Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники (01.04.2008)

Автор: Ларин Анатолий Михайлович

Постколлизионное растяже-ние в складчатых поясах

а) гималайский тип Анортозит-чарнокитовая

2.62 млрд. лет Каларский

0.93-0.92 млрд. лет Роголанд

б) шотландский тип (транспрессионные

орогены)

1.88-1.84 млрд. лет Ю.Сибирский пояс

0.62-0.58 млрд. лет Плурисериал Рибейра

Активный рифтинг, обусловленный апвеллингом сублитосферной мантии под растущим суперконтинентом (мантийный плюм) Анортозит-рапакивигранитная

~1.70 млрд. лет Шачанг-Дамайо

Рапакивигранитная

1.76-1.75 млрд. лет Нуэлтин Анортозит-рапакивигранит-щелочно-гранитная

1.74-1.70 млрд. лет Улкан-Джугджурский

Рапакивигранит-щелочногранитная

1.83-1.79 млрд. лет Мапуэра, Телес-Пайрес

Совмещение тектонических процессов растяжения в тыловых частях конвергентных границ плит (или коллизионных границ плит) с деятельностью мантийных плюмов Анортозит-чарнокитовая

1.16-1.00 млрд. лет пров. Гренвилл Анортозит-рапакивигранит-щелочно-гранитная

1.35-1.29 млрд. лет Найн

Мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная

1.24 млрд. лет Стрэндж Лейк

Рапакивигранит-щелочногранитная

1.09-0.97 млрд. лет Санта Клара, Молодые Граниты Рондонии, Пайкс Пик

Европейской платформы) не согласуются с гипотезой (Anderson, Bender, 1989; Haapala et al., 2005) об их связи с активностью мантийных плюмов. Напротив, наблюдается возрастная и пространственная корреляция рассматриваемого внутриплитного магматизма и орогенического магматизма в сопредельных орогенах. Например, на Балтийском щите стадиям готского субдукционного магматизма (1.69-1.65, 1.62-1.58 и 1.56-1.55(1.50?) млрд. лет) отвечают импульсы анортозит-рапакивигранитного магматизма (1.65-1.62, 1.58-1.56 и 1.53-1.47 млрд. лет) в свекокарельском складчатом поясе. При этом и тот и другой магматизм последовательно «смещаются» во времени с востока на запад. Подобная корреляция, свидетельствует о генетической связи между субдукцией и анортозит-рапакивигранитным магматизмом внутренних (кратонизированных) частей активной континентальной окраины длительно развивающегося орогена (Ahall et al., 2000; Ларин, 2003, 2004). Близкая картина выявляется и на Канадском щите, и в Амазонском кратоне, где формирование плутонов АМЧРГ ассоциации (1.5-1.3 млрд. лет) также было обусловлено дистальным отражением тектонических процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит (Gower, 1996; Rivers, 1997; Karlstrom et al., 2001; Geralges et al., 2004). Этот магматизм может быть обусловлен как пассивным растяжением в тыловой части зоны субдукции в связи реорганизацией внутрикратонных литосферных стрессов, так и образованием вторичных плюмов, спровоцированных процессами субдукции на уровне одного из главных разделов – нижняя-верхняя мантия.

Несколько иные геодинамические обстановки формирования характерны для аналогичных плутонов Сарматского тектонического домена Восточно-Европейской платформы, расположенных в пределах палеопротерозойского (2.1-2.0 млрд. лет) орогена. Возраст плутонов (1.79-1.75 млрд. лет) отвечает времени сочленения Сарматского и Фенноскандинавского доменов в результате косой коллизии в ~1.8 млрд. лет (Bogdanova et al., 2008). Эти плутоны вписываются в единый по возрасту латеральный зональный ряд (HT/LP гранулитовый метаморфизм ( постколлизионный бимодальный магматизм ( анортозит-рапакивигранитный магматизм ( щелочной магматизм), ориентированный в направлении от сутурной зоны вглубь Сарматского домена. Вероятнее всего, этот внутриплитный магматизм может быть обусловлен пассивным литосферным растяжением во внутренней кратонизированной части орогена. На это указывает примерно ортогонально ориентированный к зоне сжатия зональный магматический пояс. Дж. Шенгер и др. (Sengoer et al., 1978) показали, что зоны рифтинга ориентированы примерно вдоль оси максимального сжатия и ортогонально оси растяжения. Связь между событиями в зоне коллизии континентальных плит и в удаленных от этой границы внутренних частях кратона может быть обусловлена реорганизацией внутрикратонных литосферных стрессов. При этом образующиеся структуры растяжения максимально приспосабливаются к ранее существовавшим литосферным неоднородностям.

Вероятно, близкое тектоническое положение имеют и граниты рапакиви Хилтаба (1.59-1.60 млрд. лет), локализованные в кратоне Голер в Южной Австралии (Creaser, 1996). Внедрение этих гранитов происходило синхронно с коллизионным событием (1.59-1.60 млрд. лет) в сопредельном блоке Брокен-Хилл, расположенном восточнее.

2. Рифтогенез на пассивной континентальной окраине

В мезопротерозое, когда активно развивались системы внешних аккреционных орогенов суперматериков Нина и Атлантика, с противоположных их сторон существовали обширные пассивные континентальные окраины. В частности, на противоположной от активной окраины восточной стороне континента Балтика в рифее существовал крупный Предуральский бассейн. Развитие региона в это время отвечало режиму пассивной континентальной окраины (Torsvik et al., 1996; Rainbird et al., 1998), осложненному двумя импульсами рифтогенеза 1.65 и 1.35 млрд. лет назад. Первый из них (рассеянный рифтинг) охватывал значительную часть региона (Maslov et al., 1997) и с ним был связан трахибазальт-

Рис. 10. Тектоническое положение плутонов анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитной ассоциации в системе палео- и мезопротерозойских периферических складчатых поясов суперконтинентов Нина и Атлантика на период 1.8-1.3 млрд. лет. Реконструкция по (Rogers, 1996; Karlstrom et al., 2001; Condie, 2002) с дополнениями.

1 – архейские кратоны, сцементированные палеопротерозойскими складчатыми поясами; 2-6 – периферические складчатые пояса: 2 – 2.0-1.8 млрд. лет, 3 – 1.8-1.7 млрд. лет; 4 – 1.8-1.5 млрд. лет, 5 – 1.7-1.6 млрд. лет; 6 – 1.5-1.3 млрд. лет; 7 – Плутоны гранитов рапакиви и ассоциирующих пород.

Континенты (кратоны): С – Сибирь, Гр – Гренландия, Б – Балтика, Л – Лаврентия, Ам – Амазония, РП – Рио де Ла Плата.

трахириолитовый вулканизм. Со вторым импульсом связано формирование линейных (до 200 км) зон базальт-риолитового вулканизма, с которыми ассоциирует Бердяушский массив ГРГФ ассоциации. Дивергентные процессы этого времени (1.41-1.36 млрд. лет) проявились и на противоположной (западной) стороне континента – внедрение бимодальных дайковых роев и формирование грабенов (Ahall et al., 1998). Вероятнее всего, рифейский рифтогенез на Южном Урале происходил по сценарию пассивного рифтинга. Апвеллинг астеносферы в ходе литосферного растяжения в начале среднего рифея и последующее декомпрессионное плавление верхней мантии привело к формированию бимодальной вулканической серии, выполняющей полуграбены. На плечах рифтовой системы формируется сложная магматическая система, где магмагенерация осуществляется на различных уровнях глубинности с вовлечением вещества как астеносферной, так и литосферной мантии, а также континентальной коры, приведшая к становлению ГРГФ ассоциации Бердяушского массива.

3. Постколлизионный рифтинг в складчатых поясах

3а. Коллизионные складчатые пояса гималайского типа формируются при фронтальном столкновении двух или более крупных континентальных блоков. Для них типичен магматизм анортозит-чарнокитового типа. Выделяется несколько импульсов этого магматизма: 2.7-2.6; 1.9-1.8; 1.16-0.93 и 0.60-0.55 млрд. лет. Все они имеют глобальный характер и связаны с периодами «сборки» суперконтинентов. Наиболее мощно проявился импульс 1.16-0.93 млрд. лет, связанный с гренвиллской орогенией, которая соответствует завершающей фазе полного цикла Вилсона, и которая привела к формированию единого суперконтинента Родиния. По-видимому, сочетание двух факторов (фронтальная коллизия крупных континентальных плит и длительно развивавшиеся активные континентальные окраины) создало благоприятные условия для формирования трансконтинентальных анортозит-чарнокитовых поясов, сшивающих этот суперконтинент.

После коллизии (~1.9-1.8 млрд. лет), когда закрылись малые океаны, образовалась сеть коллизионных поясов, спаявших мелкие архейские кратоны. Однако в ходе этого глобального события не был образован единый суперконтинент (Rogers, 1996). С этой эпохой связано формирование мелких и разрозненных плутонов. Конец неопротерозоя также не привел к формированию единого суперконтинента. В течение венда происходило замыкание «миниокеанов», образовавшихся в ходе начальных фаз распада Родинии (~800-750 млн. лет), приведя в кембрии к смыканию Западной и Восточной Гондваны в результате панафриканского орогенеза с образованием крупного континентального массива Гондваны (Unrug, 1996). В это же время заканчивалась последняя фаза распада Родинии – фрагментация материков Лавразийской группы (Rogers, 1996). Поэтому, в материках Гондванской группы мы видим коллизионные орогены с поясами анортозит-чарнокитовых плутонов, а в материках Лавразийской группы они отсутствуют.

3б. Транспрессионные орогены (шотландский тип орогенов) образуются при косом столкновении континентальной плиты с микроплитой или серией террейнов. С орогенами этого типа связана постколлизионая РГШ магматическая ассоциация, образующаяся в связи с карельским и панафриканским тектоническими событиями: Южно-Сибирский пояс (1.88-1.84 млрд. лет), Вади Ховар (~0.6 млрд. лет) и Плурисериал Рибейра (0.62-0.58 млрд. лет).

Литосферная мантия при коллизии обычно отслаивается от коры и погружается в астеносферу, иногда увлекая с собой и солидарную с ней по реологическим свойствам расслоенную, насыщенную мафическими силлами и испытавшую эклогитизацию самую нижнюю часть коры (Black R., Liegeois, 1993; Liegeois, 1998). Следствием этого является подъем астеносферной мантии к основанию коры, вызывающий магматизм, коровое растяжение и заложение рифтогенных трогов. Степень деламинации литосферы в постколлизионную стадию определяется степенью корового утолщения в коллизионную стадию. Естественно, что в орогенах гималайского типа масштабы деламинации будут значительно выше, чем в транспрессионных орогенах. Именно этим в первую очередь и определяются их различия в характере магматизма. В орогенах гималайского типа роль астеносферного источника в магматизме будет являться определяющей, тогда как в транспрессионных орогенах, где существенная часть SCLM, метасоматизированной в ходе предшествующей субдукционной стадии, могла сохраниться в ходе деламинации, она играла значительно большую роль в постколлизионном магматизме.

4. Активный рифтинг, обусловленный крупномасштабным апвеллингом нагретой мантии под растущим суперконтинентом

Этот тип магматизма, включающий АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциации, проявился в интервале 1.83-1.70 млрд. лет, будучи связанным с формированием двух суперконтинентов Нина и Атлантика. Первый был сформирован к ~1.9 млрд. лет, тогда как второй был стабилизирован раньше ~2.0 млрд. лет назад (Ledru et al., 1994). Вероятнее всего, это и обусловило диахронность этого анорогенного магматизма: 1.83-1.79 млрд. лет в Атлантике (Мапуэра и Телес-Пайрес комплексы в Амазонии) и 1.75-1.70 млрд. лет в Нине (комплексы Улкан-Джугджурский в Сибири, Нуэлтин в Лаврентии, Шачанг-Дамайо в Северном Китае и др.) (рис. 11), т.к. согласно расчетной модели мантийной конвекции (Трубицин, 2000), примерно через 200 млн. лет после формирования суперконтинента под ним возникает гигантский восходящий мантийный поток – нижнемантийный суперплюм. Возможно также, что этот магматизм обусловлен термальным перегревом верхней мантии суперконтинента, приводящим к ее разуплотнению и подъему «горячих пятен» (см. Лобковский и др., 2004). На плюмовую природу этого магматизма указывает активный рифтинг с элементами трехлучевого строения, высокотемпературные вулканиты типа пикритов и коматиитов, высоко-Ti базальты повышенной щелочности и обогащенные HFS-элементами, щелочные граниты, имеющие источник OIB типа. Синхронность анорогенного магматизма, «разнесенного» на тысячи километров, даже в пределах различных континентов объясняется быстрым горизонтальным распространением плюмового материала (> 1 м/ год) (Saunders et al., 2000).

В то же время возникает вопрос – почему этот тип анорогенного магматизма проявился в истории развития Земли лишь единожды? Вероятно, в архее и первой половине палеопротерозоя общая масса континентальной коры была еще недостаточной для образования суперконтинентов, достаточно крупных для возникновения под ними крупных восходящих мантийных потоков (superswells) (Hoffman, 1989). Родиния, напротив, скорее всего, оказалась слишком велика, чтобы быть достаточно стабильным сооружением на то время. Она начала распадаться еще не закончив своего формирования. На это указывает наличие офиолитов с возрастом ~1.0 млрд. лет на юге Сибири (Khain et al., 2002) и в обрамлении платформы Янцзы (Li et al., 2002). К ~ 0.85 млрд. лет Родиния была уже

Рис. 11. Анорогенный магматизм (АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциаций, а также других гранитов А-типа) суперконтинента Нина на период 1.75-1.70 млрд. лет.


загрузка...