ВОЗРАСТ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ФОРМИРОВАНИЯ МЕЛОВЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД ЗАПАДНОЙ ГРАНИЦЫ БАДЖАЛЬСКОГО ТЕРРЕЙНА (СИХОТЭ-АЛИНСКИЙ ОРОГЕННЫЙ ПОЯС)

1. Введение

Меловые вулканические и интрузивные породы, простирающиеся от Малохинганского блока Буреинского массива (Бурея-Цзямусы-Ханкайский супертеррейн) на юго-западе через юрские Баджальский и Ульбанский террейны Сихотэ-Алинского орогенного пояса до структур Монголо-Охотского пояса на северо-востоке, традиционно относят к Хингано-Охотскому магматическому ареалу/поясу (рис. 1, а) [Khanchuk, 2006a].

Согласно обобщению К. Сато с коллегами [Sato et al., 2002], меловой магматизм Хангано-Охотского пояса на обширной территории от Малого Хингана до Удской губы происходил в достаточно короткий период времени 95±10 млн лет. Позднее в результате геохронологических исследований магматических пород Хингано-Олонойской (Малохинганской) зоны Ar/Ar-методом было выделено два этапа магматической активности: 111–105 и 101–99 млн лет [Sorokin et al., 2005]. Однако для магматических пород восточной части Хингано-Охотского ареала за пределами домезозойских структур Бурея-Цзямусы-Ханкайского супертеррейна и Монголо-Охотского орогенного пояса достоверных датировок древнее 101 млн лет пока получено не было, а современные U-Pb и Ar-Ar определения возраста варьируются от 101 до 90 млн лет [Derbeko et al., 2008a, 2008b; Alekseev et al., 2013; Jahn et al., 2015; Gonevchuk et al., 2015; Lebedev et al., 2024].

В пределах Хингано-Охотского магматического ареала выделяется одноименная оловорудная провинция, связанная с восстановленными гранитоидами ильменитовой серии [Sato et al., 2002]. Современные палеореконструкции геодинамической обстановки Хингано-Охотского магматизма включают транспрессионный режим в условиях косой субдукции Палео-Тихоокеанской плиты (плит) [Sato et al., 2002] или трансформной континентальной окраины [Sorokin et al., 2005; Khanchuk, 2006a; и др.]. Позднее А.И. Ханчук с коллегами [Khanchuk et al., 2019] выделили протяженный альб-сеноманский окраинно-континентальный орогенный пояс и синхронную с ним гигантскую магматическую провинцию Тихоокеанской Азии. Таким образом, для магматических пород Хингано-Охотского пояса и одновозрастных альб-сеноманских образований, простирающихся от него на юг до побережья Вьетнама и на север до Чукотского полуострова, был предложен геодинамический режим формирования в пределах единой трансформной континентальной окраины [Khanchuk et al., 2019].

Вопреки наличию согласованных палеореконструкций формирования Хингано-Охотского ареала, современная геохимическая и геохронологическая изученность включаемых в его состав магматических пород на территории российского Дальнего Востока остается весьма фрагментарной. Для многих образований отсутствуют достоверные датировки, а детальные изотопно-геохронологические исследования зачастую не содержат геохимических данных [Lebedev et al., 1997, 1999; Alekseev et al., 2013]. С целью уточнения возраста, выяснения геохимических особенностей и тестирования палеогеодинамических реконструкций проведены исследования магматических пород самой западной части Баджальского террейна на границе с Буреинским массивом в пределах Баджальской и Дуссе-Алинской вулканических зон Хингано-Охотского магматического ареала (рис. 1, а).

2. Особенности геологического строения

Баджальский террейн является фрагментом юрской аккреционной призмы и входит в состав Сихотэ-Алинского орогенного пояса [Khanchuk, 2006a]. Аккреционный комплекс основания террейна представляет собой чередование пачек юрских терригенных пород, содержащих разновеликие блоки и пластины базальтов, карбон-пермских известняков и пермско-триасовых кремней [Khanchuk, 2006a].

На западе по Куканской зоне разломов Баджальский террейн граничит с раннепалеозойским Буреинским массивом Бурея-Цзямусы-Ханкайского супертеррейна (рис. 1, а). В районе исследований граница четко не определена, так как домеловое основание почти повсеместно перекрыто магматическими породами Хингано-Охотского ареала и совместно с ними разбито на небольшие блоки. Таким образом, ареал Куканской разломной зоны может представлять собой коллаж из блоков пород Буреинского массива и Баджальского террейна.

Вулканические породы рассматриваемого района объединены в позднемеловые сулукский, онкондинский и гербинский комплексы, а интрузивные представлены четырьмя фазами баджало-дуссеалинского комплекса от диоритов до лейкогранитов [State Geological Map…, 2003, 2004а, 2004b]. Сулукская толща сложена преимущественно андезитами, их лавобрекчиями и туфами и среди позднемеловых вулканических образований занимает самое низкое стратиграфическое положение. Палеонтологически установлен сеноманский возраст толщи, согласно залегающей на альб-сеноманской лакской вулканогенно-осадочной толще. Онкондинская толща перекрывает вулканиты сулукской или присутствует в виде останцов кровли гранитоидов баджало-дуссеалинского комплекса. Она представлена кислыми вулканитами, их туфами и лавобрекчиями. Вышележащие отложения гербинского комплекса преимущественно представляют собой переслаивание игнимбритов и кислых туфов [State Geological Map…, 2004а, 2004b].

В рамках работ были изучены магматические породы двух участков, относящихся к разным вулканическим зонам (рис. 1, а) [Khanchuk, 2006a]. Первый участок находится в пределах Верхнеурмийского рудного узла Баджальской зоны (рис. 1, б, далее – участок Урми). Вулканоплутонический комплекс Верхнеурмийского узла представляет собой сложную магматическую систему, в качестве основных элементов которой выделяются Верхнеурмийский гранитный массив и Урмийский лакколит с прорывающей его Правоурмийской дайкой [Lebedev et al., 1997, 1999; Bortnikov et al., 2019]. По гравиметрическим данным под всей Баджальской вулканической зоной предполагается крупный (площадь ~10 тыс. км² и вертикальная мощность 12–13 км) Баджальский криптобатолит [Lishnevsky, Gershanik, 1992].

В структуре Верхнеурмийского массива выделяется до четырех фаз гранитов [Khanchuk, 2006b]. Первая фаза представлена биотитовыми гранит-порфирами и порфировидными гранитами, развитыми в краевых частях массива. Вторая фаза ‒ мелко-среднезернистые биотитовые граниты со слабовыраженной порфировидной структурой, слагающие основной объем массива. Третья фаза объединяет дайки и мелкие штоки биотитовых лейкогранитов, зачастую имеющих рвущий контакт с гранитами второй фазы. Сюда, в частности, относят породы дайки ключа Аленушкин (рис. 1, б). В качестве четвертой фазы выделяют мелкие интрузивные тела Li-F гранитов. Согласно серийной легенде первая и вторая фаза Верхнеурмийского массива соответствуют третьей фазе баджало-дуссеалинского комплекса, а дайки и малые тела ‒ четвертой (рис. 1, б).

Урмийский лакколит (субинтрузивное тело), обозначенный на карте экструзивными образованиями гербинского комплекса [State Geological Map…, 2004а, 2004b] (рис. 1, б), сложен кристаллоигнимбритами риолитов [Khanchuk, 2006b]. Между гранитами первой фазы Верхнеурмийского массива и породами Урмийского лакколита отмечаются постепенные переходы и отсутствие рвущих контактов, свидетельствующие об их комагматичности [Khanchuk, 2006b; Bortnikov et al., 2019]. Центральную часть Урмийского лаколита интрудирует мощная Правоурмийская дайка гранит-порфиров протяженностью более 9 км и мощностью от 40 до 300 м (рис. 1, б). Рвущие контакты гранит-порфиров дайки со вмещающими кристаллоигнимбритами не наблюдаются, а обычно имеет место постепенный переход между разностями [Khanchuk, 2006b].

Второй участок исследований находится в междуречье Сулук-Эгоно в пределах Дуссе-Алинской вулканической зоны (далее – участок Сулук), которая отделяется от Баджальской зоны по Хинганскому глубинному разлому. Согласно данным государственного геологического картирования (ГГК) [State Geological Map…, 2003] здесь представлено тело диоритов первой фазы баджало-дуссеалинского комплекса и экструзия онкондинского комплекса (рис. 1, в).

Результаты полевых исследований и собранная коллекция образцов участка Сулук не вполне соответствуют картине, отображенной на геологической карте (рис. 1, в). Большая часть образцов, отобранных в пределах экструзии онкондинского комплекса, представляет собой пирокластические породы – лавобрекчии и туфы с примесью терригенного материала. Вероятно, данные отложения следует относить к онкондинской толще. Из магматических пород были отобраны образцы диорит-порфиритов и гранодиоритов баджало-дуссеалинского комлекса, а также гранит-порфиры онкондинского комплекса. Образец андезита Б22-38 отобран из коренного обнажения в пределах экструзии онкондинского комплекса (рис. 1, в), однако для последнего характерны породы более кислого состава [State Geological Map…, 2003].

3. Образцы и методика исследований

Для участка Урми были использованы образцы из коллекции Б.И. Семеняка, имеющие небольшие размеры, что ограничило возможности по выделению монофракции циркона. Породы представлены гранитами первых двух фаз Верхнеурмийского массива, дайки кл. Аленушкин и Правоурмийской дайки, а также риолитом Урмийского лакколита.

Граниты характеризуются сериально-порфировой структурой и массивной текстурой. Фенокристы представлены кварцем, плагиоклазом и калиевым полевым шпатом (КПШ), а также более мелкими зернами коричневого биотита. Риолит представляет собой массивную породу с микрокристаллической и микрогранофировой структурой. Присутствуют вкрапленники кварца, плагиоклаза, КПШ и меньшего по размеру биотита. Основная масса сложена теми же минералами. Плагиоклаз замещается мусковитом, биотит ‒ хлоритом.

Для U-Pb датирования достаточное количество циркона удалось выделить из трех образцов участка Урми, краткое описание которых приведено ниже.

Образец БГ-15 (50°23'52.9" с.ш., 134°5'41.3" в.д.) из Верхнеурмийского массива представлен средне- и крупнозернистым порфировидным биотитовым гранитом с гипидиоморфно-зернистой структурой и сложен кислым плагиоклазом, КПШ и биотитом.

Гранит-порфир ПУК-2839-6 из Правоурмийской дайки (50°24'14.7" с.ш., 134°12'33.3" в.д.) состоит из средне- и крупнозернистых вкрапленников кварца, КПШ, плагиоклаза и биотита в мелкозернистой массе с гипидиоморфно-зернистой (участками – графической) структурой.

Образец БГ-51 (50°23'37.5" с.ш., 134°10'21.8" в.д.) представляет собой контакт гранит-порфиров Правоурмийской дайки со вмещающими риолитами гербинской экструзии (Урмийского лакколита), где переход между разностями виден макроскопически. В шлифах структура основной массы обеих разновидностей схожа и является микрокристаллической, а главными отличиями являются размер и количество фенокристов. В гранит-порфировой части (БГ-51г) ‒ многочисленные сериальные оскольчатые пойкилитовые фенокристы кварца, плагиоклаза, КПШ и биотита средне- и крупнозернистые, а в риолитовой (БГ-51р) ‒ они представлены в меньшем объеме и имеют мелко- и иногда среднезернистую размерность, основная масса девитрифицирована. Химический элементный анализ был выполнен для частей БГ-51г и БГ-51р отдельно (табл. 1), а монофракция циркона была выделена в целом из всего образца.

Для геохимических исследований пород участка Сулук (табл. 1) были использованы их следующие разновидности. Диорит-порфириты соответствуют описанию, приведенному ниже для образца Б22-36. Гранодиорит-порфир сложен полевыми шпатами, амфиболом и кварцем. Вторичные изменения в породах проявлены в виде хлоритизации амфибола и биотита, соссюритизации плагиоклаза и пелитизации КПШ. Андезит представлен в виде массивной порфировой породы с гиалопилитовой структурой основной массы и флюидальной текстурой. Сериальные вкрапленники и основная масса представлены плагиоклазом и клинопироксеном. Гранит-порфиры содержат редкие порфиры измененных полевых шпатов и темноцветных минералов со значительно меньшими по размеру ксеноморфными зернами кварца в микрокристаллической полевошпатовой основной массе.

По участку Сулук пригодными для датирования циркона оказались только два образца. Диорит-порфирит Б22-36 (50°40'38.5" с.ш., 133°35'18.2" в.д.) содержит среднезернистые (единичные ‒ крупнозернистые) вкрапленники плагиоклаза, клинопироксена, амфибола и оливина в состоящей из тех же минералов, кварца и КПШ основной массе с микродиоритовой структурой. Литокластический туф Б22-26 (50°40'33.8" с.ш., 133°36'16.0" в.д.) сложен неокатанными обломками гранитов и вулканитов, плагиоклаза и кварца. Пепловые частицы замещены низкотемпературным кремнеземом, цемент преимущественно алевролитовый.

Анализ элементного состава пород и U-Pb датирование циркона были выполнены в ЦКП ДВГИ ДВО РАН по методикам, аналогичным описанным в работе [Alexandrov et al., 2023]. Определение содержаний петрогенных элементов (кроме SiO₂) производилось на атомно-эмиссионном спектрометре (iCAP 7600 Duo) с индуктивно связанной плазмой, а микроэлементов ‒ методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS Agilent 7500c). Концентрации SiO₂, H₂O^–, потери при прокаливании (ППП) определялись методом гравиметрии, а содержание FeO ‒ методом титриметрии. Исследование изотопного состава U-Pb-Th в цирконе произведено на квадрупольном масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой Agilent 7500a с системой лазерной абляции UP-213. Диаметр абляционного кратера составлял 40 мкм. Обработка результатов производилась с использованием приложения IsoplotR [Vermeesch, 2018]. Для расчета возраста в исходных данных использовалась величина стандартной аналитической ошибки (1σ), а в качестве отклонения от итогового средневзвешенного значения возраста рассчитывался размер 95%-ного доверительного интервала согласно алгоритму программы IsoplotR [Vermeesch, 2018].

Sm-Nd и Rb-Sr изотопно-геохимические исследования выполнены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург). Изотопные составы Rb, Sr, Sm и Nd были измерены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Полученные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219 и приведены к отношению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.511115 в Nd стандарте JNdi-1 [Tanaka et al., 2000]. Изотопные отношения Sr нормализованы к отношению ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr=8.37521. Точность определения концентраций Sm, Nd, Rb и Sr составляет ±0.5 %, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd составляет ±0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=±0.005 %, ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr=±0.5 %, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=±0.05 % (2σ). При расчете величин ε_Nd(t) и модельных возрастов t_Nd(DM) современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) взяты по [Jacobsen, Wasserburg, 1984], (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.1967), а DM – по [Goldstein, Jacobsen, 1988], (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.21365). Двустадийный Nd модельный возраст t_Nd(C) [Keto, Jacobsen, 1987] рассчитан с использованием среднекорового отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.12 [Taylor, McLennan, 1985].

4. Результаты

U-Pb датирование циркона. Участок Урми. Из образца БГ-15 гранита Верхнеурмийского массива датировано 15 зерен циркона и получен средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст 100±1 млн лет (рис. 2, б) и конкордантный возраст – 100.8±0.9 млн лет. Для молодых пород с низким содержанием ²³⁵U авторы опираются на ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст. Значения Th/U-соотношения варьируются в пределах 0.24–0.56.

Для гранита ПУК-2839-6 из Правоурмийской дайки по 18 кристаллам циркона был получен средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст 93.1±0.9 млн лет (рис. 2, а) и конкордантый возраст – 93.6±0.9 млн лет. Диапазон значений Th/U-соотношения – от 0.26 до 0.52.

В образце БГ-51 контакта Правоурмийской дайки со вмещающими вулканитами гербинского комплекса (Урмийский лакколит) были получены две представительных возрастных популяции циркона, по сути повторяющих результаты двух предшествующих образцов. Молодая популяция циркона представлена 16 зернами и имеет возраст 93.1±0.9 млн лет (рис. 2, в), а более древняя группа из 14 кристаллов датирована 100±1 млн лет (рис. 2, г). Для единичного циркона получен также возраст 184±3.2 млн лет. Значения Th/U-соотношения – от 0.26 до 0.64.

Участок Сулук. В образце диорит-порфирита Б22-36 было исследовано 19 кристаллов циркона и получен возраст 88±1 млн лет (рис. 2, д). Обнаружено одно ксеногенное зерно, для которого определен палеопротерозойский возраст 1805±18 млн лет. Величина соотношения Th/U в цирконе ‒ 0.31–0.59.

В образце литокластического туфа Б22-26 исследовано 34 зерна циркона и обнаружено три возрастных популяции (рис. 2, е–з). Самая молодая популяция представлена четырьмя кристаллами, для которых получен средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст 88±2 млн лет (рис. 2, е). Для наиболее многочисленной популяции циркона (18 зерен) определен возраст 97±1 млн лет (рис. 2, ж), а третья группа (12 зерен) имеет раннемеловой возраст 105.5±1.3 млн лет (рис. 2, з). Значения Th/U-соотношения в цирконе из всех популяций – от 0.17 до 0.72.

Состав петрогенных и микроэлементов. Изученные породы Верхнеурмийского рудного узла (участок Урми) представлены сильно дифференцированными разностями (SiO₂ 71.5–77.1 вес. %, табл. 1; рис. 3, а). Наиболее кремнекислыми являются граниты Верхнеурмийского массива. При этом породы очень близки по своим петрохимическим характеристикам и являются железистыми гранитами и риолитами высококалиевой известково-щелочной серии (рис. 3, а–г). Большая часть пород имеет близкие значения индекса ASI ‒ пограничное от умеренно- до высокоглиноземистых (рис. 3, д).

Породы участка Сулук отличаются гораздо большим разнообразием состава – от андезитов/диоритов до гранитов (рис. 3, а). Породы среднего и умеренно кислого состава относятся к магнезиальным, а более кислые – преимущественно к железистым (рис. 3, г). Андезит характеризуется как умеренно глиноземистая известковая порода толеитовой серии (рис. 3, б, в, д). Остальные образцы по индексу ASI отличаются высокой глиноземистостью вплоть до весьма высокой (рис. 3, д), а по содержанию K₂O – известково-щелочные от умеренно до высококалиевых (рис. 3, б). Диапазон по индексу MALI также достаточно широкий – от известковых до щелочно-известковых (рис. 3, в). По соотношению окисного и закисного железа гранитоиды Верхнеурмийского рудного узла преимущественно относятся к ильменитовой серии, что характерно для оловорудного Хингано-Охотского пояса [Sato et al., 2002; Kiselev et al., 2025], а породы участка Сулук при этом являются окисленными (рис 3, е).

Петрохимически сходные породы участка Урми имеют конформные спектры распределения микроэлементов (рис. 4, а, в). Редкоземельные элементы (РЗЭ) умеренно фракционированы – (La/Yb)_N от 2.4 до 5.9, причем соотношение La/Yb повышается в ряду Верхнеурмийский массив ‒ Правоурмийская дайка ‒ Урмийский лаколит ‒ дайка кл. Аленушкин (рис. 4, а), что грубо соответствует тренду уменьшения кремнекислотности пород. Величина отрицательной европиевой аномалии увеличивается в обратном порядке от Eu/Eu*=0.4 для дайки кл. Аленушкин до 0.09 в граните Верхнеурмийского массива. Сумма РЗЭ в породах в целом варьируется от 152 до 189 г/т при минимальном значении гранита Верхнеурмийского массива – 119 г/т. На нормированных к примитивной мантии мультиэлементных диаграммах (рис. 4, в) присутствуют отрицательные аномалии Ba, Nb, Ta, Sr, P, Ti и положительная аномалия Pb.

Магматические породы участка Сулук, несмотря на петрохимические различия, также в целом имеют сходный характер распределения микроэлементов (рис. 4, б, г). Аномально низкими содержаниями HSFE, включая тяжелые РЗЭ, отличается наиболее дифференцированный гранит-порфир Б22-30, что, вероятно, связано c фракционной кристаллизацей какого-то акцессорного минерала-концентратора на поздних стадиях. Для остальных образцов степень фракционирования РЗЭ имеет примерно тот же порядок, что и по участку Урми ‒ (La/Yb)_N от 3.5 до 6.6. Европиевая аномалия менее проявлена, значение Eu/Eu* в пределах от 0.51 до 0.70. Сумма РЗЭ от 123 до 196 г/т. На мультиэлементных диаграммах, нормированных к примитивной мантии (рис. 4, г), присутствуют те же аномалии, что и в породах участка Урми, но менее резко проявленные. Образец андезита отличается положительной аномалией Sr и отрицательной – Rb.

Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные. Были исследованы по три образца магматических пород рассматриваемых участков (табл. 2). Для пород участка Сулук получены близкие исходные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (t=88 млн лет) в пределах 0.70714–0.70773, а для Верхнеурмийского узла для образца Правоурмийской дайки получен сходный результат 0.70796 (для t=100 млн лет). При этом два образца высокофракционированных гранитов Верхнеурмийского массива имеют очень высокие значения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr (40–42), в связи с чем рассчитываемые значения исходного состава стронция крайне чувствительны к точности используемого значения возраста. Для t=100 млн лет (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i получается, вероятно, заниженным – 0.70385–0.70472 (табл. 2).

Значения ε_Nd(t) для диорит-порфиритов участка Сулук равны –0.9 и –2.5, а для андезита составляют –1.1 (табл. 2). Модельный двустадийный возраст t_Nd(C) соответственно 1.22–1.14, и 1.17 млрд лет. Для гранита Правоурмийской дайки получено значение ε_Nd(t), равное –2.6, а для пород Верхнеурмийского массива –1.6 и –2.3. Соответствующие значения модельного возраста равны 1.13 и 1.14–1.06 млрд лет.

5. Обсуждение результатов

Возраст формирования пород. Полученные датировки для пород участка Урми свидетельствуют о формировании изученных гранит-порфиров главной фазы Верхнеурмийского массива на рубеже 100±1 млн лет, а пород Правоурмийской дайки – 93.1±0.9 млн лет. Из двух популяций циркона образца контакта Правоурмийской дайки с вмещающими риолитами Урмийского лакколита более молодая по возрасту соответствует датировке гранит-порфира самой дайки. Популяция 100±1 млн лет, вероятно, отражает возраст вмещающих субвулканических пород и совпадает с датировкой 100±0.5 млн лет, полученной ранее для этих пород Ar-Ar-методом по анортоклазу [Lebedev et al., 1997]. Наша оценка возраста Верхнеурмийского массива в 100±1 млн лет расходится с K/Ar и Rb/Sr датировками 94–92 млн лет [Lebedev et al., 1997], но согласуется с фактом плавного перехода между гранитами ранней фазы и экструзивными риолитами Урмийского лакколита. По результатам U-Pb датирования циркона из биотитовых лейкогранитов и Li-F гранитов (наиболее поздние фазы) были получены значения возраста 96.3±1 и 95.5±1 млн лет соответственно [Alekseev et al., 2013]. Ar/Ar датировка гранит-порфира Правоурмийской дайки по ортоклазу – 97.6±0.6 млн лет [Lebedev et al., 1997], напротив, несколько древнее полученного нами по циркону возраста (93.1
±0.9 млн лет).

Основываясь на полученных результатах и данных предшественников, можно с уверенностью утверждать, что магматические породы Верхнеурмийского рудного узла формировались в период как минимум от 100 до 93–90 млн лет. На протяжении 7–10 млн лет активности магматического очага новые порции расплава могли подниматься и кристаллизоваться в пределах гипабиссальных и приповерхностных тел, составляющих современные Верхнеурмийский массив, Гербинскую экструзию (лакколит) и пр. Данная модель объясняет различие в имеющихся радиологических датировках в пределах указанного интервала. Гигантскую промежуточную магматическую камеру, поставлявшую магму на более высокие уровни, мог представлять собой выделяемый по геофизическим данным Баджальский криптобатолит [Lishnevsky, Gershanik, 1992].

Возраст 88±1 млн лет (см. рис. 2, д) датирует время кристаллизации изученных диоритов с участка Сулук, отнесенных, по данным ГГК, к первой фазе баджало-дуссеалинского комплекса [State Geological Map…, 2003]. Тем не менее авторы не предлагают считать это возрастом в целом всей фазы указанного комплекса. Отнесение интрузивных тел к определенным комплексам и их фазам в пределах выделенных ареалов диктуется формальными требованиями к ГГК, а практика геологической съемки обычно заключается в объединении в первые фазы более основных пород (например, габбро и/или диоритов), а в последующие фазы – более кислых (гранодиоритов и гранитов). При этом длительность магматизма в пределах условного вулканоплутонического ареала может составлять первые десятки миллионов лет, и в течение импульсов магматизма на протяжении всего этого периода могут формироваться тела как менее, так и более дифференцированных пород. Таким образом, среди пород, формально отнесенных к одному комплексу, могут быть как диориты, так и граниты разного возраста. В случае баджало-дуссеалинского комплекса следует отметить, что ранее на основании K/Ar датирования был сделан вывод, что в пределах Верхнеурмийского рудного узла формирование малых тел диоритовых порфиритов и андезитов произошло на завершающем этапе магматизма 90–88 млн лет назад [Lebedev et al., 1997].

Интерпретация результатов датирования циркона из литокластического туфа онкондинского комплекса несколько менее очевидна. Наиболее молодой возраст 88±2 млн лет, полученный по четырем зернам циркона (см. рис. 2, е), вероятно, отражает время накопления вулканогенно-осадочной толщи. С учетом ошибки определений разница во времени формирования диоритов и туфов могла составлять до 3 млн лет. Таким образом, полученные данные не исключают, что вулканогенно-осадочные породы являются вмещающими по отношению к диоритам в соответствии с [State Geological Map…, 2003]. Тем не менее конкретно на изученном участке взаимоотношения между этими породами нами установлены не были. Полученные для двух ранних популяций циркона значения возраста 97±1 и 105.5±1.3 млн лет (см. рис. 2, ж, з), вероятно, отражают источники содержащейся в туфах кластики и соответствуют палеонтологическим датировкам сеноманской сулукской и альб-сеноманской лакской вулканогенно-осадочных толщ [State Geological Map…, 2003].

Возраст андезита и гранит-порфиров участка Сулук, которые не были непосредственно датированы по циркону, в связи с неясностью взаимоотношений с датированными разностями достоверно установить не представляется возможным. Тем не менее наилучшим предположением на настоящий момент можно считать их синхронное формирование с диоритами.

Петрогенезис и палеогеодинамические реконструкции. Изученные магматические породы Верхнеурмийского рудного узла являются достаточно высокодифференцированными, что затрудняет геохимическую интерпретацию их источника и геодинамической обстановки формирования, поскольку состав исходных магм затушевывается в процессе их дальнейшей эволюции. В целом, породы имеют характерные для I-типа особенности, включая отчетливые аномалии по Ta, Nb и Ti. На дискриминационных диаграммах Дж. Пирса они располагаются на границе всех выделяемых тектонических обстановок (рис. 5, а–г), а крайние дифференциаты Верхнеурмийского массива попадают в поле A-гранитов (рис. 5, д–е), что, вероятно, является следствием высокой степени фракционной кристаллизации и характерно для синорогенных гранитоидов. Близкое геохимическое сходство пород крупной долгоживущей вулканоплутонической системы Верхнеурмийского узла свидетельствует о существовании единого достаточно гомогенного промежуточного очага в процессе ее формирования. Уменьшение значения La/Yb в породах и увеличение величины отрицательной аномалии европия соответствуют тренду фракционированной кристаллизации плагиоклаза.

Породы участка Сулук, сформировавшиеся позднее на рубеже 88 млн лет, характеризуются большей пестротой составов. Часть из них относится к высокоглиноземистым, однако не содержит типичные для S-гранитов первичные глиноземистые минералы. Вследствие достаточно высоких содержаний HFSE на диаграммах Дж. Пирса точки более основных разностей располагаются вблизи по обеим сторонам границы надсубдукционных гранитодов с внутриплитными и плагиогранитами срединно-океанических хребтов (рис. 5, а–г), а на диаграммах Дж. Уолена демонстрируют характеристики A-гранитов (рис. 5, д–е). Подобные особенности пород свидетельствуют в пользу их формирования в «анорогенной обстановке», к которой можно отнести условия растяжения и/или сдвиговых смещений [Whalen et al., 1987].

Близкие отрицательные значения ε_Nd(t) (–0.9…‒2.6), модельный возраст 1.22–1.06 млрд лет и преимущественно радиогенный исходный состав стронция в породах обоих изученных участков свидетельствуют об участии в формировании изученных пород материала древней континентальной коры. Наличие ксеногенного палеопротерозойского циркона с возрастом 1.8 млрд лет в диорите участка Сулук служит дополнительным подтверждением этого вывода. Заключение о значительном участии коровой компоненты в формировании гранитоидов Верхнеурмийского рудного узла было также сделано на основании исследований изотопного состава свинца [Ratkin et al., 2025]. Коровым источником гранитоидов, наиболее вероятно, служили юрские флишоиды аккреционного комплекса, содержащие высокий процент вещества зрелой континентальной коры (ε_Nd(t)~–8 [Ratkin et al., 2025]).

Более молодые магматические породы участка Сулук являются окисленными гранитоидами (см. рис. 3, е) в отличие от пород Верхнеурмийского оловорудного узла и других гранитоидов Хингано-Охотского пояса [Sato et al., 2002; Kiselev et al., 2025]. С. Ишихара полагал, что окисленные гранитоиды в зонах субдукции формируются в обстановке растяжения, а восстановленные – сжатия [Ishihara, 1998]. В первом случае окисленные надсубдукционные магмы не изменяют редокс-состояние в процессе своего развития, а в обстановке сжатия создаются условия для их восстановления в ходе взаимодействия с содержащими органику осадками. Как установлено выше, в формировании изученных пород как ильменитовой, так и магнетитовой серии коровый компонент принимал, вероятно, примерно равное участие. Возможным объяснением различий в редокс-состоянии пород может быть отсутствие восстановительных агентов в коровом источнике пород участка Сулук. Тем не менее с учетом наличия у этих пород характеристик A-гранитов локальные условия растяжения также могли предотвратить восстановительное влияние осадочных толщ.

Альб-сеноманский орогенный пояс Тихоокеанской Азии был выделен на основании комплекса геологических данных, из которых базовые – наличие нескладчатых континентальных верхнесеноманских или туронских отложений на складчатых юрско-раннемеловых эпиокеанических осадочных комплексах [Khanchuk et al., 2019]. При этом установлено, что данная складчатость сформирована в альбе – сеномане в условиях сдвиговых дислокаций, сопровождающихся внедрением гранитоидов и образованием нового участка континентальной литосферы [Khanchuk et al., 2019]. Последующий верхнесеноман- или турон-маастрихтский этап магматизма, в течение которого на новообразованной окраине континента сформировался Восточно-Сихотэ-Алинский вулканоплутонический пояс связывают с надсубдукционной обстановкой [Khanchuk et al., 2019; Kemkin et al., 2022]. Механизмы и конкретные временные рубежи (синхронность/разновременность) перехода от сдвигового геодинамического режима к субдукционной обстановке на протяжении Западно-Тихоокеанской континентальной окраины, а также особенности связанных с этим эндогенных процессов являются одним из наиболее сложных и дискуссионных вопросов позднемезозойской геологической эволюции восточной окраины Азии.

Изученные магматические породы западной части Баджальского террейна образовались 100–88 млн лет назад, что охватывает период реконструируемой трансформной континентальной окраины и перехода к надсубдукционной обстановке. Магматические породы Верхнеурмийского рудного узла вследствие высокой степени дифференцированности являются малоинформативными в аспекте восстановления геодинамического режима их образования. Однако установленный U-Pb возраст формирования пород относится к периоду существования режима трансформной континентальной окраины [Khanchuk et al., 2019]. Более молодые диориты, изученные в пределах участка Сулук, в рамках данных палеогеодинамических реконструкций сформировались по завершении трансформного режима 88 млн лет назад, однако их геохимические характеристики не соответствуют типичным надсубдукционным магмам. Возможно, на каких-то участках континентальной окраины переход к субдукционному режиму произошел позднее, например около 85 млн лет назад, в результате изменения направления движения плиты Изанаги [Kemkin et al., 2022]. Альтернативное объяснение предполагает существование локальных условий растяжения и/или сдвиговых смещений в доминирующей обстановке субдукции.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В ходе исследований магматических пород Хингано-Охотского ареала самой западной части Баджальского террейна установлено, что формирование гранитов Верхнеурмийского рудного узла происходило в период 100–93 млн лет, а возраст диоритов междуречья Сулук – Эгоно Дуссе-Алинской вулканической зоны составляет 88±1 млн лет. Изученные магматические породы двух вулканических зон сформировались при значимом участии материала зрелой континентальной коры и характеризуются близким диапазоном значений ε_Nd(t) от –0.9 до –2.6 и двустадийного Nd модельного возраста от 1.22 до 1.05 млрд лет. Результаты U-Pb датирования свидетельствуют, что образование синорогенных восстановленных гранитов Верхнеурмийского рудного узла происходило в режиме трансформной континентальной окраины, сформировавшем крупную альб-сеноманскую магматическую провинцию Тихоокеанской Азии. Диориты магнетитовой серии Дуссе-Алинской зоны были образованы в течение последующего турон-маастрихского этапа, связываемого с субдукцией, однако их геохимические характеристики не типичны для надсубдукционных магм. Это может свидетельствовать о более позднем переходе к субдукции на данном участке континентальной окраины, или о существовании локальных условий растяжения и/или сдвиговых смещений в обстановке субдукции.