БАТОЛИТЫ ВОСТОЧНОГО ФЛАНГА МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ОРОГЕННОГО ПОЯСА И ИХ СВЯЗЬ С ВУЛКАНИЗМОМ РЕГИОНА (ХАРГИНСКИЙ ПЛУТОНИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС)

Дербеко И.М.*, Агафоненко С.Г.**

*Институт геологии и природопользования ДВО РАН, Благовещенск, Россия, derbeko@mail.ru

**ООО «Амургеология», Благовещенск, Россия, agafonenko@amurgeo.ru

Фактически амагматичная в мезозое восточная ветвь Моноголо-Охотского орогенного пояса в конце юры-начале мела на крайнем восточном фланге была оживлена интенсивной вулкано-плутонической деятельностью. Здесь начинают формироваться обширные поля вулканитов и комагматичные им плутонические тела, соответствующие трем возрастным интервалам: конец поздней юры – 120 млн. лет, 105-100 и 95-90 млн. лет (Сорокин и др., 2006; Derbeko et al., 2008а; Derbeko et al., 2008б). На фоне общего магматизма территории, особое положение занимает харгинский плутонический комплекс, слагающий одноименный батолит, выделенный еще в 1942 г Н.А. Раковым. Возраст пород комплекса менялся от позднего палеозоя до позднего мела (Мартынюк и др., 1990), к нему относили до 40 интрузивных тел.

Харгинский батолит – петротипический массив комплекса (Мартынюк и др., 1990) имеет ромбовидную форму со сглаженными углами (27х17 км). Он сложен гранодиоритами, кварцевыми диоритами, гранитами, между которыми установлен постепенный переход. Основные представители – гранодиориты – среднезернистые, иногда порфировидные породы с гипидиоморфнозернистой структурой, состав – андезин An_35-42 (30-45%), анортоклаз (10-30%), кварц (10-25%), биотит (5-10%), роговая обманка (3-7%). В кварцевых диоритах содержание кварца понижается до 10%, анортоклаза до 5%, а плагиоклаза увеличивается до 60%. В калиевом полевом шпате отмечаются микропертитовые вростки альбита, кварц иногда образует пойкилитовые вростки в анортоклазе и плагиоклазе, в гранитах они содержатся примерно в равных количествах при неизменном присутствии остальных породообразующих минералов. Акцессорные минералы: апатит, сфен, циркон, магнетит, ортит, редко – гранат. Для образований комплекса характерно проявление катаклаза и слабой гнейсовидности.

Рис. 1. Составы пород, нормированные к составам хондрита и примитивной мантии: 1 – гранодиориты харгинского комплекса; 2 – гранодиориты; 3 – лавы селитканской вулканоструктуры.

Все разновидности комплекса – породы нормального ряда (Na₂O+K₂O=5.6-7.5 мас.%) при относительно близких содержаниях Na₂O и K₂O, высококалиевые известковистой – щелочно-известковистой серии (по Frost, 2005), магнезиальные, низкотитанистые. Графики REE (рис. 1а) характеризуются слабо выраженной отрицательной Eu-аномалией: (Eu/Eu*)_n=0.6; равным преобладанием нормированных содержаний LREE над промежуточными – (La/Sm)_n=3.2 и их содержаний над количеством HREE – (Gd/Lu)_n=3.1. Отношение (La/Yb)_n=7.4, что указывает на умеренную дифференциацию лантаноидов. Концентрации высокозарядных элементов понижены: Nb (7-10 г/т), Ta (0.76 г/т), Hf (1.39 г/т), Zr (105-181 г/т); понижены также концентрации Ti (2925 г/т), Sr (101-201 г/т), Y (19-25 г/т), Yb (1.8-2.1 г/т) (рис. 1б) и транзитных элементов (Ni – 12-18, Co – 6-13, Cr – 40-150, V – 25-64 г/т).

По содержанию петрогенных и микроэлементов гранитоиды харгинского комплекса можно сопоставить с вулканитами и плутоническими образованиями Селитканской вулканоструктуры (рис. 1). В таблице приведены основные характеристики гранодиоритов харгинского (х3173 - 984 млн. лет, Rb-Sr) комплекса и гранодиоритов Селитканской (с3207-1 – 1052 млн. лет, U-Pb) вулкано-плутонической зоны.

Таблица. Составы гранодиоритов Харгинского батолита и Селитканской зоны

Петроэл.	SiO2	TiO2	Al2O3	Fe2O3	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O	P2O5	п.п.п.
х3173	66.1	0.5	15.8	4.6	0.09	2.25	4.25	2.92	3.05	0.11	0.35
с3207-1	65.0	0.6	14.8	4.9	0.06	3.31	4.10	2.91	3.42	0.11	0.76
Микроэл.	Ba	Rb	Sr	La	Eu	Yb	Y	Th	U	Zr	Hf
х3173	399	92.5	181	20.11	0.77	1.84	20	8.55	1.67	181	1.39
с3207-1	393	134.5	192	22.91	0.74	1.86	21	14.23	3.2	192	1.64

Согласно полученным данным, геохронологические, петро- и геохимические характеристики пород Харгинского батолита весьма сопоставимы с этими характеристиками для пород среднего-основного состава Селитканской зоны. Отсутствие в пределах развития тел харгинского комплекса вулканитов этой структуры можно объяснить более глубоким срезом, что, возможно, связано с надвиганием на эту часть территории Ульбанского террейна, и широким развитием перекрывающих пород позднемелового вулкано-плутонического комплекса. Поэтому вполне допустимо предположить, что гранитоиды харгинского комлекса могут относиться к плутонической составляющей основного-среднего состава Селитканской вулкано-плутонической зоны.

Литература

Агафоненко С.Г. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000 (Издание второе). Серия Тугурская. Лист N-53-XXVI. Благовещенск, 2002.

Мартынюк М.В., Рямов С.А., Кондратьева В.А. Объяснительная записка к схеме расчленения и корреляции магматических комплексов Хабаровского края и Амурской области. Хабаровск: ЦТП ПГО "Дальгеология", 1990. 215с.

Сорокин А.А., Сорокин А.П., Сальникова Е.Б., Дербеко И.М., Котов А.Б., Яковлева С.З. Геохронология риолитов унериканского комплекса восточного фланга Умлекано-Огоджинского пояса (Дальний Восток) // Материалы III Российской конференции по изотопной геохронологии. 6-8 июня 2006. Москва. Т. 2. С.311-314.

Derbeko I.M., Sorokin A.A., Sal’nikova E.B. et al. Age of Felsic Volcanism in the Selitkan Zone of the Khingan–Okhotsk Volcanoplutonic Belt, Russian Far East // Doklady Earth Sciences, 2008a, Vol. 418. No.1. P.28-31.

Derbeko I.M., Sorokin A.A., Ponomarchuk V.A. et al. First Geochronological Data on Felsic Lavas from the Ezop–Yamalin Volcanoplutonic Zone, Khingan–Okhotsk Volcanogenic Belt. // Doklady Earth Sciences, 2008b. Vol. 419. N 2. P.231-234.