Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники

Рис. 5. Диаграмма _Nd(T)-T для рапакивигранитсодержащих магматических плутонов Восточно-Европейской платформы. Составлена с использованием данных (Ларин и др., 1991; Довбуш и др., 2000; Neymark et al., 1994; Belyaev et al., 1995; Rämö, Haapala, 1995; Rämö, et al., 1996; Larin et al., 1996; Andersson et al., 2002; Shumylyanskyy et al., 2006).

Незалитые контуры – граниты рапакиви, залитые серым цветом – габбро-анортозитовый комплекс, залитые черным цветом – дайки диабазов и базальты, контуры со штриховкой – щелочные и нефелиновые сиениты.

Массивы: I - Коростеньский, II – массивы ЮВ Финляндии, III – массивы ЮЗ Финляндии, IV – Рижский, V - Салминский, VI – массивы Центральной Швеции, VII - Нордингра, VIII – Бердяушский.

Нанесены также DM, CHUR, поля эволюции изотопных составов Nd свекофеннской коры и архейской коры Карельского кратона, а также линии эволюции изотопных составов Nd пород тектонического блока Тараташ (Южный Урал): пунктирная линия (авторские данные), сплошные линии (Попов и др., 2002).
Фенноскандинавского и Сарматского тектонических доменов. Комплексы первого типа приурочены к зоне распространения ювенильной континентальной коры. Массивы Центрально-Шведского типа локализованы в краевой части свекофеннской зоны в пределах Ботнийского микроконтинента, где в глубинных горизонтах, по-видимому, присутствуют домены архейской нижней коры, возможно фрагменты Карельского кратона (Andersson et al., 2002). Салминский батолит расположен на границе с Карельским кратоном.

Nd-изотопные данные для гранитов рапакиви Салминского батолита указывают на смешанный, характер их источника, вероятнее всего, обусловленный процессами мантийно-корового взаимодействия. О важной роли мантийного компонента в петрогенезисе гранитов рапакиви свидетельствуют высокие температуры кристаллизации исходных магм, низкие значения f_O2 гранитов, ограничивающие возможные источники их магм и в первую очередь толеитовой серией пород, особенности состава минералов рапакиви и когенетичных основных пород. На существенную роль мантийного компонента в источнике этих гранитов указывают и данные по изотопному составу кислорода (Anderson, Morrison, 2005). Кроме того, граниты рапакиви близки по минеральному и химическому составу гранитам чисто мантийного происхождения, таким как граниты океанских островов (Frost et al., 2002), не говоря уже о фаялитовых гранитах Луны или о стеклах близкого состава в астероидах (Bonin, 2007). Модель чисто корового протолита тоналитового состава, образованного при смешении вещества архейской и свекофеннской коры (Rämö, 1991) маловероятна, т.к. полученный в ходе парциального плавления такого протолита гранитный расплав будет отличаться от гранитов рапакиви существенно более высокими значениями фугитивности кислорода (Skjerlie, Johnston, 1993).

Рис. 6. Диаграмма _Nd-I_Sr, показывающая положение гранитов рапакиви и полей фанерозойских орогенических гранитов мира. По данным (Taylor, McLennan, 1985; Фор, 1989; Anderson, Morrison, 1992; Emslie et al., 1994; Neymark et al., 1994; Belyaev et al, 1995; Larin et al., 1996; Rämö et al., 1996; Jahn et al., 2000; Dewane, Van Schmus, 2007; Vigneresse, 2005).

Небольшие залитые прямоугольники – поля гранитов рапакиви: Р – Рижский батолит, ВР – массив Вольф-Ривер, ЮФ – батолиты Южной Финляндии, С – Салминский батолит, Б – Бердяушский массив, Н – комплекс Найн.

I-V – поля фанерозойских орогенических гранитов: I – Cеверо-Американская Кордильера, II – Центрально-Азиатский складчатый пояс (Китай), III – герциниды Западной Европы, IV – каледониды Западной Европы, V – Южная Австралия.

(а-б) 1 – АМЧРГ и 2 – ГРГФ ассоциации; (в-г) 1 – АМРГЩГ и 2 – РГШ ассоциации.

Массивы и комплексы: Б – Бердяушский; В – Ю.Финляндии; К – Коростеньский; Кд – Кодарский; ЦШ – Центральной Швеции; С – Салминский; СБВПП – Северо-Байкальский вулканноплутонический пояс (1 – ранние магматические образования пояса (риолиты малокосинской свиты), 2 – граниты ирельского комплекса и поздние кислые вулканиты домугдинской, хибеленской и чайской свит); Ч-К – чуйско-кодарский; У – улкан-джугджурский.

Контуры залитые серым цветом – граниты с AR-коровыми протолитами, контуры с вертикальной штриховкой – граниты с PR₁-коровыми протлитами.

Кривые эволюции изотопного состава Pb: НК, М, Ор и ВК – нижнекоровая, мантийная, орогенная и верхнекоровая кривые, соответственно, по модели Плюмботектоника-2 (Zartman, Doe, 1981). Цифры у кривых – модельные возрасты в млрд. лет.
гранитами рапакиви Балтийского щита, типичны высокие содержания K₂O (1.04-2.49%), F (0.11-0.30%), Rb (21-91 ppm), Zr (170-477 ppm), Nb (20-53 ppm), Y (36-74 ppm), значительно более высокие, чем в нижней или даже верхней, континентальной коре и сопоставимые с гранитами А-типа. Количество гранитного расплава, которое может генерироваться в рамках подобной модели, зависит как от масштабов базальтового андерплейтинга, периодически повторяющегося в ходе конкретного магматического события, так и от степени дифференциации вещества этого толеитового источника. Пролонгированный рифтинг приводит к подъему сублитосферной мантии близко к Мохо, что индуцирует плавление «андерплейтовой» коры. В рамках этой модели можно более или менее адекватно объяснить и изотопные и геохимические особенности гранитов рапакиви рассматриваемой ассоциации. При этом f_O2 и f_H2O гранитов рапакиви ограничивают количество водного и окисленного парциального корового расплава, который мог быть добавлен в эти магмы. В то же время Nd изотопные данные, а также объемы плутонов рапакиви указывают на существенный вклад корового вещества в исходную магму. Из этого следует, что, плавление осуществлялось в наиболее нижних, существенно базитовых, горизонтах коры с низкими значениями f_O2 и f_H2O, либо термальное воздействие базальтового андерплейта еще больше «обезвоживало» вмещающие нижнекоровые породы, а отделявшиеся от них «восстановленные» флюиды в ходе метасоматоза вмещающих пород снижали в них фугитивность кислорода. О низких значения f_O2 и f_H2O в нижних горизонтах коры свидетельствуют также безводный и восстановленный характер пород габбро-анортозитовых комплексов этой ассоциации (см. Ashwal, 1993; Шарков, 1999), исходные магмы которых ассимилировали громадное объемы (до 75%) нижнекорового материала (Emslie et al., 1994; Ларин и др., 2002).

Слабым местом рассматриваемых моделей является несоответствие между гигантскими объемами гранитов рапакиви и существенно основным составом их потенциальных источников. Возможным выходом из этой ситуации может быть привлечение представлений о нижнекоровом метасоматозе. Экспериментальные исследования И.Д. Рябчикова (1988) показали, что при высоких давлениях водный флюид может содержать десятки процентов силикатов, обогащенных щелочами. Изучение нижнекоровых ксенолитов северо-запада Восточно-Европейской платформы, представленных мафическими гранулитами (10-16 кбар) показало, что они были сформированы в ходе двух тектонических событий 2.5-2.4 и ~1.7 млрд. лет (Неймарк и др., 1993; Markwick, Downes, 2002, Downes et al., 2002). Оба эти эпизода соответствовали внутриплитным событиям литосферного растяжения. Ксенолиты, особенно высоко-Ti метабазальты обогащены HFS-элементами (Nb до 49-106 ppm, Zr – 180-382 ppm, Y – 25-34 ppm, La – 23-38 ppm; Kempton et al., 1995). В этих породах неравномерно проявлен нижнекоровый метасоматоз, выражающийся в образовании вторичного флогопита и амфибола, и сопровождающийся существенным привносом LIL-элементов (К₂О до 1.56-2.60%, Rb до 62-75 ppm и Ba до 790-1280 ppm). Подобная нижняя кора, сформированная в ходе протерозойских внутриплитных процессов андерплейтинга, и частично преобразованная в результате нижнекорового метасоматоза является наиболее благоприятным источником для формирования родоначальных магм гранитов рапакиви.

Изотопные данные хорошо коррелируются с геохимическими, указывающими на существенно мантийный источник типа OIB для щелочных гранитов Na-ряда и смешанный источник для субщелочных гранитов К-ряда. Идентичность изотопного состава Pb двух крайних типов гранитов свидетельствует о единстве их коровых протолитов. Тесная ассоциация этих двух типов гранитов не может быть связана никакими нормальными процессами дифференциации (см. Bailey, Schairer, 1966). Наиболее вероятным представляется, что щелочные граниты и базальты улканской серии, относящиеся к переходному типу, между субщелочными и щелочными, связаны с единым сублитосферным обогащенным (плюмовым) источником. Более радиогенный изотопный состав Nd щелочных гранитов по сравнению с базальтами (_Nd = +0.1/+0.4…–2.0), вероятно, обусловлен различными уровнями концентраций REE в этих породах и соответственно различной чувствительностью к процессам коровой контаминации. Еще бóльшей, чем базальты, коровой контаминации подверглась первичная магма анортозитов (_Nd = –0.4…–9.1 и I_Sr = 0.7026-0.7059) в ходе длительных процессов полибарической кристаллизации этих пород (Ларин и др., 2002).

В других магматических комплексах этой ассоциации наблюдается схожая картина. В массивах Пайкс Пик и Мапуэра щелочные граниты Na-серии несут существенный вклад сублитосферного мантийного компонента в сравнении с субщелочными гранитами К-серии (Smith et al., 1999; Costi et al., 2000).