ГРАНИТООБРАЗОВАНИЕ В ПРЕДЕЛАХ КОНВЕРГЕНТНЫХ И ДИВЕРГЕНТНЫХ

ГРАНИЦ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ

(НА ПРИМЕРЕ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА)

Гордиенко И.В.^*, Киселев А.И.^**

*Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия, gord@pres.bscnet.ru

**Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, akiselev@crust.irk.ru

В настоящее время установлено, что механизм тектоники литосферных плит, в ее современном виде, действует, начиная с позднего протерозоя. Считается, что в архее и раннем протерозое на Земле существовали другие условия, где работала тектоника малых и тонких плит, обусловленная в основном плюмтектоникой (Хаин, 1995).

Важным событием в развитии складчатого обрамления Сибирской платформы в позднем протерозое был период распада суперконтинента Родиния (750-630 млн. лет назад) и начала формирования Палеоазиатского океана (Гордиенко, 2006). Судя по возрасту многочисленных офиолитовых зон, в образовании океана важнейшей эпохой стал рубеж 570-550 млн. лет, когда начали интенсивно формироваться дивергентные, конвергентные и трансформные границы литосферных плит, которые фиксируются в настоящее время во многих структурах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП), возникшего на месте Палеоазиатского океана (ПАО).

В пределах дивергентных границ в условиях спрединга или рифтогенеза происходило формирование срединно-океанических хребтов (СОХ) с протяженными рифтовыми долинами, а также внутриконтинентальных рифтовых систем восточно-африканского типа, где преобладали деформации растяжения, мощность коры была понижена, тепловой поток максимален. Гранитообразование в небольших объемах происходило при формировании офиолитовой ассоциации в пределах медленно-спрединговых СОХ, а также в бимодальных вулкано-плутонических сериях при континентальном рифтогенезе. В первом случае гранитные выплавки представлены плагиогранитами толеитового ряда (Таусон, 1977; Антипин, Макрыгина, 2006). В пределах ПАО подобные породы выявлены в составе офиолитовых комплексов Монголии (Хан-Тайшири, Шишхид), Алтае-Саянской области (Западный и Восточный Саян), Джидинской и Байкало-Муйской зон Забайкалья. Так, в Западном Саяне исследован петротип плагиогранитов толеитового ряда в составе маинского интрузивного комплекса (550-515 млн. лет), которые по петролого-геохимическим характеристикам являются аналогами кислых тоналитов островов Фиджи в Тихом океане. Маинские плагиограниты отличаются очень высоким содержанием кремнезема и низкой щелочностью при весьма малых количествах калия (0,5%), фтора и большинства литофильных элементов и элементов группы железа. Близкие и очень низкие значения первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr как в плагиогранитах, так и в предшествующих им габброидах свидетельствуют об их мантийном происхождении. Подобные плагиограниты описаны в составе офиолитов денжигурского комплекса Восточного Саяна, джидинского комплекса в Джидинской зоне каледонид (междуречье р. Джиды и Цакирки), муйского комплекса в Байкало-Муйской зоне.

В более значительных объемах гранитоиды, преимущественно щелочногранитоидного состава, образуются в рифтогенных внутриконтинентальных вулкано-плутонических поясах. Современными аналогами подобных пород являются гранофиры, гранит- и сиенит-порфиры, щелочные граниты и сиениты, комендиты и пантеллериты надспрединговой рифтовой зоны Исландии, Восточно-Африканской рифтовой системы (нигерийский тип), океанического плато Кергелен и др. Однако наиболее широко они распространены среди палеозойских и мезозойских складчатых поясов, особенно в складчатом обрамлении юга Сибирской платформы, где существовали рифтогенные вулкано-плутонические пояса различного возраста (Восточно-Саянский – D_1,2, Селенгино-Витимский или Монголо-Забайкальский – C₂-P-T₁, Центрально-Монгольский – C₂-P₂, Южно-Монгольский – C₂-P₁ и др.). Щелочные агпаитовые гранитоиды в этих поясах тесно связаны с субщелочными и щелочными риолитоидами и базальтоидами в единых бимодальных сериях, имеющими мантийную природу. Большинство исследователей относят их к внутриплитным образованиям, связанным с мантийными плюмами. Считается, что подобным образом были сформированы щелочные и редкометалльные гранитоиды рифтогенных структур в тылу андийской континентальной окраины (грабены Альтиплано, Кито, Сантьяго), а также гранитоидные батолиты калифорнийской окраины трансформного типа Сев. Америки.

Процессы гранитообразования в наибольшей степени проявляются в пределах конвергентных границ литосферных плит. В этих условиях гранитоиды формируются в следующих геодинамических обстановках: 1) при субдукции или столкновении океанической плиты с островной дугой разной зрелости (энсиматической или энсиалической); 2) при столкновении океанической плиты с континентом (андийский тип активных континентальных окраин); 3) при столкновении океанической плиты с микроконтинентом; 4) при столкновении островных дуг или микроконтинентов друг с другом; 5) при континентальной субдукции или столкновении (коллизии) континентов (альпинотипный или индо-гималайский типы окраин). Во всех этих обстановках происходят различные типы коллизионных и аккреционно-коллизионных процессов, где формируются, главным образом, гранитоиды андезитового и известково-щелочного геохимических типов. Выплавление кислых магм происходит в следующих условиях: 1) в процессе сжатия и плавления субдукцируемой океанической коры (слэба) с образованием надсубдукционных гранитоидов андезитового типа; 2) в условиях растяжения и отрыва (разрыва) слэба с формированием «слэбвиндоу», проникновением астеносферного материала в это окно и плавлением низов коры с образованием I-типа гранитов; 3) в результате интенсивной коллизии (сжатии) происходит отслоение (деламинация) низов литосферы, ее погружение в астеносферный слой, последующее плавление и внедрение корово-мантийных расплавов с образованием крупных массивов гранитоидов известково-щелочного геохимического типа; 4) при столкновении крупных континентальных плит (индо-гималайский тип) происходит тектоническое скучивание с одновременным поддвигом и надвигом плит, термальным их разогревом с появлением палингенных стресс-гранитов корового происхождения.

В пределах ЦАСП существовали практически все перечисленные типы геодинамических обстановок, где формировались гранитоиды различных генетических типов и объемов, в том числе крупные гранитоидные батолиты, характеристика которых будет приведена в докладе.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проекты 08-05-00290, 08-05-00225) и интеграционных проектов ОНЗ РАН 7.10.1. и 7.10.2.

Литература

Антипин В.С., Макрыгина В.А. Геохимия эндогенных процессов. Учебное пособие. Иркутск: Иркут. ун-т, 2006. 354с.

Гордиенко И.В. Геодинамическая эволюция поздних байкалид и палеозоид складчатого обрамления юга Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 1. С.53-70.

Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1997. 280с.

Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии М.: Наука, 1995. 190с.