ПЕТРОЛОГИЯ, 2012, том 20, № 3, с. 242-265
УДК 552.2:551.72(571.5)
РАННЕДОКЕМБРИЙСКИЕ ГРАНИТОИДЫ А-ТИПА АЛДАНСКОГО ЩИТА И ЕГО СКЛАДЧАТОГО ОБРАМЛЕНИЯ: ИСТОЧНИКИ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ © 2012 г. А. М. Ларин, А. Б. Котов, С. Д. Великославинский, Е. Б. Сальникова, В. П. Ковач
Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, 199034, Россия; e-mail: larin7250@mail.ru; abkotov-spb@mail.ru Поступила в редакцию 10.10.2011 г.
В статье систематизированы результаты выполненных за последнее десятилетие геологических, геохронологических, геохимических и Sm-Nd изотопно-геохимических исследований разновозрастных гранитоидов А-типа Алданского щита и его южного складчатого обрамления, позволяющие идентифицировать их источники и реконструировать геодинамические обстановки их образования. В пределах рассматриваемого региона отчетливо выделяются пять эпизодов раннедокем-брийского внутриплитного магматизма, включающего гранитоиды А-типа: 2.62, 2.40—2.52, 2.07, 1.87—1.88 и 1.74—1.70 млрд. лет. Эти гранитоиды формировались во внутриплитных условиях, но в различных геодинамических обстановках — постколлизионного литосферного растяжения: 2.64, 1.87—1.88 млрд. лет и анорогенной в связи с деятельностью мантийных плюмов: 2.40—2.52, 2.07 и 1.74—1.70 млрд. лет. Для постколлизионного магматизма характерны исключительно калиевые гра-нитоиды субщелочного типа, тогда как среди анорогенных магматических образований присутствуют как субщелочные гранитоиды (К-ряда), так и щелочные граниты (Na-ряда), интенсивно фракционированные и весьма обогащенные некогерентными элементами. Гранитоиды А-типа Алданского щита и его складчатого обрамления имеют смешанные мантийно-коровые источники. В источниках субщелочных гранитоидов доминирует вещество нижней континентальной коры, а в источниках щелочных гранитов — мантийное вещество. При этом мантийное вещество в источниках анорогенных гранитоидов представлено компонентом типа OIB, а постколлизионных — типа MORB и OIB.
ВВЕДЕНИЕ
Необратимость геологического развития Земли определяет важность эволюционного подхода к рассмотрению проблем магматизма. В этом плане весьма интересным и во многом загадочным является внутриплитный гранитоидный магматизм, основным представителем которого являются граниты А-типа. Специфика проявления этого магматизма выражается в его крайне неравномерном распределение во времени. Первые гранитоиды А-типа появляются еще в позднем архее (~2.8 млрд. лет) и непрерывно прослеживаются в геологической истории вплоть до настоящего времени. Однако максимум этого магматизма приходится только на интервал времени ~2.0—1.0 млрд. лет. Именно с этим периодом связано формирование гигантских объемов гранитов рапакиви, интрузивных чарнокитов и в меньшей мере щелочных гранитов.
К А-типу относятся разнообразные по составу гранитоиды (включая ассоциирующие с ними ко-магматичные вулканические породы), которые кристаллизовались из сухих (водоненасыщен-ных) и высокотемпературных магм с высокими
содержаниями щелочей, большинства ЫЬ- и ИБВ-элементов и галогенов. Главной особенностью этих гранитоидов является присутствие высокожелезистых М§-Бе силикатов (лепидомелан, гастингсит, высокожелезистые пироксены, фаялит), а в щелочных гранитах — щелочных амфиболов и пироксенов, астрофиллита и энигматита. Они имеют посттектонический характер и формировались главным образом в гипабиссальных условиях в обстановках литосферного растяжения, прямо не связанных с литосферной конвергенцией, т.е. они относятся к посторогенным или анорогенным образованиям. Следует отметить, что с ними нередко связаны месторождения 8п, ^ Ве, N5, Та, Б, Аи, Бе, и и ЯББ.
Рассматривая гранитоиды А-типа важно определиться с понятием "внутриплитный магматизм". Несомненно, что к этому типу магматизма относятся все его проявления, так или иначе, связанные с активностью мантийных плюмов. Кроме того, некоторые исследователи относят к нему магматические образования, имеющие постколлизионную природу, поскольку они появляются уже после завершения процессов континентальной коллизии, приведших к формированию но-
вой литосферной плиты (Sylvester, 1989; Barbarin, 1999). В то же время для целого ряда гранитоидов А-типа, в частности гранитов рапакиви, была выявлена возрастная и пространственная корреляция с тектоническими событиями в сопредельных активно развивающихся орогенах (Ähäll et al., 2000; Ларин, 2008, 2009). Последнее обстоятельство указывает на то, что, несмотря на явно посттектонический и внутриплитный характер гранитоидов А-типа, в ряде случаев обнаруживаются вполне очевидные связи этого магматизма с тектоническими процессами на конвергентных и дивергентных границах литосферных плит. Так, Л.И. Лобковский с соавторами (Лобковский и др., 2004) считают, что во многих случаях внутри-плитные явления генетически контролируются процессами на границах плит. По мнению этих авторов, невозможно дать строгое определение, что такое внутриплитные процессы, так как они часто географически приближены к границам плит, к зарождающимся границам плит или к "диффузным" границам плит. Поэтому они предлагают называть "внутриплитными" все тектонические и магматические процессы, которые протекают внутри самих плит, т.е. вне зон спрединга, субдукции и трансформных границ. Необходимо также иметь в виду, что иногда гранитоиды А-ти-па встречаются и в иных геодинамических обста-новках — на дивергентных и конвергентных границах плит.
Таким образом, проблема геодинамических обстановок проявления гранитоидного магматизма А-типа является весьма актуальной, особенно для протерозойской эпохи, с которой, как уже упоминалось, связан небывалый в истории Земли всплеск подобного магматизма. Не менее острой является и проблема внутриплитного континентального корообразования и связанная с ней проблема источников вещества. Если для щелочных гранитов большинство исследователей придерживаются точки зрения о формировании их первичных магм за счет кристаллизационной дифференциации базитовых магм повышенной щелочности (Коваленко, 1977; Carmichael et al., 1974; Bonin, 1996) или низких степеней плавления обогащенных мафических коровых пород (Бэйли, 1976; Jahn et al., 2009), то для субщелочных гранитоидов А-типа предполагаются как чисто коровые (преимущественно нижнекоровые) (Collins et al., 1982; Anderson, 1983; Creaser et al., 1991; Skjerlie, Johnston, 1992; Haapala, Rämö, 1992), так и существенно мантийные (Великосла-винский и др., 1978; Frost, Frost, 1997; Barbarin, 1999) или мантийно-коровые (DePaolo, 1988; Foland, Allen, 1991; Neymark et al., 1994; Liegeous et al., 1998; Bonin, 2004, 2007; Litvinovsky et al., 2002) источники. В настоящей статье рассматриваются результаты выполненных за последнее десятилетие геологических, геохронологических,
геохимических и изотопно-геохимических исследований разновозрастных гранитоидов А-типа Алданского щита и его южного складчатого обрамления, позволяющие идентифицировать их источники и реконструировать геодинамические обстановки их образования.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ГРАНИТОИДОВ
Алданский щит расположен в южной части Сибирской платформы и протягивается в широтном направлении более чем на 1200 км от бассейна р. Витим на западе до р. Мая на востоке (рис. 1). Западная граница щита проходит по Жуинской зоне разломов, а восточная — по Нельканской зоне надвигов. На севере кристаллические породы Алданского щита погружаются под пологозалегаю-щие платформенные отложения верхнего протерозоя—палеозоя. На юге он отделен от Джугджуро-Станового супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса субширотным Становым структурным швом, который представляет собой гигантскую зону тектонического меланжа, прослеженную на расстояние около 1000 км (рис. 1). В современных схемах тектонического районирования (Котов, 2003) Алданский щит подразделяется на Алданский геоблок (Алданскую гранулито-гней-совую область) и расположенные к западу и востоку от него соответственно Чара-Олекминский и Батомгский геоблоки как гранит-зеленокаменные области (рис. 1).
Накопленные на сегодняшний день геологические и геохронологические данные (Котов, 2003; Котов и др., 2004; Ларин, 2009; Ларин, Рунд-квист, 1999; Ларин и др., 1999; 2000, 2002, 2006а; Неймарк и др., 1992а, 1992б; Попов и др., 2009; Сальникова и др., 2004; Ьайп е! а1., 1997 и др.) показывают, что Алданский щит и сопредельная территория Джугджуро-Станового супертеррейна характеризуются широким распространением гранитоидов А-типа, формирование которых происходило в интервале времени от неоархея до конца палеопротерозоя. К ним относятся грани-тоиды каларского (2.62 млрд. лет), нелюкинского (2.52—2.40 млн. лет), катугинского (2.07 млрд. лет), кодарского (1.88—1.87 млрд. лет) и балыктах-ского (1.87 млрд. лет) комплексов, а также гранитоиды Улкан-Джугджурской магматической ассоциации (1.74—1.70 млрд. лет).
Каларский комплекс. К каларскому комплексу принадлежат два сближенных, вытянутых в субширотном направлении массива анортозитов — Куронаахский и Имангакитский, расположенные в пределах Курультинского блока Станового структурного шва (рис. 2). Они представляют собой полого падающие плитообразные тела протяженностью до 60 км. Вмещающие их породы представлены мигматизированными плагиогней-
_13^14=15 1181- + +19 120 > 42^=32^^123:^^24
Рис. 1. Схема распространения раннедокембрийских гранитоидов А-типа в пределах Алданского щита и его складчатого обрамления. Составлена с использованием материалов (Котов, 2003).
1—2 — раннедокембрийские комплексы: 1 — тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олекминского комплекса; 2 — зеле-нокаменные пояса; 3 — гранитоиды западно-алданского и суннагинского комплексов; 4 — супракрустальные образования Западно-Алданского блока (курумканская, амедичинская, чугинская и федоровская толщи); 5 — супракрустальные образования Восточно-Алданского блока и Батомского геоблока (сеймская, иджекская, кюриканская, холболох-ская, омнинская и батомгская толщи); б — гранулитовые блоки Станового структурного шва (К1 — Каларский, К — Курультинский, Z — Зверевский, 8 — Сутамск
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.