первую очередь следует иметь в виду, что в разрезе чаловской серии присутствуют метабазальты, метаандезиты, метадациты (Решения..., 1994; Козырев, Волкова, 2001; Козырев, 2002; Волкова, 2002). В совокупности с результатами геохронологических исследований детритовых цирконов, это свидетельствует о том, что осадконакопление происходило при активной магматической деятельности, а геохимические особенности вулканитов указывают (Сорокин и др., 2014б) на их надсубдукционное происхождение.
Как было показано, метатерригенные породы гребневской и магдагачинской толщ по своим геохимическим особенностям близки осадкам, формирующимся в обстановках активной континентальной окраины и островных дуг. Это хорошо согласуется как с геологическими критериями, отмеченными выше, так и с другими выводами, вытекающими из анализа химического состава пород гребневской и магдагачинской толщ. В частности, имеются основания предполагать присутствие в области размыва средних, умеренно кислых и кислых магматических пород. При этом значительные вариации индексов выветривания (CIA, WIP, CIW) свидетельствуют о том, что исходные породы, явившиеся источниками кластического материала, были в различной степени преобразованы химическим выветриванием.
В целом приведенные данные свидетельствуют о том, что формирование чаловской серии происходило в ордовике в обстановке активной континентальной окраины или островной дуги. Это позволяет провести корреляцию событий в раннем палеозое в пределах восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. Как было показано выше, в истории формирования Аргунского континентального массива на это время приходятся интенсивные магматические события, связанные с процессами субдукции (Сорокин и др., 2004; Сорокин, Кудряшов, 2017; Sorokin et al., 2017; Ge et al., 2005; Wu et al., 2011 и др.). Близкие по возрасту магматические процессы реконструируются для Буреинского (Сорокин и др., 2011а), Цзямусинского и Ханкайского массивов (Guo et al., 2009; Котов и др., 2009в; Wu et al., 2011; Сорокин и др., 2011б; Бучко и др., 2012; Wang et al., 2016; Xu et al., 2018). В этой связи нельзя исключать, что упомянутые континентальные массивы восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса имеют общую геодинамическую историю.
ВЫВОДЫ
- Наиболее молодые цирконы в метапесчаниках гребневской толщи имеют возраст ~478 млн лет (ранний ордовик), в метаалевролитах магдагачинской толщи ~448 млн лет (поздний ордовик). В совокупности с данными о возрасте метадацитов исагачинской толщи (476 ± 8 млн лет; Сорокин и др., 2014б), полученные данные свидетельствуют об ордовикском возрасте чаловской серии.
- Накопление осадков чаловской серии происходило в обстановке активной континентальной окраины или островной дуги на фоне интенсивной магматической деятельности.
- Раннепалеозойский надсубдукционный магматизм проявился в пределах всех континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (Аргунского, Мамынского, Буреинского, Цзямусинского, Ханкайского). В этой связи нельзя исключать, что упомянутые континентальные массивы имеют общую геодинамическую историю.
Благодарности. Авторы выражают благодарность сотрудникам лабораторий Института геологии и природопользования ДВО РАН Е.Н. Воропаевой, О.Н. Медведевой, А.И. Палажченко, В.И. Рождествиной, Е.С. Сапожник, Е.В. Ушаковой и Института тектоники и геофизики ДВО РАН ДВО РАН Л.С. Боковенко, Е.М. Голубевой, А.В. Штаревой за проведение аналитических исследований. Мы также признательны рецензентам Д.П. Гладкочубу и В.П. Ковачу за критический анализ рукописи и конструктивные замечания.
Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 16-05-00150).
Об авторах
Ю. Н. Смирнова
Институт геологии и природопользования ДВО РАН
Автор, ответственный за переписку.
Email: sorokin@ascnet.ru
Россия, Благовещенск
А. А. Сорокин
Институт геологии и природопользования ДВО РАН
Email: sorokin@ascnet.ru
Россия, Благовещенск
Список литературы
- Бучко И.В., Сорокин А.А., Кудряшов Н.М. Возраст и тектоническая позиция раннепалеозойских габброидов Малохинганского террейна восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса // Докл. АН. 2012. Т. 445. № 4. С. 428–432.
- Волкова Ю.Р. Государственная геологическая карта РФ масштаба 1:200000. Издание второе. Зейская серия. Лист N-51-XXX (Черняево). Ред. Чепыгин В.Е. СПб.: ВСЕГЕИ, 2002.
- Геодинамика, магматизм и металлогения востока России. Ред. Ханчук А.И. Владивосток: Дальнаука, 2006. Кн. 1. 572 с.
- Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Т. 1. М.: Недра, 1990. 327 с.
- Интерпретация геохимических данных. Ред. Скляров Е.В. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.
- 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.
- Козырев С.К. Государственная геологическая карта РФ масштаба 1:200000. Издание второе. Зейская серия. Листы N-51-XXIII (Невер), N-51-XXIX (Осежино). Ред. Чепыгин В.Е. СПб.: ВСЕГЕИ, 2002.
- Козырев С.К., Волкова Ю.Р. Государственная геологическая карта РФ масштаба 1:200000. Издание второе. Зейская серия. Лист N-51-XXIV (Магдагачи). Ред. Чепыгин В.Е. СПб.: ВСЕГЕИ, 2001.
- Котов А.Б., Великославинский С.Д., Сорокин А.А. и др. Возраст амурской серии Бурея-Цзямусинского супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты Sm–Nd изотопных исследований // Докл. АН. 2009а. Т. 428. № 5. С. 637–640.
- Котов А.Б., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б. и др. Мезозойский возраст гранитоидов Бекетского комплекса (Гонжинский блок Аргунского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2009б. Т. 429. № 6. С. 779–783.
- Котов А.Б., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б. и др. Раннепалеозойский возраст габброидов амурского комплекса (Бурея-Цзямусинский супертеррейн Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2009в. Т. 424. № 5. С. 644–647.
- Котов А.Б., Мазукабзов А.М., Сковитина Т.М. и др. Структурная эволюция и геодинамическая позиция Гонжинского блока (Верхнее Приамурье) // Геотектоника. 2013. № 5. С. 48–60.
- Мартынюк М.В., Рямов С.А., Кондратьева В.А. Объяснительная записка к схеме корреляции магматических комплексов Хабаровского края и Амурской области. Хабаровск: ПГО “Дальгеология”, 1990. 215 с.
- Мигдисов А.А. О соотношении титана и алюминия в осадочных породах // Геохимия. 1960. № 2. С. 149–163.
- Парфенов Л.М., Попеко Л.И., Томуртогоо О. Проблемы тектоники Монголо-Охотского орогенного пояса // Тихоокеанская геология. 1999. Т. 18. № 5. С. 24–43.
- Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. С. 7–41.
- Петрук Н.Н., Козлов С.А. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:1000000. Лист N-51 (Сковородино). Третье поколение. Дальневосточная серия. Ред. Вольский А.С. СПб.: ВСЕГЕИ, 2009.
- Петтиджон Ф.Дж., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. М.: Мир, 1976. 535 с.
- Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Л.: Наука, 1980. 152 с.
- Решения IV Межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья. Комплект схем. Хабаровск: ХГГГП, 1994.
- Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П. и др. О возрасте гонжинской серии (Аргунский террейн Центрально-Азиатского складчатого пояса): результаты U–Pb и Lu–Hf изотопных исследований детритовых цирконов // Докл. АН. 2012. Т. 444. № 5. С. 519–522.
- Сережников А.Н., Волкова Ю.Р. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:1000000. Третье поколение. Лист N-52 (Зея). Дальневосточная серия. Ред. Вольский А.С. СПб.: ВСЕГЕИ, 2007.
- Смирнова Ю.Н., Сорокин А.А., Попеко Л.И., Смирнов Ю.В. Геохимические особенности палеозойских терригенных отложений Ольдойского террейна восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса как отражение геодинамических условий седиментации // Геохимия. 2013. № 4. С. 344–365.
- Смирнова Ю.Н., Сорокин А.А., Попеко Л.И. и др. Геохимия и области сноса юрских терригенных отложений Верхнеамурского и Зея-Депского прогибов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геохимия. 2017. № 2. С. 127–148.
- Сорокин А.А., Кудряшов Н.М. Кембрий-ордовикская диорит-гранодиорит-гранитная ассоциация Мамынского террейна (Центрально-Азиатский складчатый пояс): U–Pb геохронологические и геохимические данные // Докл. АН. 2017. Т. 472. № 3. С. 326–332.
- Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Ли Цзиньи и др. Раннепалеозойские гранитоиды восточной окраины Аргунского террейна (Приамурье): первые геохронологические и геохимические данные // Петрология. 2004. Т. 12. № 4. С. 414–424.
- Сорокин А.А., Котов А.Б., Кудряшов Н.М., Ковач В.П. Позднепалеозойский урушинский магматический комплекс южного обрамления Монголо-Охотского пояса (Приамурье): возраст и геодинамическая позиция // Петрология. 2005. Т. 13. № 6. С. 654–670.
- Сорокин А.А., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Раннепалеозойский возраст гранитоидов кивилийского комплекса Буреинского террейна (восточный фланг Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2011а. Т. 440. № 3. С. 392–396.
- Сорокин А.А., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Раннепалеозойские гранитоиды Малохинганского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: геохимические особенности, геохронология, геодинамическая интерпретация // Петрология. 2011б. Т. 19. № 6. С. 632–648.
- Сорокин А.А., Котов А.Б., Ковач В.П. и др. Источники позднемезозойских магматических ассоциаций северо-восточной части Амурского микроконтинента // Петрология. 2014а. Т. 22. № 1. С. 72–84.
- Сорокин А.А., Смирнов Ю.В., Котов А.Б. и др. Раннепалеозойский возраст исагачинской толщи чаловской серии Гонжинского террейна (восточная часть Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2014б. Т. 457. № 3. С. 323–326.
- Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Котов А.Б., Ковач В.П. Первые свидетельства проявления эдиакарского магматизма в истории геологического развития Мамынского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса // Тихоокеанская геология. 2015а. Т. 4. № 6. С. 3–15.
- Сорокин А.А., Смирнова Ю.Н., Котов А.Б. и др. Источники и области сноса палеозойских терригенных отложений Ольдойского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты Sm–Nd изотопно-геохимических и U–Pb геохронологических (La-ICP-MS) исследований // Геохимия. 2015б. № 6. С. 539–550.
- Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.
- Юдович Я.Э. Региональная геохимия осадочных толщ. Л.: Наука, 1981. 276 с.
- Юдович Я.Э., Дембовский Б.Я., Кетрис М.П. Геохимические признаки переотложения кор выветривания в ордовикских отложениях Печорского Урала // Ежегодник-1976 Института геологии Коми филиала АН СССР. Сыктывкар: Институт геологии Коми филиала АН СССР, 1977. С. 133–142.
- Bhatia M.R. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones // J. Geol. 1983. V. 91. № 6. P. 611–627.
- Bhatia M.R., Crook K.A.W. Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins // Contrib. Miner. Petrol. 1986. V. 92. P. 181–193.
- Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M. et al. Improved 206Pb/238U microprobe geochronology by the monitoring of trace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards // Chem. Geol. 2004. V. 205. P. 15–140.
- Cullers R.L. Implications of elemental concentrations for provenance, redox conditions, and metamorphic studies of shales and limestones near Pueblo, CO, USA // Chem. Geol. 2002. V. 191. P. 305–327.
- Ge W., Wu F., Zhou C., Abdel R.A.A. Emplacement age of the Tahe granite and its constraints on the tectonic nature of the Ergun block in the northern part of the Da Hinggan Range // Chinese Sci. Bull. 2005. V. 50. P. 2097–2105.
- Gehrels G. Detrital zircon U–Pb geochronology: current methods and new opportunities // Tectonics of Sedimentary Basins: Recent Advances. Eds. Busby C., Perez A.A. Wiley-Blackwell, 2011. P. 47–62.
- Guo F., Fan W.M., Li C.W. et al. Early Paleozoic subduction of the Paleo-Asian Ocean: geochronological and geochemical evidence from the Dashizhai basalts, Inner Mongolia // Sci. in China. Ser. D. Earth Sci. 2009. V. 52. Iss. 7. P. 940–951.
- Harnois L. The CIW index: a new chemical index of weathering // Sediment. Geol. 1988. V. 55. Iss. 3–4. P. 319–322.
- He Z.J., Li J.Y., Mo S.G., Sorokin A.A. Geochemical discriminations of sandstones from the Mohe Foreland basin, northeastern China: tectonic setting and provenance // Sci. in China. Ser. D. Earth Sci. 2005. V. 48. P. 613–621.
- Herron M.M. Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data // J. Sediment. Petrol. 1988. V. 58. P. 820–829.
- Ludwig K.R. ISOPLOT/Ex.Version 2.06. A geochronological toolkit for Microsoft Excel // Berkley Geochronology Center Spec. Publ. 1999. № 1a. 49 p.
- McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. Iss. 3–4. P. 223–253.
- McLennan S.M., Hemming S., McDanniel D.K., Hanson G.N. Geochemical approaches to sedimentation, provenance, and tectonics // Controlling the Composition of Clastic Sediments. Eds. Johnsson M.J., Basu A. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 1993. № 285. P. 21–40.
- Nesbitt H.W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites // Nature. 1982. V. 299. P. 715–717.
- Nokleberg W.J. Metallogenesis and tectonics of Northeast Asia // U.S. Geol. Surv. Prof. Pap. 2010. № 1765. 624 p.
- Paces J.B., Miller J.D. Precise U–Pb ages of Duluth Complex and related mafic intrusions, northeastern Minnesota: geochronological insights to physical, petrogenic, paleomagnetic, and tectonomagmatic processes associated with the 1.1 Ga Midcontinent Rift System // J. Geophys. Res. 1993. V. 98. № B8. P. 13997–14013.
- Parker A. An index of weathering for silicate rocks // Geol. Mag. 1970. V. 107. P. 501–504.
- Renne P.R., Swisher C.C., Deino A.L. et al. Intercalibration of standards, absolute ages and uncertainties in 40Ar/39Ar dating // Chem. Geol. 1998. V. 45. P. 117–152.
- Sorokin A.A., Kudryashov N.M., Kotov A.B., Kovach V.P. Age and tectonic setting of the early Paleozoic magmatism of the Mamyn Terrane, Central Asian Orogenic Belt, Russia // J. Asian Earth Sci. 2017. V. 144. P. 22–39.
- Tang J., Wu W., Wang F. et al. Geochronology and geochemistry of Neoproterozoic magmatism in the Erguna Massif, NE China: petrogenesis and implications for the breakup of the Rodinia supercontinent // Precambrian Res. 2013. V. 224. P. 597–611.
- Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Sci. Publ., 1985. 312 p.
- Visser J.N.J., Young G.M. Major element geochemistry and paleoclimatology of the Permo-Carboniferous glaciogene Dwyka Formation and post-glacial mudrocks in Southern Africa // Palaeogeogr. Palaeoclim. Palaeoecol. 1990. V. 81 P. 49–57.
- Wang Z.W., Xu W.L., Pei F.P. et al. Geochronology and geochemistry of early Paleozoic igneous rocks of the Lesser Xing′an Range, NE China: implications for the tectonic evolution of the eastern Central Asian Orogenic Belt // Lithos. 2016. V. 261. P. 144–163.
- Whitehouse M.J., Kamber B.S., Moorbath S. Age significance of U–Th–Pb zircon data from Early Archaean rocks of west Greenland – a reassessment based on combined ion-microprobe and imaging studies // Chem. Geol. 1999. V. 160. № 3. P. 201–224.
- Winchester J.A., Floyd P.A. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements // Chem. Geol. 1977. V. 20. P. 325–343.
- Wu F.Y., Sun D.Y., Ge W.C. et al. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China // J. Asian Earth Sci. 2011. V. 41. P. 1–30.
- Xu W.L., Xu T., Wang F. et al. Geochronology and geochemistry of early Paleozoic intrusive rocks from the Khanka Massif in the Russian Far East: petrogenesis and tectonic implications // Lithos. 2018. V. 300–301. P. 105–120.