БАТОЛИТООБРАЗОВАНИЕ КАК ОТРАЖЕНИЕ ПРОЦЕССОВ ПАЛИНГЕНЕЗА НА

ГРАНИЦАХ СТРУКТУРНЫХ ЭТАЖЕЙ В ОРОГЕННЫХ ОБЛАСТЯХ

Ростовский Ф.И.

Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, Россия, sakhno@fegi.ru

Происхождение батолитовых гранитоидных формаций (Кузнецов, 1964) остается предметом дискуссий. Считается, что такие формации, образованные на значительных глубинах и обнажающиеся при глубокой эрозии в орогенных (подвижных) поясах, сформировались во время главной складчатости или сразу после неё. Одним из таких поясов, в котором с апикальными выступами гранитоидов связано разнообразное оруденение, является Сихотэ-Алинь. Сихотэ-Алинская орогенная система, включающая позднепалеозойский внутриконтинентальный Западно-Сихотэ-Алинский и позднемеловой-палеогеновый окраинно-континентальный Восточно-Сихотэ-Алинский вулкано-плутонические пояса, участками перекрыта посторогенными горизонтально залегающими платобазальтами миоцена-плиоцена. В пределах орогена на близких гипсометрических уровнях обнажаются не только разновозрастные от раннего палеозоя до неогена осадочные, вулканогенно-осадочные, магматические (вулкано-плутонические) образования различных формаций, но и “эксгумированные” фрагменты его “кристаллического фундамента”. Последние представлены гнейсами и кристаллическими сланцами, зажатыми в виде клиньев в зонах шарьяжей. Сложная клиновидно-мозаичная картина геологической карты Сихотэ-Алиня отражает его многоярусное складчато-надвиговое строение. В пределах орогенной системы выделяется несколько структурных этажей  O-S, D-S, P, T-J₂, J₃-K₁, K₂-Pg, N (посторогенные базальты), разделенных региональными структурными несогласиями, осложненными (за исключением N) различными по масштабам надвигами. Эти структурные этажи, участками включающие структурные ярусы, разделенные угловыми несогласиями, отличаются не только по набору формаций, но и разноплановым стилем деформаций. Разновозрастные структурноформационные зоны Сихотэ-Алиня, в сущности, являются срезами его различных структурных этажей. Формирование каждого из них, начавшееся с образования офиолитовых вулкано-плутонических формаций, а вулкано-плутонических поясов  с андезитовых, заканчивалось гранитоидным (риолитовым) магматизмом. Обширные по площади массивы, начиная с раннеордовикских (“шмаковских”), развитых вдоль западной границы Сихотэ-Алиня, и заканчивая позднемеловыми-палеогеновыми (“приморскими”) на побережье Японского моря, совершенно не фиксируются в гравитационном поясе. Объясняется это тем, что такие массивы группируются в виде прерывистых кулисообразно ориентированных цепей С-В простирания, образуя “плитообразные” тела мощностью до 1-2 км с многочисленными куполовидными выступами кровли. Морфология массивов обусловлена их формированием в зонах последовательно образующихся региональных базальных срывов (деколлементов) на границах разновозрастных структурных этажей. Все базальные надвиги С-В простирания в расчлененном рельефе Сихотэ-Алиня картируются извилистой “подошвой” наиболее крупных массивов с нечеткими границами (“гранитизацией” вмещающих пород). Глубинные части массивов сложены “гибридными” образованиями с постепенными переходами от кварцевых диоритов и монцодиоритов к гранодиоритам с “теневыми” текстурами. В апикальных частях массивов преобладают разнообразные по составу граниты. Последние с размывом перекрываются осадочными формациями вышележащих структурных этажей (ярусов) (Ростовский, 2003). Для глубинных частей большинства массивов характерна пологая (10-30^о), с падением в западных и северо-западных румбах, ориентировка линий течения. Последняя выражается в параллельном расположении ксенолитов и шлиров. Для приповерхностных частей гранитоидных массивов характерна аналогичная ориентировка пологих трещин отдельности. В таких прототектонических трещинах, как и в перпендикулярных к ним поперечных трещинах С-З простирания, зачастую локализуются дайки аплитов. Пологие дайки аплитов по восстанию непосредственно переходят в кварцевые жилы с вкрапленностью вольфрамита или касситерита. В поперечных крутых прототектонических трещинах локализуются грейзены с вольфрамит-касситеритовой минерализацией.

Образование базальных срывов (деколлементов) сопровождалось разуплотнением  дилантасией (Brace et al., 1966) надвиговых зон. Реликты зон дилатансионного разуплотнения, насыщенные высокоминерализованными гидротермальными растворами установлены в Кольской сверхглубокой скважине, начиная с глубины 4,5 км (Кольская …, 1984). Разгрузка девиаторных напряжений, возникающих в процессе формирования надвигов, на порядок и больше превышающих литостатическое давление на тех же глубинах, совместно с трибологическим фактором, ускоряющим ход физико-химических процессов, обусловили палингенез зон дилатансии с появлением магматических расплавов. Механизм кристаллизации последних хорошо выражен в малоглубинных (“приморских) массивах гранитоидов, обнажающихся на побережье Японского моря. В подошве большинства массивов, in sity, кристаллизовались палингенно-метасоматические гибридные породы, не имеющие четких контактов с подстилающими кристаллическими сланцами. В таких гибридных породах с постепенными переходами от разнообразных по составу, иногда “конгломератовидных” гранодиоритов (Успенский, Опричнинский и др. массивы) до гранитов, участками с гранатом или оливином (мыс Орлова), либо с параллельно ориентированными полосками мелкокристаллического биотита, содержатся ксенолиты мигматитов, линзовидные включения биотитовых роговиков и ксенолиты брекчий. Состав обломков в брекчиях отвечает составу подстилающих пород. Термальная конвекция при кристаллизации таких малоглубинных магматических очагов обусловила смену по вертикали “гибридных” пород крупно- и среднекристаллическими, иногда полосчатыми биотитовыми и биотит-роговообманковыми (“серыми”) гранитами, а затем мелкокристаллическими лейкократовыми (“розовыми”) гранитами. В последних отмечаются миароловые пустоты с кристаллами кварца и ортоклаза. Для “серых” и, особенно, для “розовых” гранитов характерны рвущие (инъекционные) контакты с вмещающими породами, с многочисленными апофизами аплитовых (“розовых”) гранитов в среднекристаллических (“серых”).

На наиболее высоких гипсометрических уровнях Владимирского, Ольгинского и Евстафьевского массивов наблюдались постепенные переходы от аплитовидных гранитов к риолитам. В риолитах, участками с плойчатой отдельностью, содержатся тонкие (1-2 мм) “прослойки” свежего вулканического стекла. Появление такой ассоциации пород объясняется её образованием в близповерхностной обстановке из анхиэвтектических расплавов. K-Ar определение возраста Владимирского (56 проб) и Ольгинского (23 пробы) массивов указывает на то, что начало формирования их глубинных зон относится к маастрихту (73-68 млн. лет), а завершение (апикальных частей)  к данию (65-58 млн. лет). Таким образом, кристаллизация таких “плитообразных” массивов мощностью в 1,2-1,5 км происходила в возрастном диапазоне порядка 8-10 млн. лет.

Литература

Кольская сверхглубокая: исследование глубинного строения континентальной коры с помощью бурения Кольской сверхглубокой скважины. М.: Недра, 1984. 490с.

Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. М.: Недра, 1964. 388с.

Ростовский Ф.И. Эволюция вулкано-плутонических формаций в геотектоническом развитии Сихотэ-Алиня // Вулканизм и геодинамика. Екатеринбург. 2003. С.802-804.

Brace W., Paulding B.W., Scholz C.H. Dilantancy in fracture of crystalline rocks // Journ. Geophys. Res. 1966. Vol. 71, № 16. P. 39393953.