WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

 

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ПЕТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ

На правах рукописи

ЛАРИН Анатолий Михайлович

РАПАКИВИГРАНИТСОДЕРЖАЩИЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ: ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ, ВОЗРАСТ, ИСТОЧНИКИ

Специальность 25.00.04 – петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Москва – 2008

Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия Российской Академии Наук (ИГГД РАН)

Официальные оппоненты:

член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук

Верниковский Валерий Арнольдович (ИНГГ СО РАН)

доктор геолого-минералогических наук

Бибикова Елена Владимировна (ГЕОХИ РАН)

доктор геолого-минералогических наук

Шарков Евгений Витальевич (ИГЕМ РАН)

Ведущая организация:

Институт геологии и природопользования ДВО РАН

Защита состоится « 5 » июня 2008 г. в ____  часов на заседании диссертационного совета Д 002.122.01 при Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии Наук (ИГЕМ РАН) по адресу: 119017 Москва, Старомонетный пер., д. 35

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГЕМ РАН

Автореферат разослан «  » _________ 2008 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

кандидат геолого-минералогических наук

  М.А. Юдовская

Введение

Актуальность исследований. Граниты рапакиви с давних пор привлекали внимание геологов необычностью своих структур и состава, размерами интрузивных тел и разнообразием ассоциирующих горных пород. Первое, что привлекает внимание – это характерные маргинационные структуры. Такие граниты, насыщенные крупными овоидами щелочного полевого шпата, заключенными в плагиоклазовые оболочки, могут прослеживаться на сотни километров, образуя гигантские батолиты, площадь которых может достигать десятков тысяч квадратных километров. Необычным является и возрастное положение этих гранитов. В истории геологического развития планеты они внезапно в больших объемах появляются в конце палеопротерозоя и исчезают к концу неопротерозоя. Необычным является и минеральный состав гранитов рапакиви, для которого характерно сочетание минералов типичных как для гранитов, так и для основных пород. Весьма специфичны и разнообразны ассоциирующие с гранитами рапакиви другие типы горных пород. Особенно характерна их ассоциация с  анортозитами. Последние могут образовывать очень крупные массивы, также докембрийского возраста, известные в литературе как «massif-type anorthosite» (Ashwal, 1993) или автономные анортозиты (Богатиков, 1979). Иногда к гранитам рапакиви присоединяются щелочные граниты (Larin et al., 1997), и даже щелочные породы (Заварицкий, 1937). Наряду с этим известны рапакиви, для которых характерна ассоциация породами шошонитовой и ультракалиевой серий и гранитами S-типа (Ларин и др., 2003; Wernick, Menezes, 2001). Также достаточно привлекателен и минерагенический облик этих гранитов и ассоциирующих пород. В конце прошлого века в связи с ними было открыто большое количество промышленных (в том числе и очень крупных) месторождений различных типов, и была установлена важная рудогенерирующая роль этих пород.

Граниты рапакиви к настоящему времени достаточно хорошо исследованы (в первую очередь Балтийского щита и Северной Америки), однако существует целый ряд проблем либо еще неразрешенных, либо не до конца проработанных. Из наиболее важных можно выделить следующие: выявление характера связей различных пород, входящих в магматические ассоциации с гранитами рапакиви и типизация этих ассоциаций; длительность и дискретность их формирования; проблема источников гранитов рапакиви и ассоциирующих пород; закономерностей распределения гранитов рапакиви и связанных с ними пород в пространстве и времени; геодинамические обстановки их формирования, а также минерагения этих пород. Для решения многих из этих вопросов необходимо привлечение не только современных геохимических, петрологических и других традиционных методов, но и прецизионных геохронологических и изотопно-геохимических исследований.

Цель работы – выявить наиболее характерные особенности рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций, определить их место в истории геологического развития древних платформ и наметить ведущие механизмы их формирования.

Основные задачи:

1. Классифицировать магматические ассоциации, включающие граниты рапакиви.

2. Определить возрасты реперных рапакивигранитсодержащих магматических комплексов различных типов Сибирской и Восточно-Европейской платформ, а также оценить длительность и дискретность их формирования.

3. Выявить характер связей гранитов рапакиви и ассоциирующих с ними пород и идентифицировать их источники.

4. Определить геодинамические обстановки формирования рассматриваемых магматических ассоциаций.

5. Выявить характер связей различных типов оруденения с гранитами рапакиви и ассоциирующими породами, а также оценить связь геодинамических обстановок, типов магматических ассоциаций, типов и масштабов оруденения.

Фактический материал и аналитические методики исследований. В основе диссертации лежат материалы, собранные автором в ходе полевых исследований рапакивигранитсодержащих магматических комплексов и ассоциирующих с ними месторождений Балтийского щита (1971-1977, 1986 и 1991 гг.) и Сибирской платформы (1980, 1987-1990 и 1998 гг.), а также геологических экскурсий в Финляндии (1991 и 1999 гг.), Швеции (1996 г.), Китае (1992 г.), Бразилии (1995 и 2002 гг.) и США (1993 и 1998 гг.). Исследования производились в рамках тематических планов ВСЕГЕИ, ИГГД РАН, и при поддержке грантов РФФИ (94-05-17033, 96-05-65125, 97-05-65454, 00-05-64823, 06-05-64989) и ISF (RI E000), а также международных проектов IGCP № 315, 371, 426 и 510.

Было исследовано более 3000 петрографических шлифов, использовано около 1000 оригинальных анализов пород на породообразующие окислы и элементы-примеси, датированы U-Pb методом по циркону, монациту и гранату 66 образцов и Sm-Nd изохронным методом по минералам – 6, проведены изотопно-геохимические исследования 438 образцов (Sm-Nd – 139, Rb-Sr – 81, Pb-Pb – 218). Некоторое количество образцов для исследований было любезно предоставлено В.В. Булдыгеровым, В.А. Гурьяновым, И.Н. Дагелайской, А.И. Ивановым, Л.Б. Макарьевым, Ю.Л. Ронкиным, Н.А. Срывцевым, М.К. Сухановым.

Исследование химического состава пород проводилось с использованием методов РФА (основные петрогенные компоненты, Rb, Ba, Sr, Pb, Th, Zr, Nb, Y, Ti, Co, Ni, V, Cr) в ИГГД РАН и ВСЕГЕИ, ID TIMS (REE) в ИГЕМ РАН, INA (REE, Ta, Nb, Hf, Zr, Zn, Li, Cs, Rb, Sc, Th, U, Cr, Co) в ИГГД РАН и в Институте ядерной физики РАН (Санкт-Петербург), ICP MS (Be, Rb, Sr, Li, Cs, Th, U, Zr, Hf, Ta, Nb, REE, Sc, Ga, Cu, Zn) в Институте аналитического приборостроения РАН и ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург).

Геохронологические (U-Pb, Sm-Nd) исследования были выполнены в ИГГД РАН, ВСЕГЕИ, в Геологической службе США и Канады. Изотопно-геохимические (Nd, Sr, Pb) исследования были произведены в ИГГД РАН и в Геологической службе США.

В ходе работы над диссертацией были критически проанализированы практически все опубликованные к настоящему времени результаты геохимических, петрологических, геохронологических и изотопно-геохимических исследований магматических комплексов, включающих граниты рапакиви. В тех случаях, когда в тексте диссертации отсутствуют ссылки на метод геохронологических исследований, подразумевается, что приведены результаты, полученные U-Pb методом по циркону.

Защищаемые положения.

1. Магматические ассоциации, содержащие граниты рапакиви, принадлежат к четырем типам: анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитному,  анортозит-мангерит- рапакивигран-щелочногранитному, габбро-рапакивигранит-фоидитовому и рапакивигранит-шошонитовому. Гранитоиды первых трех ассоциаций относятся к «восстановленным» внутриплитным гранитам А-типа, в последней ассоциации сосуществуют граниты А- и S-типов с геохимическими характеристиками посторогенных «окисленных» гранитов.

2. Образование рапакивигранитсодержащих магматических комплексов происходило в ходе неоднократных импульсов внедрения мафических и фельзических магм, связанных с дискретно и длительно (до 50 млн. лет) функционирующим сублитосферным мантийным источником. Длительность кристаллизации магм не превышала 1-2 млн. лет.

3. Формирование магм рапакивигранитсодержащих ассоциаций протекало в ходе сложных процессов мантийно-корового взаимодействия. Для щелочных гранитов доминирующим является мантийный источник типа OIB. Смешанные, мантийно-коровые, источники характерны для субщелочных гранитов. Для всех магматических ассоциаций, за исключением рапакивигранит-шошонитовой, устанавливаются нижнекоровые источники, тогда как для последней ассоциации характерны средне- и верхнекоровые источники.

4. Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации формировались во внутриплитных условиях, но в различных геодинамических обстановках. Их образование контролировалось двумя главными факторами: (1) тектоническими процессами на границах литосферных плит и (2) активностью мантийных плюмов.

Научная новизна.

1. Разработана классификация рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций, даны их геохимические характеристики и выделены основные геохимические типы гранитоидов.

2. На основании проведенных геохронологических исследований: (1) определен возраст ряда реперных объектов рассматриваемых ассоциаций; (2) установлена длительность и дискретность формирования ряда ключевых магматических комплексов; (3) выявлена полихронность рудообразования ряда месторождений, ассоциирующих с гранитами рапакиви.

3. В результате проведения изотопных (Nd, Sr, Pb) исследований: (1) получены свидетельства о смешанной мантийно-коровой природе источников гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов А-типа; (2) установлена природа коровых протолитов гранитов различных магматических ассоциаций; (3) получены данные, свидетельствующие о высокой степени контаминирванности  первичных базитовых магм нижнекоровым веществом при формировании автономных анортозитов; (4) выявлены характеры связей различных типов оруденения с гранитами рассматриваемых магматических ассоциаций.

4. Реконструированы геодинамические обстановки формирования магматических ассоциаций, содержащих граниты рапакиви. Показано, что их образование контролировалось как тектоническими процессами на границах литосферных плит, так и активностью мантийных плюмов. 

5. Дана оценка металлогенической специализации рассматриваемых магматических ассоциаций; определены возрастные интервалы наибольшей металлогенической активности (1.85-1.70 и 1.30-1.00 млрд. лет) и показано, что формирование большей части крупных и суперкрупных месторождений связано с деятельностью мантийных плюмов; установлено, что для полигенных и полихронных месторождений, формирование которых происходило значительно позже становления гранитов рапакиви, последние могли выступать в качестве основных источников рудного вещества.

Практическая значимость. Получены новые данные о возрасте реперных стратифицированных и интрузивных геологических комплексов, зачастую резко меняющие устоявшиеся геологические представления о тектонической эволюции ряда регионов Сибирской платформы. Эти данные рекомендованы для использования при составлении региональных легенд геологических карт нового поколения Забайкалья и Дальнего Востока. Проведенный металлогенический анализ рассматриваемых магматических ассоциаций закладывает основу для оценки факторов контроля различных типов оруденения с ними ассоциирующих и разработки критериев прогнозирования.

Апробация результатов исследований и публикации. Основные результаты исследований обсуждались на конференции «Актуальные направления металлогенических исследований» (Ленинград, 1988), на V-ом Восточно-Сибирском региональном петрографическом совещании (Иркутск, 1989), на 12-ом Всесоюзном металлогеническом совещании (Киев, 1990); на конференции «Эволюция докембрийской литосферы» (Ленинград, 1991); на международных симпозиумах и конференциях: «Граниты рапакиви и связанные породы» (Хельсинки, 1991, 1996; Ролла, 1993; Пиза, 1994; Белем, 1995), «Геодинамика гранитоидов» (Москва, 1991), «Анортозиты, граниты рапакиви и связанные породы» (Монреаль, 1994), «Протерозойские гранитные системы Пеннокийского террейна в Висконсине» (Мэдисон, 1998), «Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты» (Москва, 2000), «Вулканизм и сопутствующие ассоциации» (Белем, 2002), «Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза» (Санкт-Петербург, 2003); на 29-международном геологическом конгрессе (Киото, 1992) и др. Кроме того, основные положения диссертации неоднократно докладывались и обсуждались в ходе проведения международных геологических экскурсий по проектам IGCP № 315, 371, 426 и 510.

Основные защищаемые положения диссертации изложены в 148 публикациях, включая 22 раздела в 7 коллективных монографиях и 44 статьях в рецензируемых отечественных и зарубежных журналах.

Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, пяти глав и заключения, содержит 300 страниц текста, 45 таблиц, 126 рисунков и список литературы из 721 наименований.

Благодарности. Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН, хотя исследования по данной тематике были начаты значительно раньше, в период работы во ВСЕГЕИ. Автор выражает искреннюю признательность своему учителю академику Д.В. Рундквисту. Автор признателен своим коллегам и друзьям, в содружестве с которыми выполнялись отдельные части работы: Ю.В. Амелину А.М. Беляеву, Н.Г Бережной, И.М. Васильевой, Л.И. Гордиенко, Б.М. Гороховскому, А.Х. Зильберштейну, В.П. Ковачу, А.Б. Котову, Р.Ш. Крымскому, Л.Б. Макарьеву, Д. И. Матукову, Л.А. Неймарку, А.А. Немчину, Ж.Д. Никольской, Г.В. Овчинниковой, А.Г. Рублеву, Е.Ю. Рыцку, В.М. Саватенкову, Е.Б. Сальниковой, Н.А. Сергеевой, М.К. Суханову, А.Д. Шебанову, Ю.П. Шергиной, С.З. Яковлевой.

Весьма полезными и плодотворными были обсуждения проблем геологии, петрологии, тектоники, изотопной геохимии и металлогении с В.А. Глебовицким, С.Д. Великославинским, Д.А. Великославинским, Ю.Д. Пушкаревым, В.Н. Подковыровым, С.И. Турченко, И.К. Козаковым, Э.М. Пинским, Ш.К. Балтыбаевым, Дж. Беттанкуртом, Т.О. Рамо, И. Хаапала,  Р. Далл’Аньолом, М.В. Горошко В.А. Гурьяновым, А.А. Сорокиным, И.В. Бучко, В.Я. Хильтовой, Г.П. Плескач.

Всем названным лицам автор выражает глубокую и искреннюю благодарность.

Основные защищаемые положения и их обоснование

Первое защищаемое положение. Магматические ассоциации, содержащие граниты рапакиви, принадлежат к четырем типам: анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитному,  анортозит-мангерит-рапакивигран-щелочногранитному, габбро-рапакивигранит-фоидитовому и рапакивигранит-шошонитовому. Гранитоиды первых трех ассоциаций относятся к «восстановленным» внутриплитным гранитам А-типа, в последней ассоциации сосуществуют граниты А- и S-типов с геохимическими характеристиками посторогенных «окисленных» гранитов.

Граниты рапакиви являются характерной и неотъемлемой частью большинства древних платформ мира (рис. 1). В их формировании можно выделить три периода: 2.8-2.6, 1.8-1.0 и 0.6-0.5 млрд. лет. Главным из них является период 1.8-1.0 млрд. лет. Распределение гранитов рапакиви в пространстве также очень неравномерно. Наиболее «насыщены» плутонами этих гранитов Восточно-Европейская, Северо-Американская и Южно-Американская платформы. Существенно менее развиты они в пределах Сибирской и Северо-Китайской платформ, а также в Австралии, Африке и Антарктиде. Плутоны гранитов рапакиви могут образовывать как гигантские трансконтинентальные полихронные пояса, так и отдельные массивы или группы массивов. Подавляющее большинство гранитов рапакиви приурочены к протерозойским складчатым поясам.

Рис. 1. Схема размещения рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций

1 – архейские кратоны; 2 – протерозойские складчатые пояса (частично зоны переработки архейского фундамента); 3 – платформенный чехол древних платформ; 4 – фанерозойские складчатые пояса; 5 – рапакивигранитсодержащие плутоны.

Цифры на рисунке (названия массивов): 1-13 – Восточно-Европейская платформа: 1 – Выборгский, 2 – Аландский, 3 – Салминский, 4 – Нордингра, 5 – массивы района Ямтланд-Ангерманлан, 6 – Рагунда, Родо, 7 – Селенест, 8 – Роголанд, 9 – Рижский, 10 – Мазурский, 11 – Коростеньский, 12 – Корсунь-Новомиргородский, 13 – Бердяушский; 14-23 и 40 – Северо-Американская платформа: 14 – Кап-Фарвел, 15 – комплекс Найн, 16 – провинция Гренвилл (Лак Сент Джин, Мэрси, Морин, Лабрайвилл и др.), 17 – провинция Гренвилл (Уайтстоун, Ривейре Пинтесоте, Аппер Норт Ривер), 18 – Вольф Ривер, 19 – Ларами, 20 – Пайкс Пик, 21 – массивы района Сан-Франциско, 22 – Сан Габриэль, 23 – массивы Мидконтинента и Юго-Запада США, 40 – Нуэлтин; 24-32 – Ю.Американская платформа: 24 – Паргуаза, 25 – Сурикусу, Мусайа, 26 – провинция Питинга (комплекс Мапуэра), 27-31 – провинция Рондония (27 – Сьерра да Провиденсиа, 28 – Сан Антонио, Теотонио, 29 – Сан Лоренцо-Карипунас, 30 – Санта Клара, Молодые Граниты Рондонии, 31 – Алто Кадеяс), 32 – Иту; 33 и 41 – Африка: 33 – Вади Ховар, 41 – Габороне; 34-36 – Сибирская платформа: 34 – Приморский, 35 – Каларский, 36 – Улкан-Джугджурский; Северо-Китайская платформа: 37 – Шачанг, Лэнинг, Дамайо; Австралия: 38 – Сибелла, Теннант Крик, 39 – Голер Рэндж.

Исследование целого ряда плутонов классических рапакиви Балтийского щита и Северной Америки (Свириденко, 1968; Великославинский и др., 1978; Emslie, Hunt, 1989, 1990; Anderson, 1983; Ларин и др., 1991; Rm, Haapala, 1995; Neymark et al., 1994; Шарков, 1999; Andersson et al., 2002 и др.) позволило установить, что наряду со специфическим геологическим положением плутонов, имеющих постектонический, дискордантный и эпизональный характер, а также своеобразными структурны ми особенностями, для гранитов рапакиви характерна принадлежность к бимодальным магматическим ассоциациям, присутствие очень высокожелезистых Fe-Mg-силикатов, обогащение большинством некогерентных элементов и F, свидетельствующие об их принадлежности к гранитам А-типа. Среди разнообразия определений гранитов рапакиви наиболее приемлемым представляется следующее это граниты А-типа, характеризующиеся присутствием, по крайней мере, в крупных батолитах, разновидностей со структурами рапакиви (Haapala, Rm 1992).

1. Типы рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций

Выполненные автором исследования рапакивигранитсодержащих магматических комплексов Восточно-Европейской и Сибирской платформ, а также анализ литературных данных по другим регионам мира, позволили выделить 4 типа таких ассоциаций (табл. 1): анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная (АМЧРГ), анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная (АМРГЩГ), габбро-рапакивигранит-фоидитовая (ГРГФ) и рапакивигранит-шошонитовая (РГШ). Для первых двух ассоциаций характерно то, что в полном объеме они практически не встречаются. Чаще всего какие-то члены ассоциаций выпадают или проявлены редуцированно. В целом в каждой из них существует некий композиционный ряд, в рамках которого наблюдается последовательное снижение роли пород основного состава и возрастание роли пород кислого состава.

Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная ассоциация

Эта ассоциация представлена практически на всех древних платформах мира. Ее формирование охватывает значительный интервал времени от 2.62 и до 0.61-0.51 млрд. лет, однако максимум приходится на 1.8-1.0 млрд. лет. В этой ассоциации можно выделить пять групп магматических комплексов, различающихся объемными соотношениями пород и глубинностью их становления (табл. 1). Вулканические эквиваленты для комплексов двух первых, наиболее глубинных групп, отсутствуют.

Анортозит-чарнокитовые комплексы встречается исключительно в коллизионных орогенах гималайского типа. Возрастной разрыв между коллизионным событием и их внедрением не превышает 30 млн. лет. Для этой группы характерен самый широкий возрастной диапазон формирования, от каларского комплекса (2.62 млрд. лет; Ларин и др., 2006а) до комплексов Губера и Экехёрнер (0.61-0.51 млрд. лет; Marki et al., 2004) в Антарктиде. Типичными примерами являются комплексы Лабрайвилл, Морин и др., образующие в провинции Гренвилл плутонический пояс протяженностью около 1900 км, сформированный в результате трех сближенных магматических событий: 1.16-1.13, 1.09-1.05 и 1.02-1.01 млрд. лет (Corrigan, Hanmer, 1997). Плутоны имеют зональное строение. Центральные их части сложены анортозитами, окруженными мафическими породами расслоенной серии. Кроме того, присутствуют еще две группы более поздних пород – высокоглиноземистые габбро и ферродиориты. Первые рассматриваются как возможный представитель родоначальной магмы анортозитовых комплексов (Mitchell, et al., 1995), вторые – как их поздний остаточный расплав (Ashwal, 1993). Внешнее кольцо плутонов представлено гранитоидами, среди которых преобладают чарнокиты. Реже встречаются граниты рапакиви.

Магматические комплексы остальных групп этой ассоциации были сформированы в возрастном интервале 1.8-1.3 млрд. лет и приурочены почти исключительно к длительно развивавшимся (~2.0-1.0 млрд. лет) периферическим орогенам, представляющими собой фрагменты некогда единой глобальной системы аккреционных поясов, развивавшихся по границам двух суперконтинентов Нина и Атлантика (Rogers, 1996). Возрастной интервал между завершающей складчатостью и внутриплитными магматическими импульсами составляет от 100 до 350 млн. лет. Батолиты, согласно геофизическим данным состоят из переслаивающихся пластин (0.5-3.0 км) гранитов и основных пород и прослеживаются до глубин 20-30 км (Elo, Korja, 1993). Под ними фиксируется подъем границы М и уменьшение мощности коры на 10-20 км (Buryanov et al., 2001). Гранитоиды являются доминирующим

Таблица 1. Типы магматических ассоциаций, содержащих граниты рапакиви

Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная

Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная

Габбро-рапакивигранит-фоидитовая

Рапакивигранит-шошонитовая

Группы магматических ассоциаций, включающих граниты рапакиви (с примерами конкретных комплексов)

Анортозит-чарнокитовая

2.62 млрд. лет Каларский, Сибирская платформа

1.80-1.79 млрд. лет Лофотен-Вестерален, Балтийский щит

1.16-1.01 млрд. лет Лабревилл, Морин и др., провинция Гренвилл

С.Американская платформа

0.93-0.92 млрд. лет Роголанд, Свеко-Норвежская зона, Балтийский щит

0.61 млрд. лет Губер, Антарктида

Анортозит-мангерит-гранитная

1.44-1.43 млрд. лет Ларами, С.Американская платформа

Анортозит-рапакивигранитная

1.79-1.47 млрд. лет комплексы западной части В.Европейской платформы

Мангерит-рапакивигранитная

1.57-1.39 млрд. лет Сьерра да Провиденсиа, Санто Антонио и др. Амазонский кратон, пров. Рондония

Рапакивигранитная

1.76-1.75 млрд. лет Нуэлтин, север С.Американской платформы

1.59-1.60 млрд. лет Хилтаба, ЮВ Австралия, провинция Голер

1.54-1.31млрд. лет Паргуаза, Сан Лорецо-Карипунас, Алто Кандейас и др., Амазонский кратон

Анортозит-рапакивигранит-щелочногранитная

1.74-1.70 млрд. лет Улкан-Джугджурский, Сибирская платформа

1.35-1.29 млрд. лет Найн, С.Американская платформа, провинция Найн

Мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная

1.24 млрд. лет Стрэндж Лейк, С.Американская платформа,  провинция Рэй

Рапакивигранит-щелочногранитная

1.83 млрд. лет Мапуэра, Амазонский кратон, провинция Питинга

1.79 млрд. лет Телес-Пайрес, Амазонский кратон

1.08-0.97 млрд. лет Санта Клара и Молодые Граниты Рондонии, Амазонский кратон, провинция Рондония

1.09-1.08 млрд. лет Пайкс Пик, С.Американская платформа

1.35 млрд. лет Бердяушский плутон, В.Европейская платформа, Ю.Урал

1.88-1.84 млрд. лет Ю.Сибирский магматический пояс, ЮЗ обрамление Сибирской платформы

0.62-0.58 млрд. лет магматический пояс Плурисериал Рибейра, складчатый пояс Рибейра, Ю.Бразилия

~0.6 млрд. лет магматический пояс Вади Ховар, В.Африканский ороген

типом пород. Среди них преобладают овоидные биотит-амфиболовые граниты (выборгиты и питерлиты). Биотитовые и топазсодержащие граниты характерны для апикальных частей батолитов.

Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная магматическая ассоциация

В отличие от предыдущей она имеет более ограниченное распространение как в пространстве, так и во времени. Плутоны этого типа известны на Северо-Американской, Южно-Американской и Сибирской платформах, локализованы в протерозойских складчатых поясах и формировались в интервале 1.8-1.0 млрд. лет. Здесь также выделяется три группы комплексов (табл. 1). Комагматичные вулканиты характерны для всех трех групп. Возрастной интервал между магматизмом этого типа и предшествующими орогеническими событиями составляет не менее 100 млн. лет.

Типичный представитель этой ассоциации – Улкан-Джугджурский комплекс (1.74-1.70 млрд. лет), локализованный в центральной части Билякчан-Улканского вулканоплутонического пояса, протягивающегося более чем на 750 км по юго-восточной границе Сибирской платформы (Larin et al., 1997). Последовательность событий при формировании комплекса: Геранский массив анортозитов → Южно-Учурский массив гранитов рапакиви → улканская серия бимодальных вулканитов  → Северо-Учурский массив (субщелочные гиперсольвусные граниты I и II фазы) → тела габбродиабазов → Северо-Учурский массив (щелочные граниты III фазы) → амундалинский вулканический комплекс комендитов и онгориолитов.

Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация

Известен только один пример этой ассоциации – Бердяушский массив, расположенный в юго-восточной части Восточно-Европейской платформы, в Башкирском антиклинории, рифейские комплексы которого формировались в условиях пассивной континентальной окраины (Пучков, 2000). Со среднерифейским импульсом рифтогенеза связано внедрение Бердяушского массива – 1350±10 млн. лет и формирование базальт-липаритовой вулканической серии (Краснобаев и др., 1984). В составе массива выделяются три группы пород: гранитоиды, основные породы и щелочные породы. Преобладают граниты и кварцевые сиениты рапакиви. Редко отмечаются дайки щелочных гранитов. В центральной части массива развиты поздние тела щелочных и нефелиновых сиенитов. Основные породы (габброиды и габброанортозиты) встречаются среди гранитоидов в виде мегаинклавов.

Рапакивигранит-шошонитовая ассоциация

РГШ ассоциация, образующая узкие и протяженные пояса, развита ограниченно и связана с транспрессионными орогенами. Типичным для этой ассоциации является совмещение гранитов рапакиви с высоко- и ультракалиевыми магматическими породами. Кроме того, в нее могут входить иные граниты А-типа и калиевые граниты S-типа (Ларин, 2004). Типичный пример – Южно-Сибирский магматический пояс (1.88-1.84 млн. лет; Ларин и др., 2003), протягивающийся по юго-западному обрамлению Сибирского кратона более чем на 2500 км. Интервал между коллизионным событием и формированием пояса не превышает 30 млн. лет (Ларин и др., 2006б). В составе пояса выделено пять групп пород: (1) граниты А-типа, в том числе рапакиви и чарнокиты (приморский, татарниковский, кодарский и др. комплексы); (2) породы шошонит-латитовой серии (Cеверо-Байкальский вулканоплутонический пояс); (3) калиевые граниты S-типа (чуйско-кодарский комплекс); (4) лампроиты ханинского комплекса; (5) мафит-ультрамафитовые интрузии чинейского комплекса.

2. Особенности минерального состава гранитоидов и условия их кристаллизации

Наиболее характерной особенностью минерального состава гранитов рапакиви является высокая железистость Fe-Mg-силикатов. При этом экстремально высокая железистость этих минералов свойственна гранитам рапакиви первых трех ассоциаций, для которых типоморфны такие минералы как лепидомелан и ферригастингсит, высокожелезистые пироксены (феррогеденбергит, ферроавгит, ортоферросилит, пижонит) и фаялит (Свириденко, 1968; Великославинский и др., 1978; Anderson, Morrison, 2005 и др.). В поздних наиболее дифференцированных топазсодержащих гранитах появляется протолитионит. В гранитах рапакиви РГШ ассоциации Fe-Mg силикаты представлены биотитом и роговой обманкой, к которым иногда присоединяется гиперстен. Железистость этих минералов ниже, чем в рапакиви первых трех ассоциаций (Донская и др., 2005). В гранитах S-типа РГШ ассоциации появляются первичный мусковит и турмалин. Для щелочных гранитов типоморфны рибекит, эгирин, реже астрофиллит, Li-слюда и энигматит.

Общим для гранитов рапакиви первых трех ассоциаций является кристаллизация из «сухих» и высокотемпературных магм в условиях низкой фугитивности кислорода (fO2 < FMQ буфера) и воды (Anderson, 1987; Salonsaari, 1995; Frost et al., 2002). Для Выборгского батолита установлены температуры кристаллизации в диапазоне 850-650С (Salonsaari, 1995; Elliot, 2001), еще более высокие температуры приводятся для гранитов комплекса Ларами, около 900С (Anderson et al., 2003). Становление массивов осуществлялось преимущественно в гипабиссальных условиях при давлениях от 5.4 до 1 кбар (Eklund, Shebanov, 1999; Elliot, 2001; Anderson et al., 2003). Граниты РГШ ассоциации также кристаллизовались из высокотемпературных магм при давлениях от ~1 до 4-7 кбар, редко больше, в условиях варьирующих, но в целом более высоких значений фугитивности кислорода (FMQ ≤ fO2 ≤ HM) и воды (Wernick, Menezes, 2001; Донская и др., 2005). Кристаллизация щелочных гранитов осуществлялась в малоглубинных условиях из маловодных и крайне высокотемпературных расплавов (>950С) в восстановительных условиях (fO2 ≤ FMQ буфер) (Smith et al., 1999).

3. Геохимические особенности магматических пород

Граниты рапакиви АМЧРГ ассоциации принадлежат к высокожелезистым и высококалиевым гранитам субщелочной серии, составы которых варьируют от слабо метглиноземистых до перглиноземистых. В общем, для гранитов рапакиви характерны высокие содержания K, Rb, Pb, Nb, Ta, Zr, Hf, Zn, Ga, Sn, Th, U, F, REE (за исключением Eu) и низкие содержания Ca, Mg, Al, P и Sr по сравнению с известково-щелочными гранитами. По мере усиления дифференцированности гранитов происходит последовательное увеличение содержаний Rb, Ga, Nb, Ta, Sn, F, Th, U, Y, HREE и уменьшение содержаний Ti, Fe, Mg, Al, Mn, Ca, Ba, Sr, Zr и Р. Для REE спектров биотит-амфиболовых гранитов (рис. 2а) характерно обогащение LREE, пологий наклон графика в области MREE-HREE, и наличие негативной Eu аномалии, что характерно для гранитов А-типа. По мере увеличения степени дифференцированности гранитов происходит обеднение LREE, обогащение HREE и «углубление» Eu аномалии. Для экстремально дифференцированных топазсодержащих гранитов характерен спектр с почти равноплечным распределение REE и глубокой Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.08), близкий спектрам фанерозойских Li-F гранитов. Спайдерграммы (рис. 2б), демонстрирующие плавное снижение содержаний элементов в ряду увеличения совместимых свойств элементов, с резкими негативными аномалиями для Sr, P, Ti и Eu и менее выраженными для Ва, Nb и Ta, также типичны для гранитов А-типа. На дискриминационных диаграммах (рис. 3) граниты рапакиви попадают в поля внутриплитных гранитов и гранитов А-типа. Чарнокиты по своим геохимическим характеристикам практически  идентичны  гранитам рапакиви (Свиридено, 1968; Petersen, 1980).  В отличие от  последних им соответствуют более глубинные уровни становления (Великославинский и др., 1978; Шинкарев, Иванников, 1983). Граниты рапакиви из АМРГЩГ и ГРГФ ассоциаций геохимически близки к классическим рапакиви Балтийского щита (рис. 2в-з, 4а,б). Однако щелочные граниты, входящие в эти ассоциации, демонстрируют существенные различия. Например, щелочные граниты Бердяушского массива геохимически очень близки к гранитам рапакиви, отличаясь лишь слегка более высокой степенью дифференцированности. Они имеют индекс агпаитности,  близкий к  единице, и принадлежат к  К-серии. Щелочные граниты  АМРГЩГ

Рис. 2. Графики распределения REE (а, в, д, ж) и спайдерграммы (б, г, е, з) пород Салминского батолита и Улкан-Джугджурского вулканоплутонического комплекса, нормированные к хондриту (Taylor, McLennan, 1985) и примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), соответственно.

а-б – граниты Салминского батолита (СМ – Салминский массив, УМ – Улялегский массив);

в-з – породы Улкан-Джугджурского вулканоплутонического комплекса: в-г – гранит Южно-Учурского массива и вулканиты улканской серии (СМ и ВМ – овоидные биотит-амфиболовые граниты Салминского и Выборгского массивов, средние значения); д-е – гранитоиды Северо-Учурского массива; ж-з – породы амундалинского вулканогенно-экструзивного комплекса.

Рис. 3. Дискриминационные диаграммы для гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов и кислых вулканитов: (а) – FeO*/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y) по (Whalen et al., 1987); (б) – Rb-(Y+Nb) по (Pearce et al., 1984).

1 – АМЧРГ ассоциация (батолиты Балтийского щита); 2 – АМРГЩГ ассоциация (Улкан-Джугджурский и Мапуэра  комплексы, Пайкс Пик массив); 3 – ГРГФ ассоциация (Бердяушский массив); 4 – РГШ ассоциация (Южно-Сибирский магматический пояс).

Примечание: высокодифференцированные граниты исключены из выборок.

Поля диаграммы: ORT – орогенические недифференцированные граниты М-, I- и S-типов; FG –фракционированные орогенические граниты; VAG – граниты островных дуг; Syn-COLG – синколлизионные граниты; Post-COLG – постколлизионные граниты; ORG – граниты океанических хребтов; WPG – внутриплитные граниты.

ассоциации (улкан-джугджурский комплекс) показывают принадлежность к высокожелезистым гранитам Na-серии с высоким индексом агпаитности (NK/A=0.98-1.57) и резко отличаются от ассоциирующих гранитов рапакиви по уровню обогащения большинством некогерентных элементов. Спайдерграммы и REE-спектры этих гранитов (рис. 2д,е) близки к типичным анорогенным редкометальным щелочным гранитам фанерозойского возраста с источником OIB типа (см. Коваленко и др., 2002). Экстремально фракционированными породами являются поздние экструзивно-вулканогенные образования, где сосуществуют комендиты и онгориолиты (рис. 2ж,з). Первые принадлежат к Na-серии агпаитовых пород, вторые – к К-серии плюмазитовых пород. Аналогичная ассоциация экстремально фракционированных гранитов этих двух серий характерна для комплексов Найн (Miller et al., 1997), Мапуэра (Lenharo et al., 2003) и Молодые Граниты Рондонии (Bettencourt et al., 1999). Все граниты этих двух ассоциаций принадлежат к типичным внутриплитным гранитам А-типа (рис. 3).

Гранитоиды РГШ ассоциации отличаются наибольшим разнообразием составов. Например, в Южно-Сибирском магматическом поясе выделяется три геохимически отличных группы гранитоидов и ассоциирующих вулканитов: шошонит-латит-трахириолитовая, рапакивигранит-чарнокитовая и S-гранитовая. В этом ряду наблюдается последовательное увеличение глиноземистости пород от низко- до высокоглиноземистых гранитов (ASI до 1.6), снижение содержаний HFS-элементов и возрастание LILE/HFSE отношения (рис. 4в-з). Породы первых двух групп относятся к гранитам А-типа (рис. 3а), однако к типично «внутриплитному» геохимическому типу можно отнести только высокалиевые гранитоиды первой группы (Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс), которые геохимически наиболее близки к гранитам рапакиви АМЧРГ ассоциации (Неймарк и др., 1998; Ларин и др., 2003а, б). Остальные же по целому ряду своих геохимических признаков занимают граничное положение между орогеническими и внутриплитными гранитами. На дискриминационных диаграммах Дж. Пирса (рис. 3б) они вместе с S-гранитами третьей группы занимают поле посторогенных гранитов (Ларин и др., 2006б).

На диаграммах Y-Nb-Zr/4 и Y-Nb-Се (Eby, 1992) все субщелочные граниты различных ассоциаций попадают в поле А2 – поле, представляющее магмы, отделенные от континентальной или андерплейтовой коры. В это же поле попадают и щелочные граниты, которые в крайне ограниченном объеме встречаются в массивах АМЧРГ и ГРГФ ассоциаций. В то же время щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации ложатся в поле А1 – поле гранитов, представляющих собой дифференциаты базальтовых магм, отделенных от источников типа OIB. На мантийный источник этого типа гранитов указывают также значения «канонических» отношений элементов, используемых для оценки источников разнообразных мантийных магм (Коваленко и др., 2007). В частности, средние значения отношений Nb/U, Zr/Nb и Th/Ta в щелочных гранитах АМРГЩГ ассоциации улкан-джугджурского комплекса – 48, 7.3 и 1.3, близки к этим отношениям в OIB – 47.05, 5.83 и 1.48 (Sun, McDonough, 1989). Субщелочные гиперсольвусные граниты этого комплекса имеют транзитный характер, перекрывая поля А1 и А2. Вероятно, их происхождение связано со смешением этих двух различных типов гранитных магм.

Нефелиновые и щелочные сиениты Бердяушского массива относятся к миаскитовому типу (NK/A = 0.66-1.06). По сравнению с агпаитовыми щелочными породами они обеднены некогерентными элементами. Для REE характерна высокая степень фракционированности ([La/Yb]N = 20.0-30.6) и умеренная негативная Eu аномалия (0.68-0.39).

Породы габбро-анортозитового комплекса АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций близки по химическому и минеральному составу и являются типичными представителями «massif-type anorthosite». Для анортозитов характерно обогащение элементами, имеющими геохимическое сродство с плагиоклазом (Sr, Eu) и обеднение всеми другими совместимыми и несовместимыми элементами. Для REE спектров типично обогащение LREE ([La/Yb]N = 6.44-18.3) и заметная положительная Eu аномалия (до 6.7). Ферродиориты отличаются высокой железистостью и имеют высокие содержания Fe, Ti, P, Ba, Zr, Zn, Y и REE и низкие содержания совместимых элементов. REE спектры имеют фракционированный характер ([La/Yb]N = 8.72-13.6) со слабо проявленной отрицательной Eu аномалией. Высокоглиноземистые габбро отличаются наибольшей магнезиальностью (Mg# = 54-59), наиболее высокими содержаниями совместимых элементов и наибольшей истощенностью некогерентными элементами. Для них характерен REE спектр близкий к анортозитам ([La/Yb]N = 9.8; Eu/Eu* = 5.29), но с более низкими содержаниями REE.

Габброиды ГРГФ ассоциации принадлежат к умеренно титанистым и умеренно железистым породам толеитовой серии. По сравнению с основными породами АМЧРГ и АМРГЩГ они несколько обогащены совместимыми элементами и обеднены LIL-элементами.

Базальты относятся преимущественно к дифференцированным высокожелезистым континентальным толеитам, обогащенным некогерентными и обедненным когерентными элементами. Их состав варьирует от высоко-Ti базальтов повышенной щелочности в АМРГЩГ ассоциации до низко-Ti базальтов, близких к E-MORB в ГРГФ ассоциации. Низко-Ti базальты РГШ ассоциации принадлежат к шошонитовой серии. На дискриминационных диаграммах Zr/Y-Zr и Zr/4-2Nb-Y все они ложатся в поле внутриплитных базальтов. Некоторое смещение составов этих пород на графиках Th/Yb-Ta/Yb и Th-Hf/3-Ta в сторону полей базальтов активных континентальных окраин, а также наличие отрицательных Nb-Ta аномалий на спайдерграммах, указывает на литосферный компонент в источниках этих пород.

Таким  образом,  особенности минерального  и  химического  состава  большинства пород

Рис. 4. Графики распределения REE (а, в, д, ж) и спайдерграммы (б, г, е, з) пород Бердяушского массива и ассоциирующих вулканитов и Южно-Сибирского магматического пояса, нормированные к хондриту (Taylor, McLennan, 1985) и примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), соответственно.

а-б – граниты Бердяушского массива и риолит машакской свиты (ВМ – овоидные биотит-амфиболовые граниты Выборгского массива, среднее значение);

в-з - Южно-Сибирский магматический пояс: в-г – граниты рапакиви Приморского батолита (СМ и ВМ – овоидные биотит-амфиболовые граниты Салминского и Выборгского массивов, средние значения); д-е – граниты чуйско-кодарского и кодарского комплексов; ж-з – породы Северо-Байкалского вулканоплутонического пояса.

Для гранитов приморского комплекса использованы аналитические данные из работы (Левицкий и др., 2002).

рассматриваемых ассоциаций указывают на их дифференцированный характер. Геохимические характеристики пород свидетельствуют об их внутриплитной природе. Среди гранитоидов можно выделить три главные группы.  К первой относятся классические граниты рапакиви магматических ассоциаций первых трех типов, которые являются типичными представителями внутриплитных субщелочных гранитов А2-типа. От других гранитов А2-типа их отличает экстремально высокая железистость как пород, так и Mg-Fe силикатов, наиболее высокие содержания K2O, HFSE, REE и F, а также кристаллизация из «сухих», высокотемпературных магм в резко восстановительных условиях. Высокие концентрации некогерентных элементов даже в слабо дифференцированных гранитах свидетельствуют о низких степенях парциального плавления источника в ходе генерации первичных магм этих гранитов. Эволюция этих гранитов осуществляется по плюмазитовому тренду. Конечным продуктом глубокой дифференциации этих магм являются Li-F граниты, представляющие собой типичные редкометальные граниты. Низкие значения fO2 и fH2O гранитов, отражают низкие fO2 и fH2O источника. Принадлежность гранитов к типу А2 и наличие Nb-Ta негативной аномалии, свидетельствуют о том, что источник типа OIB для них маловероятен, и, наоборот, о важной роли литосферного компонента. Ко второй группе относятся щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации, представляющие собой высокожелезистые, высокодифференцированные граниты А1-типа Na-серии, максимально обогащенные некогерентными элементами, особенно группы HFSE, HREE и F. Эти граниты также кристаллизуются из «сухих», «восстановленных» и очень высокотемпературных магм, эволюция которых осуществляется по агпаитовому тренду. Наиболее дифференцированные породы этой серии представлены экстремально обогащенными некогерентными элементами альбитовыми гранитами, грорудитами и комендитами, также принадлежащими к редкометальным гранитам. Связь этих гранитов с мантийным источником типа OIB представляется наиболее вероятной.

К третьей группе относятся субщелочные калиевые граниты, варьирующие по составу от гранитов А2-типа до S-гранитов. Эти граниты принадлежат исключительно к РГШ ассоциации. Общим для всех них является повышенная глиноземистость и железистость и повышенные содержания некогерентных элементов, в первую очередь LILE. По сравнению с классическими рапакиви для них в целом характерна более высокая фугитивность кислорода и воды, они также несколько обеднены калием, HFSE и HREE, менее дифференцированы и принадлежат к геохимическому типу «посторогенных» гранитов.

Второе защищаемое положение. Образование рапакивигранитсодержащих магматических комплексов происходило в ходе неоднократных импульсов внедрения мафических и фельзических магм, связанных с дискретно и длительно (до 50 млн. лет) функционирующим сублитосферным мантийным источником. Длительность кристаллизации магм не превышала 1-2 млн. лет.

Геологические процессы подразделяются на длительные и быстрые. Среди магматических к первым можно отнести процессы на конвергентных границах плит, длительность которых может достигать 150 млн. лет, (Зоненшайн, Кузьмин, 1992). К быстрым чаще относится внутриплитный магматизм. Наибольшей кратковременностью магматизма (до 5 млн. лет) отличаются «Большие Магматические Провинции» (LIP) (Van Schmus, 2003). Чтобы оценить длительность магматического процесса в различных типах рапакивигранитсодержащих ассоциаций были произведены специальные геохронологические исследования Салминского батолита, улкан-джугджурского комплекса и Южно-Сибирского магматического пояса. Кроме того, современные геохронологические исследования показали, что с помощью U-Pb датирования могут быть решены вопросы возраста кристаллизации конкретных интрузий или фаз внедрения. Прецизионная геохронология интрузивных импульсов может быть использована для оценки длительности существования магматического очага, динамики его развития, скорости внедрения магмы и скорости кристаллизации, и их изменений во времени. Рапакивигранитсодержащие магматические комплексы представляют собой благодатный объект для такого рода исследований, т.к. отличаются длительностью формирования и полифазностью, разнообразием пород и высокой степенью их дифференцированности.

Обычно принимается, что интервал времени между кристаллизацией циркона и его остыванием ниже температуры, когда прекращается диффузия Pb, является очень небольшим – значительно меньше, чем погрешность определения возраста. Однако скорость остывания интрузии зависит от ее размера и геометрии, глубины внедрения, начальной температуры магмы, термальной проводимости вмещающих пород, повторяемости магматических импульсов (Jaeger, 1957; Chesley et al., 1993). Таким образом, эффект медленного остывания может стать существенным при датировании крупных гранитоидных плутонов.

Чтобы проверить это была исследована серия цирконов ранней и поздней генераций из питерлита центральной части Салминского батолита АМЧРГ ассоциации. Выявленное отсутствие различий в возрастах между ними можно расценивать как свидетельство того, что продолжительность кристаллизации гранита не превышает погрешности датирования ±1-2 млн. лет (Amelin et al., 1997). Полученные данные не противоречат результатам моделирования длительности существования крупной магматической камеры с гранитной магмой, которая не превышала 105 лет (Huppert, Sparks, 1988). Следовательно, существование композитных батолитов со временем «жизни» в несколько миллионов лет, в состав которых входят интрузивные фазы геохимически примитивных типов гранитоидов, значимо различающихся по возрасту, требует повторяющихся событий магмогенерации.

Проведенные геохронологические исследования различных пород Салминского батолита свидетельствует о том, что в нем можно выделить, по крайней мере, шесть различных по возрасту эпизодов магматической активности, которые укладываются в возрастной интервал 17 млн. лет (Larin et al., 1996; Amelin et al., 1997): I. 1547 млн. лет – габбро-анортозитовый комплекс; II. 1543 млн. лет – кварцевые сиениты; III. 1541-1535 млн. лет – ранний комплекс гранитов рапакиви: (1) 1541-1538 млн. лет – выборгиты и питерлиты, (2) 1538-1535 млн. лет – крупнозернистые биотитовые граниты, (3) 1535 млн. лет – мелкозернистые лейкограниты; IV. 1535 млн. лет – поздний комплекс гранитов рапакиви; V. 1531 млн. лет – высокоглиноземистые оливиновые габбро; VI. 1530 млн. лет – граниты Улялегского сателлита.

Интервалы между магматическими импульсами фельзических магм составляют 3.5-5.0 млн. лет. Выявляемый ряд гранитоидов отражает не отдельные стадии эволюции единого расплава, как это полагалось ранее (Великославинский и др., 1978), а является отражением периодически повторяющихся импульсов внедрения исходных магм гранитов рапакиви, каждый из которых может сопровождаться своей более «продвинутой» серией гранитов (вплоть до Li-F гранитов). Установленная хронология магматического внедрения, по-видимому, может аппроксимировать хронологию эволюции магматических источников. В бимодальных магматических комплексах, к которым относится и Салминский батолит, гранитоидная магма всегда выступает в качестве вторичного продукта деятельности мафических мантийных магм. Соответственно каждый импульс фельзической магмы является следствием импульса мафической магмы. На одновременность существования этих магм указывают также и явления минглинга, проявленные в гранитах рапакиви. Таким образом, выявленная дискретность магматизма отражает дискретное поведение мантийного источника.

Близкая картина устанавливается и для других плутонов этого типа. Например, геохронологические данные по Выборгскому (Vaasjoki et al., 1991, 1993; Suominen, 1991; Alviola et al., 1999) и Коростеньскому (Щербак и др., 1989; Amelin et al., 1994) батолитам свидетельствуют о еще большей длительности (50 и 35 млн. лет, соответственно) их становления.

Сходная картина выявлена также и для АМРГЩГ ассоциации. Длительность формирования улкан-джугджурского комплекса составляет как минимум 30 млн. лет (Неймарк и др., 1992а,б; Larin et al., 1997). Еще больше длительность формирования комплекса Найн ~ 50 млн. лет (Ryan, 2000). Для улкан-джугджурского комплекса выделены три стадии формирования, каждая из которых завершается общим воздыманием и формированием кор выветривания: I. (1) 1736 млн. лет – анортозиты джугджурского комплекса, (2) 1727 млн. лет – граниты рапакиви Южно-Учурского массива; II. (1) 1720 млн. лет – вулканиты улканской серии, (2) 1721-1716 млн. лет – субщелочные граниты Северо-Учурского массива, (3) 1718 млн. лет – габбродиабазы гекунданского комплекса, (4) 1705 млн. лет – щелочные граниты Северо-Учурского массива, (5) <1705 и >1670 млн. лет – амундалинский комендит-онгориолитовый комплекс; III. ~1670 млн. лет – базальты уянской серии.        

Геологические и геохронологические данные свидетельствуют об одновременном существовании основных и кислых магм, а также кислых агпаитовых и плюмазитовых магм, связанных, как это будет показано ниже (глава 3), с различными источниками.

Образование гигантского Южно-Сибирского магматического пояса, типичного представителя РГШ ассоциации, занимает максимум 40 млн. лет. При этом по простиранию пояса, в направлении с востока на запад, происходит его закономерное омоложение от 1.88 до 1.84 млрд. лет (Ларин и др., 2003). Длительность формирования отдельных, достаточно крупных, сегментов этого пояса значительно меньше. Например, для Северо-Байкальского вулканоплутонического пояса (1869-1854 млн. лет) эта величина составляет 15 млн. лет (Ларин и др., 2003). Абсолютно такая же длительность формирования (~ 40 млн. лет) присуща и магматическому поясу Плурисериал Рибейра (620-580 млн. лет) в Бразилии (Wernick, Menezes, 2001).

Длительность формирования индивидуальных батолитов для всех рассматриваемых магматических ассоциаций достаточно велика (15-50 млн. лет). Она значительно выше, чем для LIP или для большинства щелочных и щелочногранитных интрузий. В то же время она практически совпадает с длительностью формирования палеорифтов. По данным Л.И. Лобковского и др. (2004) длительность их формирования сопоставима независимо от их возраста и составляет 10-50 млн. лет. Дискретность их формирования проявляется в том, что каждый батолит образуется в ходе неоднократных импульсов внедрения мафических и фельзических магм, причем интервалы между этими импульсами могут варьировать от 2-5 до 10 млн. лет, а длительность кристаллизации магм не превышает 1-2 млн. лет. Батолиты имеют сложное строение и состоят из более мелких плутонов, каждый из которых имеет индивидуальную линию эволюции от примитивных до высокофракционированных составов. Такое же композитное строение типично и для автономных анортозитов (Ashwall, 1993).

Очевидно, что энергетическим источником, приводящим к формированию мафических и фельзических первичных магм, является вещество горячей сублитосферной мантии. Наиболее вероятным механизмом формирования этих магм является адиабатический апвеллинг сублитосферного мантийного материала, который может быть обусловлен литосферным растяжением или действием мантийного плюма. Длительность существования таких магматических систем, вероятно, обусловлена энергетическим потенциалом мантийного источника, что находит свое отражение в корреляции длительности формирования батолитов и их размеров. Дискретность магматизма, вероятнее всего, отражает пульсационную эволюцию такого источника. Мантийный источник, с которым связан рассматриваемый магматизм является значительно более мелким и более медленно развивающимся по сравнению с процессами магмагенерации в мантийных суперплюмах, продуцирующих магматизм LIP.

Третье защищаемое положение. Формирование магм рапакивигранитсодержащих ассоциаций протекало в ходе сложных процессов мантийно-корового взаимодействия. Для щелочных гранитов доминирующим является мантийный источник типа OIB. Смешанные, мантийно-коровые, источники характерны для субщелочных гранитов. Для всех магматических ассоциаций, за исключением рапакивигранит-шошонитовой, устанавливаются нижнекоровые источники, тогда как для последней ассоциации характерны средне- и верхнекоровые источники.

Большинством исследователей генезис гранитов А-типа, в том числе и рапакиви, рассматривается исключительно в связи с базитовым магматизмом. При этом связи кислых и базитовых магм ограничиваются тремя возможными вариантами: (1) базитовые магмы – источник тепла для плавления коровых пород (Collins et al., 1982; Rm, Haapala, 1996; Шарков, 1999; Богатиков и др., 2006); (2) кислые магмы субщелочного типа образуются в ходе фракционирования толеитовых магм (Великославинский и др., 1978; Weaver et al., 1992), а исходные магмы щелочных гранитов – при фракционировании базитов гаваитового типа (Barberi et al., 1975; Коваленко, 1977; Bonin, 1996); (3) комбинированные модели, когда привлекаются мантийный и коровый источники (Ларин и др., 1991; Vernikovsky et al., 2003; Bonin, 2004, 2007). Рассмотрим возможные изотопные и геохимические ограничения для всех четырех типов рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций.

Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная ассоциация

Анализ данных по изотопному составу (Nd, Sr и Pb) анортозит-рапакивигранитных комплексов этой ассоциации (Ларин и др., 1991; Довбуш и др., 2000; Suominen, 1991; Rm, 1991; Rm, et al., 1996; Neymark et al., 1994; Larin et al., 1996; Andersson et al., 2002) западной части Восточно-Европейской платформы позволяет выделить три различных типа плутонов: (1) тип Выборгского батолита; (2) тип Салминского батолита и (3) тип массивов Центральной Швеции (табл. 2).

В регионе доминируют плутоны первого типа. В координатах εNd(Т)–Т (рис. 5) породы этих плутонов локализованы в основном в поле изотопной эволюции Nd свекофеннской континентальной коры. Наиболее радиогенным изотопным составом Nd (εNd до +2.1) отличаются ранние и геохимически самые примитивные дайки диабазов. ISr основных пород близки к среднему составу субконтинентальной литосферной мантии (SCLM). Граниты также отличаются низкими значениями ISr, что свидетельствует об источнике с низким Rb/Sr отношением. На диаграмме εNd-ISr (рис. 6) они вместе с гранитами рапакиви других типов образуют линейный тренд на продолжении мантийной последовательности, резко отличаясь от большинства гранитов мира. Pb-изотопные характеристики гранитов и основных пород практически идентичны и полностью соответствуют ювенильному раннесвекофеннскому коровому источнику (см. Vaasjoki, 1981). Основные породы в результате коровой контаминации практически полностью утратили информацию о мантийном источнике (Rm, 1991). В координатах 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb и 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (рис. 7а,б) изотопные составы обыкновенного Pb батолитов этого типа тяготеют к орогенной эволюционной кривой (модель Плюмботектоника; Zartman, Doe, 1981), имеющей близкие параметры со среднекоровой кривой (Stacey, Kramers, 1975). Все это свидетельствует о том, что важнейшим компонентом источника этих гранитов рапакиви была ювенильная палеопротерозойская (~1.9 млрд. лет) кора.

Ко второму типу относится только Салминский батолит (Ларин и др., 1991; Neymark et al., 1994). На диаграмме εNd(Т)–Т породы батолита лежат между полями изотопной эволюции Nd свекофеннской и позднеархейской коры, что явно указывает на смешанный характер источников этих пород. По изотопному составу Sr породы Салминского батолита мало отличаются от плутонов первого типа (Larin et al., 1996). На диаграммах 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (рис. 7а,б) точки ложатся между эволюционными кривыми мантии и нижней коры, а значения отношений 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb cущественно ниже модельных на возраст батолита. Для всех пород также характерны низкие значения параметра μ2 (8.53-9.23) и повышенные значения κ2 (3.86-4.38). Все это указывает на древний деплетированный по U нижнекоровый протолит для этого батолита. Изотопный состав Pb основных пород, более примитивный чем DM, отражает глубинную нижнекоровую контаминацию. Наиболее близок к породам Салминского батолита изотопный состав Pb гнейсогранитов куполов основания Саво-Ладожской зоны (Ларин и др., 1991). Из этого следует, что вещество близкое к ним по изотопному составу Pb могло играть роль возможного корового компонента для источника этих гранитов рапакиви. Наиболее примитивным изотопным составом Nd и Sr (εNd(Т) = –1.9…–2.7 и ISr = 0.7032) отличаются высокоглиноземистые габброиды, одни из самых поздних и наименее контаминированных пород батолита и, возможно, представляющие составы родоначальных магм габбро-анортозитовых комплексов (см. Mitchell et al., 1995).

Массивы третьего типа (Центральная Швеция) схожи с Салминским батолитом (табл. 2), отличаясь только пониженными значениями как параметра μ2, так и κ2.

Приведенные данные указывают на три типа коровых компонентов, принимавших участие в петрогенезе рассматриваемых гранитов рапакиви. Первый наиболее близок к свекофеннской (~1.9 млрд. лет) ювенильной коре (см. Huhma, 1986). Второй компонент – это неоархейская нижняя континентальная кора, деплетированная на LIL-элементы, с низким U/Pb и Rb/Sr и повышенным Th/U отношениями. Третий  компонент также имеет  изотопные

Таблица 2. Типы «изотопно-различных» массивов анортозит-рапакивигранитного типа западной части Восточно-Европейской платформы

C привлечением данных (Rm, 1990, 1991; Rm et al., 1996; Andersson, 1997; Степанюк и др., 1998)

Типы массивов

Выборгский

Салминский

Центрально-Шведский

Возраст

1790-1540 млн. лет

1547-1530 млн. лет

1525-1500 млн. лет

Массивы

Выборгский, Алланд, Лайтила, Вехмаа, Рижский, Нордингра, Коростеньский

Салминский, Улялегский

Родо, Рагунда, Ямтланд-Ангерманлан района

Гранитоиды

εNd(T)

+0.1 до –3.1

–5.7 до –9.2

–4.8 до –8.2

ISr

0.7052-0.7060

0.7044-0.7053

?

μ2

9.63-9.98

8.53-9.23

8.32-8.89

κ2

3.56-3.86

3.86-4.38

3.42-3.76

Основные породы

εNd(T)

+2.1 до –1.7

–1.9 до –7.9

–6.2 до –8.5

ISr

0.7035-0.7037

0.7032-0.7057

0.7036-0.7053

μ2

9.62-9.99

8.61-8.90

8.30-9.02

κ2

3.65-3.97

3.93-4.25

3.55-3.81

Примечание: μ = 238U/204Pb и κ = 232Th/238U в индивидуальном источнике обыкновенного свинца, отнесенные на настоящее время; μ2 и κ2, вычисленные по модели (Stacey, Kramers, 1975)

характеристики древней нижней континентальной коры, но деплетированной и по U, и по Th. Три «изотопно-различных» типа анортозит-рапакивигранитных комплексов имеют различное  тектоническое  положение  в пределах палеопротерозойской  складчатой  области

 

Рис. 5. Диаграмма εNd(T)-T для рапакивигранитсодержащих магматических плутонов Восточно-Европейской платформы. Составлена с использованием данных (Ларин и др., 1991; Довбуш и др., 2000; Neymark et al., 1994; Belyaev et al., 1995; Rm, Haapala, 1995; Rm, et al., 1996; Larin et al., 1996; Andersson et al., 2002; Shumylyanskyy et al., 2006).

Незалитые контуры – граниты рапакиви, залитые серым цветом – габбро-анортозитовый комплекс, залитые черным цветом – дайки диабазов и базальты, контуры со штриховкой – щелочные и нефелиновые сиениты.

Массивы: I - Коростеньский, II – массивы ЮВ Финляндии, III – массивы ЮЗ Финляндии, IV – Рижский, V - Салминский, VI – массивы Центральной Швеции, VII - Нордингра, VIII – Бердяушский. 

Нанесены также DM, CHUR, поля эволюции изотопных составов Nd свекофеннской коры и архейской коры Карельского кратона, а также линии эволюции изотопных составов Nd пород тектонического блока Тараташ (Южный Урал): пунктирная линия (авторские данные), сплошные линии (Попов и др., 2002).

Фенноскандинавского и Сарматского тектонических доменов. Комплексы первого типа приурочены к зоне распространения ювенильной континентальной коры. Массивы Центрально-Шведского типа локализованы в краевой части свекофеннской зоны в пределах Ботнийского микроконтинента, где в глубинных горизонтах, по-видимому, присутствуют домены архейской нижней коры, возможно фрагменты Карельского кратона (Andersson et al., 2002). Салминский батолит расположен на границе с Карельским кратоном.

Nd-изотопные данные для гранитов рапакиви Салминского батолита указывают на смешанный, характер их источника, вероятнее всего, обусловленный процессами мантийно-корового взаимодействия. О важной роли мантийного компонента в петрогенезисе гранитов рапакиви свидетельствуют высокие температуры кристаллизации исходных магм, низкие значения fO2 гранитов, ограничивающие возможные источники их магм и в первую очередь толеитовой серией пород, особенности состава минералов рапакиви и когенетичных основных пород. На существенную роль мантийного компонента в источнике этих гранитов указывают и данные по изотопному составу кислорода (Anderson, Morrison, 2005). Кроме того, граниты рапакиви близки по минеральному и химическому составу гранитам чисто мантийного происхождения, таким как граниты океанских островов (Frost et al., 2002), не говоря уже о фаялитовых гранитах Луны или о стеклах близкого состава в астероидах (Bonin, 2007). Модель чисто корового протолита тоналитового состава, образованного при смешении вещества архейской и свекофеннской коры (Rm, 1991) маловероятна, т.к. полученный в ходе парциального плавления такого протолита гранитный расплав будет отличаться от гранитов рапакиви существенно более высокими значениями фугитивности кислорода (Skjerlie, Johnston, 1993).

 

Рис. 6. Диаграмма εNd-ISr, показывающая положение гранитов рапакиви и полей фанерозойских орогенических гранитов мира. По данным (Taylor, McLennan, 1985; Фор, 1989; Anderson, Morrison, 1992; Emslie et al., 1994; Neymark et al., 1994; Belyaev et al, 1995; Larin et al., 1996; Rm et al., 1996; Jahn et al., 2000; Dewane, Van Schmus, 2007; Vigneresse, 2005).

Небольшие залитые прямоугольники – поля гранитов рапакиви: Р – Рижский батолит, ВР – массив Вольф-Ривер, ЮФ – батолиты Южной Финляндии, С – Салминский батолит, Б – Бердяушский массив, Н – комплекс Найн.

I-V – поля фанерозойских орогенических гранитов: I – Cеверо-Американская Кордильера, II – Центрально-Азиатский складчатый пояс (Китай), III – герциниды Западной Европы, IV – каледониды Западной Европы, V – Южная Австралия. 

Мантийно-коровое взаимодействие может протекать по двум альтернативным сценариям: (1) смешение базальтового расплава или его фельзических фракционатов с коровыми анатектическими расплавами в нижней коре и последующая дифференциация гибридных магм (Poitrasson et al., 1995), либо фракционирование базальтовой магмы в открытой системе параллельно с ассимиляцией корового материала (модель AFC, DePaolo, 1981); (2) переплавление базитового андерплейта и вмещающих его нижнекоровых пород (DePaolo et al., 1990). В модели смешения основными проблемами являются объемы кумулятивного материала, соотношения объемов пород кислого и основного состава, и бимодальности, притом, что количество корового компонента при подобном смешении лимитируется как изотопным составом Nd и Sr, так и фугитивностью кислорода в конечных гранитах. Модель AFC также не решает проблемы. Согласно этой модели мы были бы вправе ожидать постепенного выравнивания Nd и Sr изотопных характеристик между двумя крайними членами: базальтовой магмой и коровым веществом. Кроме того, в ходе развития AFC процесса должны были бы возникать большие объемы пород среднего состава. Альтернативный подход – это парциальное плавление ранее образованных континентальных толеитов и их дифференциатов, для которых характерны высокие содержания HFS- и LIL- элементов.  Например, для диабазов субйотния  и базальтов йотния, ассоциирующих с

Рис. 7. Диаграммы 208Pb/204Pb – 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb – 206Pb/204Pb для полевых шпатов гранитов рапакиви и сингенетичных галенитов: (а) и (б) – Восточно-Европейская платформа; (в) и (г) – Сибирская платформа.

(а-б) 1 – АМЧРГ и 2 – ГРГФ ассоциации; (в-г) 1 – АМРГЩГ и 2 – РГШ ассоциации.

Массивы и комплексы: Б – Бердяушский; В – Ю.Финляндии; К – Коростеньский; Кд – Кодарский; ЦШ – Центральной Швеции; С – Салминский; СБВПП – Северо-Байкальский вулканноплутонический пояс (1 – ранние магматические образования пояса (риолиты малокосинской свиты), 2 – граниты ирельского комплекса и поздние кислые вулканиты домугдинской, хибеленской и чайской свит); Ч-К – чуйско-кодарский; У – улкан-джугджурский.

Контуры залитые  серым цветом – граниты с AR-коровыми протолитами, контуры с вертикальной штриховкой – граниты с PR1-коровыми протлитами.

Кривые эволюции изотопного состава Pb: НК, М, Ор и ВК – нижнекоровая, мантийная, орогенная и верхнекоровая кривые, соответственно, по модели Плюмботектоника-2 (Zartman, Doe, 1981). Цифры у кривых – модельные возрасты в млрд. лет.

гранитами рапакиви Балтийского щита, типичны высокие содержания K2O (1.04-2.49%), F (0.11-0.30%), Rb (21-91 ppm), Zr (170-477 ppm),  Nb (20-53 ppm), Y (36-74 ppm), значительно более высокие, чем в нижней или даже верхней, континентальной коре и сопоставимые с гранитами А-типа. Количество гранитного расплава, которое может генерироваться в рамках подобной модели, зависит как от масштабов базальтового андерплейтинга, периодически повторяющегося в ходе конкретного магматического события, так и от степени дифференциации вещества этого толеитового источника. Пролонгированный рифтинг приводит к подъему сублитосферной мантии близко к Мохо, что индуцирует плавление «андерплейтовой» коры. В рамках этой модели можно более или менее адекватно объяснить и изотопные и геохимические особенности гранитов рапакиви рассматриваемой ассоциации. При этом fO2 и fH2O гранитов рапакиви ограничивают количество водного и окисленного парциального корового расплава, который мог быть добавлен в эти магмы. В то же время Nd изотопные данные, а также объемы плутонов рапакиви указывают на существенный вклад корового вещества в исходную магму. Из этого следует, что, плавление осуществлялось в наиболее нижних, существенно базитовых, горизонтах коры с низкими значениями fO2  и fH2O, либо термальное воздействие базальтового андерплейта еще больше «обезвоживало» вмещающие нижнекоровые породы, а отделявшиеся от них «восстановленные» флюиды в ходе метасоматоза вмещающих пород снижали в них фугитивность кислорода. О низких значения fO2 и fH2O в нижних горизонтах коры свидетельствуют также безводный и восстановленный характер пород габбро-анортозитовых комплексов этой ассоциации (см. Ashwal, 1993; Шарков, 1999), исходные магмы которых ассимилировали громадное объемы (до 75%) нижнекорового материала (Emslie et al., 1994; Ларин и др., 2002).

Слабым местом рассматриваемых моделей является несоответствие между гигантскими объемами гранитов рапакиви и существенно основным составом их потенциальных источников. Возможным выходом из этой ситуации может быть привлечение представлений о нижнекоровом метасоматозе. Экспериментальные исследования И.Д. Рябчикова (1988) показали, что при высоких давлениях водный флюид может содержать десятки процентов силикатов, обогащенных щелочами. Изучение нижнекоровых ксенолитов северо-запада Восточно-Европейской платформы, представленных мафическими гранулитами (10-16 кбар) показало, что они были сформированы в ходе двух тектонических событий 2.5-2.4 и ~1.7 млрд. лет (Неймарк и др., 1993; Markwick, Downes, 2002, Downes et al., 2002). Оба эти эпизода соответствовали внутриплитным событиям литосферного растяжения. Ксенолиты, особенно высоко-Ti метабазальты обогащены HFS-элементами (Nb до 49-106 ppm, Zr – 180-382 ppm, Y – 25-34 ppm, La – 23-38 ppm; Kempton et al., 1995). В этих породах неравномерно проявлен нижнекоровый метасоматоз, выражающийся в образовании вторичного флогопита и амфибола, и сопровождающийся существенным привносом LIL-элементов (К2О до 1.56-2.60%, Rb до 62-75 ppm и Ba до 790-1280 ppm). Подобная нижняя кора, сформированная в ходе протерозойских внутриплитных процессов андерплейтинга, и частично преобразованная в результате нижнекорового метасоматоза является наиболее благоприятным источником для формирования родоначальных магм гранитов рапакиви.

Проблема экстремально высокой калиевости гранитов рапакиви определяется, по-видимому, как повышенной калиевостью источников, так и режимом летучих компонентов в ходе низких степеней парциального плавления их протолитов и дальнейшей эволюции расплавов. Внутриплитные базитовые магмы отличаются достаточно высокими содержаниями СО2 и галогенов (Наумов и др., 1998; Коваленко и др., 2000). В ходе базитового андерплейтинга нижняя кора может насыщаться этими компонентами как за счет силлов базальтов и их дифференциатов, так и за счет метасоматоза нижней коры (Bailey, MacDonnald, 1987; Kempton et al., 1995, 2001; Богатиков и др., 2006). СО2 содержащие флюиды, сброшенные в нижней коре при кристаллизации базитов, должны индуцировать «сухие» F-обогащенные условия, способствующие генерации А-типа гранитных магм (Manning, 1981; Johannes, Holtz, 1996). При этом важно, что наиболее «сухие» условия сдвигают точку тройного минимума плавления по направлению к части гранитной системы (Qz-Ab-Or), обогащенной ортоклазом. Увеличение в системе концентрации F также сдвигают точку плавления в направлении более полевошпатовых составов. Эксперименты в гаплоганитной системе показали, что с возрастанием PCO2 и снижением PH2O расплавы, лежащие на гранитном минимуме двигаются по направлению более высокого калия и более низкого натрия (Ebadi, Johannes, 1991).

Анортозит-рапакивигранит-щелочногранитная магматическая ассоциация

Анализ изотопных данных по породам Улкан-Джугджурского комплекса (Ларин и др., 2002; Larin et al., 1997) позволяет выделить две контрастные группы гранитов: субщелочные граниты рапакиви Южно-Учурского массива (εNd(Т) от –2.0 до –2.4) и щелочные граниты Северо-Учурского массива (εNd(Т) от –0.3 до +1.9). Также распадаются на две группы и вулканиты амундалинского комплекса: комендиты (εNd(Т) = +1.3) и онгориолиты (εNd(Т) = –1.7). В координатах εNd(Т)-Т (рис. 8) субщелочные граниты ложатся в поле палеопротерзойской коры Алданского щита, тогда как щелочные граниты и комендит располагаются выше этого поля. Первые по изотопному составу Nd близки к гранитам рапакиви «типа Выборгского массива» (см. табл. 2). Наиболее радиогенные изотопные составы Nd щелочных гранитов близки мантийному резервуару PREMA, отвечающему веществу мантийных плюмов (Stein, Hofmann, 1994). Положение пород комплекса на Pb-Pb изотопных диаграммах (рис. 7в,г), а также пониженные значения μ2 (9.08-9.24) в сравнении со среднекоровыми (Stacey, Kramers, 1975), свидетельствует о примеси древнего (архейского) нижнекорового компонента. Пониженные значения μ2 (9.02-9.21) характерны и для вмещающих палеопротерозойских гранулитов.

Изотопные данные хорошо коррелируются с геохимическими, указывающими на существенно мантийный источник типа OIB для щелочных гранитов Na-ряда и смешанный источник для субщелочных гранитов К-ряда. Идентичность изотопного состава Pb двух крайних типов гранитов свидетельствует о единстве их коровых протолитов. Тесная ассоциация этих двух типов гранитов не может быть связана никакими нормальными процессами дифференциации (см. Bailey, Schairer, 1966). Наиболее вероятным представляется, что щелочные граниты и базальты улканской серии, относящиеся к переходному типу, между субщелочными и щелочными, связаны с единым сублитосферным обогащенным (плюмовым) источником. Более радиогенный изотопный состав Nd щелочных гранитов по сравнению с базальтами (εNd = +0.1/+0.4…–2.0), вероятно, обусловлен различными уровнями концентраций REE в этих породах и соответственно различной чувствительностью к процессам коровой контаминации. Еще бльшей, чем базальты, коровой контаминации подверглась первичная магма анортозитов (εNd = –0.4…–9.1 и ISr = 0.7026-0.7059) в ходе длительных процессов полибарической кристаллизации этих пород (Ларин и др., 2002).

В других магматических комплексах этой ассоциации наблюдается схожая картина. В массивах Пайкс Пик и Мапуэра щелочные граниты Na-серии несут существенный вклад сублитосферного мантийного компонента в сравнении с субщелочными гранитами К-серии (Smith et al., 1999; Costi et al., 2000).

Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация

Изотопные данные для Бердяушского массива (Belyaev et al., 1995) свидетельствуют о различных источниках для трех главных групп пород этого массива (граниты, габброиды и щелочные породы) (рис. 5). Все граниты, включая и щелочные (εNd(Т) = –5.4…–6.5), на диаграмме εNd(Т)-T компактно располагаются в поле свекофеннской коры. Однако в Pb-изотопной систематике эти граниты резко отличаются от всех известных комплексов. На диаграмме 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb (рис. 7а,б) они ложатся между орогенной и верхнекоровой кривыми эволюции, а на диаграмме 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb резко смещены к нижнекоровой кривой. Более высокие значения 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb отношений и более низкие значения 206Pb/204Pb отношения в гранитах массива, по сравнению с модельными, свидетельствуют о древнем, вероятно, архейском коровом протолите, развивавшемся в системе с высоким μ, которая позже, в раннем протерозое (?), претерпела метаморфическое преобразование в условиях нижней коры с потерей LILE, в ходе которого U/Pb отношение в этой системе было понижено, а Th/U отношение повышено. На диаграмме εNd-ISr (рис. 6) они также как и граниты рапакиви  АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций тяготеют к тренду  мантийной

 

Рис. 8. Диаграмма Nd(T)–T для пород рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций Сибирской платформы. Составлена с использованием данных (Неймарк и др., 1998; Ларин и др., 1999; 2002а; Larin et al., 1997; Ножкин и др., 2003; Кирнозова и др., 2003; неопубликованные данные автора и Е.Ю.Рыцка)

I. Улкан-Джугджурская ассоциация (1.74-1.70 млрд. лет)

1-2 – Геранский массив анортозитов: 1 – мегакрист ортопироксена, 2 – анортозиты, габброиды, монцониты, йотуниты; 3 – граниты рапакиви Южно-Учурского массива; 4-5 – вулканиты улканской серии: 4 – базальты, 5 – трахириолиты; 6-7 – граниты Северо-Учурского массива: 6 – субщелочные граниты, 7 – щелочные граниты; 8-9 – амундалинский вулканический комплекс: 8 – комендит, 9 – онгориолит; 10 – гематит-кварц-полевошпатовый метасоматит с Be-оруденением; 11 – линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих кристаллических сланцев.

II. Южно-Сибирский постколлизионный магматический пояс (1.88-1.84 млрд. лет)

1-4 – Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс: 1-2 – вулканиты малокосинской свиты (1 – базальты, 2 – риолиты), 3 – фельзические вулканиты домугдинской, хибеленской, иловирьской и чайской свит, 4 – гранитоиды ирельского и абчадского комплексов; 5 – комплексы гранитоидов (Ч-К – чуйско-кодарский, Кд – кодарский, П – приморский, Ш – шумихинский, С – саянский, М – маректинский, Т – таракский); 6 – синколлизионные граниты ничатского комплекса (1.91 млрд. лет); 7-8 – линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих пород: 8 – субдукционных гранитоидов чуйского комплекса (2.02 млрд. лет), 9 – гнейсов Шарыжалгайского блока.

последовательности. Наиболее вероятным представляется формирование исходных магм этих гранитов в результате смешения древнего корового и молодого мантийного вещества. Раннедокембрийское основание на Южном Урале сложено архейскими породами, претерпевшими высокоградное метаморфическое преобразование в раннем протерозое. Породы Тараташского блока (типичные представители этого основания), вполне подходят на роль коровых протолитов для гранитов Бердяушского массива, они также как и граниты рапакиви отличаются высокими значениями параметров μ2 и κ2 (10.86-10.97 и 4.36-4.63, соответственно). Близость изотопных составов Pb и Nd всех гранитоидов Бердяушского массива, в том числе и щелочных гранитов, и их резкое отличие от основных и щелочных пород, также свидетельствует о генетическом единстве гранитоидов и об отсутствии прямых генетических связей между ними и основными или щелочными породами массива. Кроме того, щелочные граниты и щелочные породы Бердяушского массива, в отличие от большинства ассоциаций подобного рода (см. Коваленко и др., 2002) не связаны единством источника.

Габброиды массива и одновозрастные с ними базальты машакской свиты отличаются близким и радиогенным изотопным составом Nd (εNd(Т) = +0.1… +2.8), что указывает на относительно «обедненный» мантийный источник по сравнению с анортозит-рапакивигранитными батолитами западной части платформы. Это вместе с их геохимическими характеристиками, близкими к Е-MORB (Карстен и др., 1997), свидетельствуют о доминирующей роли в источниках этих пород сублитосферной мантии и о низкой коровой контаминации.  Изотопный состав Nd и Sr щелочных пород (εNd(Т) = –1.0… –4.6; ISr ~ 0.7055) и их геохимические характеристики свидетельствует об обогащенном мантийном источнике близком к ЕМ1. Таким источником могло выступать вещество метасоматизированной SCLM (Farmer, 2003).

Рапакивигранит-шошонитовая магматическая ассоциация

Для гранитоидов Южно-Сибирского магматического пояса характерны широкие вариации в изотопных составах Nd и Pb (рис. 7в,г, 8). Подобная картина типична для коллизионных складчатых поясов имеющих сложное чешуйчато-надвиговое строение, в которых обычным является тектоническое совмещение пластин различного возраста и происхождения. Для гранитов S-типа этого пояса (чуйско-кодарский и саянский (?) комплексы) вариации изотопных составов этих гранитов, скорее всего, обусловлены исключительно гетерогенностью коровых протолитов. На сугубо коровую природу этого типа гранитов указывает большинство исследователей (Chappell, White, 1974; Barbarin, 1999). В то же время на основании анализа Nd изотопной систематики А-типа гранитов и вмещающих их пород (рис. 8) было установлено, что в процессах генерации их магм, наряду с доминирующим коровым веществом, принимал участие и мантийный компонент (Ларин и др., 1999а, 2006б). По изотопному составу Pb гранитоиды Южно-Сибирского пояса четко обособляются от гранитов остальных ассоциаций. Pb-Pb изотопные диаграммы (рис. 7в,г) демонстрируют последовательную смену нижнекорового протолита в породах Северо-Байкальского пояса на среднекоровый протолит в гранитах кодарского комплекса и далее на верхнекоровый протолит в S-гранитах чуйско-кодарского комплекса. Параметр μ2 в этом ряду возрастает от 9.36 до 10.21-10.44, а параметр κ2, напротив, уменьшается от >4.3 до 3.65-3.75, что неплохо коррелируется с геохимическими и петрологическими особенностями этих гранитоидов. В этом ряду последовательно снижается мафичность пород, увеличивается их глиноземистость, снижаются содержания HFS-элементов, и возрастает величина LILE/HFSE отношения, снижаются температуры кристаллизации.

Инконгруэнтное дегидратационное плавления мусковит- и биотитсодержащего корового материала приводит к образованию магм S-гранитов, обогащенных LILE и деплетированных HFSE. Этот процесс возможен только в верхнекоровых условиях при наличии пелитового материала, как возможного источника этих гранитов. Под влиянием тепла поднимающихся мантийных магм происходило выплавление гранитных существенно анхиэвтектических расплавов. Исходные магмы гранитов А-типа, в том числе и рапакиви, формировались при более высоких температурах (Донская и др., 2005) в более глубинных средне- и нижнекоровых условиях и при более низких степенях парциального плавления протолитов. Обогащенность их HFS-элементами, по сравнению с S-гранитами, возможно, обусловлена тем, что растворимость HFSE в богатых щелочами силикатных расплавах возрастает с ростом температуры (см. Watson, Harrison, 1983). Вулканиты Северо-Байкальского пояса, варьирующие по составу от латитов до трахириолитов, формировались из наиболее высокотемпературных и глубинных магм. Для них характерна значительная обогащенность некогерентными элементами и повышенные значения fO2 в источнике. Большинством исследователей (Turner et al., 1996; Liegeous et al., 1998) генезис высококалиевых и ультракалиевых мафических пород такого типа связывается с SCLM источником, обогащенным в результате мантийного метасоматоза, обусловленного субдукционным процессом. Фельзические породы в этих ассоциациях образуются в ходе фракционной кристаллизации мафических магм и смешения их с анатектическими коровыми расплавами (см. Visnen et al., 2000). На важную роль этого мантийного источника в магматизме Южно-Сибирского пояса указывает также присутствие в его составе лампроитов, продуцированных за счет вещества архейской метасоматизированной SCLM (Владыкин, 2001). Характерной особенностью всех гранитоидов А-типа этого пояса является наличие четких индивидуальных геохимических особенностей, которые, вероятнее всего, отражают локальные условия магмаобразования и особенности составов их источников (Донская и др., 2005). Это кардинально отличает их от гранитов рапакиви иных магматических ассоциаций, в которых сохраняется удивительная устойчивость химического состава пород и минералов, независимо от возраста и типа коровых протолитов и положения конкретных массивов в различных типах тектонических структур. От классических гранитов рапакиви их также отличает: более низкие содержания HFSE и HREE, более низкая степень дифференцированности, а также более высокие значения fO2 и fH2O, свидетельствовующие о более окисленном и более гидратированном протолите. Коровые источники таких гранитов должны плавиться при более низких температурах и в результате более высоких степеней парциального плавления должны отделяться расплавы с меньшей железистостью и с более низкими концентрациями несовместимых элементов (Anderson, Morrison, 2005).

Таким образом, можно утверждать, что для всех ассоциаций, за исключением РГШ, коровый компонент представлен веществом нижней континентальной коры, которое подразделяется на три различных по изотопным характеристикам Pb типа:

1. Ювенильная молодая кора, которая к моменту выплавления из нее расплава, приведшего к формированию гранитов рапакиви, еще не приобрела изотопных характеристик классической нижней коры, что обусловлено очень длительными периодами полураспада радиоактивных изотопов Sm, Rb, U и Th. Граниты рапакиви с такими нижнекоровыми протолитами явно преобладают и относятся к типу «Выборгского батолита». На «δ-Pb диаграмме» (рис. 9а) все они располагаются во втором, верхнекоровом, квадранте, а на диаграмме μ2–κ2 (рис. 9б) – вблизи пересечения линий среднекоровых значений μ2 и κ2.

2. Древняя нижняя континентальная кора. Это коровые протолиты гранитов Салминского батолита, массивов Центральной Швеции и комплекса Найн. На «δ-Pb диаграмме» (рис. 9а) они ложатся в третий, нижнекоровый, квадрант, а на диаграмме μ2–κ2 – располагаются в области низких значений μ2, различаясь только по Th/U отношению в источниках.

3. Нижняя кора, сформированная в результате обеднения древней изначально верхней континентальной коры. На «δ-Pb диаграмме» (рис. 9а) граниты рапакиви, образованные при участии такого протолита, ложатся в первый квадрант, а на диаграмме μ2–κ2 они располагаются  в  правом  верхнем  квадранте  с наиболее высокими значениями как μ2, так и

Рис. 9. Изотопные составы первичного Pb гранитов рапакиви и ассоциирующих пород в координатах 207Pb/204Pb – 206Pb/204Pb (а) и 2 – 2 (б).

207Pb/204Pb и 206Pb/204Pb – отклонения измеренных изотопных отношений пород от модельных величин мантии соответствующих возрастов. Диаграмма предложена Л.А. Неймарком (1990).  Условные обозначения см. рис. 7.

I квадрант – древний обогащенный источник, претерпевший этап обеднения; II квадрант – обогащенный источник (верхняя кора); III квадрант – обедненный источник (нижняя кора); IV квадрант – древний обедненный источник, претерпевший этап обогащения.

Термины «обогащенный» или «обедненный» подразумевают величину U/Pb отношения, большую или меньшую по сравнению с модельным мантийным резервуаром.

Массивы и комплексы: С – Салминский; Б – Бердяушский; В – Выборгский; К – Коростеньский; ЦШ – Центральной Швеции; Ч-К – чуйско-кодарский; Кд – кодарский; У – улканский; СЛ.1, СЛ.2, ЮЛ – Шерман батолит, комплекс Ларами (США): СЛ.1 – массив Мул Крик, СЛ.2 – массив Ричин Хилс, ЮЛ – южная часть Шерман батолита; Н - Найн.

S-K – линии среднего корового изотопного состава свинца (2=9.735, 2=3.78)

κ2. Кроме Бердяушского массива к ним относятся граниты рапакиви массива Ричин Хилс (комплекс Ларами).

В гранитах рапакивигранит-шошонитовой ассоциации доминирующим коровым компонентом является вещество средней и верхней коры. На «δ-Pb диаграмме» (рис. 9а) большинство гранитов, для которых установлены древние коровые протолиты, располагаются во втором, верхнекоровом, квадранте. В координатах μ2–κ2 для них характерны близкие к S-K значения κ2 и μ2 или повышенные μ2.

Тип мантийного компонента в составе гранитов рапакиви и ассоциирующих пород лимитируется как геохимическими и петрологическим, так и изотопными параметрами. Низкие значения fO2 и fH2O в гранитах рапакиви АМЧРГ, АМРГЩГ и ГРГФ ассоциаций, обогащение их HFSE и F указывают на источник с низкой долей участия вещества SCLM, метасоматизированной в ходе субдукционных процессов. Присутствие специфических ультракалиевых мафических пород в РГШ ассоциации и повышенные значения в них fO2 и fH2O, повышенные LILE/HFSE отношения и наличие отрицательной Ta-Nb аномалии указывают на влияние метасоматизированной SCLM в петрогенезе пород этой ассоциации. Обогащенность некогерентными элементами и особенно HFSE и HREE, отсутствие Ta-Nb аномалии, величины «канонических» отношений элементов (Nb/U, Zr/Nb и Th/Ta) и радиогенный изотопный состав Nd указывают на то, что для щелочных гранитов АМРГЩГ ассоциации главным является мантийный источник  типа OIB

Четвертое защищаемое положение. Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации формировались во внутриплитных условиях, но в различных геодинамических обстановках. Их образование контролировалось двумя главными факторами: (1) тектоническими процессами на границах литосферных плит и (2) активностью мантийных плюмов.

Согласно существующим представлениям о тектоническом положении гранитов рапакиви они могут иметь анорогенную природу или быть связанными с орогеническими процессами. До недавнего времени сторонники первой точки зрения явно доминировали (Emslie, 1978; Anderson, 1983; Rm, Haapala, 1995; Frost, Frost, 1997 и др.). Их оппоненты рассматривают формирование гранитов рапакиви либо в связи с коллизионными процессами (Vorma, 1976; Windley, 1991), либо – с субдукционными (Gower, 1996; hll et al;., 2000; Geraldes et al., 2004). В то же время целый ряд рассмотренных выше геологических, петрологических и геохимических признаков, типичных для этих магматических ассоциаций, указывает на их принадлежность к внутриплитным образованиям, формирование которых могло происходить либо в анорогенных, либо в посторогенных условиях (см. Barbarin, 1996; Bonin, 2007). При этом некоторые геохимические и изотопные особенности пород  свидетельствуют и об определенных различиях в тектонических условиях формирования различных ассоциаций. Так, например, щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации указывают на источник ОIB типа, связанный с деятельностью мантийных плюмов. Соответственно, тектонического положения таких гранитов может трактоваться только как анорогенное. Тогда как геохимические особенности пород РГШ ассоциации, скорее, свидетельствуют о постколлизионной ее природе. На это указывает также сравнительно небольшой интервал (≤ 30 млн. лет) между завершением орогенических процессов и формированием этой ассоциации.

Проведенный анализ закономерностей размещения рапакивигранитсодержащих ассоциаций в пространстве и времени, возрастных корреляций рапакивигранитного магматизма и тектонических событий на границах литосферных плит, а также геохимических и изотопных данных по данным ассоциациям, позволил выделить несколько различных типов геодинамических обстановок их формирования (табл. 3).

1. Рифтинг в тыловых частях систем периферических палео-мезопротерозойских поясов суперконтинентов

Большая часть рапакивигранитных комплексов приурочена к системе периферических палео- и мезопротерозойских орогенов. Последние представляют собой систему складчатых поясов длительного развития (~2.0-1.0 млрд. лет) двух суперконтинентов Нина и Атлантика, образованных в ходе глобального палеопротерозойского (1.9-1.8 млрд. лет) коллизионного события (Condie, 2002). По границам этих суперконтинентов продолжалось последовательное формирование периферических орогенов и наращивание континентальной

коры. Закрытие океана, разделяющего эти два суперконтинента, произошло в ходе гренвиллской орогении и привело к формированию единого суперконтинента Родиния. Плутоны АМЧРГ ассоциации, формирование которых происходило в интервале 1.8-1.3 млрд.

лет, образуют в этих орогенах глобальные полихронные пояса протяженностью в тысячи километров (рис. 10). Внедрение их происходило не менее чем через 150 млн. лет после завершающей складчатости, что характерно для анорогенного магматизма. В то же время, большая продолжительность этого магматизма (>300 млн.  лет для западной части Восточно-

Таблица 3. Геодинамические обстановки формирования рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций

Геодинамические обстановки

Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная

Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная

Габбро-рапакивигранит-фоидитовая

Рапакивигранит-шошонитовая

Рифтинг в тыловых частях систем внешних палео- мезо-протерозойских аккреционных поясов суперконтинентов как следствие тектонических процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит

Анортозит-мангерит-гранитная

1.44-1.43 млрд. лет Ларами

Анортозит-рапакивигранитная

1.79-1.50 млрд. лет запад В.Европейской платформы

Мангерит-рапакивигранитная

1.57-1.39 млрд. лет Санто Антонио

Рапакивигранитная

1.54-1.31млрд. лет Паргуаза

Рифтинг пассивной континентальной окраины

1.35 млрд. лет Бердяушский м-в

Постколлизионное растяже-ние в складчатых поясах

  а) гималайский тип

Анортозит-чарнокитовая

2.62 млрд. лет Каларский 

0.93-0.92 млрд. лет Роголанд

б) шотландский тип  (транспрессионные

  орогены)

1.88-1.84 млрд. лет Ю.Сибирский пояс

0.62-0.58 млрд. лет Плурисериал Рибейра

Активный рифтинг, обусловленный апвеллингом сублитосферной мантии под растущим суперконтинентом (мантийный плюм)

Анортозит-рапакивигранитная

~1.70 млрд. лет Шачанг-Дамайо

Рапакивигранитная

1.76-1.75 млрд. лет Нуэлтин

Анортозит-рапакивигранит-щелочно-гранитная

1.74-1.70 млрд. лет Улкан-Джугджурский

Рапакивигранит-щелочногранитная

1.83-1.79 млрд. лет Мапуэра, Телес-Пайрес

Совмещение тектонических процессов растяжения в тыловых частях конвергентных границ плит (или коллизионных границ плит) с деятельностью мантийных плюмов

Анортозит-чарнокитовая

1.16-1.00 млрд. лет пров. Гренвилл

Анортозит-рапакивигранит-щелочно-гранитная

1.35-1.29 млрд. лет Найн

Мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная

1.24 млрд. лет Стрэндж Лейк

Рапакивигранит-щелочногранитная

1.09-0.97 млрд. лет Санта Клара, Молодые Граниты Рондонии, Пайкс Пик

Европейской платформы) не согласуются с гипотезой (Anderson, Bender, 1989; Haapala et al., 2005) об их связи с активностью мантийных плюмов. Напротив, наблюдается возрастная и пространственная корреляция рассматриваемого внутриплитного магматизма и орогенического магматизма в сопредельных орогенах. Например, на Балтийском щите стадиям готского субдукционного магматизма (1.69-1.65, 1.62-1.58 и 1.56-1.55(1.50?) млрд. лет) отвечают импульсы анортозит-рапакивигранитного магматизма (1.65-1.62, 1.58-1.56 и 1.53-1.47 млрд. лет) в свекокарельском складчатом поясе. При этом и тот и другой магматизм последовательно «смещаются» во времени с востока на запад. Подобная корреляция, свидетельствует о генетической связи между субдукцией и анортозит-рапакивигранитным магматизмом внутренних (кратонизированных) частей активной континентальной окраины длительно развивающегося орогена (hall et al., 2000; Ларин, 2003, 2004). Близкая картина выявляется и на Канадском щите, и в Амазонском кратоне, где формирование плутонов АМЧРГ ассоциации (1.5-1.3 млрд. лет) также было обусловлено дистальным отражением тектонических процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит (Gower, 1996; Rivers, 1997; Karlstrom et al., 2001; Geralges et al., 2004). Этот магматизм может быть обусловлен как пассивным растяжением в тыловой части зоны субдукции в связи реорганизацией внутрикратонных литосферных стрессов, так и образованием вторичных плюмов, спровоцированных процессами субдукции на уровне одного из главных разделов – нижняя-верхняя мантия.

Несколько иные геодинамические обстановки формирования характерны для аналогичных плутонов Сарматского тектонического домена Восточно-Европейской платформы, расположенных в пределах палеопротерозойского (2.1-2.0 млрд. лет) орогена. Возраст плутонов (1.79-1.75 млрд. лет) отвечает времени сочленения Сарматского и Фенноскандинавского доменов в результате косой коллизии в ~1.8 млрд. лет (Bogdanova et al., 2008). Эти плутоны вписываются в единый по возрасту латеральный зональный ряд (HT/LP гранулитовый метаморфизм → постколлизионный бимодальный магматизм → анортозит-рапакивигранитный магматизм → щелочной магматизм), ориентированный в направлении от сутурной зоны вглубь Сарматского домена. Вероятнее всего, этот внутриплитный магматизм может быть обусловлен пассивным литосферным растяжением во внутренней кратонизированной части орогена. На это указывает примерно ортогонально ориентированный к зоне сжатия зональный магматический пояс. Дж. Шенгер и др. (Sengr et al., 1978) показали, что зоны рифтинга ориентированы примерно вдоль оси максимального сжатия и ортогонально оси растяжения. Связь между событиями в зоне коллизии континентальных плит и в удаленных от этой границы внутренних частях кратона может быть обусловлена реорганизацией внутрикратонных литосферных стрессов. При этом образующиеся структуры растяжения максимально приспосабливаются к ранее существовавшим литосферным неоднородностям.

Вероятно, близкое тектоническое положение имеют и граниты рапакиви Хилтаба (1.59-1.60 млрд. лет), локализованные в кратоне Голер в Южной Австралии (Creaser, 1996). Внедрение этих гранитов происходило синхронно с коллизионным событием (1.59-1.60 млрд. лет) в сопредельном блоке Брокен-Хилл, расположенном восточнее.

2. Рифтогенез на пассивной континентальной окраине

В мезопротерозое, когда активно развивались системы внешних аккреционных орогенов суперматериков Нина и Атлантика, с противоположных их сторон существовали обширные пассивные континентальные окраины. В частности, на противоположной от активной окраины восточной стороне континента Балтика в рифее существовал крупный Предуральский бассейн. Развитие региона в это время отвечало режиму пассивной континентальной окраины (Torsvik et al., 1996; Rainbird et al., 1998), осложненному двумя импульсами рифтогенеза 1.65 и 1.35 млрд. лет назад. Первый из них (рассеянный рифтинг) охватывал значительную часть региона (Maslov et al., 1997) и с ним был связан трахибазальт-

Рис. 10. Тектоническое положение плутонов анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитной ассоциации в системе палео- и мезопротерозойских периферических складчатых поясов суперконтинентов Нина и Атлантика на период 1.8-1.3 млрд. лет. Реконструкция по (Rogers, 1996; Karlstrom et al., 2001; Condie, 2002) с дополнениями.

1 – архейские кратоны, сцементированные палеопротерозойскими складчатыми поясами; 2-6 – периферические складчатые пояса: 2 – 2.0-1.8 млрд. лет, 3 – 1.8-1.7 млрд. лет; 4 – 1.8-1.5 млрд. лет, 5 – 1.7-1.6 млрд. лет; 6 – 1.5-1.3 млрд. лет; 7 – Плутоны гранитов рапакиви и ассоциирующих пород.

Континенты (кратоны): С – Сибирь, Гр – Гренландия, Б – Балтика, Л – Лаврентия, Ам – Амазония, РП – Рио де Ла Плата.

трахириолитовый вулканизм. Со вторым импульсом связано формирование линейных (до 200 км) зон базальт-риолитового вулканизма, с которыми ассоциирует Бердяушский массив ГРГФ ассоциации. Дивергентные процессы этого времени (1.41-1.36 млрд. лет) проявились и на противоположной (западной) стороне континента – внедрение бимодальных дайковых роев и формирование грабенов (hall et al., 1998). Вероятнее всего, рифейский рифтогенез на Южном Урале происходил по сценарию пассивного рифтинга. Апвеллинг астеносферы в ходе литосферного растяжения в начале среднего рифея и последующее декомпрессионное плавление верхней мантии привело к формированию бимодальной вулканической серии, выполняющей полуграбены. На плечах рифтовой системы формируется сложная магматическая система, где магмагенерация осуществляется на различных уровнях глубинности с вовлечением вещества как астеносферной, так и литосферной мантии, а также континентальной коры, приведшая к становлению ГРГФ ассоциации Бердяушского массива.

3. Постколлизионный рифтинг в складчатых поясах

3а. Коллизионные складчатые пояса гималайского типа формируются при фронтальном столкновении двух или более крупных континентальных блоков. Для них типичен магматизм анортозит-чарнокитового типа. Выделяется несколько импульсов этого магматизма: 2.7-2.6; 1.9-1.8; 1.16-0.93 и 0.60-0.55 млрд. лет. Все они имеют глобальный характер и связаны с периодами «сборки» суперконтинентов. Наиболее мощно проявился импульс 1.16-0.93 млрд. лет, связанный с гренвиллской орогенией, которая соответствует завершающей фазе полного цикла Вилсона, и которая привела к формированию единого суперконтинента Родиния. По-видимому, сочетание двух факторов (фронтальная коллизия крупных континентальных плит и длительно развивавшиеся активные континентальные окраины) создало благоприятные условия для формирования трансконтинентальных анортозит-чарнокитовых поясов, сшивающих этот суперконтинент.

После коллизии (~1.9-1.8 млрд. лет), когда закрылись малые океаны, образовалась сеть коллизионных поясов, спаявших мелкие архейские кратоны. Однако в ходе этого глобального события не был образован единый суперконтинент (Rogers, 1996). С этой эпохой связано формирование мелких и разрозненных плутонов. Конец неопротерозоя также не привел к формированию единого суперконтинента. В течение венда происходило замыкание «миниокеанов», образовавшихся в ходе начальных фаз распада Родинии (~800-750 млн. лет), приведя в кембрии к смыканию Западной и Восточной Гондваны в результате панафриканского орогенеза с образованием крупного континентального массива Гондваны (Unrug, 1996). В это же время заканчивалась последняя фаза распада Родинии – фрагментация материков Лавразийской группы (Rogers, 1996). Поэтому, в материках Гондванской группы мы видим коллизионные орогены с поясами анортозит-чарнокитовых плутонов, а в материках Лавразийской группы они отсутствуют.

3б. Транспрессионные орогены (шотландский тип орогенов) образуются при косом столкновении континентальной плиты с микроплитой или серией террейнов. С орогенами этого типа связана постколлизионая РГШ магматическая ассоциация, образующаяся в связи с карельским и панафриканским тектоническими событиями: Южно-Сибирский пояс (1.88-1.84 млрд. лет), Вади Ховар (~0.6 млрд. лет) и Плурисериал Рибейра (0.62-0.58 млрд. лет).

Литосферная мантия при коллизии обычно отслаивается от коры и погружается в астеносферу, иногда увлекая с собой и солидарную с ней по реологическим свойствам расслоенную, насыщенную мафическими силлами и испытавшую эклогитизацию самую нижнюю часть коры (Black R., Liegeois, 1993; Liegeois, 1998). Следствием этого является подъем астеносферной мантии к основанию коры, вызывающий магматизм, коровое растяжение и заложение рифтогенных трогов. Степень деламинации литосферы в постколлизионную стадию определяется степенью корового утолщения в коллизионную стадию. Естественно, что в орогенах гималайского типа масштабы деламинации будут значительно выше, чем в транспрессионных орогенах. Именно этим в первую очередь и определяются их различия в характере магматизма. В орогенах гималайского типа роль астеносферного источника в магматизме будет являться определяющей, тогда как в транспрессионных орогенах, где существенная часть SCLM, метасоматизированной в ходе предшествующей субдукционной стадии, могла сохраниться в ходе деламинации, она играла значительно большую роль в постколлизионном магматизме.

4. Активный рифтинг, обусловленный крупномасштабным апвеллингом нагретой мантии под растущим суперконтинентом

Этот тип магматизма, включающий АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциации, проявился в интервале 1.83-1.70 млрд. лет, будучи связанным с формированием двух суперконтинентов Нина и Атлантика. Первый был сформирован к ~1.9 млрд. лет, тогда как второй был стабилизирован раньше ~2.0 млрд. лет назад (Ledru et al., 1994). Вероятнее всего, это и обусловило диахронность этого анорогенного магматизма: 1.83-1.79 млрд. лет в Атлантике (Мапуэра и Телес-Пайрес комплексы в Амазонии) и 1.75-1.70 млрд. лет в Нине (комплексы Улкан-Джугджурский в Сибири, Нуэлтин в Лаврентии, Шачанг-Дамайо в Северном Китае и др.) (рис. 11), т.к. согласно расчетной модели мантийной конвекции (Трубицин, 2000), примерно через 200 млн. лет после формирования суперконтинента под ним возникает гигантский восходящий мантийный поток – нижнемантийный суперплюм. Возможно также, что этот магматизм обусловлен термальным перегревом верхней мантии суперконтинента, приводящим к ее разуплотнению и подъему «горячих пятен» (см. Лобковский и др., 2004). На плюмовую природу этого магматизма указывает активный рифтинг с элементами трехлучевого строения, высокотемпературные вулканиты типа пикритов и коматиитов, высоко-Ti базальты повышенной щелочности и обогащенные HFS-элементами,  щелочные граниты, имеющие источник OIB типа. Синхронность анорогенного магматизма, «разнесенного» на тысячи километров, даже в пределах различных континентов объясняется быстрым горизонтальным распространением плюмового материала (> 1 м/ год) (Saunders et al., 2000).

В то же время возникает вопрос – почему этот тип анорогенного магматизма проявился в истории развития Земли лишь единожды? Вероятно, в архее и первой половине палеопротерозоя общая масса континентальной коры была еще недостаточной для образования суперконтинентов, достаточно крупных для возникновения под ними крупных восходящих мантийных потоков (superswells) (Hoffman, 1989). Родиния, напротив, скорее всего, оказалась слишком велика, чтобы быть достаточно стабильным сооружением на то время. Она начала распадаться еще не закончив своего формирования. На это указывает наличие офиолитов с возрастом ~1.0 млрд. лет на юге Сибири (Khain et al., 2002) и в обрамлении  платформы Янцзы  (Li et al., 2002). К ~ 0.85  млрд. лет Родиния была уже


  Рис. 11. Анорогенный магматизм (АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциаций, а также  других гранитов А-типа) суперконтинента Нина на период 1.75-1.70 млрд. лет.

практически полностью дезинтегрирована на сравнительно небольшие континентальные плиты.

5. Совмещение тектонических обстановок растяжения в тыловых частях конвергентных границ плит с деятельностью мантийных плюмов в возрастных интервалах 1.35-1.2 и 1.16-1.0 млрд. лет.

К этому типу магматизма можно отнести АМЧРГ и АМРГЩГ магматические ассоциации, сформировавщиеся в мезопротерозое на территориях двух континентов – Лаврентии и Амазонии. Характерна двойственность их тектонического положения. С одной стороны – приуроченность к системе палео- и мезопротерозойских внешних складчатых поясов и близость времени их формирования с тектоническими процессами на конвергентных границах литосферных плит, а с другой – пространственная и возрастная связь с магматизмом мантийных плюмов.

В мезопротерозое на территории Лаврентии устанавливается деятельность двух долгоживущих мантийных плюмов: 1.35-1.20 и 1.16-1.00 млрд. лет (рис. 12). Первый охватывает большую часть Лаврентии, Гренландию, северо-западную Балтику и, возможно, юго-западную Сибирь. Большинство авторов (LeCherminante, Heaman, 1989; Rivers, 1997) выделяют этот плюм по наиболее яркому его проявлению – крупнейшему рою даек Маккензи и платобазальтам Коппермайн Ривер (1.27 млрд. лет), комплексу Садбери (1.24 млрд. лет) и др. Кроме того, в Гренландии (провинция Гардар) зафиксиваны два импульса (1.36-1.29 и 1.28-1.22 млрд. лет) базитового и щелочного магматизма (Upton et al., 2003). В Балтике это рои даек диабазов (1.27-1.25 млрд. лет; Sderland et al., 2006) и лампроитов (1.23 млрд. лет; Беляцкий и др., 1997). Подобная синхронность внутриплитного магматизма явно указывает на его трансконтинентальный характер и на громадные размеры плюма. Несмотря на гигантский ареал проявления этого магматизма, рапакивигранитсодержащие комплексы локализуются исключительно в тыловых зонах аккреционных поясов мезопротерозоя. В провинции Найн фиксируются два импульса АМРГЩГ магматизма: 1.35-1.29 млрд. лет (Найн) и 1.28-1.23 млрд. лет (Стрэндж Лейк и Оффшоре Велл). В провинции Гренвилл с первым импульсом связано внедрение АМЧРГ комплексов Уайтстоун и др., а со вторым – нефелиновых сиенитов и щелочных гранитов (Rivers, 1997). Пространственное положение этих комплексов контролируется условиями растяжения в тыловых зонах континентальной окраины, апвеллингом сублитосферной мантии, а также термальным и реологическим состоянием нижней коры, обусловленным неоднократными предшествующими орогеническими событиями на южной окраине Лаврентии.

Второй плюм охватывает юго-восток Лаврентии, юг Гренландии и краевую часть Амазонии, которая к этому времени вплотную приблизилась к суперконтиненту Нина (рис. 12). Деятельность этого плюма совпадает с закрытием долгоживущего океана между суперконтинентами Нина и Атлантика и образованием Родинии. С его активностью связывается формирование Мидконтинент-Рифтовой системы (1.11-1.10 млрд. лет), внедрение расслоенного массива Дулут, даек Абитиби (1.14 млрд. лет) и др. (Hutchinson et al., 1990; Shirey, 1997), а также последний импульс магматизма в провинции Гардар (1.18-1.13 млрд. лет). В орогене Гренвилл имело место совмещение двух типов внутриплитного магматизма: (1) анортозит-чарнокитового и ультракалиевого (1.16-1.13 и 1.08-1.02 млрд. лет) и (2) щелочного (1.07-1.04 млрд. лет) (Rivers, 1997). АМРГЩГ магматизм представлен массивом Пайкс Пик (1.08 млрд. лет) в Лаврентии и гораздо шире в Амазонии – комплексы Санта Клара (1.08-1.07 млрд. лет) и Молодые граниты Рондонии (0.99-0.97 млрд. лет). Все они также не выходят за пределы внешних палео-мезопротерозойских складчатых поясов.

Таким  образом,  результатом  совмещения  различных  геодинамических  обстановок является столь разнородный магматизм рассмотренных областей. Не исключено, что именно этим  обусловлена уникальность провинций Найн и  Гренвилл, отличающихся печатляющими масштабами АМЧРГ и АМРГЩГ магматизма, и особенно гигантскими объемами автономных анортозитов.

В заключение рассмотрим факторы, определяющие размещение рассматриваемых магматических ассоциаций в пространстве и времени. Положение их в пространстве контролируется тремя основными факторами: (1) эпицентрами зон мантийного апвеллинга, (2) типами вмещающих тектонических структур и их возрастом и (3) степенью кратонизации литосферы. Апвеллинг сублитосферной мантии может быть обусловлен как тектоническими процессами, происходящими на границах литосферных плит, так и нижнемантийными плюмами.

Типы магматических ассоциаций во многом определяются типами вмещающих тектонических структур. Масштабы магматизма находятся в зависимости от энергетического потенциала глубинного мантийного источника, а также термального и реологического состояния литосферы. Последнее во многом определяется предшествующими

 

Рис. 12. Тектоническое положение рапакивигранитсодержащих комплексов в суперконтинентах Нина и Атлантика на период ~1.3 млрд. лет (а) и  в суперконтиненте Родиния на период ~1.0 млрд. лет (б). Положение континентов по (Rogers, 1996; Karlstrom et al., 2001; Condie, 2002; Payolla et al., 2002) с дополнениями.

а) 1-7 – см. условные обозначения рис. 10; 8 – предполагаемая проекция суперплюма (1.35-1.20 млрд. лет).

б) 1 – периферические протерозойские орогены (догренвиллского возраста); 2 – коллизионные орогены гренвиллского возраста; 3 – Мидконтинент Рифт (1.1 млрд. лет); 4 – рапакивигранитсодержащие магматические комплексы; 5 – преимущественно габбро-анортозитовые магматические комплексы; 6 – предполагаемая проекция суперплюма (1.16-1.00 млрд. лет).

Континенты (кратоны): С – Сибирь, Гр – Гренландия, Б – Балтия, Л – Лаврентия, Ск – Север-Китайский, РП – Рио де Ла Плата, Ам – Амазония, Заф – Западно-Африканский, К – Конго, Саф – Северо-Африканский, СА – Северо-Автралийский, ЗА – Западно-Австралийский, Г – Голер, Ан – Антарктида, И – Индия, М – Мадагаскар, З – Зимбабве, Ка – Каапвальский.

орогеническими событиями. Важнейшим из них является событие рубежа ~ 1.9 млрд. лет назад – уникального по «запасам» тепла, привнесенным в литосферу. По данным (Condie, 1998), эта орогения сопровождалась самым мощным континентальным корообразованием в постархейское время. Именно этим, по-видимому, определяются гигантские объемы плутонов гранитов рапакиви развитых в периферических орогенах «свекофеннского» времени. В таких областях нижняя кора длительное время сохраняет высокую пластичность и высокие температуры. Она являлась своеобразным экраном, препятствовавшим свободному проникновению базитовых магм в верхнекоровые уровни (Huppert, Sparks, 1985). «Подпруживание» базитовых магм и медленное всплывание магматических диапиров в пластичной среде нижней коры могло создавать благоприятные условия для длительного мантийно-корового взаимодействия, в ходе которого продуцировались большие объемы фельзических магм, а длительные процессы дифференциации базитовых магм и их контаминация нижнекоровым материалом способствовали возникновению высокоглиноземистых магм – родоначальных магм автономных анортозитов (см. Emslie et al., 1994; Ashwal, 1993). Необходимым условием для образования родоначальных магм гранитов рапакиви будет являться сложение тепловой энергии двух источников: тепла базальтового андерплейта и тепла нижней коры, сохранившегося от предшествующего орогенического события. Однако, по мере увеличение возрастного интервала между формированием рапакивигранитных комплексов и предшествующим орогенезом, происходит последовательное снижение объемов гранитов рапакиви и анортозитов и «замещение» последних габброидами. Снижается также роль кислых пород в ассоциирующих бимодальных вулканических сериях. Это связано с остыванием и утратой пластичности нижней коры и усилением жесткости литосферы в целом.

Следующим важнейшим фактором является степень кратонизации литосферы. Кратонизация осуществляется в молодом орогене путем непрерывного роста SCLM либо простым охлаждением за счет вещества астеносферы, либо андерплейтингом значительно более глубинного материала (Black, Liegeois, 1993). Андерплейтинг затрагивает и нижнюю кору, что приводит к увеличению ее мощности, изменению ее состава и высокоградному метаморфизму, усиливающему степень ее дегидратации и восстановленности. В ходе постколлизионнного периода SCLM становится все более дегидратированной, восстановленной и деплетированной на LILE, вследствие повторяющихся импульсов генерации водосодержащих мафических магм (Bonin, 2004). В областях развития молодой еще не кратонизированной литосферы локализуются комплексы РГШ ассоциации, наименее всего оторванные во времени (<30 млн. лет) от предшествующего орогенеза. Плутоны АМЧРГ, АМРГЩГ и ГРГФ ассоциаций приурочены исключительно к областям кратонизированной литосферы. Для них величина этого «отрыва» составляет 100-500 млн. лет. Для древних кратонов с жесткой, мощной и холодной литосферой рапакивигранитные комплексы вообще не характерны.

Формирование рапакивигранитных магматических комплексов охватывает интервал, включающий три суперконтинентальных цикла: 2.7-1.8, 1.8-1.0 и 1.0-0.55 млрд. лет. Начало и конец каждого цикла отвечают периодам сборки суперконтинентов и с ними связаны импульсы главным образом анортозит-чарнокитового магматизма. Позднеархейский импульс подтверждает, что с этого времени начали действовать плитно-тектонические процессы. Пик анортозит-чарнокитового магматизма (~1.0 млрд. лет) знаменует собой переход от тектоники малых плит к плейт-тектонике современного типа и отвечает завершению полного цикла Вилсона. Затухание этого магматизма к концу протерозоя было обусловлено, по-видимому, как общим остыванием Земли, так и тем, что в это время, в отличие от гренвиллской эпохи, происходило замыкание короткоживущих «миниокеанов». Расцвет рапакивигранитного магматизма связан исключительно со вторым циклом, когда в отдельных регионах он охватывал громадные промежутки времени – сотни миллионов лет. После завершения карельской орогении основные глубинные энергетические потоки оказались сосредоточены по активным окраинам двух новообразованных суперконтинентов. Дискретное функционирование таких активных окраин в течение, как минимум, 500 млн. лет привело к формированию системы периферических орогенов, с развитием которых было связано происхождение основного объема пород АМЧРГ ассоциации. Кроме того, с этим периодом связана активность мантийных суперплюмов, которая привела к формированию значительного объема комплексов АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциаций. В целом же вырождение рапакивигранитного магматизма к концу протерозоя, вероятнее всего, связано с общим остыванием Земли в ходе неуклонной диссипации ее внутренней энергии, а также с тем, что, начиная с позднего рифея, произошло резкое ускорение этого процесса (Maruyama, Liou, 1998). В этой связи уместно отметить, что в фанерозое граниты А-типа никогда не образуют крупных плутонов, таких как граниты рапакиви.

Заключение

Граниты рапакиви являются характерной частью большинства древних платформ. В их формировании выделяется три основных периода: 2.8-2.6, 1.8-1.0 и 0.6-0.5 млрд. лет, главным из которых является второй –1.8-1.0 млрд. лет. Анализ данных по составу и строению магматических комплексов, включающих в свой состав граниты рапакиви, позволил выделить четыре главных типа магматических ассоциаций: АМЧРГ, АМРГЩГ, ГРГФ и РГШ.

Особенности минерального и химического состава большинства пород рассматриваемых ассоциаций указывают на их дифференцированный характер. Среди гранитоидов выделено три главные группы. К первой (доминирующей) группе относятся высокожелезистые и высококалиевые классические граниты рапакиви магматических ассоциаций первых трех типов, которые являются типичными представителями внутриплитных субщелочных гранитов А-типа, кристаллизовавшихся из «сухих», высокотемпературных магм в резко восстановительных условиях. Ко второй группе относятся щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации, представляющие собой высокодифференцированные граниты Na-серии А-типа, максимально обогащенные некогерентными элементами. Эти граниты также кристаллизуются из «сухих», «восстановленных» и очень высокотемпературных магм. К третьей группе относятся субщелочные калиевые граниты, варьирующие по составу от гранитов А-типа до S-гранитов и принадлежащие исключительно к РГШ ассоциации. По сравнению с классическими рапакиви для них характерна более высокая фугитивность кислорода и воды, более низкие содержания калия, HFSE и HREE, они менее дифференцированы и принадлежат к геохимическому типу «посторогенных» гранитов.

Проведенные изотопные и геохимические исследования позволили обосновать ограничения на источники гранитов рапакиви и определить общий характер связей гранитов рапакиви с ассоциирующими кислыми, основными и щелочными породами. Была подтверждена важнейшая роль коровой контаминации в генезисе автономных анортозитов. Не менее важную роль играют процессы смешения вещества мантийных и коровых источников в петрогенезе гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов А-типа. При этом для всех ассоциаций, за исключением РГШ, коровый компонент представлен исключительно веществом нижней континентальной коры, которая в свою очередь может быть подразделена на три основных типа: молодая ювенильная кора, которая еще не приобрела изотопных характеристик классической нижней коры, древняя нижняя кора и нижняя кора, сформированная в результате преобразования (обеднения LIL-элементами) древней изначально обогащенной верхней коры. Доминирующими коровыми протолитами гранитов РГШ ассоциации являются вещество средней и верхней коры. Мантийный компонент в составе гранитов рапакиви первых трех магматических ассоциаций (АМЧРГ, АМРГЩГ и ГРГФ) представлен веществом континентальных толеитов, образующихся в общем случае при смешении выплавок из астеносферной мантии и кратонизированной литосферной мантии. Для щелочных гранитов АМРГЩГ ассоциации главным является источник типа OIB. В петрогенезисе пород РГШ ассоциации прослеживается влияние SCLM, метасоматизированной в ходе предшествующего субдукционного процесса

Общим для всех рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций является формирование в условиях литосферного растяжения во внутриплитных условиях. Генезис магматических комплексов связан с дискретно функционирующими сублитосферными мантийными источниками, длительность существования которых сопоставима с длительностью формирования палеорифтов – 10-50 млн. лет (Лобковский и др., 2004). Однако конкретные геодинамические обстановки их формирования могут сильно различаться. Выделено три типа таких обстановок: (1) рифтинг, который контролируется процессами на границах литосферных плит, (2) рифтинг, связанный с деятельностью мантийных плюмов и (3) рифтинг, обусловленный сочетанием двух предыдущих обстановок. При этом магматические комплексы, формирование которых контролируется тектоническими процессами на границах плит, в свою очередь подразделяются на три типа: (а) приближенные к конвергентным границам плит; (б) приближенные к дивергентным границам плит и (в) приуроченные к коллизионным швам. Магматические комплексы первого типа локализованы в системе внешних палео-мезопротерозойских трансконтинентальных орогенических поясов суперконтинентов Нина и Атлантика, и представлены исключительно АМЧРГ ассоциаций. Их формирование происходило в интервале 1.8-1.3 млрд. лет и было связано с дистальным отражением в тыловых зонах этих орогенов тектонических процессов, протекавших на конвергентных границах плит, как субдукционных, так и коллизионных. На противоположных сторонах активных окраин этих суперконтинентов существовали обширные пассивные континентальные окраины – области, приближенные к дивергентным границам плит. С импульсом рифтогенеза (1.35 млрд. лет) на такой окраине связано формирование ГРГФ ассоциации. Коллизионные швы контролируют размещение постколлизионных магматических комплексов анортозит-чарнокитового типа и РГШ ассоциации. При этом первые приурочены к зонам фронтального столкновения континентальных плит, а вторые более характерны для транспрессионных зон взаимодействия плит и континентальных блоков более низкого порядка. С деятельностью мантийных плюмов связаны комплексы АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций. Среди этих плюмов выделяются два типа: (а) относительно короткоживущие (~50 млн. лет), обусловленные крупномасштабным апвеллингом нагретой мантии под растущими суперконтинентами, для Атлантики в интервале 1.83-1.79 млн. лет и для Нины – 1.75-1.70 млн. лет; (б) долгоживущие (~150 млн. лет). С деятельностью плюмов последнего типа (1.35-1.20 и 1.16-1.00 млрд. лет) связан рассматриваемый магматизм, проявившийся исключительно в пределах тыловых зон внешних палео-мезопротерозойских орогенических поясов суперконтинентов Нина и Атлантика.

Во времени формирование рапакивигранитных магматических комплексов охватывает интервал, включающий три суперконтинентальных цикла: 2.7-1.8, 1.8-1.0 и 1.0-0.55 млрд. лет. Начало и конец каждого цикла отвечают периодам сборки суперконтинентов и с ними связаны относительно краткие импульсы главным образом анортозит-чарнокитового магматизма. Расцвет рапакивигранитного магматизма приходится на второй цикл и связан как с длительно функционирующими активными окраинами суперконтинентов Нина и Атлантика, так и активностью мантийных плюмов. Именно с этим циклом сопряжено формирование основного объема  пород АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций. Вырождение рапакивигранитного магматизма, вероятнее всего, связано с общим остыванием Земли в ходе неуклонной диссипации ее внутренней энергии, усилившейся к концу протерозоя (Maruyama, Liou, 1998).

Одной из важнейших проблем в изучении гранитов рапакиви и ассоциирующих пород является проблема их рудоносности. До недавнего времени рудоносность гранитов рапакиви явно недооценивалась и эти граниты традиционно рассматривались как металлогенически «стерильные» (см. Haapala, 1995). Положение резко изменилось только несколько десятилетий тому назад, когда в ассоциации с ними было открыто большое количество промышленных (в том числе и очень крупных) месторождений различных типов, и была установлена важная рудогенерирующая роль этих пород (Bettencourt et al., 2005; Creaser, Cooper, 1993 и др.). С рапакивигранитными магматическими комплексами ассоциирует широкий круг месторождений различных генетических типов от типично магматогенных, связанных как с основными породами, так и с гранитами, до месторождений, в которых связь с магматизмом может быть чрезвычайно сложной и неоднозначной (табл. 4). Главными типами месторождений, среди которых встречаются крупные и даже уникальные объекты, являются редкометальные и Sn-редкометальные, Fe-Ti-апатитовые, сульфидные Cu-Ni-Co и U-месторождения типа несогласия. Было установлено, что большая часть крупных и суперкрупных меторождений различных типов была сформирована в два основных эпизода 1.85-1.70 и 1.30-1.00 млрд. лет. Практически все они ассоциирует с плутонами АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций и связаны с активностью мантийных плюмов (Ларин, 2003).

Геохронологические (U-Pb, Re-Os, Sm-Nd) и Pb-изотопные исследования ряда месторождений этих типов (Ларин и др., 1990, 1991; Неймарк и др., 1993; Stein et al., 1996; Larin et al., 2000; Ларин, 2003) покаывают, что многие из них имеют длительную (сотни млн. лет) и дискретную историю формирования и относятся к категории полигенных и полихронных (Рундквист, Ларин, 1990; Ларин и др., 1999). При этом для многих из них, формирование которых происходило значительно позже становления гранитов рапакиви и ассоциирующих пород, последние могли выступать в качестве источников рудного вещества (Неймарк и др., 1993; Ларин и др., 1999). Рудогенез мог осуществляться в результате действия более поздних наложенных процессов различной природы, как эндогенных, так и экзогенных. Среди этого класса месторождений наибольший экономический интерес представляют U-месторождения типа несогласия. Последние, как правило,  ассоциируют с осадочными бассейнами, заложение которых происходило на поздних стадиях рифтинга, с ранними стадями которого было связано внедрение гранитов рапакиви.

В эволюционном аспекте важно подчеркнуть, что многие типы месторождений, впервые появляющиеся в истории развития Земли в связи с рапакивигранитным магматизмом, постепенно исчезают к концу протерозоя на фоне деградации этого магматизма. Полностью исчезают Fe-Ti-апатитовые месторождения в анортозитах, U-месторождения типа несогласия, Sn-редкометальные месторождения в щелочных гранитах (тип Питинги).

Таблица 4.  Типы месторождений, ассоциирующие с рапакивигранитсодержащими комплексами различных тектонических обстановок

Геодинамические обстановки проявления магматизма

Типы месторождений

Магматогенные

Эпитермальные

Метаморфогенные

Тип несогласия

Рифтинг в тыловых частях систем внешних палео- мезо-протерозойских поясов суперконтинентов как следствие тектонических процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит

Ti-Fe Айрон Маунтин (США)

Be, Sn, Сu, (Zn, Pb) скарны Питкярантского рудного района, Южная Карелия

Волынское поле пегматитов с драгоценными камнями; Be, (Sn, W, Ta, Nb, Mo, Bi, криолит) в полевошпатовых метасоматитах Пержанской зоны; Zr-REE в габбро-сиенитовых массивах (Украина)

Pb, Ag, (Zn) жильный (Южная Финляндия)

Cu, U, Au, Ag, REE Олимпик Дам (Австралия)

U, (Pb,Zn, Cu, Mo, Ag) Карку, Южная Карелия

Рифтинг пассивной континентальной окраины

Магнезитовое Сатка,

Южный Урал

Постколлизионное растяжение в складчатых поясах

  а) гималайского типа

Апатит-Ti-Fe и Zr-REE пегматиты Каларского района, Алдано-Становой щит

б) шотландского типа  (транспрессионные

  орогены)

Ti-Fe-V Имангаканское и Cu-PGE Чинейское, Алдано-Становой щит

Ta, Nb, Li (Sn, Be) Вишняковское и Гольцовое, Присаянье

Sn, W, (Cu, Zn,) провинции Иту (Бразилия)

Sn, (Ag) Находка, Байкальская скл. область

Be, Sn, Ta, Nb пегматиты и кварц-полевошпатовые метасоматиты, Абчада, Мечта, Ильгир, Байкальская скл. обл.

Pb, Zn стратиформные и жильные, Таборное и др., Прибайкалье

U Туюканское, Деканда,  Безымянное и др., север Байкальской складчатой области

Активный рифтинг, обусловленный апвеллингом сублитосферной мантии под растущим суперконтинентом (мантийный плюм)

Апатит-Ti-Fe Богиде, Маймакан и Гаюм;

Be, Ta, Nb, REE (Zr, Th, U) Улканский р-н,

Алдано-Становой щит

Sn, (Zr, Nb, Ta, Y, криолит) рудный район Питинга (Бразилия)

U, Ni провинция Атабаска (Канада)

U, Au, Mo, Ag, V  Улканский район, Алдано-Становой щит

Совмещение тектонических процессов в тыловых частях конвергентных границ плит с деятельностью мантийных плюмов

Апатит-Ti-Fe Теллнес, (Норвегия), Сэнфорд Хилл, Лак Тио (Канада)

Zr, Y, Nb, REE, Be Стрэндж Лейк (Канада)

Sn, (W, Ta, Nb, Be) провинция Рондония (Бразилия)

Cu, Ni, Co сульфидное Восис Бей (Канада)

Cu-REE-U-Au-Mo-F Квайбо, провинция Гренвилл (Канада)

Примечание: жирным шрифтом выделены крупные месторождения, подчеркнуты – очень крупные месторождения

Основные публикации по теме диссертации

  1. Ларин А.М. Особенности проявления зональности минерализации в Питкярантском рудном районе // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1980. Т. 55. вып.3. С.73-82.
  2. Ларин А.М., Гордиенко Л.И. Скарновые рудные формации Северного Приладожья (Юго-Западная Карелия) // Методы и результаты прогнозирования рудных формаций. Л. 1981. С. 65-87.
  3. Ларин А.М., Никольская Ж.Д. Метасоматическая и рудная зональность Питкярантского района // Измененные породы и их поисковое значение. М.: Недра. 1981. С. 185-193.
  4. Шергина Ю.П., Ларин А.М., Чухонин А.П., Рублев А.Г. О возрасте Салминского массива гранитов и связанного с ним оруденения // Изв. АН СССР. Сер. геол. №12. 1982. С. 64-76.
  5. Ланда Э.А., Шергина Ю.П., Ларин А.М., Краснова Н.И., Мурина Г.А. О взаимодействии мантийного и корового вещества при метасоматических процессах в изверженных комплексах // Метасоматизм и рудообразование. М.: Наука. 1984. С. 19-29.
  6. Миркина С.Л., Неймарк Л.А., Ларин А.М. Изотопная геохимия свинца в рудных месторождениях Северного Приладожья // Изотопы свинца и вопросы рудогенеза. Тр. ВСЕГЕИ. Л.: Недра. Т. 342. 1988. С. 57-70.
  7. Ларин А.М. Редкометальные месторождения докембрия // Геология рудных месторождений. 1989. Т. 31. № 4. С. 12-22.
  8. Ларин А.М., Неймарк Л.А., Гороховский Б.М., Овчинникова Г.В. Связь комплексного скарнового оруденения Питкяранского рудного района с гранитами рапакиви Салмиского массива по Pb-изотопным данным // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1990. № 5. С. 47-57.
  9. Рундквист Д.В., Ларин А.М. Полигенные и полихронные месторождения докембрия // Металлогения докембрия и метаморфогенное рудообразование. Тезисы. 12 Всесоюзн. металлогенич. совещание. Киев. 1990. ч.1. С. 25-26.
  10. Ларин А.М., Неймарк Л.А., Рублев А.Г. Раннепротерозойские калиевые граниты южного обрамления Сибирской платформы (геохронология и металлогения) // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л.: Наука. 1990. С. 195-206.
  11. Amelin Yu.V., Beljaev A., Larin A., Neymark L., Stepanov K. Salmi batholith and Pitkaranta ore field in Soviet Karelia. Edited by I.Haapala, O. Rm and  P.T.Salonsaari. Guide 33. 1991. Espoo. 57 p.
  12. Неймарк Л.А., Ларин А.М., Яковлева С.З., Срывцев Н.А., Булдыгеров В.В. Новые данные о возрасте пород акитканской серии Байкало-Патомской складчатой области по результатам U-Pb датирования цирконов // Докл. РАН. 1991. Т.320. №1. С. 182-186.
  13. Ларин А.М., Амелин Ю.В., Неймарк Л.А. Возраст и генезис комплексных скарновых руд Питкярантского рудного района // Геология рудн. месторожд. 1991. № 6. C. 15-33.
  14. Неймарк Л.А., Ларин А.М., Яковлева С.З., Гороховский Б.М. U-Pb возраст магматических пород Улканского грабена (юго-восточная часть Алданского щита) // Докл. РАН. 1992. Т. 323. № 6. С. 1152-1156.
  15. Неймарк Л.А., Ларин А.М., Овчинникова Г.В., Яковлева С.З. Уран-свинцовый возраст анортозитов Джугджура // Докл. РАН. 1992. Т. 323. № 3. С. 514-518.
  16. Неймарк Л.А., Ларин А.М.,  Рыцк Е.Ю., Гороховский Б.М., Овчинникова Г.В. U-Pb-геохронологические и Pb-изотопные свидетельства герцинского этапа рудогенеза в пределах протерозойского обрамления юга Сибирской платформы (Северо-Западное Прибайкалье) // Докл. РАН. 1993. Т. 333. № 6. С. 765-768.
  17. Neymark L.A., Amelin Yu.V., Larin A.M. Pb-Nd-Sr isotopic and geochemical constraints on the origin of the 1.54-1.56 Ga Salmi rapakivi granite-anorthosite batholith (Karelia, Russia) // Mineral. Petrol. 1994. V. 50. P. 173-193.
  18. Amelin Yu.,  Larin  A.  U-Pb  and Sm-Nd zircon and garnet geochronology of skarn formation associated with rapakivi granite magmatism:  an  example of the Pitkaranta ore district, south-eastern Karelia // Anorthosites, Rapakivi Granites  and Related Rocks.  IGCP 290 and 315.  1994. Montreal. Canada. Abstr. P.1.
  19. Belyaev A.M., Larin A.M., Ovchinnikova G.V., Krymsky R.S., Shebanov A.D. Pb-Nd-Sr isotopic constraints on the origin of the 1.35 Ga anorthosite-rapakivi granite-nepheline syenite Berdiaush massif (South Urals, Russia). 1995.  Sympos. on Rapakivi granites and Related Pocks. Abstr. Belem. Brazil. P.13.
  20. Larin A., Amelin Yu., Neymark L., Krymsky R., Ovchinnikova G., Belyaev A., Shebanov A. The origin of Salmi and Uljalegi anorthosite-rapakivi granite massifs: constraints from precise U-Pb  geochronology and Pb-Sr-Nd isotopic data. 1996. The Seventh Intern. Sympos. on Rapakivi granites and Related Pocks. Abstr. Helsinki. P. 47.
  21. Belyaev A.M., Neymark L.A., Shebanov A.D., Larin A.M. Age and origin of mafic xenolites from rapakivi granites of the Berdiaush massif (S.Urals, Russia). 1996. The Seventh Intern. Sympos. on Rapakivi granites and Related Pocks. Abstr. Helsinki. P. 6.
  22. Зильберштейн А.Х., Ларин А.М., Шебанов А.Д. Поляризационно-оптический метод оценки температуры формирования поликристаллических агрегатов (на примере природного гранита рапакиви) // Оптика и спектроскопия. 1996. Т. 80. № 2. С. 238-241.
  23. Stein H.J., Markey R.J., Morgan J.W., Sundbland K., Larin A.M. Re-Os Dating of Molybdenite: New Tools, New Applications, New Interpretations – An Example from Karelian Russia // EOS. Transactions. American Geophysical Union. 1996. V. 77. P. 773-774.
  24. Amelin Yu.,V., Larin A.M., Tucker R.D. Chronology of multiphase emplacement of the Salmi rapakivi granite-anorthosite complex, Baltic Shield: implications for magmatic evolution. Contib. Mineral. Petrol. 1997. V. 127. P. 353-368.
  25. Larin A.M., Amelin Yu.V, Neymark L.A.., Krymsky R.Sh.The origin of the 1.73-1.70 Ga anorogenic Ulkan volcano-plutonic complex, Siberian Platform, Russia: inferences from geochronological, geochemical and Nd-Sr-Pb isotopic data. An. Acad. Bras. Ci. 1997. V. 69. (3). P. 295-312.
  26. Precambrian ore deposits of the East Eurupean and Siberian cratons. Developments in Economic Geology, V. 30. Edited by D.V.Rundqvist and C.Gillen. Elsevier. 1997. 470 p.
  27. Неймарк Л.А., Ларин А.М., Немчин А.А., Овчинникова Г.В., Рыцк Е.Ю. Анорогенный магматизм Северо-Байкальского вулкано-плутонического пояса: геохимические, геохронологические (U-Pb) и изотопные (Pb, Nd) cвидетельства. // Петрология. 1998. Т. 6. № 2. С. 139-164.
  28. Larin A.M. Metallogeny of Proterozoic anorthosite-rapakivi granites assemblage of Eastern European and Siberian platforrms. 1998. Tartu-Tallin. Abstr. P. 31-33.
  29. Ларин А.М., Немчин А.А., Крымский Р.Ш., Ковач В.П. Sm-Nd изотопные ограничения на генезис гранитов рапакиви кодарского комплекса (западная часть Алдано-Станового) щита. // Докл. РАН. 1999. Т. 369. № 2. С. 251-253.
  30. Ларин А.М., Рундквист Д.В. Ряды геодинамических обстановок и металлогения Алдано-Станового щита // Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия / Под ред. Н.В.Межеловского. М. 1999. (МПР РФ, РАН, Геокарт, РосГео). С. 256-311.
  31. Ларин А.М., Рундквист Д.В.,  Рыцк Е.Ю. Эволюционные ряды геодинамических обстановок и длительность образования месторождений / Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия. М. 1999. С. 312-364. (МПР РФ, РАН, Геокарт, РосГео).
  32. Zilbershtein A., Larin A., Semenov V., Semenov S. Paleostress rocks estimation based on crystal twin density analysis. Teofrastus. St.Petersburg-Athens. 1999. P. 33-39.
  33. Larin A.M., Rundqvist D.V., Rytsk E.Yu. Evolution Trends of Geodinamic Environments and the Duration of Mineral Deposits Formation. In N.V.Mezhelovsky, A.F.Morozov, G.S.Gusev and V.S.Popov. Geodynamics and Metallogeny: Theory and Implications for Applied Geology. 2000. Moscow. P. 193-212.
  34. Mints M.V., Rundqvist D.V., Larin A.M., Nenakhov V.M., Rytsk E.Yu., Turchenko S.I., Chernyshov N.M. Early Precambrian Geodynamics and Metallogeny. In N.V.Mezhelovsky, A.F.Morozov, G.S.Gusev and V.S.Popov. Geodynamics and Metallogeny: Theory and Implications for Applied Geology. 2000. Moscow. P.105-191.
  35. Ларин А.М., А.Б.Котов, Е.Б.Сальникова, В.П.Ковач, Л.Б.Макарьев, А.Н.Тимашков, Н.Г.Бережная, С.З.Яковлева Новые данные о возрасте гранитов кодарского и тукурингрского комплексов (Восточная Сибирь): геодинамические следствия. Петрология. 2000. Т. 8. № 3. С. 267-279.
  36. Пушкарев Ю.Д., Гороховский Б.М., Ларин А.М. Роль взаимодействия корового и мантийного вещества при формировании эндогенных месторождений-гигантов: изотопно-геохимический подход // Региональная геология и металлогения. 2000. № 11. С. 73-80.
  37. Ларин А.М., Глебовицкий В.А., Крымский Р.Ш., Суханов М.К. Nd и Sr изотопные ограничения на генезис Геранского массива автономных анортозитов (восточная часть Алдано-Станового щита) // ДАН. 2002. № 1. С. 101-105.
  38. Larin A.M., Kotov A.B., Salnikova S.B., Kovach V.P. Late Paleoproterozoic postcollision and anorogenic volcanic sequences of the Siberian Craton: petrogenesis and tectonic implications // II Simposio sobre VULCANISMO e Ambientes Associados. 10-13 de Novembro de 2002. Brasil. Belem. 2002. P. 18.
  39. Ларин А.М. Рапакивигранит-содержащие магматические ассоциации: типизация, тектоническое положение и металлогения // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. 25-27 ноября 2003 г. Санкт-Петербург. 2003. С. 257-260.
  40. Ларин А.М., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Коваленко В.И., Рыцк Е.Ю., Яковлева С.З., Бережная Н.Г., Ковач В.П., Булдыгеров В.В., Срывцев Н.А. Северо-Байкальский вулкано-плутонический пояс: возраст, длительность формирования и тектоническое положение // Докл. РАН. 2003. Т. 392. №. 4. С. 506-511.
  41. Ларин А.М. Типизация и тектоническое положение рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций // Материалы международной научной конференции «Геология и металлогения ультрамафит-мафических и гранитоидных интрузивных ассоциаций складчатых областей», 10-ое чтение А.Н. Заварицкого. 2004. Екатеринбург. С. 351-354.
  42. Сальникова Е.Б., Ларин А.М., Котов А.Б., Глебовицкий В.А., Суханов М.К., Яковлева С.З., Ковач В.П., Бережная Н.Г., Толкачев М.Д. Каларский анортозит-чарнокитовый комплекс (Алдано-Становой щит): возраст и тектоническое положение // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2004. Т. 12. № 3. С. 3-11.
  43. Ларин А.М., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Макарьев Л.Б., Яковлева С.З., Ковач В.П. Раннепротерозойские коллизионные и постколлизионные граниты северной части Байкальской складчатой области. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2006а. Т. 14. № 5. С. 3-15.
  44. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Глебовицкий В.А., Суханов М.К., Яковлева С.З., Ковач В.П., Бережная Н.Г., Великославинский С.Д., Толкачев М.Д. Каларский комплекс (Алдано-Становой щит) – древнейший представитель анортозит-мангерит-чарнокит-гранитной магматической ассоциации: результаты геохронологических, геохимических и изотопно-  геохимических исследований Каларский анортозит-чарнокитовый комплекс // Петрология. 2006б. Т. 14. № 1. С. 4-24.
  45. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Сорокин А.А., Котов А.Б., Ларин А.М., Яковлева С.З. Первые данные о возрасте и геохимии пород Кенгурак-Сергачинского габбро-анортозитового массива (юго-восточное обрамление Сибирского кратона) // Тихоокеанская геология. 2006. Т. 25. № 2. С. 15-23.
  46. Ларин А.М. Граниты рапакиви в геологической истории Земли. Статья 1. Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: возраст, геохимия, тектоническое положение. // Стратиграфия. Геологическая корреляция. В печати.





© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.