Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация

Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация

Рис. 8. Диаграмма ε_Nd(T)–T для пород рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций Сибирской платформы. Составлена с использованием данных (Неймарк и др., 1998; Ларин и др., 1999; 2002а; Larin et al., 1997; Ножкин и др., 2003; Кирнозова и др., 2003; неопубликованные данные автора и Е.Ю.Рыцка)

I. Улкан-Джугджурская ассоциация (1.74-1.70 млрд. лет)

1-2 – Геранский массив анортозитов: 1 – мегакрист ортопироксена, 2 – анортозиты, габброиды, монцониты, йотуниты; 3 – граниты рапакиви Южно-Учурского массива; 4-5 – вулканиты улканской серии: 4 – базальты, 5 – трахириолиты; 6-7 – граниты Северо-Учурского массива: 6 – субщелочные граниты, 7 – щелочные граниты; 8-9 – амундалинский вулканический комплекс: 8 – комендит, 9 – онгориолит; 10 – гематит-кварц-полевошпатовый метасоматит с Be-оруденением; 11 – линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих кристаллических сланцев.

II. Южно-Сибирский постколлизионный магматический пояс (1.88-1.84 млрд. лет)

1-4 – Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс: 1-2 – вулканиты малокосинской свиты (1 – базальты, 2 – риолиты), 3 – фельзические вулканиты домугдинской, хибеленской, иловирьской и чайской свит, 4 – гранитоиды ирельского и абчадского комплексов; 5 – комплексы гранитоидов (Ч-К – чуйско-кодарский, Кд – кодарский, П – приморский, Ш – шумихинский, С – саянский, М – маректинский, Т – таракский); 6 – синколлизионные граниты ничатского комплекса (1.91 млрд. лет); 7-8 – линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих пород: 8 – субдукционных гранитоидов чуйского комплекса (2.02 млрд. лет), 9 – гнейсов Шарыжалгайского блока.

последовательности. Наиболее вероятным представляется формирование исходных магм этих гранитов в результате смешения древнего корового и молодого мантийного вещества. Раннедокембрийское основание на Южном Урале сложено архейскими породами, претерпевшими высокоградное метаморфическое преобразование в раннем протерозое. Породы Тараташского блока (типичные представители этого основания), вполне подходят на роль коровых протолитов для гранитов Бердяушского массива, они также как и граниты рапакиви отличаются высокими значениями параметров ₂ и ₂ (10.86-10.97 и 4.36-4.63, соответственно). Близость изотопных составов Pb и Nd всех гранитоидов Бердяушского массива, в том числе и щелочных гранитов, и их резкое отличие от основных и щелочных пород, также свидетельствует о генетическом единстве гранитоидов и об отсутствии прямых генетических связей между ними и основными или щелочными породами массива. Кроме того, щелочные граниты и щелочные породы Бердяушского массива, в отличие от большинства ассоциаций подобного рода (см. Коваленко и др., 2002) не связаны единством источника.

Габброиды массива и одновозрастные с ними базальты машакской свиты отличаются близким и радиогенным изотопным составом Nd (_Nd(Т) = +0.1… +2.8), что указывает на относительно «обедненный» мантийный источник по сравнению с анортозит-рапакивигранитными батолитами западной части платформы. Это вместе с их геохимическими характеристиками, близкими к Е-MORB (Карстен и др., 1997), свидетельствуют о доминирующей роли в источниках этих пород сублитосферной мантии и о низкой коровой контаминации. Изотопный состав Nd и Sr щелочных пород (_Nd(Т) = –1.0… –4.6; I_Sr ~ 0.7055) и их геохимические характеристики свидетельствует об обогащенном мантийном источнике близком к ЕМ1. Таким источником могло выступать вещество метасоматизированной SCLM (Farmer, 2003).

Для гранитоидов Южно-Сибирского магматического пояса характерны широкие вариации в изотопных составах Nd и Pb (рис. 7в,г, 8). Подобная картина типична для коллизионных складчатых поясов имеющих сложное чешуйчато-надвиговое строение, в которых обычным является тектоническое совмещение пластин различного возраста и происхождения. Для гранитов S-типа этого пояса (чуйско-кодарский и саянский (?) комплексы) вариации изотопных составов этих гранитов, скорее всего, обусловлены исключительно гетерогенностью коровых протолитов. На сугубо коровую природу этого типа гранитов указывает большинство исследователей (Chappell, White, 1974; Barbarin, 1999). В то же время на основании анализа Nd изотопной систематики А-типа гранитов и вмещающих их пород (рис. 8) было установлено, что в процессах генерации их магм, наряду с доминирующим коровым веществом, принимал участие и мантийный компонент (Ларин и др., 1999а, 2006б). По изотопному составу Pb гранитоиды Южно-Сибирского пояса четко обособляются от гранитов остальных ассоциаций. Pb-Pb изотопные диаграммы (рис. 7в,г) демонстрируют последовательную смену нижнекорового протолита в породах Северо-Байкальского пояса на среднекоровый протолит в гранитах кодарского комплекса и далее на верхнекоровый протолит в S-гранитах чуйско-кодарского комплекса. Параметр ₂ в этом ряду возрастает от 9.36 до 10.21-10.44, а параметр ₂, напротив, уменьшается от >4.3 до 3.65-3.75, что неплохо коррелируется с геохимическими и петрологическими особенностями этих гранитоидов. В этом ряду последовательно снижается мафичность пород, увеличивается их глиноземистость, снижаются содержания HFS-элементов, и возрастает величина LILE/HFSE отношения, снижаются температуры кристаллизации.

Инконгруэнтное дегидратационное плавления мусковит- и биотитсодержащего корового материала приводит к образованию магм S-гранитов, обогащенных LILE и деплетированных HFSE. Этот процесс возможен только в верхнекоровых условиях при наличии пелитового материала, как возможного источника этих гранитов. Под влиянием тепла поднимающихся мантийных магм происходило выплавление гранитных существенно анхиэвтектических расплавов. Исходные магмы гранитов А-типа, в том числе и рапакиви, формировались при более высоких температурах (Донская и др., 2005) в более глубинных средне- и нижнекоровых условиях и при более низких степенях парциального плавления протолитов. Обогащенность их HFS-элементами, по сравнению с S-гранитами, возможно, обусловлена тем, что растворимость HFSE в богатых щелочами силикатных расплавах возрастает с ростом температуры (см. Watson, Harrison, 1983). Вулканиты Северо-Байкальского пояса, варьирующие по составу от латитов до трахириолитов, формировались из наиболее высокотемпературных и глубинных магм. Для них характерна значительная обогащенность некогерентными элементами и повышенные значения f_O2 в источнике. Большинством исследователей (Turner et al., 1996; Liegeous et al., 1998) генезис высококалиевых и ультракалиевых мафических пород такого типа связывается с SCLM источником, обогащенным в результате мантийного метасоматоза, обусловленного субдукционным процессом. Фельзические породы в этих ассоциациях образуются в ходе фракционной кристаллизации мафических магм и смешения их с анатектическими коровыми расплавами (см. Väisänen et al., 2000). На важную роль этого мантийного источника в магматизме Южно-Сибирского пояса указывает также присутствие в его составе лампроитов, продуцированных за счет вещества архейской метасоматизированной SCLM (Владыкин, 2001). Характерной особенностью всех гранитоидов А-типа этого пояса является наличие четких индивидуальных геохимических особенностей, которые, вероятнее всего, отражают локальные условия магмаобразования и особенности составов их источников (Донская и др., 2005). Это кардинально отличает их от гранитов рапакиви иных магматических ассоциаций, в которых сохраняется удивительная устойчивость химического состава пород и минералов, независимо от возраста и типа коровых протолитов и положения конкретных массивов в различных типах тектонических структур. От классических гранитов рапакиви их также отличает: более низкие содержания HFSE и HREE, более низкая степень дифференцированности, а также более высокие значения f_O2 и f_H2O, свидетельствовующие о более окисленном и более гидратированном протолите. Коровые источники таких гранитов должны плавиться при более низких температурах и в результате более высоких степеней парциального плавления должны отделяться расплавы с меньшей железистостью и с более низкими концентрациями несовместимых элементов (Anderson, Morrison, 2005).

Таким образом, можно утверждать, что для всех ассоциаций, за исключением РГШ, коровый компонент представлен веществом нижней континентальной коры, которое подразделяется на три различных по изотопным характеристикам Pb типа:

1. Ювенильная молодая кора, которая к моменту выплавления из нее расплава, приведшего к формированию гранитов рапакиви, еще не приобрела изотопных характеристик классической нижней коры, что обусловлено очень длительными периодами полураспада радиоактивных изотопов Sm, Rb, U и Th. Граниты рапакиви с такими нижнекоровыми протолитами явно преобладают и относятся к типу «Выборгского батолита». На «-Pb диаграмме» (рис. 9а) все они располагаются во втором, верхнекоровом, квадранте, а на диаграмме ₂–₂ (рис. 9б) – вблизи пересечения линий среднекоровых значений ₂ и ₂.

2. Древняя нижняя континентальная кора. Это коровые протолиты гранитов Салминского батолита, массивов Центральной Швеции и комплекса Найн. На «-Pb диаграмме» (рис. 9а) они ложатся в третий, нижнекоровый, квадрант, а на диаграмме ₂–₂ – располагаются в области низких значений ₂, различаясь только по Th/U отношению в источниках.

3. Нижняя кора, сформированная в результате обеднения древней изначально верхней континентальной коры. На «-Pb диаграмме» (рис. 9а) граниты рапакиви, образованные при участии такого протолита, ложатся в первый квадрант, а на диаграмме ₂–₂ они располагаются в правом верхнем квадранте с наиболее высокими значениями как ₂, так и

Рис. 9. Изотопные составы первичного Pb гранитов рапакиви и ассоциирующих пород в координатах δ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb – δ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (а) и μ₂ – κ₂ (б).

δ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и δ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb – отклонения измеренных изотопных отношений пород от модельных величин мантии соответствующих возрастов. Диаграмма предложена Л.А. Неймарком (1990). Условные обозначения см. рис. 7.

I квадрант – древний обогащенный источник, претерпевший этап обеднения; II квадрант – обогащенный источник (верхняя кора); III квадрант – обедненный источник (нижняя кора); IV квадрант – древний обедненный источник, претерпевший этап обогащения.

Термины «обогащенный» или «обедненный» подразумевают величину U/Pb отношения, большую или меньшую по сравнению с модельным мантийным резервуаром.

Массивы и комплексы: С – Салминский; Б – Бердяушский; В – Выборгский; К – Коростеньский; ЦШ – Центральной Швеции; Ч-К – чуйско-кодарский; Кд – кодарский; У – улканский; СЛ.1, СЛ.2, ЮЛ – Шерман батолит, комплекс Ларами (США): СЛ.1 – массив Мул Крик, СЛ.2 – массив Ричин Хилс, ЮЛ – южная часть Шерман батолита; Н - Найн.

S-K – линии среднего корового изотопного состава свинца (μ₂=9.735, κ₂=3.78)

₂. Кроме Бердяушского массива к ним относятся граниты рапакиви массива Ричин Хилс (комплекс Ларами).

В гранитах рапакивигранит-шошонитовой ассоциации доминирующим коровым компонентом является вещество средней и верхней коры. На «-Pb диаграмме» (рис. 9а) большинство гранитов, для которых установлены древние коровые протолиты, располагаются во втором, верхнекоровом, квадранте. В координатах ₂–₂ для них характерны близкие к S-K значения ₂ и ₂ или повышенные ₂.

Согласно существующим представлениям о тектоническом положении гранитов рапакиви они могут иметь анорогенную природу или быть связанными с орогеническими процессами. До недавнего времени сторонники первой точки зрения явно доминировали (Emslie, 1978; Anderson, 1983; Rämö, Haapala, 1995; Frost, Frost, 1997 и др.). Их оппоненты рассматривают формирование гранитов рапакиви либо в связи с коллизионными процессами (Vorma, 1976; Windley, 1991), либо – с субдукционными (Gower, 1996; Åhäll et al;., 2000; Geraldes et al., 2004). В то же время целый ряд рассмотренных выше геологических, петрологических и геохимических признаков, типичных для этих магматических ассоциаций, указывает на их принадлежность к внутриплитным образованиям, формирование которых могло происходить либо в анорогенных, либо в посторогенных условиях (см. Barbarin, 1996; Bonin, 2007). При этом некоторые геохимические и изотопные особенности пород свидетельствуют и об определенных различиях в тектонических условиях формирования различных ассоциаций. Так, например, щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации указывают на источник ОIB типа, связанный с деятельностью мантийных плюмов. Соответственно, тектонического положения таких гранитов может трактоваться только как анорогенное. Тогда как геохимические особенности пород РГШ ассоциации, скорее, свидетельствуют о постколлизионной ее природе. На это указывает также сравнительно небольшой интервал ( 30 млн. лет) между завершением орогенических процессов и формированием этой ассоциации.

Проведенный анализ закономерностей размещения рапакивигранитсодержащих ассоциаций в пространстве и времени, возрастных корреляций рапакивигранитного магматизма и тектонических событий на границах литосферных плит, а также геохимических и изотопных данных по данным ассоциациям, позволил выделить несколько различных типов геодинамических обстановок их формирования (табл. 3).

1. Рифтинг в тыловых частях систем периферических палео-мезопротерозойских поясов суперконтинентов

Большая часть рапакивигранитных комплексов приурочена к системе периферических палео- и мезопротерозойских орогенов. Последние представляют собой систему складчатых поясов длительного развития (~2.0-1.0 млрд. лет) двух суперконтинентов Нина и Атлантика, образованных в ходе глобального палеопротерозойского (1.9-1.8 млрд. лет) коллизионного события (Condie, 2002). По границам этих суперконтинентов продолжалось последовательное формирование периферических орогенов и наращивание континентальной

коры. Закрытие океана, разделяющего эти два суперконтинента, произошло в ходе гренвиллской орогении и привело к формированию единого суперконтинента Родиния. Плутоны АМЧРГ ассоциации, формирование которых происходило в интервале 1.8-1.3 млрд.

лет, образуют в этих орогенах глобальные полихронные пояса протяженностью в тысячи километров (рис. 10). Внедрение их происходило не менее чем через 150 млн. лет после завершающей складчатости, что характерно для анорогенного магматизма. В то же время, большая продолжительность этого магматизма (>300 млн. лет для западной части Восточно-