ГЕОТЕКТОНИКА, 2012, № 4, с. 3-27
УДК 551.2
МЕХАНИЗМЫ ФОРМИРОВАНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА
© 2012 г. В. В. Ярмолюк1, В. П. Ковач2, И. К. Козаков2, А. М. Козловский1,
А. Б. Котов2, Е. Ю. Рыцк2
1 Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, 119017, Старомонетный пер., д. 35 2Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, 199034, наб. Макарова, д. 2
Поступила в редакцию 10.11.2011 г.
Выполнены геологические и изотопные исследования пород разновозрастных складчатых областей Центральной Азии: ранне- и позднебайкальских, каледонской, герцинской, индосинийской. Показано, что зарождение этих областей было связано с процессами разновозрастного ювенильного ко-рообразования, определившими систематические различия в изотопном составе отвечающей им коры. В ходе последующего (постаккреционного) развития кора этих областей неоднократно подвергалась процессам переработки. Эти процессы сопровождались, в частности, изменениями изотопного состава коры, которые зафиксированы продуктами ее плавления — гранитами и вулканитами кислого состава. Выделены три вида коры, различающихся составом и строением (изотопно-однородная, изотопно-неоднородная слоистая и изотопно-неоднородная смешанная), и, как следствие, механизмами их формирования.
Изотопно-однородная кора является изотопным источником, продукты плавления которого характеризуются постоянством модельного изотопного возраста ТШ(ВМ281) не зависимо от времени их формирования. Такой тип коры представляет изотопные провинции, которые в ходе своего постаккреционного развития оставались изолированными от добавок иных по составу субстратов. Примером этого типа коры может служить кора осевой зоны герцинид ЦАСП.
Изотопно-неоднородная слоистая кора — это кора, в строении которой участвуют фрагменты субстратов разного изотопного состава, поэтому продукты ее плавления выделяются широким разбросом значений £^(Т) и ТШ(ВМ281). Появление в коре инородного по составу источника расплавов рассматривается в рамках модели андерплейтинга. Она реализуется либо в обстановках конвергентных границ при субдукции ювенильной океанической литосферы под зрелую континентальную, либо в результате плюм-литосферного взаимодействия. Первый вариант модели действовал при образовании гранитоидов Тувино-Монгольского микроконтинента. Второй вариант реализовался при образовании батолитов зональных магматических ареалов Хангайского, Баргузинского и Монголо-Забайкальского.
Изотопно-неоднородная смешанная кора представляет тип коры, в строении которой фрагменты разного изотопного состава тектонически смешиваются до образования изотопно однородной среды в области магмогенерации. В результате продукты ее плавления приобретают изотопные характеристики, которые существенно отличаются от состава ювенильных пород соответствующей структурной зоны. Процесс образования подобной коры связывается с тектонической расслоенностью, предусматривающей совмещение и высокую степень тектонического перемешивания разнородных фрагментов на уровнях глубинных ее сечений. Подобное проявление корообразующих процессов характеризует развитие каледонид ЦАСП.
ВВЕДЕНИЕ
В соответствии с существующими представлениями формирование континентальной коры коллизионных и аккреционных складчатых структур является длительным и многоэтапным процессом [38, 39]. На ранних (доаккреционных) стадиях развития таких структур происходит формирование ювенильной океанической (океанические хребты, острова и плато) и островодужной (переходного типа) коры [39]. Ее преобразование в зрелую континентальную кору происходит в ходе столкновения и совмещения (аккреции) юве-
нильных блоков друг с другом, а также с блоками более древнего заложения и завершается образованием общего континентального ансамбля складчатой области. Эти собирательные процессы сопровождаются складчатостью, покровообразованием, метаморфизмом и вещественной дифференциацией коры, обусловленной магматизмом и метаморфизмом. В конечном итоге эти процессы приводят к образованию структурного каркаса новообразованной континентальной коры.
Необходимость интерпретации особенностей строения и развития коры во всем ее объеме при-
вела к созданию ряда тектонических моделей формирования глубинной структуры коллизионных и аккреционных зон, таких как модели тектонической расслоенности, скучивания, андерплей-тинга, а также производных от них. Здесь напомним определения этих моделей, так как они характеризуют разные механизмы корообразования.
Наиболее общей из них является модель тектонической расслоенности, которая по определению Ю.М. Пущаровского [38] представляет "результат дифференцированного субгоризонтального смещения глубинных и (или) близповерхностных масс литосферы, сопровождаемого срывом лито-пластин с образованием тектонических ансамблей скучивания. ... Перемещения отдельных пакетов происходят на значительные и очень большие (сотни км) расстояния, с возможным образованием при этом внутрикоровых чешуйчатых структур". Этому определению вполне соответствует и представления о тектоническом ску-чивании, процесс которого по [3] представляет "образование огромных шарьяжей-надвигов, приводящих к нагромождению их друг на друга и утолщению земной коры".
Модель андерплейтинга предусматривает вертикальное наращивание коры, осуществляемого за счет подслаивания снизу [38]. Различают два варианта такого подслаивания — тектоническое и магматическое. Первый их них отвечает одной из модификаций модели тектонической расслоен-ности и проявляется в форме добавления корово-го материала в основание аккреционной призмы за счет сдваивания слоев в ее основании [42]. Второй предусматривает наращивание земной коры снизу за счет внедрения в ее основание мантийных магм.
Соответствующие этим моделям геологические характеристики хорошо изучены в строении верхнего структурного яруса коры складчатых областей, где они доступны для непосредственного наблюдения. Что касается более глубоких структурных этажей, то особенности их строения и развития воспроизводятся на основе аналогий со строением ее верхних горизонтов, а также с учетом геофизических данных, свидетельствующих о наличии внутри коры различного рода геологических границ, особенно горизонтальных и полого наклоненных. Но подобные подходы не увеличивают степень достоверности предложенных моделей в плане их проверки.
В настоящей статье преследуется цель показать, как особенности строения и механизмы формирования глубинных уровней коры могут быть реконструированы и уточнены на основе данных изотопных исследований. Наш подход опирается на представления о том, что в результате процессов тектонической расслоенности и ан-дерплейтинга во взаимодействие вступают блоки
коры разного возраста, а, следовательно, и разного изотопного состава. Поэтому, если такие механизмы действительно реализуются во всем объеме коры, то они должны сопровождаться изменениями ее среднего изотопного состава. В основу наших построений наряду с геологическими данными положены результаты изотопных исследований пород, слагающих разные структурные зоны Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) — байкалид, каледонид и герцинид (рис. 1). Это породы офиолитовых и островодужных комплексов, ассоциирующие с ними осадочные породы, магматические и осадочные породы более верхних структурных этажей, а также разновозрастные гранитоиды, отражающие изотопные параметры источников расплавов. Геологические исследования стали основой для реконструкций палеотектонических обстановок проявления магматизма на разных стадиях формирования и преобразования коры ЦАСП.
Предварительные замечания
Прежде чем приступить к изложению геологического и аналитического материала, определим некоторые понятия, используемые в этой работе, а именно, понятия о геологическом и изотопном (модельном) Мё возрасте пород коры и их изотопном составе. Под геологическим возрастом коры или отдельных ее тектонических фрагментов мы будем понимать возраст наиболее древних пород, участвующих в их строении. В складчатых областях, согласно [39], наиболее ранними, как правило, являются породы офиолитовых и остро-водужных комплексов, возникшие соответственно на океанической и переходной стадиях формирования коры отдельных структурных зон. Геологический возраст таких пород устанавливается на основе палеонтологических данных или геохронологических исследований, определяющих возраст кристаллизации магматических пород.
Мё изотопные характеристики пород могут быть выражены через два параметра. Один отражает собственно изотопный состав, который меняется во времени в соответствии с законом радиоактивного распада изотопа 1478ш и накоплением радиогенного изотопа 143Мё. На момент (Т) образования породы ее изотопный состав обозначается как 6Ш(Т) [59]. Другая величина известна как Мё изотопный (модельный) возраст. Этот возраст оценивается временем, необходимым для изменения изотопного состава деплетированной верхней мантии, которая, как считается, является исходным субстратом в процессах ювенильного корообразования, до современного изотопного состава пород этой коры. Подробно этот вопрос был рассмотрен нами в [7] .
Существуют две модели расчета этого времени — одностадийная и двухстадийная [60]. В первом
Рис. 1. Схема изотопных провинций коры Центрально-Азиатского складчатого пояса по [7, 37, 48]
Изотопные провинции коры: 1 — индосинид, 2 — герцинид, 3 — каледонид, 4 — байкалид, 5 — дорифейской коры, 6 —
кристаллического фундамента платформ, 7 — платформы, 8 — разломы
случае, модельный возраст определяется координатой (на оси времени) точки пересечения линии эволюции изотопного состава породы с модельной линией изотопного состава деплетированной мантии (ЭМ). Этот возраст (ТШ(ЭМ)) рассматривается как момент отделения от деплетирован-ной мантии магматического источника, идентичного составу породы по геохимическим характеристикам, в первую очередь, по такому же значению Бш/^.
Согласно второй модели предполагается двух-стадийное фракционирование редких земель в ходе образования
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.