Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники

Габброиды ГРГФ ассоциации принадлежат к умеренно титанистым и умеренно железистым породам толеитовой серии. По сравнению с основными породами АМЧРГ и АМРГЩГ они несколько обогащены совместимыми элементами и обеднены LIL-элементами.

Таким образом, особенности минерального и химического состава большинства пород

а-б – граниты Бердяушского массива и риолит машакской свиты (ВМ – овоидные биотит-амфиболовые граниты Выборгского массива, среднее значение);

в-з - Южно-Сибирский магматический пояс: в-г – граниты рапакиви Приморского батолита (СМ и ВМ – овоидные биотит-амфиболовые граниты Салминского и Выборгского массивов, средние значения); д-е – граниты чуйско-кодарского и кодарского комплексов; ж-з – породы Северо-Байкалского вулканоплутонического пояса.

Для гранитов приморского комплекса использованы аналитические данные из работы (Левицкий и др., 2002).

рассматриваемых ассоциаций указывают на их дифференцированный характер. Геохимические характеристики пород свидетельствуют об их внутриплитной природе. Среди гранитоидов можно выделить три главные группы. К первой относятся классические граниты рапакиви магматических ассоциаций первых трех типов, которые являются типичными представителями внутриплитных субщелочных гранитов А₂-типа. От других гранитов А₂-типа их отличает экстремально высокая железистость как пород, так и Mg-Fe силикатов, наиболее высокие содержания K₂O, HFSE, REE и F, а также кристаллизация из «сухих», высокотемпературных магм в резко восстановительных условиях. Высокие концентрации некогерентных элементов даже в слабо дифференцированных гранитах свидетельствуют о низких степенях парциального плавления источника в ходе генерации первичных магм этих гранитов. Эволюция этих гранитов осуществляется по плюмазитовому тренду. Конечным продуктом глубокой дифференциации этих магм являются Li-F граниты, представляющие собой типичные редкометальные граниты. Низкие значения f_O2 и f_H2O гранитов, отражают низкие f_O2 и f_H2O источника. Принадлежность гранитов к типу А₂ и наличие Nb-Ta негативной аномалии, свидетельствуют о том, что источник типа OIB для них маловероятен, и, наоборот, о важной роли литосферного компонента. Ко второй группе относятся щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации, представляющие собой высокожелезистые, высокодифференцированные граниты А₁-типа Na-серии, максимально обогащенные некогерентными элементами, особенно группы HFSE, HREE и F. Эти граниты также кристаллизуются из «сухих», «восстановленных» и очень высокотемпературных магм, эволюция которых осуществляется по агпаитовому тренду. Наиболее дифференцированные породы этой серии представлены экстремально обогащенными некогерентными элементами альбитовыми гранитами, грорудитами и комендитами, также принадлежащими к редкометальным гранитам. Связь этих гранитов с мантийным источником типа OIB представляется наиболее вероятной.

Геологические процессы подразделяются на длительные и быстрые. Среди магматических к первым можно отнести процессы на конвергентных границах плит, длительность которых может достигать 150 млн. лет, (Зоненшайн, Кузьмин, 1992). К быстрым чаще относится внутриплитный магматизм. Наибольшей кратковременностью магматизма (до 5 млн. лет) отличаются «Большие Магматические Провинции» (LIP) (Van Schmus, 2003). Чтобы оценить длительность магматического процесса в различных типах рапакивигранитсодержащих ассоциаций были произведены специальные геохронологические исследования Салминского батолита, улкан-джугджурского комплекса и Южно-Сибирского магматического пояса. Кроме того, современные геохронологические исследования показали, что с помощью U-Pb датирования могут быть решены вопросы возраста кристаллизации конкретных интрузий или фаз внедрения. Прецизионная геохронология интрузивных импульсов может быть использована для оценки длительности существования магматического очага, динамики его развития, скорости внедрения магмы и скорости кристаллизации, и их изменений во времени. Рапакивигранитсодержащие магматические комплексы представляют собой благодатный объект для такого рода исследований, т.к. отличаются длительностью формирования и полифазностью, разнообразием пород и высокой степенью их дифференцированности.

Обычно принимается, что интервал времени между кристаллизацией циркона и его остыванием ниже температуры, когда прекращается диффузия Pb, является очень небольшим – значительно меньше, чем погрешность определения возраста. Однако скорость остывания интрузии зависит от ее размера и геометрии, глубины внедрения, начальной температуры магмы, термальной проводимости вмещающих пород, повторяемости магматических импульсов (Jaeger, 1957; Chesley et al., 1993). Таким образом, эффект медленного остывания может стать существенным при датировании крупных гранитоидных плутонов.

Чтобы проверить это была исследована серия цирконов ранней и поздней генераций из питерлита центральной части Салминского батолита АМЧРГ ассоциации. Выявленное отсутствие различий в возрастах между ними можно расценивать как свидетельство того, что продолжительность кристаллизации гранита не превышает погрешности датирования 1-2 млн. лет (Amelin et al., 1997). Полученные данные не противоречат результатам моделирования длительности существования крупной магматической камеры с гранитной магмой, которая не превышала 10⁵ лет (Huppert, Sparks, 1988). Следовательно, существование композитных батолитов со временем «жизни» в несколько миллионов лет, в состав которых входят интрузивные фазы геохимически примитивных типов гранитоидов, значимо различающихся по возрасту, требует повторяющихся событий магмогенерации.

Проведенные геохронологические исследования различных пород Салминского батолита свидетельствует о том, что в нем можно выделить, по крайней мере, шесть различных по возрасту эпизодов магматической активности, которые укладываются в возрастной интервал 17 млн. лет (Larin et al., 1996; Amelin et al., 1997): I. 1547 млн. лет – габбро-анортозитовый комплекс; II. 1543 млн. лет – кварцевые сиениты; III. 1541-1535 млн. лет – ранний комплекс гранитов рапакиви: (1) 1541-1538 млн. лет – выборгиты и питерлиты, (2) 1538-1535 млн. лет – крупнозернистые биотитовые граниты, (3) 1535 млн. лет – мелкозернистые лейкограниты; IV. 1535 млн. лет – поздний комплекс гранитов рапакиви; V. 1531 млн. лет – высокоглиноземистые оливиновые габбро; VI. 1530 млн. лет – граниты Улялегского сателлита.

Интервалы между магматическими импульсами фельзических магм составляют 3.5-5.0 млн. лет. Выявляемый ряд гранитоидов отражает не отдельные стадии эволюции единого расплава, как это полагалось ранее (Великославинский и др., 1978), а является отражением периодически повторяющихся импульсов внедрения исходных магм гранитов рапакиви, каждый из которых может сопровождаться своей более «продвинутой» серией гранитов (вплоть до Li-F гранитов). Установленная хронология магматического внедрения, по-видимому, может аппроксимировать хронологию эволюции магматических источников. В бимодальных магматических комплексах, к которым относится и Салминский батолит, гранитоидная магма всегда выступает в качестве вторичного продукта деятельности мафических мантийных магм. Соответственно каждый импульс фельзической магмы является следствием импульса мафической магмы. На одновременность существования этих магм указывают также и явления минглинга, проявленные в гранитах рапакиви. Таким образом, выявленная дискретность магматизма отражает дискретное поведение мантийного источника.

Близкая картина устанавливается и для других плутонов этого типа. Например, геохронологические данные по Выборгскому (Vaasjoki et al., 1991, 1993; Suominen, 1991; Alviola et al., 1999) и Коростеньскому (Щербак и др., 1989; Amelin et al., 1994) батолитам свидетельствуют о еще большей длительности (50 и 35 млн. лет, соответственно) их становления.

Сходная картина выявлена также и для АМРГЩГ ассоциации. Длительность формирования улкан-джугджурского комплекса составляет как минимум 30 млн. лет (Неймарк и др., 1992а,б; Larin et al., 1997). Еще больше длительность формирования комплекса Найн ~ 50 млн. лет (Ryan, 2000). Для улкан-джугджурского комплекса выделены три стадии формирования, каждая из которых завершается общим воздыманием и формированием кор выветривания: I. (1) 1736 млн. лет – анортозиты джугджурского комплекса, (2) 1727 млн. лет – граниты рапакиви Южно-Учурского массива; II. (1) 1720 млн. лет – вулканиты улканской серии, (2) 1721-1716 млн. лет – субщелочные граниты Северо-Учурского массива, (3) 1718 млн. лет – габбродиабазы гекунданского комплекса, (4) 1705 млн. лет – щелочные граниты Северо-Учурского массива, (5) <1705 и >1670 млн. лет – амундалинский комендит-онгориолитовый комплекс; III. ~1670 млн. лет – базальты уянской серии.

Геологические и геохронологические данные свидетельствуют об одновременном существовании основных и кислых магм, а также кислых агпаитовых и плюмазитовых магм, связанных, как это будет показано ниже (глава 3), с различными источниками.

Образование гигантского Южно-Сибирского магматического пояса, типичного представителя РГШ ассоциации, занимает максимум 40 млн. лет. При этом по простиранию пояса, в направлении с востока на запад, происходит его закономерное омоложение от 1.88 до 1.84 млрд. лет (Ларин и др., 2003). Длительность формирования отдельных, достаточно крупных, сегментов этого пояса значительно меньше. Например, для Северо-Байкальского вулканоплутонического пояса (1869-1854 млн. лет) эта величина составляет 15 млн. лет (Ларин и др., 2003). Абсолютно такая же длительность формирования (~ 40 млн. лет) присуща и магматическому поясу Плурисериал Рибейра (620-580 млн. лет) в Бразилии (Wernick, Menezes, 2001).

Длительность формирования индивидуальных батолитов для всех рассматриваемых магматических ассоциаций достаточно велика (15-50 млн. лет). Она значительно выше, чем для LIP или для большинства щелочных и щелочногранитных интрузий. В то же время она практически совпадает с длительностью формирования палеорифтов. По данным Л.И. Лобковского и др. (2004) длительность их формирования сопоставима независимо от их возраста и составляет 10-50 млн. лет. Дискретность их формирования проявляется в том, что каждый батолит образуется в ходе неоднократных импульсов внедрения мафических и фельзических магм, причем интервалы между этими импульсами могут варьировать от 2-5 до 10 млн. лет, а длительность кристаллизации магм не превышает 1-2 млн. лет. Батолиты имеют сложное строение и состоят из более мелких плутонов, каждый из которых имеет индивидуальную линию эволюции от примитивных до высокофракционированных составов. Такое же композитное строение типично и для автономных анортозитов (Ashwall, 1993).

Очевидно, что энергетическим источником, приводящим к формированию мафических и фельзических первичных магм, является вещество горячей сублитосферной мантии. Наиболее вероятным механизмом формирования этих магм является адиабатический апвеллинг сублитосферного мантийного материала, который может быть обусловлен литосферным растяжением или действием мантийного плюма. Длительность существования таких магматических систем, вероятно, обусловлена энергетическим потенциалом мантийного источника, что находит свое отражение в корреляции длительности формирования батолитов и их размеров. Дискретность магматизма, вероятнее всего, отражает пульсационную эволюцию такого источника. Мантийный источник, с которым связан рассматриваемый магматизм является значительно более мелким и более медленно развивающимся по сравнению с процессами магмагенерации в мантийных суперплюмах, продуцирующих магматизм LIP.

Анализ данных по изотопному составу (Nd, Sr и Pb) анортозит-рапакивигранитных комплексов этой ассоциации (Ларин и др., 1991; Довбуш и др., 2000; Suominen, 1991; Rämö, 1991; Rämö, et al., 1996; Neymark et al., 1994; Larin et al., 1996; Andersson et al., 2002) западной части Восточно-Европейской платформы позволяет выделить три различных типа плутонов: (1) тип Выборгского батолита; (2) тип Салминского батолита и (3) тип массивов Центральной Швеции (табл. 2).

В регионе доминируют плутоны первого типа. В координатах _Nd(Т)–Т (рис. 5) породы этих плутонов локализованы в основном в поле изотопной эволюции Nd свекофеннской континентальной коры. Наиболее радиогенным изотопным составом Nd (_Nd до +2.1) отличаются ранние и геохимически самые примитивные дайки диабазов. I_Sr основных пород близки к среднему составу субконтинентальной литосферной мантии (SCLM). Граниты также отличаются низкими значениями I_Sr, что свидетельствует об источнике с низким Rb/Sr отношением. На диаграмме _Nd-I_Sr (рис. 6) они вместе с гранитами рапакиви других типов образуют линейный тренд на продолжении мантийной последовательности, резко отличаясь от большинства гранитов мира. Pb-изотопные характеристики гранитов и основных пород практически идентичны и полностью соответствуют ювенильному раннесвекофеннскому коровому источнику (см. Vaasjoki, 1981). Основные породы в результате коровой контаминации практически полностью утратили информацию о мантийном источнике (Rämö, 1991). В координатах ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (рис. 7а,б) изотопные составы обыкновенного Pb батолитов этого типа тяготеют к орогенной эволюционной кривой (модель Плюмботектоника; Zartman, Doe, 1981), имеющей близкие параметры со среднекоровой кривой (Stacey, Kramers, 1975). Все это свидетельствует о том, что важнейшим компонентом источника этих гранитов рапакиви была ювенильная палеопротерозойская (~1.9 млрд. лет) кора.

Ко второму типу относится только Салминский батолит (Ларин и др., 1991; Neymark et al., 1994). На диаграмме _Nd(Т)–Т породы батолита лежат между полями изотопной эволюции Nd свекофеннской и позднеархейской коры, что явно указывает на смешанный характер источников этих пород. По изотопному составу Sr породы Салминского батолита мало отличаются от плутонов первого типа (Larin et al., 1996). На диаграммах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (рис. 7а,б) точки ложатся между эволюционными кривыми мантии и нижней коры, а значения отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb cущественно ниже модельных на возраст батолита. Для всех пород также характерны низкие значения параметра ₂ (8.53-9.23) и повышенные значения ₂ (3.86-4.38). Все это указывает на древний деплетированный по U нижнекоровый протолит для этого батолита. Изотопный состав Pb основных пород, более примитивный чем DM, отражает глубинную нижнекоровую контаминацию. Наиболее близок к породам Салминского батолита изотопный состав Pb гнейсогранитов куполов основания Саво-Ладожской зоны (Ларин и др., 1991). Из этого следует, что вещество близкое к ним по изотопному составу Pb могло играть роль возможного корового компонента для источника этих гранитов рапакиви. Наиболее примитивным изотопным составом Nd и Sr (_Nd(Т) = –1.9…–2.7 и I_Sr = 0.7032) отличаются высокоглиноземистые габброиды, одни из самых поздних и наименее контаминированных пород батолита и, возможно, представляющие составы родоначальных магм габбро-анортозитовых комплексов (см. Mitchell et al., 1995).

Массивы третьего типа (Центральная Швеция) схожи с Салминским батолитом (табл. 2), отличаясь только пониженными значениями как параметра ₂, так и ₂.

Приведенные данные указывают на три типа коровых компонентов, принимавших участие в петрогенезе рассматриваемых гранитов рапакиви. Первый наиболее близок к свекофеннской (~1.9 млрд. лет) ювенильной коре (см. Huhma, 1986). Второй компонент – это неоархейская нижняя континентальная кора, деплетированная на LIL-элементы, с низким U/Pb и Rb/Sr и повышенным Th/U отношениями. Третий компонент также имеет изотопные

C привлечением данных (Rämö, 1990, 1991; Rämö et al., 1996; Andersson, 1997; Степанюк и др., 1998)