МЕЛОВЫЕ ЭПОХИ ГРАНИТООБРАЗОВАНИЯ НА ВОСТОКЕ АЗИИ:

ВОЗРАСТ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА, РЕЖИМЫ ФОРМИРОВАНИЯ

Степашко А.А.

Институт Тектоники и Геофизики им. Ю.А. Косыгина ДВО РАН, Хабаровск, Россия

stepashko@itig.as.khb.ru

Начиная с юрского периода, воздействие тихоокеанских плит на окраину континента являлось и остается важнейшим фактором геотектонической, в том числе магматической, эволюции на востоке Азии. Larson и Pitman (1972) первыми предположили, что возрастание скорости спрединга в середине мела должно было вызвать усиление субдукции и увеличение давления на границах Тихого океана и, следовательно, сопровождаться эпохой гранитообразования в пределах его континентального обрамления. Новые оценки вариаций скорости разрастания коры в Северо-Тихоокеанском центре спрединга (Степашко, 2006, 2008) позволяют подтвердить и конкретизировать роль океанической динамики в генезисе меловых гранитоидов, играющих особую роль на восточной окраине Азии. Разрастание океанической коры, начиная с юры, имело циклический характер, когда систематическое ускорение спрединга сменялось столь же закономерным его замедлением. В соответствии с гипотезой Ларсона-Питмана, ускорение спрединга на начальных стадиях циклов приводило к возрастанию сжатия на востоке Азии. Наилучшим индикатором такого режима на границе континент-океан является глаукофансланцевый метаморфизм высоких давлений, генетически связанный с процессами субдукции. Его абсолютный возраст, хорошо документированный для Сахалина и Хоккайдо (Богданов, Хаин и др., 2002), подтверждает все интервалы усиления сжатия окраины Азии, вызванные ускорением тихоокеанского спрединга. Для мелового времени установлено два цикла. Первый, раннемеловой, – в интервале 140-120 млн. лет, с максимумом скорости спрединга на рубеже 130 млн. лет назад. Второй, позднемеловой – с возрастом 120-65 млн. лет, с максимумом на рубеже 87-88 млн. лет.

Многочисленные определения абсолютного возраста, полученные в последние десятилетия, подтвердили ранние предположения о существовании на востоке Азии особых эпох гранитобразования (Larson и Pitman, 1972; Загрузина, 1980). В Восточном Китае (Wu Fu-Yuan et al., 2005) главная эпоха гранитообразования приурочена к раннему мелу (140-110 млн. лет назад) с максимумом внедрения в интервале 132-120 млн. лет. В Приамурье и на южной окраине Сибирского кратона в этот период формировались (Ларин и др., 2007) гранит-гранодиоритовые батолиты верхнеамурского (140-134 млн. лет) и тунгиро-олекминского комплексов (137-136 млн. лет), гранодиорит-гранитные комплексы: амуджиканский и амананский-2 (132-128 млн. лет), двуслюдяные граниты таксакандинского комплекса (134 млн. лет), интрузии бурундинского монцодиорит-гранодиоритового (130-127 млн. лет) и гранит-гранодиоритового тындинско-бакаранского (127 млн. лет) комплексов. В Восточном Китае с гранитоидами раннемеловой эпохи связана крупномасштабная золотая минерализация (Wu Fu-Yuan et al., 2005). Этот же возраст имеют месторождения Приамурской золотоносной провинции (Моисеенко, Степанов, Шергина, 1999). Они формировались, по изотопным Rb-Sr данным: Кировское – 128, Бамское – 129, Покровское – 131, Березитовое – 130, Токурское – 133-112 млн. лет назад. Раннемеловая эпоха гранитообразования, с ясной золотой специализацией, фиксирует максимальное сжатие Азиатской окраины, которое было вызвано готерив-барремским ускорением тихоокеанского спрединга (Степашко, 2008) с максимумом скорости на рубеже 130 млн. лет назад.

Второй интервал быстрого разрастания океанической коры приходится на сеноман-кампанское время (100-80 млн. лет назад) с максимумом скорости спрединга на рубеже 87-88 млн. лет. В этот период на Северо-Востоке Азии, например, формировались интрузии дукчинского (99 ± 3 млн. лет), омсукчанского (97 ± 4 млн. лет), леурваамского (91 ± 4 млн. лет) и неорчанского (84 ± 3 млн. лет) гранитоидных комплексов (Котляр и др., 2001). На юге с этим же интервалом, 90-80 млн. лет назад, по геохронологическим данным (Tsusue, 1984), связана вспышка гранитообразования на Корейском полуострове. На Дальнем Востоке России золото обычно предшествует олову. Обзор времени становления оловоносных гранитоидов от Чукотки до Сихотэ-Алиня (Родионов, 2000) показал, что кульминация гранитообразования, когда интрузии формировались одновременно во всех оловоносных провинциях Востока Азии, связана с интервалом 90 ± 5 млн. лет (Степашко, 2006). Не вызывают сомнений, как существование позднемеловой эпохи гранитообразования на Востоке Азии, так и ее синхронность коньякскому максимуму скорости тихоокеанского спрединга.

В соответствии с данными Родионова (2000), кульминация в образовании более кислых гранодиорит-гранитных плутонов (96-89 млн. лет назад) на Востоке России была заметно древнее максимума внедрения (88-85 млн. лет назад) интрузий диорит-гранодиоритового типа. Возрастной рубеж, разделяющий гранитоиды двух типов, отвечает максимуму скорости (87-88 млн. лет назад) спрединга. Следует предполагать, что в узком возрастном интервале, когда сжатие особенно интенсивно при кульминации спрединга, образование и внедрение магматических расплавов становится затруднительным. Как результат образуется пара гранитоидных комплексов – первый, когда сжатие превышает средний уровень и продолжает усиливаться при ускорении спрединга, и второй комплекс, когда скорость спрединга падает, сжатие, соответственно, уже уменьшается, но еще превышает средний уровень. В Восточном Китае ярким подтверждением модели образования парных комплексов являются раннемеловые граниты орогена Даби (Haijin Xu et al., 2007). По геохимическим данным и U-Pb определениям возраста здесь выделяется две стадии магматизма. Гранитоиды ранней (~132 млн. лет) представлены деформированными и рассланцованными кварцевыми монцонитами и монцогранитами. Геохимически от них резко отличны недеформированные гранитоиды второй стадии с возрастом (~128 млн. лет), представленные монцогранитами и гранит-порфирами. Предполагаемая парность проявлена и для раннемеловых гранитоидов южного обрамления Сибирского кратона. В Селенгино-Становом супертеррейне, например, на первой стадии (137-136 млн. лет назад) формировались батолиты тунгиро-олекминского комплекса, на второй (132-128 млн. лет назад), массивы комплекса амананский-2. Их внедрение было разделено фазой складчатости и регионального метаморфизма (Ларин и др., 2007).

В классической работе И.А. Загрузиной (1980) для конца мезозоя предполагалось существование трех глобальных рубежей гранитообразования в обрамлении Тихого океана: 150 ± 15 млн. лет, 100 ± 10 млн. лет и 70 ± 10 млн. лет. Геохронологические исследования конца ХХ – начала ХХI веков указывают для мела на существование лишь двух эпох гранитообразования: 130 ± 5 млн. лет и 87 ± 10 млн. лет. Генетической причиной каждой из них были ранне- и позднемеловые периоды высокой скорости тихоокеанского спрединга, вызывавшие усиление сжатия на востоке Азии.

Литература

Степашко А.А. Особенности меловой динамики Тихоокеанской плиты и этапы магматической активности на северо-востоке Азии // Геотектоника. 2006. № 3. С.70-82.

Степашко А.А. Циклы Тихоокеанского спрединга // Океанология. 2008. № 3. С.436-444.