Малохинганский террейн

Малохинганский террейн (фрагмент палеозойской окраинно-континентальной магматической дуги, наложенной на более древний аккреционный комплекс) расположен на юге российской части Буреинского супертеррейна. Фундамент его сложен метаморфическими образованиями, фрагментарные выходы которых присутствуют среди разновозрастных гранитоидов, доминирующих на площади террейна. Эти образования объединены в амурскую серию, состоящую (снизу вверх) из туловчихинской, дичунской и урильской свит. Туловчихинская свита (2000 м) включает биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсы с прослоями гранат-биотитовых, силлиманит- и кордиеритсодержащих гнейсов и сланцев, местами - мраморов и кальцифиров, слюдистых, амфибол-хлоритовых кристаллических сланцев, амфиболитов и кварцитов. Дичунская свита (500 м) представлена амфиболитами, амфиболовыми, амфибол-биотитовыми гнейсами, кристаллическими сланцами, реже кальцифирами. Урильская свита (2000 м) образована разнообразными кристаллическими сланцами, содержит линзы железистых кварцитов, высокоглиноземистых пород, реже мраморов, эпидот-биотитовых и эпидот-роговообманковых гнейсов (Карсаков, 1983). Первоначально предполагалось, что эта последовательность непрерывна (Решения..., 1994; и др.), а возраст амурской серии определялся в диапазоне от позднего архея (Решения., 1994; Геологическая карта., 1999; Карсаков, 1995) до раннего протерозоя (Кулиш, 1978).

Позднее метаморфические породы террейна и ассоциирующие с ними магматические образования были объединены в докембрийский гнейсово-мигматитовый (буреинский) и нижнепалеозойский сланцево-меланжевый (урильский) комплексы (Карсаков и др., 1992; Карсаков, 1995).

В состав буреинского комплекса включены образования туловчихинской и дичунской свит, метаморфизованные в амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фациях, и ассоциируюшие с ними гнейсограниты и габбро-амфиболиты, известные под названиями древнебуреинского и амурского интрузивных комплексов (Карсаков и др., 1992; Карсаков, Змиевский, 1990). Проявлений рудной минерализации, связанных с древнебуреинским интрузивным комплексом, не установлено.

Породы буреинского комплекса образуют протяженные (до первых десятков километров) линейные складки субмеридионального простирания, нередко асимметричные, наклонные и запрокинутые, осложненные складками высоких порядков. Углы падения крыльев складок от 20-30 до 50-70° и более. Этому структурному плану подчинены и тела ультраметаморфогенных гранитоидов древнебуреинского комплекса (Государственная геологическая карта., 1995).

Аналогом буреинского комплекса на территории Цзямусинского террейна является машаньский комплекс (Карсаков и др., 1992). В составе комплекса присутствуют ортогнейсы и метаосадочные (в том числе кластические) породы, метаморфизованные в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций (Wilde et al., 2000; Wilde, 2001). Возраст машаньского комплекса определялся от архея (Dang, Li, 1993; Song et al., 1993; и др.) до позднего протерозоя. С. Уайльд, критически проанализировав полученные ранее разными авторами изотопные данные о возрасте этих комплексов, пришел к выводу об их невалидности (Wilde et al., 2000). По обломочным цирконам из метаосадочных пород, не подвергшимся перекристаллизации в процессе метаморфизма, U-Pb методом (SHRIMP) им были получены цифры от ~550 до 1900 млн лет (Wilde, 2001), которые указывают на палеопротерозойский-раннекембрийский возраст пород питающих провинций. Для цирконов из метадиорита, образовавшихся в период кристаллизации протолита, получен возраст в интервале от 530 до 1274 млн лет (Wilde et al., 2000). Возраст метаморфизма как ортогнейсов, так и парагнейсов машаньского комплекса одинаков - около 500 млн лет (Wilde, 2001; Wilde et al., 2000). Это дает основание считать, что тектоническое совмещение исходных пород произошло до указанного события.

Если корреляция буреинского и машаньского комплексов верна, то с учетом приведенных данных можно полагать, что возраст буреинского комплекса не древнее позднего кембрия.

Относительно более высокое стратиграфическое положение занимает зонально метаморфизованный ниманский комплекс (Карсаков, Змиевский, 1990; Карсаков и др., 1990), в котором преобладают графитовые сланцы, кварциты, мраморы, в меньшей мере - зеленые и глиноземистые сланцы общей мощностью 1700 м. Возраст комплекса считался раннепротерозойским (Решения..., 1994), однако ряд исследователей считают этот комплекс неотъемлемой частью более молодого хинганского комплекса (Васькин, 1990).

В состав терригенно-карбонатного хинганского комплекса входят (снизу вверх) игинчинская (900-1000 м), мурандавская (1300-2500 м), рудоносная (400-600 м), лондоковская (800-1000 м) свиты и кимканская толща (1900-2000 м (рис. 4.15). Игинчинская свита состоит из переслаивающихся песчаников и алевролитов, в меньшей степени - кварц-серицитовых сланцев, филлитов с редкими линзами магнезитов. В мурандавскую свиту объединены доломиты с линзами магнезитов, фтанитов, глинистых и кремнистых углеродистых аргиллитов, горизонтами переслаивающихся песчаников и алевролитов. Для рудоносной свиты характерны углеродистые и безуглеродистые кремнистые породы с прослоями гематит-магнетитовых руд, песчаников, алевролитов, доломитов, известняков и микрозернистых фосфоритов. Лондоковская свита включает известняки, редко доломиты с прослоями глинистых и углеродистых кремнисто-глинистых сланцев, в средней и верхней частях присутствуют известняковые и известняково-фосфоритовые брекчии и фосфориты. Кимканская толща включает брекчии, гравелиты, конгломераты, глинистые сланцы, алевролиты, метариолиты и кремнистые породы с пластами магнетитовых и гематит-магнетитовых руд, графитистые кварциты. Мурандавская, рудоносная и лондоковская свиты охарактеризованы микрофитолитами, спикулами губок, раковинами брахиопод, характерными для нижнеатдабанских отложений Западного Саяна, Тувы, Кузнецкого Алатау (Васькин и др., 1990; Роганов и др., 1990). Вопрос о нижней возрастной границе хинганского комплекса требует уточнения.

Урильский сланцево-меланжевый комплекс сложен разнообразными кристаллическими сланцами с альбитом и гранатом, линзами и прослоями железистых кварцитов. Он содержит многочисленные бескорневые блоки серпентинизированных гипербазитов, ортоамфиболитов, пород гнейсо-мигматитового комплекса, доломитов мурандавской свиты в сланцевом (в том числе глаукофан-сланцевом) матриксе. Изотопный возраст включений колеблется от 2336 до 414 млн лет (6 определений) (Карсаков, 1995). Метаморфизм комплекса происходил в условиях зеленосланцевой фации при повышенных давлениях, о чем свидетельствует присутствие глаукофана. Характерно незакономерное распределение линз и блоков пород разного состава. Предполагается, что комплекс представляет собой зону тектонического меланжа с офиолитами (Карсаков, 1995), маркирующую сутуру субмеридионального простирания. Возраст сутуры послехинганский (породы хинганского комплекса присутствуют в меланже), но до внедрения раннепалеозойских гранитов биробиджанского комплекса и до метаморфизма, возраст которого 400-450 млн лет.

Продолжением урильского комлекса на территории КНР является лунцзянский комплекс. Возраст метаморфизма зеленосланцевой фации определен здесь в интервале 400-450 млн лет (Zhang, Cao, 1991).

Перечисленные образования Малохинганского террейна прорваны гранитоидами биробиджанского и бирского интрузивных комплексов. Биробиджанский комплекс представлен крупными массивами, вытянутыми в субмеридиональном или северо-восточном направлениях согласно простиранию вмещающих толщ. Основной объем интрузий слагают порфировидные биотитовые граниты массивной, иногда слабогнейсовидной текстуры. Характерной особенностью гранитов комплекса является присутствие порфиробластов микроклина, слагающих от 30 до 70 % объема породы (Мартынюк и др., 1990).

В бирский интрузивный комплекс объединяются интрузии, сложенные двуслюдяными массивными или гнейсовидными гранитами, прорывающими граниты биробиджанского комплекса. Как биробиджанские, так и бирские граниты принадлежат одинаковому калиевому типу калиево-натриевой серии. Они обладают повышенной радиоактивностью и сходной олово-редкометалльной геохимической специализацией. Для биробиджанских гранитов известны наиболее древние K-Ar датировки (по биотиту) 483 млн лет (Мартынюк и др., 1990). Существенно меньшие площади занимают интрузии биотитовых и биотит-амфиболовых гранитов и гранодиоритов, относимых к пермскому тырма-буреинскому интрузивному комплексу (Геологическая карта..., 1999).

Ранними из перекрывающих образований являются юрские терригенные толщи. Меловые образования Хингано-Охотского вулкано-плутонического пояса связывают между собой Малохинганский, Урмийский, Баджальский, Ниланский и Ульбанский террейны (Козловский., 1988; Натальин, 1991; Геологическая карта., 1999).

--Nvv 03:11, 18 ноября 2009 (UTC) Л.И. Попеко