Петрология, 2024, № 4

Российская академия наук
ПЕТРОЛОГИЯ
Том 32     № 4     2024     Июль–Август
Основан в 1993 г.  
Выходит 6 раз в год  
ISSN 0869-5903
Журнал индексируется  
в Current Contents
Журнал издается под руководством  
Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор
В.В. Ярмолюк
Редакционная коллегия:
Акинин В. В., Аранович Л. Я., Арискин А. А.,  
Дубинина Е. О., Каменецкий В. С.,
Каргин А. В., Копылова М. Г., Котов А. Б.,  
Латыпов Р. М., Носова А. А. (ответственный секретарь),
Плечов П. Ю., Портнягин М. В., Пухтель И. С.,  
Самсонов А. В. (заместитель главного редактора),  
Сафонов О. Г., Силантьев С. А., Симакин А. Г.,  
Скляров Е. В., Соболев А. В.
Зав. редакцией И.И. Невская
Адрес редакции: 119017 Москва, Старомонетный пер., 35  
e-mail: petrolog@igem.ru
Москва
ФГБУ «Издательство «Наука»
© Российская академия наук, 2024
© Редколлегия журнала 
     “Петрология” (составитель), 2024

СОДЕРЖАНИЕ
Том 32, номер 4, 2024
Амуджиканская вулкано-плутоническая ассоциация восточной части  
Западно-Станового супертеррейна (Центрально-Азиатский складчатый пояс):  
возраст, источники и тектоническое положение
А.М. Ларин, А.Б. Котов, Е.Б. Сальникова, В.П. Ковач, В.М. Саватенков,  
С.Д. Великославинский, С.Д. Ризванова, Н.А. Сергеева, Т.М. Сковитина,  
Н.Ю. Загорная 
415
Гнейсы и гранитоиды фундамента Непско-Ботуобинской антеклизы:  
ограничения на распространение архейской и палеопротерозойской коры  
в зоне сочленения Тунгусского супертеррейна и Маганского террейна  
(юг Сибирского кратона)
О.М. Туркина, А.В. Плюснин, Т.В. Донская, И.О. Афонин, С.С. Санин 
446
Свойства флюидов при метасоматических преобразованиях метаморфических  
пород в Р-Т условиях средней коры: пример из района Большие Кейвы,  
Беломорско-Лапландский ороген, Фенноскандинавский щит
С.А. Бушмин, Е.А. Вапник, М.В. Иванов, А.Б. Кольцов, Ю.М. Лебедева,  
О.В. Александрович, Е.В. Савва 
471
Распределение титана между цирконом и расплавом: экспериментальное  
исследование при высоких температурах
А.А. Борисов, С.Е. Борисовский 
497
Три типа распределения кристаллов оливина по размеру в дунитах  
Йоко-Довыренского расслоенного массива как сигналы различной истории  
их кристаллизации
Соболев С.Н., Арискин А.А., Николаев Г.С., Пшеницын И.В. 
509

ПЕТРОЛОГИЯ,  2024, том 32, № 4,  с.  415–445
 
УДК552.2:551.72 (571.5)
АМУДЖИКАНСКАЯ ВУЛКАНОПЛУТОНИЧЕСКАЯ АССОЦИАЦИЯ 
ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНОСТАНОВОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА 
(ЦЕНТРАЛЬНОАЗИАТСКИЙ СКЛАДЧАТЫЙ ПОЯС): ВОЗРАСТ, 
ИСТОЧНИКИ И ТЕКТОНИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
© 2024 г.   А. М. Ларинa, *, А. Б. Котовa, Е. Б. Сальниковаa, В. П. Ковачa, В. М. Саватенковa, 
С. Д. Великославинскийa, Н. Г. Ризвановаa, Н. А. Сергееваa, Т. М. Сковитинаb, Н. Ю. Загорнаяa и др.
аИнститут геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, Россия
bИнститут земной коры СО РАН, Иркутск, Россия
*e-mail: larin7250@mail.ru
Поступила в редакцию 25.09.2023 г.
После доработки 21.10.2023 г.
Принята к публикации 24.11.2023 г.
Выполнены геохронологические (U-Pb по цирконам ID-TIMS), изотопно-геохимические (Nd, 
Sr, Pb) и геохимические исследования пород амананского и амуджиканского интрузивных комплексов и вулканитов укурейской свиты в восточной части Западно-Станового супертеррейна 
Центрально-Азиатского складчатого пояса. Обоснована принадлежность гранитоидов этих комплексов к высококалиевым адакитам С-типа. Установлена когенетичность исследованных пород, позволяющая объединить их в одну амуджиканскую вулкано-плутоническую ассоциацию, 
сформированную в возрастном интервале 133 ± 1–128 ± 1 млн лет. Магматические комплексы 
этой ассоциации входят в состав Станового вулкано-плутонического пояса, простирающегося 
в субширотном направлении от Тихого океана вглубь Северо-Азиатского континента более чем 
на 1000 км параллельно Монголо-Охотской сутурной зоне и сшивающего тектонические структуры Джугджуро-Станового и Западно-Станового супертеррейнов. Формирование Станового 
пояса связано с закрытием Монголо-Охотского океана и коллизией континентальных масс Северо-Азиатского и Сино-Корейского континентов на рубеже ~140 млн лет. Последовавший за 
этим коллапс коллизионного орогена, сопровождавшийся крупномасштабным литосферным 
растяжением и деламинацией нижней части континентальной литосферы, привели к апвеллингу астеносферной мантии, вызвавшему выплавление базитовых расплавов шошонитового типа 
из литосферной мантии и анатектических коровых расплавов адакитового типа, смешение которых привело к формированию родоначальных магм амуджиканской магматической ассоциация. Коровый компонент в составе источника имел гетерогенную природу и был окончательно 
сформирован в результате раннемелового коллизионного события. Для него типичны верхнекоровые изотопные параметры – повышенные значения Rb/Sr и U/Pb и пониженное Sm/Nd 
в источнике. Мантийный компонент представлен веществом обогащенной литосферной мантии 
Центрально-Азиатского складчатого пояса, формирование которой связано с субдукционными 
процессами на стадии закрытия Монголо-Охотского палеоокеана, в ходе которых происходило 
метасоматическое преобразование мантии с привносом в нее расплавов и флюидов, несущих 
изотопные параметры, отвечающие источнику EMII-типа или верхней коры.
Ключевые слова: гранитоиды, рапакиви, источники, континентальная кора, мантия, постколлизионная 
геодинамическая обстановка, геохронология, изотопная геохимия, петрогенезис, Центрально-Азиатский складчатый пояс, Монголо-Охотская сутурная зона
DOI: 10.31857/S0869590324040015 EDN: BZSHIV
ВВЕДЕНИЕ
Монголо-Охотской сутурной зоне протягивается 
более чем на 1000 км Становой вулкано-плутонический пояс, сшивающий тектонические структуры Джугджуро-Станового и Западно-Станового 
супертеррейнов (рис. 1а). В восточной наиболее 
Поздний мезозой для востока Азии – время 
резкого доминирования внутриплитного магматизма. В южном складчатом обрамлении Сибирского 
кратона в субширотном направлении параллельно 
415

ЛАРИН и др.
Рис. 1. (а) Геологическое положение позднемезозойского Станового вулкано-плутонического постколлизионного пояса в складчатом обрамлении Сибирской платформы. 1 – Сибирский кратон; ДСС – Джугджуро-Становой 
раннедокембрийский супертеррейн, претерпевший в мезозое интенсивную структурно-метаморфическую и тектоно-магматическую переработку; 2–4 – складчатые пояса: 2 – Центрально-Азиатский (ЕЗТК – Енисей-Забайкальский тектонический коллаж, ЗСС – Западно-Становой супертеррейн, АМ – Амурский микроконтинент), 3 – Монголо-Охотский, 4 – Сихотэ-Алинский; 5, 6 – позднемезозойские рифтовые системы: 5 – Западно-Забайкальская, 
6 – Становой вулкано-плутонический пояс; 7 – рис. 1б.  
 
(б) Схема размещения амананского, амуджиканского и укурейчского магматических комплексов Станового вулкано-плутонического пояса в зоне сочленения Джугджуро-Станового и Западно-Станового супертеррейнов, по 
(Государственная …, 2009) с изменениями. 1, 2 – дораннемеловые метаморфические и магматические породы: 
1 – Джугджуро-Станового супертеррейна (гнейсы, гнейсограниты и мигматиты станового комплекса, кристаллосланцы ларбинской и дамбукинской серий и магматические породы раннего докембрия и раннего мезозоя), 2 – 
Западно-Станового супертеррейна (гнейсы, сланцы и мигматиты тунгирской, ирмакитской и верхнеолекминской 
серий, кристаллические сланцы могочинского комплекса, магматические породы ранедокембрийского, палеозойского и раннемезозойского возраста; 3 – раннемеловые коллизионные гранитоиды древнестанового и позднестанового комплексов; 4–8 – геологические образования раннемелового Станового вулкано-плутонического пояса: 
4 – гранитоиды амуджиканского комплекса, 5 – укурейский трахиандезит-риолитовый вулканический комплекс 
(свита) и нерчинская серия, 6 – гранитоиды амананского комплекса, 7 – гранитоиды тындинско-бакаранского 
комплекса, 8 – терригенные породы инегирской серии и тигнинской свиты; 9 – Монголо-Охотский складчатый 
пояс; 10 – дизъюнктивные нарушения (а – главные, б – второстепенные); 11 – места отбора геохронологических 
и изотопно-геохимических проб. Буквами в кружках обозначены структурные швы (Д – Джелтулакский, СТ – 
Северо-Тукурингрский); буквами в ромбах – межблоковые разломы (УИ – Урюмо-Инарогдинский, МС–Могоча-Сергачинский), буквами в квадратах – тектонические блоки Западно-Станового супертеррейна (У – Урканский, 
УО – Уруша-Ольдойский, ТО – Тунгиро-Олекминский).
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 4
2024

 
АМУДЖИКАНСКАЯ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКАЯ АССОЦИАЦИЯ  
417
изученной части этого пояса, в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна, выделяется два этапа его формирования: батолитовый (128–116 млн 
лет) и рифтовый (117–101 млн лет) (Ларин и др., 
2018а). С первым этапом связано формирование 
батолитов, сложенных породами диорит-гранодиорит-гранитной ассоциации удского комплекса (116 ± 1 млн лет) на востоке и диорит-монцонит-гранитной ассоциации тындинско-бакаранского и ларбинского комплексов (127–122 млн лет) 
на западе супертеррейна (Ларин и др., 2014а, 2021, 
2022; Тимашков и др., 2015). С рифтовым этапом 
связано формирование впадин и грабенов, выполненных меловыми вулканогенно-осадочными породами, внедрение роев даек и малых интрузивных 
тел разнообразного состава. Вулканические породы представлены как породами, варьирующими по 
составу от андезитобазальтов до андезитов и трахиандезитов (117–115 млн лет), так и бимодальной 
базальт-риолитовой серией (110 млн лет) (Бучко 
и др., 2016; Сорокин и др., 2012, 2013; Тимашков 
и др., 2015). Малые тела ираканского, невачанского 
и джелиндаканского комплексов, сложенные монцодиоритами, кварцевыми монцонитами, кварцевыми сиенитами и гранитами формировались 
в возрастном интервале 110–101 млн лет (Неймарк 
и др., 1996; Стриха, 2012). С ними ассоциируют 
рои даек олекма-станового комплекса, в состав 
которых входят лампрофиры, кварцевые монцодиорит-порфиры, кварцевые сиенит-порфиры 
и гранит-порфиры.
В Западно-Становом супертеррейне в состав 
этого пояса включают гранитоиды амуджиканского граносиенит-гранитного комплекса и ассоциирующие вулканиты трахиандезит-риолитового 
комплекса нерчинской серии и трахидацит-трахириолитового комплекса укурейской свиты (Государственная …, 2009; Стриха, 2006), развитые 
в юго-восточной его части в пределах Урканского и Уруша-Ольдойского тектонических блоков 
(рис. 1б). По мнению (Государственная …, 2009), 
вулканические и интрузивные породы этих комплексов комагматичны и представляют собой единую вулкано-плутоническую ассоциацию. Характерной особенностью амуджиканского комплекса 
является его металлогеническая специализация 
на золото и молибден. С гранитоидами комплекса 
ассоциируют золоторудные месторождения в том 
числе и такие крупные как Дарасунское, Березитовое, Кировское и Перевальное.
Возрастное положение гранитоидов амуджиканского комплекса определяется эруптивными 
контактами с раннемезозойскими гранитами нерчуганского комплекса и верхнеюрскими вулканогенно-осадочными породами нерчинской серии 
и укурейской свиты. Верхний возрастной предел 
устанавливается по наличию гальки этих гранитоидов в базальных конгломератах нижнемеловой 
инегирской серии (Государственная …, 2009). Однако датирование гранитоидов амуджиканского 
комплекса различными методами дает достаточно 
широкий диапазон их формирования от 160 и до 
125 млн лет. При этом наиболее древние значения получены исключительно для западной части Западно-Станового супертеррейна. В частности, в пределах Дарасунского золоторудного поля 
в результате датирования рудоносных гранодиорит-порфиров амуджиканского комплекса Rb-Sr 
методом были получены хорошо согласующиеся данные как по минеральным изохронам, так 
и изохронам по валовым пробам – 160 ± 0.4 млн 
лет (Чернышев и др., 2014). Аналогичные оценки возраста были получены U-Th-Pb методом по 
циркону (SIMS) для трех проб гранитоидов амуджиканского комплекса этого же рудного поля: 
158 ± 3 млн лет, 159 ± 3 млн лет и 162 ± 3 млн лет 
(Государственная …, 2019). Для восточной части 
супертеррейна возраст комплекса, полученный RbSr методом, составляет 151 ± 8 млн лет по (Государственная …, 2009) и 132 ± 3 млн лет по (Стриха, 
2006). Для Хайктинского и Джалиндинского массивов амуджиканского комплекса U-Th-Pb методом 
по циркону (LA-ICP-MS) были получены оценки 
возраста в интервале 138–125 млн лет (Вах и др., 
2013). Для Хайкинского массива близкий возраст 
получен 40Ar/39Ar методом – 132 ± 2 млн лет (Сорокин и др., 2014б). Что касается возрастного положения нерчинской серии и укурейской свиты, то 
оно определяется налеганием слагающих их пород 
на раннемезозойские граниты нерчуганского комплекса и прорыванием гранитоидами амуджиканского комплекса.
Необходимо также отметить, что севернее зоны 
распространения гранитоидов амуджиканского 
комплекса и верхнеюрских вулканитов, в пределах Тунгиро-Олекминского тектонического блока 
развиты гранитоиды амананского комплекса, возраст которых принят как позднепермский (Государственная …, 2009). Наше внимание к этим гранитоидам привлекли два обстоятельства. С одной 
стороны, по составу и структурно-текстурным особенностям они очень близки к гранитоидам амуджиканского комплекса, а с другой стороны, тем, 
что их возраст не может быть древнее раннего мела, 
поскольку они прорывают граниты древнестанового комплекса, возраст которых, согласно последним 
данным (Котов и др., 2014), оценивается как раннемеловой. Следует также отметить, что эти гранитоиды достаточно резко отличаются как по составу, 
так и по ряду структурно-морфологических особенностей от типичных гранитоидов амананского комплекса, развитых к югу от Урюмо-Инарогдинского 
разлома в пределах Урканской и Уруша-Ольдойской 
зон, на чем акцентируют внимание авторы геологической карты N-51 (Государственная …, 2009). Для 
них также совершенно не характерна ассоциация 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 4
2024

ЛАРИН и др.
с вулканитами чичаткинской свиты верхнепермского возраста, с которыми типичные гранитоиды 
амананского комплекса южной части супертеррейна имеют эруптивные взаимоотношения.
Таким образом, полученные к настоящему времени геологические и геохронологические данные 
не позволяют достаточно точно оценить возраст 
формирования амуджиканской вулкано-плутонической ассоциации. Также резонно встает вопрос 
о возможной принадлежности к этой ассоциации 
гранитоидов амананского комплекса Тунгиро- 
Олекминского блока и вопрос о возможной диахронности амуджиканского комплекса. Следовательно, точная оценка возраста этих магматических 
образований необходима для решения целого ряда 
важных проблем: (1) комагматичность гранитоидов и вулканитов этой ассоциации; (2) ее принадлежность к Становому вулкано-плутоническому 
поясу и, соответственно, вопрос о тектоническом 
положении ассоциации; (3) диахронность этой 
ассоциации; (4) генетическая связь золоторудной 
минерализации региона с магматическими породами рассматриваемой ассоциации. Кроме того, 
новые геохимические и изотопно-геохимические 
исследования рассматриваемых геологических образований, помогут оценить условия их формирования, идентифицировать источники и определить 
геодинамическую обстановку их образования, что 
является необходимым условием для разработки 
непротиворечивой модели эволюции позднемезозойского магматизма в истории геологического 
развития южного обрамления Сибирского кратона.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ 
МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД 
АМУДЖИКАНСКОГО И АМАНАНСКОГО 
КОМПЛЕКСОВ И УКУРЕЙСКОЙ СВИТЫ
Магматические образования амуджиканского комплекса слагают ряд массивов площадью до 
1000 км2 и многочисленные мелкие тела. Преобладающим распространением пользуются многофазные интрузивные тела, сформированные в гипабиссальных условиях. Форма массивов штоко-, 
гарполито- и дайкообразная. Они имеют преимущественно однофазное, реже – многофазное строение. По данным (Государственная …, 2009), в составе плутонов амуджиканского комплекса выделяется до трех интрузивных фаз. Первая фаза имеет 
незначительное распространение в краевых частях 
массивов или встречается в виде ксеноблоков среди пород второй фазы. В ее составе преобладают диориты, кварцевые монцониты и кварцевые 
монцодиориты, реже габброиды. В составе второй 
фазы доминируют кварцевые сиениты и граниты, 
кроме этого, встречаются гранодиориты, гранодиорит-порфиры и кварцевые сиенит-порфиры. Третья фаза представлена гранитами, лейкогранитами, 
гранодиоритами, гранодиорит-порфирами и гранит-порфирами. Среди пород комплекса преобладают крупнозернистые и среднезернистые породы, 
нередко с порфировидными структурами. Характерной особенностью гранитоидов амуджиканского комплекса являются маргинационные текстуры, 
выражающиеся в наличии крупных таблитчатых 
кристаллов розового калиевого полевого шпата 
с олигоклазовыми оболочками белого цвета. Постоянно наблюдается неравновесность состава 
вкрапленников и основной массы, обогащенной 
темноцветными минералами. Типоморфной особенностью пород комплекса является также присутствие порфировых выделений дымчатого кварца дипирамидальной формы. Все эти текстурные 
особенности характерны для типичных гранитов 
рапакиви древних платформ. Характерной особенностью пород комплекса является присутствие 
даже в наиболее кислых разностях, наряду с биотитом и роговой обманкой, пироксена. Основные 
акцессорные минералы представлены магнетитом 
и сфеном, в заметных количествах присутствуют 
ильменит, апатит, циркон, пирит, в небольших количествах – флюорит, барит, гематит, рутил, шеелит, ортит и молибденит.
Жильные образования представлены дайко- 
и жилообразными телами мелкозернистых биотитовых гранитов и аплитов, а также поздней группой даек гранодиорит-порфиров, гранит-порфиров и лампрофиров, образующих пояса.
Позднеюрские вулканиты укурейской свиты и нерчинской серии, ассоциирующие с гранитоидами амуджиканского комплекса, развиты исключительно в пределах Урканского и Уруша-Ольдойского тектонических блоков, где они 
образуют грабен-синклинали, ориентированные 
преимущественно в субширотном и северо-восточном направлении.
Укурейская свита включает вулканические и вулканогенно-осадочные породы, такие как трахириолиты, риолиты, дациты, трахидациты, андезиты, 
трахиандезиты, трахиандезибазальты, их туфы, туфоконгломераты, туфогравелиты, туфопесчаники 
и туфоалевролиты. Нижняя часть разреза сложена вулканитами среднего состава. В верхней части 
преобладают породы кислого состава. Мощность 
свиты составляет 150–600 м. Возраст укурейской 
свиты обоснован тем, что она с размывом залегает на раннетриасовых вулканитах десовской свиты, 
и прорывается позднеюрскими (?) гранитоидами 
амуджиканского комплекса. Палеонтологические 
находки указывают на позднеюрский возраст формирования осадочных пород комплекса. Изотопный возраст вулканитов варьирует в пределах 127–
179 млн лет (Государственная …, 2009).
В  состав нерчинской серии входят риолиты, 
трахидациты, трахириодациты, трахиандезиты, 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 4
2024

 
АМУДЖИКАНСКАЯ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКАЯ АССОЦИАЦИЯ  
419
трахиандезибазальты и их туфы с прослоями туфоконгломератов, туфопесчаников, аргиллитов 
и алевролитов. В пачке вулканических пород, мощностью около 450–520 м, лавы среднего состава занимают более высокие стратиграфические уровни, 
а в низах разреза залегают кислые и умеренно-кислые эффузивы с маломощными прослоями трахиандезитов (Государственная …, 2009). Породы комплекса налегают на гранитоиды среднетриасового 
нерчуганского комплекса. Они перекрываются палеонтологически охарактеризованными отложениями нижнего мела и прорываются гранитоидами 
амуджиканского комплекса.
В рамках настоящей работы были изучены исключительно вулканические породы укурейской 
свиты, развитые как в пределах Хайктинского массива амуджиканского комплекса, вмещающего 
крупное золоторудное месторождение Березитовое, так и в его обрамлении (рис. 1б).
Породы амананского комплекса, развитые 
в пределах Тунгиро-Олекминского блока, образуют более крупные плутоны (от нескольких сотен до 
1500 км2), нежели массивы амуджиканского комплекса в Урканском и Уруша-Ольдойском блоках. 
Преобладающим распространением пользуются 
многофазные интрузивные тела, сформированные 
в мезоабиссальных условиях. Форма массивов, вероятнее всего, пластинообразная. Мощность таких 
пластин по гравиметрическим данным не превышает 1.5–2.0 км (Государственная …, 2009). В составе плутонов комплекса выделяют три фазы внедрения. Породы первой фазы развиты ограниченно и, главным образом, в краевых частях массивов. 
Среди пород первой фазы наиболее развиты диориты, кварцевые диориты, кварцевые монцониты, 
кварцевые монцодиориты, монцониты, реже габброиды. В составе пород второй фазы преобладают 
гранодиориты, граниты, кварцевые сиениты, сиениты. Третья фаза представлена кварцевыми сиенитами, гранитами и лейкогранитами. В гранитоидах этого комплекса также встречаются маргинационные текстуры, но несколько реже, чем в породах 
амуджиканского комплекса. По своим минералого-петрографическим особенностям они также 
достаточно близки к гранитоидам амуджиканского комплекса. В эндоконтактовых зонах массивов 
как амананского, так и амуджиканского комплексов широко проявлены явления гибридизма и минглинга. Жильные образования представлены аплитами, гранит-порфирами, гранодиорит-порфирами и лампрофирами.
АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ
Определение содержаний главных элементов и  элементов-примесей выполнено в  Институте геологии и  геохронологии докембрия 
(ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург) соответственно 
рентгенофлюоресцентным методом на приборе 
ARL 9800 и методом ICP-MS на масс-спектрометре 
ELEMENT 2. Концентрации элементов в образцах 
рассчитаны относительно международных стандартов BHVO-2, BCR-2, G-2, GSP-2. Химическое 
разложение проб проведено сплавлением с метаборатом лития. Ошибки определений содержаний 
элементов составляли 5–10%.
Геохронологические и  изотопно-геохимические исследования выполнены в ИГГД РАН. Выделение акцессорного циркона проводилось по 
стандартной методике с использованием тяжелых 
жидкостей. Выбранные для U-Pb геохронологических исследований (ID-TIMS) кристаллы циркона 
подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M 
HNO3. При этом после каждой ступени они промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялись 
по модифицированной методике Т. Е. Кроу (Krogh, 
1973). В некоторых случаях для уменьшения степени дискордантности использовалась аэроабразивная обработка (Krogh, 1982). Для изотопных 
исследований использован изотопный индикатор 
235U-202Pb. Определения изотопного состава Pb и U 
выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 в статическом и динамическом (с помощью электронного умножителя) 
режимах. Точность определения содержаний U 
и Pb и величины U/Pb составили 0.5%. Холостое 
загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась 
при помощи программ “PbDAT” (Ludwig, 1991) 
и “ISOPLOT” (Ludwig, 2003). При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана (Steiger, Jager, 1976). Поправки 
на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Все 
ошибки приведены на уровне 2X.
Для Sm-Nd и Rb-Sr изотопных исследований 
навески около 100 мг, растертых в пудру образцов 
горных пород, к которым были добавлены смешанные изотопные индикаторы 149Sm-150Nd и 85Rb-84Sr, 
разлагались в тефлоновых бюксах в смеси HCl + 
+  HF + HNO3 при 110sC. Полнота разложения 
проверялась под бинокуляром. Rb и Sr выделены 
по стандартной методике с использованием ионно-обменных смол. Редкоземельные элементы 
(REE) были выделены посредством стандартной 
катионо-обменной хроматографии на колонках 
смолы BioRad AG1-X8 200–400 меш, а Sm и Nd – 
с  помощью экстракционной хроматографии на 
колонках LN-Spec (100–150 меш) фирмы Eichrom. 
Изотопные составы Sm, Nd и Sr измерены на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI, а Rb 
на масс-спектрометре Finnigan MAT-261 в статическом режиме. Измеренные значения 143Nd/144Nd 
нормализованы к 146Nd/144Nd = 0.7219 и приведены 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 4
2024

ЛАРИН и др.
разбавления с использованием изотопного индикатора 235U-204Pb-207Pb (Мельников, 2005). Ошибки измерения изотопных отношений 206Pb/204Pb, 
207Pb/204Pb и  208Pb/204Pb, определенные по серии 
параллельных анализов стандарта BCR-1, не превышают 0.03, 0.03 и 0.05% соответственно. Расчеты изотопных отношений и содержаний Pb и U 
проводили с использованием программы PBDAT 
(Ludwig, 1991). Расчеты модельных параметров 
проведены с  помощью программы “ISOPLOT” 
(Ludwig, 1988).
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД 
АМУДЖИКАНСКОГО И АМАНАНСКОГО 
КОМПЛЕКСОВ И УКУРЕЙСКОЙ СВИТЫ
Породы амуджиканского комплекса характеризуются вариациями SiO2 от 50 и до 72.1 мас. % 
при явном преобладании пород кислого состава (табл.  1). Они отличаются умеренными или 
повышенными содержаниями щелочей (рис. 2а) 
и  существенными вариациями их отношений 
((K2O + Na2O) = 7.12–10.50 мас. % и K2O/Na2O = 
=  0.67–1.50), а  также повышенной известковистостью (CaO = 1.07–4.48 мас. %). В координатах 
K2O–SiO2 составы этих гранитоидов находятся, 
главным образом, в поле пород высококалиевой 
известково-щелочной серии и лишь частично – 
в поле пород шошонитовой серии (рис. 2б), при 
этом индекс агпаитности (A/NK) сравнительно 
невелик (0.65–0.87). На диаграмме (Na2O + K2O – 
– CaO)–SiO2 большая часть точек их состава располагается в полях пород известково-щелочной 
и щелочно-известковой серий (рис. 2в). Индекс 
плюмазитности (A/CNK = 0.80–1.04) указывает 
на вариации составов пород от умеренно-глиноземистых до низкоглиноземистых (рис. 3). Железистость гранитоидов сильно варьирует (0.53–
0.90), однако на диаграмме FeO*/(FeO* + MgO)–
SiO2 (рис. 2г) практически все точки лежат в поле 
магнезиальных пород.
Преобладающим типом мафических пород являются дайки лампрофиров и мафические инклавы, характеризующиеся вариациями SiO2 от 50 до 
63.5 мас. %. Они в основном принадлежат к умеренно-щелочному типу (рис. 2а). В координатах 
(Na2O + K2O – CaO)–SiO2 большая часть точек 
их составов располагается в поле пород известково-щелочной серии (рис. 2б), а в координатах 
K2O–SiO2 – в поле высококалиевых и шошонитовых пород (рис. 2в). Степень железистости этих пород еще ниже, чем в гранитоидах (0.53–0.68).
Гранитоиды амуджиканского комплекса отличаются в  целом невысокими содержаниями 
большинства некогерентных и когерентных элементов, за исключением Ba (642–1330 мкг/г), Sr 
(750–870 мкг/г) и Th (9–23 мкг/г) (табл. 1). На 
спайдердиаграмме (рис. 4) наблюдаются положик  143Nd/144Nd = 0.512115 в  Nd стандарте JNdi-1. 
Средневзвешенное значение 143Nd/144Nd в  Nd 
стандарте JNdi-1 за период измерений составило 
0.512098 ± 7 (n = 7). Изотопные отношения Sr нормализованы к 88Sr/86Sr = 8.37521. Средневзвешенное значение 87Sr/86Sr в Sr стандарте SRM-987 за 
период измерений составило 0.710253 ± 8 (n = 6). 
Точность определения концентраций Sm, Nd, Rb 
и Sr – ±0.5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd – 
t0.5%, 143Nd/144Nd – t0.005%, 87Rb/86Sr – ±0.5%, 
87Sr/86Sr – ±0.05% (2X). Уровень холостого опыта не превышал 0.2 нг Sm, 0.5 нг Nd, 0.05 нг Rb 
и 0.7 нг Sr.
При расчете величин JNd(Т) и модельных возрастов ТNd(DM) использованы современные значения 
однородного хондритового резервуара (CHUR) по 
(Jacobsen, Wasserburg, 1984) (143Nd/144Nd = 0.512638, 
147Sm/144Nd = 0.1967) и деплетированной мантии 
(DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (143Nd/144Nd = 
= 0.513151, 147Sm/144Nd = 0.21365). Для учета возможного фракционирования Sm и Nd во внутрикоровых процессах для коровых (S-тип) гранитоидов и осадочных пород рассчитаны двустадийные 
(“коровые”) Nd модельные возрасты ТNd(C) (Keto, 
Jacobsen, 1987), используя среднекоровое значение 
147Sm/144Nd = 0.12 (Taylor, McLennan, 1985).
Для измерения изотопного состава обыкновенного Pb пород использовались полевые шпаты, 
как минералы с наиболее низкими значениями μ 
(238U/204Pb). Образцы полевых шпатов выделялись 
по стандартным методикам. После чего фракции 
отмывались от поверхностных загрязнений 10% 
раствором двунатриевой соли этилендиаминтетрауксусной кислоты, затем растирались в пудру. После этого фракции полевых шпатов выщелачивались 0.5 N плавиковой кислотой при 20°С 10 мин, 
11 N HCl 4 ч при 80°С, затем 12 ч при 20°С, далее по 
такой же схеме они выщелачивались 16 N HNO3. 
Выщелачивание производилось для того, чтобы 
удалить возможно присутствующий радиогенный 
Pb. Остаток после выщелачивания разлагался при 
110°C смесью концентрированных HF и  HNO3. 
Химическое выделение Pb и U из пород проводилось на анионообменной смоле Bio-RadAG1-X8 
в растворах кислот HBr-HCl, согласно методике 
(Manhes et al., 1984). Изотопный анализ Pb и U 
выполнялся в остатках от выщелачивания и выщелоках на многоколлекторном масс-спектрометре 
Finnigan MAT-261 в режиме одновременной регистрации ионных токов исследуемых элементов 
с погрешностью внутри опыта 0.01% (2X). Изотопный состав Pb и U измерялся в одноленточном режиме на рениевых испарителях. Для измерений использовался силикатный эмиттер в смеси с H3PO4. 
Общий уровень лабораторного загрязнения Pb и U 
не превышал 0.1 и 0.01 нг соответственно. Поправка изотопных отношений Pb на фракционирование проводилась по методике двойного изотопного 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 4
2024

 
АМУДЖИКАНСКАЯ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКАЯ АССОЦИАЦИЯ  
421
Рис. 2. Классификационные петрохимические диаграммы для пород Станового вулкано-плутонического пояса: 
(а) (Na2O + K2O)–SiO2; (б) K2O–SiO2; (в) (Na2O + K2O – CaO)–SiO2 (Frost, Frost, 1997); (г) FeO*/(FeO* + MgO)–
SiO2 (Frost, Frost, 1997). 1–3 – магматические комплексы Западно-Станового супертеррейна: 1 – амуджиканский, 
2 – амананский, 3 – укурейский; 4 – поле пород тындинско-бакаранского и удского комплексов Джугджуро-Станового супертеррейна (Стриха, 2006, 2012; неопубликованные данные авторов).
тельные аномалии Th, К и Sr, а также глубокие отрицательные аномалии Nb, Ta, P и Ti. Характерно 
также резкое обеднение HFS-элементами правой 
части спектра (Yb до 0.3–1.2 мкг/г, Lu до 0.05–
0.17 мкг/г и Y до 4.5–13.3 мкг/г). Распределение 
REE в гранитоидах (рис. 4) сильно фракционированное ((La/Yb)n = 30.6–66.3) с примерно близким уровнем фракционирования LREE и HREE 
((La/Sm)n = 3.5–6.2 и (Gd/Yb)n = 3.1–5.9). Характерна вогнутая форма спектра в области распределения HREE. Eu-аномалия либо отсутствует, либо 
имеет слабо отрицательный характер (Eu/Eu* = 
= 0.77–1.05). Значение Rb/Sr = 0.11–0.16 свидетельствует о сравнительно невысоком уровне дифференцированности этих гранитоидов.
Распределение микроэлементов в мафических 
породах, в целом близкое к таковому в гранитоидах (рис. 4), несколько отличаясь бóльшим обогащением HFS-элементами правой части спектра. 
Cодержания таких элементов, как V, Cr, Co, Ni соизмеримы с таковыми во внутриплитных толеитах 
и траппах или несколько ниже (см. Farmer, 2003).
Породы амананского комплекса по содержаниям оксидов петрогенных элементов и характеру 
их распределения весьма близки к породам амуджиканского комплекса (рис. 2). Небольшие отличия наблюдаются лишь в несколько бόльшей роли 
гранитов в составе пород этого комплекса, а также в распределении щелочей. Как видно из диаграмм (Na2O + K2O)–SiO2, (Na2O + K2O – CaO)–
SiO2 и K2O–SiO2 (рис. 2а-2в), для них характерна 
несколько более высокая кремнекислотность, щелочность и калиевость.
Геохимически гранитоиды амананского комплекса также достаточно близки к породам амуджиканского комплекса (табл. 1, рис. 4), несколько 
отличаясь слегка повышенными содержаниями 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 4
2024