СЕВЕРО-БИЧУРСКАЯ ГАББРО-ГРАНИТНАЯ АССОЦИАЦИЯ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ: СОСТАВ, ВОЗРАСТ, ВОПРОСЫ КОРРЕЛЯЦИИ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ

1. ВВЕДЕНИЕ

В складчатых областях наблюдаются не менее двух типов взаимоотношений между гранитоидами и базитами (габброидами): габбро-гранитные серии и габбро-гранитные ассоциации. Первый тип характеризуется генетической сопряженностью всех пород, многофазным формированием и, чаще всего, гомодромной последовательностью внедрения [Izokh, 1975; Vladimirov et al., 2013; и др.]. Второй тип объединяет интрузивные породы от основного до кислого состава, расположенные в одной структурной зоне, возможно объединенные сходными тектоническими обстановками формирования, но генетически не связанные между собой [Ripp et al., 2013; Karmysheva et al., 2019; и др.]. Традиционно габбро-монцонит-гранитовые интрузии бичурского комплекса Западного Забайкалья относили к первому типу, что основывалось на ограниченном объеме геохимических данных [State Geological Map…, 2002], надежность которых не соответствует современным требованиям.

Согласно государственной геологической карте Российской Федерации масштаба 1:200000 (лист М-48-XVIII), в западной части Малханского хребта Западного Забайкалья широко развиты интрузивные образования бичурского комплекса, формирующие массивы площадью до 150–200 км² и прорывающие вулканиты тамирской и унгуркуйской свит пермского возраста [State Geological Map…, 2002]. В составе комплекса по петрографическим характеристикам выделено три фазы, сложенных соответственно габброидами, монцонитоидами и гранитами. Геохронологические исследования, проведенные в последние годы, убедительно демонстрируют, что формирование гранитоидов Тамирского, Хамнигадайского и Сарамского массивов, которые являются опорными для второй и третьей фазы комплекса, происходило в интервале от позднего триаса до ранней юры [Elbaev et al., 2020, 2023, 2024]. Эти результаты подтверждают мнение о принадлежности интрузивных пород региона к мезозойскому этапу магматизма [Kozubova, 1962; Geological Map…, 1969]. Однако бичурский комплекс, выделенный в конце 1950-х годов в ходе геологической съемки, в настоящее время относят к поздней перми [State Geological Map…, 2002]. Отметим, что при выделении раннемезозойского Монголо-Забайкальского зонально-симметричного тектономагматического ареала бичурские гранитоиды и вулканиты унгуркуйской и тамирской свит, локализованные в Западно-Забайкальской области, не соответствовали временным рамкам ареала и рассматривались как магматические комплексы с проблемным возрастом [Yarmolyuk et al., 2002; Kovalenko et al., 2003; Vorontsov et al., 2007]. Предшественниками в качестве петротипа бичурского комплекса выделены две крупные габбро-монцонит-гранитные ассоциации, участвующие в строении многофазных массивов. Они расположены в среднем течении р. Бичура – это Северо-Бичурская и Южно-Бичурская ассоциация (рис. 1, а). В связи с этим для уточнения времени образования габброидов и гранитоидов, выяснения характера взаимосвязи (генетическая или парагенетическая, или просто пространственная близость) между основными, средними и кислыми разностями этих интрузивных ассоциаций, а также определения геодинамической обстановки их формирования нами были проведены дополнительные геохронологические и геохимические исследования пород Северо-Бичурской ассоциации, ранее объединяемых в бичурский комплекс.

2. КРАТКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК И ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЙ

Район работ расположен в западной оконечности Малханского хребта Западного Забайкалья и обладает сложной геологической структурой, включающей неопротерозойско-раннепалеозойские, позднепалеозойские и мезозойские структурно-вещественные комплексы (СВК) [State Geological Map…, 2002].

Наиболее древние породы развиты в пределах Кударинского глыбового поднятия (рис. 1, а) и представлены вулканогенными образованиями катаевской свиты неопротерозоя (?), а также раннепалеозойскими габброидами моностойского и гранитоидами джидинского комплекса [State Geological Map…, 2002]. Данная вулканоплутоническая ассоциация некоторыми исследователями рассматривается как фрагмент Еравнинского островодужного террейна [Belichenko et al., 1994; State Geological Map…, 2002].

Позднепалеозойские структурно-вещественные комплексы представлены преимущественно вулканогенными образованиями унгуркуйской и тамирской свит ранней и поздней перми и гранитоидами, относимыми к бичурскому комплексу. Все эти образования также объединяли в крупную Тамирскую вулканотектоническую структуру (рис. 1). Считается, что в ее строении наряду с пермскими вулканитами участвуют щелочные гранитоиды куналейского комплекса раннего триаса [State Geological Map…, 2002]. Однако по результатам U-Pb-изотопно-геохронологических исследований щелочно-гранитоидный магматизм в регионе проявился намного позже в позднетриасовое время [Reichow et al., 2010].

Мезозойские структурно-вещественные комплексы слагают сравнительно узкие, но протяженные вулканотектонические депрессии (ВТД), небольшие вулканоструктуры и впадины (грабен-синклинали), разделенные поднятиями, сложенными домезозойскими образованиями [State Geological Map…, 2002]. Выделяются ранне- и позднемезозойские тектономагматические этапы. Раннемезозойский этап представлен терригенно-вулканогенными образованиями чернояровского вулканического комплекса среднего и позднего триаса [State Geological Map…, 2012], слагающими Усть-Тамирскую вулканотектоническую структуру (рис. 1, а). Позднемезозойский этап характеризуется вулканогенными и терригенными образованиями мела, или развитыми в пределах раннемезозойских структур, или образующими самостоятельные впадины и депрессии, приуроченные к зонам крупных разломов [State Geological Map…, 2002]. К ним относятся Хилокская депрессионная зона и Кударинская впадина, выполненные трахибазальтами и конгломератами хилокского вулканического комплекса и угленосными осадками гусиноозерской серии нижнего мела.

Согласно новым геохронологическим исследованиям гранитоидов, ранее относимых к бичурскому комплексу [Elbaev et al., 2020, 2023, 2024], значительная часть интрузивных образований данного региона относится к раннемезозойскому триасово-юрскому периоду. Ниже приведена геолого-петрографическая характеристика петротипичной для бичурского комплекса Северо-Бичурской габбро-монцонит-гранитной ассоциации.

Северо-Бичурская ассоциация, расположенная на водоразделе нижнего течения рек Сухой Ручей, Бичура и Бол. Куналей (юг Республики Бурятия), представляет собой серию сближенных интрузивов, образующих поле выходов, вытянутое в широтном направлении на 20 км и имеющее ширину от 3 до 8 км (рис. 1, б). Общая площадь ассоциации составляет 120 км². Согласно данным геолого-съемочных работ и наших наблюдений наиболее ранними образованиями являются в основном мелко- и среднезернистые массивные габбро, развитые в северной краевой части района исследований и относимые к первой интрузивной фазе [State Geological Map…, 2002]. Полевые исследования и петрографическое изучение позволили выделить две основные разновидности габбро в составе плутона: амфибол-пироксеновые и пироксен-биотитовые (рис. 2). В долине руч. Бичура преимущественно распространены амфибол-пироксеновые габбро, тогда как на правобережье руч. Хурут преобладают пироксен-биотитовые разновидности. Амфибол-пироксеновые габброиды представляют собой темно-серые среднезернистые массивные породы (рис. 2, а), в которых главными породообразующими минералами выступают плагиоклаз (45–50 %) и амфибол (30–35 %). В качестве второстепенных минералов обнаружены калиево-натриевый полевой шпат (5–10 %) и пироксен (5–10 %). Вторичные минералы – эпидот, серицит. Акцессорные – апатит, титанит, циркон. Рудные – магнетит, ильменит. Пироксен-биотитовые габброиды характеризуются зеленовато-светло-серым цветом и значительным структурным разнообразием. Встречаются мелко- и среднезернистые мезократовые (рис. 2, б) и среднезернистые слаботрахитоидные (рис. 2, в) разности. Они представлены плагиоклазом (60–65 %), пироксеном (30–35 %) и биотитом (5 %). Встречается плагиоклаз нескольких генераций. Крупные зональные плагиоклазы первой генерации пятнами замещаются соссюритом, а средние и мелкие призматические зерна второй генерации преобладают и составляют основную массу породы. Пироксен распределен в породе равномерно в виде небольших призм. Биотит темно-бурого цвета ассоциирует с рудным минералом и имеет ксеноморфные очертания. Акцессорные минералы: апатит, титаномагнетит, ильменит, циркон.

Интрузивные тела среднего состава или породы второй фазы, преимущественно сложенными монцодиоритами и кварцевыми монцонитами [State Geological Map…, 2002], составляют значительную часть ассоциации (рис. 2, г, д). Монцодиориты макроскопически представляют собой темно-серую плотную, порфировидную, среднезернистую породу, которая состоит из плагиоклаза, калиевого полевого шпата, амфибола, биотита и реликтов пироксена. Присутствуют рудные и акцессорные минералы – титаномагнетит, ильменит, титанит, апатит, циркон. Порфировидность породе придают крупные удлиненно-призматические зерна плагиоклаза размером до 6–7 мм, в которых неоднородное внутреннее строение подчеркивается процессом соссюритизации. Встречаются ксеноморфные выделения калиевого полевого шпата, содержащие пойкилитовые включения амфибола и плагиоклаза. Кварцевые монцониты внешне не отличаются от монцодиоритов. Они состоят практически из тех же минералов, что и монцодиориты, – плагиоклаза, амфибола, биотита, калиево-натриевого полевого шпата (микропертита). Встречаются реликты клинопироксена. Отличительной чертой является присутствие кварца в количестве 5–10 %. Некоторые зерна плагиоклаза сильно подвержены вторичным изменениям. Биотит и амфибол нередко обнаруживаются в тесной ассоциации друг с другом. Рудный минерал в породе распределен неравномерно в виде мелких и средних выделений ксеноморфных очертаний. Важной особенностью второй фазы является широкое развитие меланократовых включений (рис. 2, е). Тем не менее детальный анализ их петрографической характеристики и природы не был проведен. Секущие контакты кварцевых монцонитов с туфами тамирской свиты были установлены в береговых обнажениях правобережья р. Бол. Куналей.

Наиболее поздние магматиты, или породы третьей фазы, по материалам геологосъемочных работ [State Geological Map…, 2002] формируют штокообразное тело размером 5×8 км в бассейнах ручьев Хурут и Аргинтуй. Они представлены граносиенитами и двуполевошпатовыми гранитами, имеющими мелко- и среднезернистую структуру и розовато-серую окраску (рис. 2, ж–и). Граносиениты состоят из плагиоклаза, калиево-натриевого полевого шпата, кварца, амфибола и биотита. Среди акцессорных минералов отмечается апатит, циркон, титанит и магнетит. Граниты сложены кварцем, калиевым полевым шпатом, плагиоклазом и хлоритизированной слюдой. Акцессории – апатит, циркон, монацит, магнетит, ильменит. Эти гранитоиды имеют эруптивные контакты с нижне- и верхнепермскими вулканогенными образованиями. С гранитоидами бичурского комплекса, преимущественно с его заключительной жильной порфировой фазой и полями метасоматитов (грейзены, аргиллизиты), связано молибденовое оруденение кварцево-жильного и штокверкового типа, а также проявления молибден-медно-порфирового типа [State Geological Map…, 2002; Gordienko et al., 2019; Damdinova, Elbaev, 2022].

3. МЕТОДЫ И МАТЕРИАЛЫ

Основные аналитические исследования были выполнены с использованием оборудования ЦКП «Геоспектр» (ГИ СО РАН, г. Улан-Удэ) [Kanakin et al., 2022]. Определение содержаний петрогенных компонентов осуществлялось различными методами анализа: SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, P₂O₅ – фотометрическим, CaO, MgO, MnO, Fe₂O₃ – атомно-абсорбционным спектральным, FeO – титриметрическим, Na₂O, K₂O – пламенно-фотометрическим, потери при прокаливании – гравиметрическим (Б.Б. Лыгденова, Л.В. Митрофанова, Т.Г. Хумаева, О.В. Корсун, Е.Д. Утина). Для определения содержаний редких элементов применялся рентгенофлуоресцентный анализ на спектрометре ARL Perform'X (Б.Ж. Жалсараев, С.В. Бартанова). Выделение циркона из проб проводилось с использованием тяжелых жидкостей в лаборатории геохронологии и геохимии окружающей среды. Полученные зерна циркона имплантировали в эпоксидную смолу. Затем их сошлифовали, оставив более половины толщины, и отполировали. U-Pb (LA-ICP-MS)-исследования циркона выполнены на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR с системой лазерного пробоотбора UP-213 по методике, описанной в работах [Khubanov et al., 2016; Buyantuev et al., 2017]. Первичная обработка масс-спектрометрического сигнала проводилась с помощью программы Glitter [Griffin et al., 2008], расчет возраста и построение графиков – с помощью Microsoft Excel с надстройкой Isoplot [Ludwig, 2008].

4. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

4.1. Петро- и геохимическая характеристика пород

По химическому составу породы Северо-Бичурской ассоциации отвечают семействам габбро, монцогаббро, монцодиоритов, монцонитов, граносиенитов, умеренно щелочных гранитов и лейкогранитов (рис. 3, а). В ранних габброидах содержание кремнезема колеблется от 48.3 до 51.0 мас. %, в монцонитоидах – от 57.3 до 61.8 мас. %, а в поздних гранитоидах – от 64.8 до 73.8 мас. % (Прил. 1, табл. 1.1). Щелочность в габброидах возрастает с увеличением кремнекислотности с 3.46 до 5.3 мас. %, в монцонитоидах – с 6.68 до 8.13 мас. %, тогда как в поздних гранитоидах она снижается с 8.39 до 7.96 мас. %. По соотношению K₂O – SiO₂ (рис. 3, б) большинство пород ассоциации принадлежат к высококалиевой известково-щелочной петрохимической серии. В свою очередь, пироксен-биотитовые габброиды относятся к известково-щелочной серии. По коэффициенту глиноземистости (alʹ=Al₂O₃/(FeO+Fe₂O₃+MgO)) две разновидности габброидов Северо-Бичурской ассоциации относятся к высокоглиноземистому типу (alʹ=1.05–1.84).

Согласно классификации в работе [Frost et al., 2001], исследуемые монцониты и граносиениты обладают низкоглиноземистыми показателями индекса насыщения алюминием (ASI=0.85–0.97) и относятся к щелочно-известковым и магнезиальным образованиям (Fe-индекс составляет 0.62–0.78). В то же время граниты и лейкограниты характеризуются умеренной глиноземистостью (ASI=1.08–1.11), принадлежат к известково-щелочной серии и отличаются более железистым составом (Fe-индекс 0.83–0.87) (рис. 4).

На вариационных диаграммах (рис. 5) фиксируется отрицательная корреляционная связь содержания кремнекислоты с оксидами магния, алюминия, кальция, титана, железа, марганца, фосфора. В то же время наблюдается положительная корреляционная зависимость содержания кремнекислоты от щелочей (Na₂O и K₂O). На диаграммах (рис. 6) видно, что высокозарядные редкие элементы демонстрируют небольшой разброс фигуративных точек. Тем не менее можно заметить, что при увеличении кремнекислотности пород, от амфиболовых габбро через монцониты к граносиенитам и гранитам, наблюдается повышение содержания бария и рубидия, в то время как количество стронция уменьшается. Габброиды и граниты характеризуются самыми низкими уровнями Nb, Zr и Y, а монцонитоиды показывают повышенные концентрации этих элементов.

4.2. U-Pb изотопное датирование цирконов

Результаты U-Pb (LA-ICP-MS) анализа зерен циркона приведены в Прил. 1, табл. 1.2. Для геохронологических исследований пород основного состава использовались две пробы габброидов. Одна проба характеризует пироксен-биотитовые разности СБ22-6 (устьевая часть руч. Хурут), а вторая представляет амфибол-пироксеновые габбро СБ22-8 (бассейн руч. Бичура).

Возраст зерен циркона из пироксен-биотитовых разностей габбро, оцененный методом пересечения по 34 точкам с конкордией, составляет 246 ± 1.8 млн лет (СКВО=0.22). Средневзвешенное значение, рассчитанное по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U с ²⁰⁷Pb-поправкой на нерадиогенный свинец, показывает аналогичный среднетриасовый возраст 246±1.4 млн лет при СКВО=0.22 (рис. 7).

Возраст зерен циркона из амфибол-пироксеновых габбро, полученный по 35 точкам методом пересечения, составляет 245±0.8 млн лет (T₂). Средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст, корректированный на обыкновенный свинец (²⁰⁷Pb-метод), составляет 245±0.77 млн лет при СКВО=0.49 (рис. 8) и соответствует среднему триасу.

Для определения возраста пород поздних гранитоидов использовалась проба амфибол-биотитовых граносиенитов. Возраст зерен циркона, полученный по 35 точкам методом пересечения, составляет 228±1.6 млн лет. Средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст, корректированный на обыкновенный свинец (²⁰⁷Pb-метод), составляет 227±1.2 млн лет, что соответствует позднему триасу (рис. 9).

5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

5.1. Возраст формирования Северо-Бичурской ассоциации

Породы Северо-Бичурской интрузивной ассоциации на геологических картах второго поколения отнесены к позднепермским образованиям и рассматриваются в составе позднепалеозойской Тамирской вулканотектонической структуры (ВТС) [State Geological Map…, 2002]. Однако по результатам новых геохронологических исследований установлено, что габброиды сформировались в интервале 247–245 млн лет, а гранитоиды – интервале 228–226 млн лет. Полученные данные свидетельствуют о средне- и позднетриасовом возрасте пород ассоциации и в совокупности с ранее проведенными геохронологическими исследованиями [Elbaev et al., 2020, 2023, 2024] указывают на широкое проявление раннемезозойского интрузивного магматизма в пределах западной части Малханского хребта. При этом отмечается следующая последовательность – габброиды и монцониты Северо-Бичурской ассоциации являются наиболее ранними образованиями (247–245 млн лет), затем сформировались умеренно щелочные гранитоиды Тамирского (237 млн лет) и Северо-Бичурского (227 млн лет) плутонов, далее морионовые лейкограниты (окисленные A-граниты) массивов Хамнигадай и Этытей (190–185 млн лет) и наиболее молодой возраст получен для умеренно щелочных кварцевых сиенитов и лейкогранитов Сарамского массива (177–175 млн лет) и рудоносных лейкогранит-порфиров Тамирского проявления молибдена (176 млн лет). Приведенные возрастные данные охватывают широкий временной диапазон – от 247 до 175 млн лет, указывающий на формирование пород, ранее относимых к бичурскому интрузивному комплексу, в период от среднего триаса до ранней юры. В этом же интервале формировались (см. рис. 1, а) массивы щелочных гранитоидов позднекуналейского комплекса (219 млн лет, U-Pb-метод) [Reichow et al., 2010] и среднепозднетриасовые субщелочные вулканиты чернояровской свиты [State Geological Map…, 2002, 2012]. Данный период, охватывающий значительную часть раннего мезозоя, характеризуется сложными тектоническими и магматическими процессами, происходившими на территории Западного Забайкалья и Северной Монголии.

5.2. Обзор геодинамических моделей формирования региона

Существуют различные точки зрения на природу раннемезозойского магматизма. Одни исследователи считали, что в данном регионе существовала сложная геодинамическая обстановка калифорнийского или монголо-охотского типа, которая характеризовалась надвиганием Сибирского континента на структуры Монголо-Охотского океанического бассейна, в результате чего оказалась перекрытой спрединговая зона этого бассейна, которая продолжала функционировать и обусловила образование овальных зон «рассеянного» рифтогенеза и «распыленного» вулканизма [Gordienko, Kuzmin, 1999, и ссылки в этой работе]. Отличительной особенностью этого процесса явилось сочетание обстановок сжатия и растяжения, в связи с чем в регионе образовались многочисленные вулканотектонические структуры, сложенные вулканитами островодужного и внутриплитного типа в ассоциации с редкометалльными и другими гранитоидами [Gordienko et al., 2019]. В дальнейшем была установлена доминирующая роль конвергентных процессов, что стало основой для гипотезы о субдукционном происхождении раннемезозойского магматизма в условиях активной континентальной окраины [Zorin, 1999; Donskaya et al., 2012, 2013]. По этим данным магматизм, контролируемый субдукционными процессами, в северных окрестностях Монголо-Охотского бассейна начался в позднем палеозое и завершился только в раннеюрское время в результате закрытия океанического бассейна. Согласно более поздней модели геодинамической эволюции хэнтэйского сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса, предложенной академиком В.В. Ярмолюком с коллегами [Yarmolyuk et al., 2024], в период 300–250 млн лет протекали субдукционные процессы как в пределах Ада-Цагской ветви Монголо-Охотского океана, так и на противоположной стороне (стадия двухсторонней субдукции), а около 250 млн лет назад произошло закрытие океана, столкновение активных окраин и прекращение субдукции. В интервале 250–230 млн лет предполагаются процессы расслоения и проникновения астеносферы в нижнюю часть земной коры, а после 230 млн лет – коллапс орогена над астеносферным поднятием, обеспечившим формирование Монголо-Забайкальской (Хэнтэйской) зональной магматической области [Yarmolyuk et al., 2002; Kovalenko et al., 2003; Vorontsov et al., 2007].

Приведенный краткий обзор показывает, насколько различаются представления исследователей об истории геологического развития территории Забайкалья и Северной Монголии, и не позволяет однозначно определить геодинамическую обстановку формирования пород Северо-Бичурского плутона с учетом полученных геохронологических данных. В связи с этим ниже предпринята попытка выяснения геодинамической природы габброидов по вещественным признакам.

5.3. Происхождение габброидов

Предполагалось, что закономерное изменение химизма пород Северо-Бичурской ассоциации и других массивов бичурского комплекса связано с дифференциацией и фракционированием исходного базитового расплава в малоглубинных условиях, с образованием промежуточного монцонитового и заключительного гранитного дифференциатов [State Geological Map…, 2002]. Однако установленный временной разрыв более 20 млн лет между габброидами и гранитоидами Северо-Бичурской ассоциации и гранитоидами других массивов, ранее относимых к бичурскому комплексу, противоречит этой гипотезе. Скорее всего, кислые магмы сформировались автономно в результате частичного плавления различных коровых субстратов в разное время. Тем не менее вопрос о происхождении гранитоидов данного региона остается открытым.

С одной стороны, анализ вариационных диаграмм демонстрирует, что точки, характеризующие составы амфибол-пироксеновых габбро, монцодиоритов и кварцевых монцонитов, формируют единый тренд, который отражает главное направление фракционной дифференциации умеренно щелочного базитового расплава (см. рис. 5, 6). В ходе кристаллизационного процесса в расплаве происходит накопление главным образом кремния и щелочей, а также бария, рубидия, ниобия, циркония, что приводит к последовательному образованию монцодиоритов и кварцевых монцонитов. Кроме того, на диаграмме MgO – FeO – Al₂O₃ [Pearce, Gale, 1977], применяемой для классификации базальтов в зависимости от их тектонической обстановки, все исследуемые габброиды благодаря повышенной глиноземистости преимущественно попадают в область базальтов надсубдукционного происхождения (рис. 10, а).

С другой стороны, существует множество дискриминационных диаграмм для реконструкции тектонических условий формирования базальтов и габброидов, которые основаны на анализе содержания в них примесных элементов [Sklyarov, 2001]. Так, на диаграмме Ti – Zr – Y [Pearce, Саnn, 1973] представлена другая закономерность. Амфибол-пироксеновые габброиды занимают центральную область внутриплитных базальтов, в то время как пироксен-биотитовые габброиды располагаются в пограничной зоне между внутриплитными образованиями и толеитовыми базальтами островных дуг (рис. 10, б). Различия двух петрографических разностей габброидов отчетливо проявляются на дискриминационных диаграммах Zr/Y – Zr [Pearce, Norry, 1979] и MnO – TiO₂ – P₂O₅ [Mullen, 1983], где первые тяготеют к полю внутриплитных базальтов, в то время как вторые – к полю базальтов островных дуг (рис. 10, в, г).

Данные геохимические характеристики могли бы быть результатом различных геодинамических условий, в которых происходило формирование основных пород. Однако, если принять во внимание близость абсолютного возраста габброидов и их пространственной локализации, различные обстановки формирования представляются маловероятными.

Использование дискриминационных диаграмм для основных пород показало, что составы исследуемых габброидов схожи с базальтами, образовавшимися в условиях надсубдукционной и внутриплитной обстановки. По-видимому, это не случайно, хотя вопрос о геодинамике южной части Западного Забайкалья в триасовом периоде до сих пор остается открытым. Следует отметить, что формирование габброидов с геохимическими признаками островодужных в период раннекембрийско-ордовикских аккреционно-коллизионных событий отмечается во многих ареалах Центрально-Азиатского складчатого пояса и обсуждалось неоднократно [Izokh et al., 1998; Borodina et al., 2004; Lavrenchuk et al., 2017; Shelepaev et al., 2018]. В цитируемых работах также отмечается, что петрогеохимические особенности габброидов позволяют относить их к типичным образованиям вулканических дуг, но результаты изотопно-геохронологических исследований свидетельствуют о проявлении базитового магматизма синхронно с коллизионными процессами. Кроме того, согласно геодинамической модели В.В. Ярмолюка [Yarmolyuk et al., 2024], в этот период на территории Забайкалья и Монголии имело место столкновение (аккреция) и прекращение субдукции (~250–230 млн лет). В этом случае геохимическое различие габброидов можно объяснить плавлением двух различных источников: надсубдукционной литосферной мантии и астеносферной мантии. В данном контексте ключевым фактором, инициирующим плавление надсубдукционной литосферной мантии, очевидно, выступает тепловое воздействие более горячего вещества астеносферной мантии, вероятно, имевшего подъем синхронно с аккреционно-коллизионными событиями в результате расслаивания нижней части литосферы [Yarmolyuk et al., 2024] либо в результате отмирания зоны субдукции с отрывом слэба и образованием «окна» в субдуцированной плите. В последнем случае через разрыв в субдуцированной плите астеносферные «горячие» магмы проникли в надсубдукционную вышележащую мантию, подвергнув ее плавлению, а также на более высокие горизонты в кору, где образовали собственные интрузии.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Геохронологическое изучение Северо-Бичурской ассоциации позволило установить, что габброиды сформировались в среднем триасе, в интервале 247–245 млн лет назад, в то время как гранитоиды образовались в позднем триасе, 228–226 млн лет назад.

Вариации геохимического состава габброидов, от островодужных до внутриплитных, по-видимому, обусловлены выплавлением различных источников – надсубдукционной литосферной мантии и астеносферной мантии.

Пространственно-временное совмещение габброидов разной геохимической специализации свидетельствует о сложной геодинамической обстановке с подъемом астеносферных магм в результате либо расслоения утолщенной литосферы, либо отрыва слэба при закрытии Монголо-Охотского палеоокеана.

Позднетриасовые гранитоиды сформировались, по-видимому, в постколлизионный период синхронно с магматическими процессами, протекавшими в Монголо-Забайкальской (Хэнтэйской) зональной магматической области (230–195 млн лет), в ее периферийной части.

Исследование петротипичного для бичурского интрузивного комплекса Северо-Бичурской габбро-гранитной ассоциации демонстрирует существенные различия полученных значений возраста от данных, указанных в легендах государственных геологических карт.

7. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают признательность рецензентам А.А. Воронцову и И.В. Кармышевой за пожелания и критические замечания, которые, без сомнения, способствовали повышению качества статьи, а также искренне благодарят Т.А. Гонегер, инженера лаборатории геодинамики ГИН СО РАН, за ее неоценимую помощь в организации и проведении экспедиционных работ.

8. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

9. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1