|
Лучицкая Марина Валентиновна
Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата
геолого-минералогических наук
|
оглавление |
Глава 3
Корякское нагорье - это гигантское аккреционное покровно-складчатое
сооружение, в пределах которого аллохтоны сложены разнообразными океаническими,
островодужными, междуговыми и окраинно-морскими структурно-вещественными
комплексами (террейнами) [Руженцев и др., 1982; Ставский и др. 1988; Соколов
и др., 1988; 1992; Крылов и др., 1989]. Всю структуру Восточной части Корякского
нагорья было предложено рассматривать как две крупные покровные системы
(сложные террейны) Корякскую (КСП) и Эконайскую (ЭСП), которые различаются
способом и временем формирования, а также составом слагающих их комплексов
[Руженцев, 1982].
Эконайская система покровов (ЭСП) имеет сложную покровно-складчатую
структуру, в которой наиболее древние океанические комплексы палеозойского
и раннемезозойского возраста занимают наиболее высокое положение (Эконайский
аллохтон [Руженцев, 1982]), а наиболее молодые, позднеюрского-мелового
возраста, занимают нижнее структурное положение (Янранайская аккреционная
призма, [Григорьев и др. 1987]). Пакет пластин Янранайской аккреционной
призмы, собранный из океанических комплексов является относительным автохтоном
для более верхних тектонических покровов, сложенных офиолитами, островодужными
и предостроводужными образованиями [Руженцев, 1982; Соколов и др., 1988;
Крылов и др. 1989]. Формирование такой структуры происходило в несколько
этапов и является следствием последовательного поддвига со стороны океана
все более молодых комплексов. Предполагается, что процесс субдукции шел
более или менее постоянно, а вхождение океанических комплексов в структуру
происходило в несколько этапов аккреции [Григорьев и др., 1987; Крылов,
1986; Крылов, Лучицкая, 1989; Соколов, 1992].
В ЭСП достаточно широко развиты разнообразные плагиограниты
[Пейве, 1984, Пейве, Юркова, 1986; Крылов, 1986; Соколов, 1992, Паланджян,
1997]. Однако, неизученными остались плагиограниты, образующие небольшие
интрузии и дайки, рвущие полосчатый комплекс, габброиды и вулканогенно-кремнистые
породы верхнего палеозоя - нижнего мезозоя. Среди них выделяются два типа
тел плагиогранитов, занимающих различное структурное положение и различающихся
по возрасту [Крылов, 1986; Крылов и др., 1989].
Среднеюрские плагиограниты, прорывают счешуенные позднепалеозойско-триас-раннеюрские
вулканогенно-кремнистые и вулканогенно-карбонатные образования, являющиеся
фрагментами океанической коры Палеопацифики [Руженцев и др., 1982; Григорьев
и др., 1987; Крылов и др., 1989; Соколов, 1992], но при этом плагиограниты
нигде не прорывают запечатывающий покровную структуру промежуточный неоавтохтон.
Последний представлен туфо-терригенными отложениями пекульнейской свиты
и кэнкэренской свитой готерив-барремского возраста. Базальные горизонты
пекульнейской свиты в разных местах датируются или киммериджем или волжским
ярусом поздней юры [Руженцев и др., 1982; Григорьев и др., 1987; Соколов,
1992] и содержат гальку плагиогранитов. Кроме того плагиограниты не прорывают
наиболее молодой (верхняя юра-мел) и нижний структурный элемент - янранайский
аккреционный комплекс [Григорьев и др., 1987], а надвинуты на него вместе
с Эконайским аллохтоном.
В отличие от них среднемеловые плагиограниты прорывают
верхнеюрские-нижнемеловые комплексы янранайской аккреционной призмы [Руженцев
и др., 1982; Григорьев и др., 1987], а также среднеюрские плагиограниты.
Янранайский комплекс имеет в своем составе три тектонических покрова, сложенных
разновозрастными вулканогенно-кремнистыми образованиями, среди которых
выделяются океанические базальты и базальты океанических островов или поднятий
[Крылов, 1986; Григорьев и др., 1987]. Плагиограниты этого возраста рвут
также Эконайский аллохтон, представленный мощным пакетом покровов. Вся
эта сложная структура, вместе с телами плагиогранитов запечатывается неоавтохтоном,
сложенным осадками позднемелового возраста [Руженцев и др., 1982; Григорьев
и др., 1987; Крылов и др., 1989; Соколов, 1992]. Возраст базальных горизонтов
неоавтохтона скользит по времени и омолаживается в северо-восточном направлении
от сантон-кампанского до поздне-маастрихтского [Соколов, 1992]. Внедрение
плагиогранитов следует непосредственно за образованием чешуйчатых структур
и определяет окончание этапа аккреции, что указывает на тесную связь плагиогранитного
магматизма с процессами аккреции.
Плагиограниты имеют гипидиоморфнозернистую структуру,
реже субофитовую и гранофировую. Плагиограниты состоят преимущественно
из плагиоклаза андезин-олигоклазового состава и кварца. В небольших количествах
присутствуют роговая обманка, биотит и калиевый полевой шпат (<1%).
Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, рудным минералом.
Из вторичных минералом присутствуют хлорит и эпидот.
На квалификационной диаграмме Ав-Аn-Оr кислые породы
ЭСП занимают преимущественно поле трондьемитов и располагаются вдоль тренда
фракционирования трондьемитов по Nа2О-СаО стороне треугольника
на диаграмме Na2O-K2O-CaO. Они являются низкокалиевыми
(0.08 - 1.40% K2O) и низкоглиноземистыми (10.57 - !5.56% Al2O3)
породами, что сближает их с плагиогранитами офиолитов. Большая часть составов
плагиогранитов располагается в поле океанических плагиогранитов на диаграмме
Колмана K2O/SiO2.
На графике распределения РЗЭ. для плагиогранитов Корякии
отмечается небольшое обогащение в легкой части спектра, что находит отражение
в Lаn/Yвn=0.9-7.6 и Lаn/Smn=1.17-5.26.
В плагиогранитах ЭСП наблюдается слабая отрицательная аномалия церия Сеn/Се*=0.57-0.9;
фракционировние Eu проявлено слабо, что находит отражение в соотношении
Eun/Eu*=0,5 -1,1, но в целом характерна отрицательная Eu-аномалия.
Сравнение плагиогранитов ЭСП со средним составом океанического
плагиогранита на поликомпонентной диаграмме [Pearce et al., 1984] указывает
на широкую дисперсию в них К, Rв, в среднем превышающими значения в океаническом
плагиограните вдвое; значительное превышение концентрации Ba и значительный
дефицит всех высокозарядных элементов. Содержания последних в 2-5 раз меньше,
чем это должно быть при фракционировании океанического толеита.
На диаграммах Rb - Y+Nb и Nb - Y [Pearce et al., 1984]
плагиограниты попадают в поля островодужных и островодужных и синколлизионных
гранитов, соответственно.
Для обьяснения появления интрузий кислого состава во
фронтальной части островной дуги предлагались различные петрологические
модели: плавление базитовой части океанической коры при переходе ее в кварцевый
эклогит в верхней части пододвигающейся под островную дугу океанической
плиты [Рингвуд, 1981]; плавление молодой и горячей океанической коры в
условиях небольших глубин [Defant, Drummond, 1990, 1996]. Однако против
этих моделей говорит прерывистый характер проявления кислого магматизма
в аккреционных структурах. Самостоятельность плагиогранитной формации и
ее оторванность пространственная и временная от любого другого типа магматизма
не позволяет также использовать модели фракционной кристаллизации толеитового
основного расплава, обычно применяемую для обьяснения происхождения океанических
плагиогранитов и плагиогранитов островных дугах [Колман, 1979; Колман,
Донато, 1983; Pearce et al., 1984]. На невозможность применения модели
фракционной кристаллизации также указывают дефицит крупноионных литофилов
и высокозарядных элементов в плагиогранитах, тогда как при реализации данной
модели эти элементы должны накапливаться в расплаве. Кроме того, при фракционировании
плагиоклаза имеет место очень резкая отрицательная аномалия европия в остаточном
расплаве [Колман, 1979; Колман, Донато, 1983; Mukasa, Ludden, 1987] которая
не наблюдается в описанных выше плагиогранитах. Все это заставляет искать
новый механизм для обьяснения появления интрузивных тел кислого состава
в аккреционных комплексах.
Использование диаграммы Sr/Y - Y, на которой нанесены
кривые частичного плавления источника типа MORB с различным составом рестита,
позволяет предполагать, что, по крайней мере, он был одним из источников
кислой магмы, формирующей плагиограниты ЭСП. Нанесение кривой экспериментальных
составов, полученных Р. Хельц [1976] при частичном плавления толеита [Сайз,
1984] на диаграмму К2О-SiO2 и графический анализ
кривой, проведенной через реальные составы показывает, что для получения
плагиогранитов ЭСП следует плавить источник с более высокими содержаниями
SiО2 чем в толеите использованном в эксперименте при очень низких
содержаниях K2O (менее 0,2 %). Такой состав источника можно
обьяснить смесью низкокалиевого океанического толеита и пелагических кремнистых
осадков [Крылов, 1986], а именно такими породами и сложена верхняя часть
океанических комплексов позднепалеозойского-мезозойского возраста Эконайского
террейна и в других аккреционных структурах [Аккреционная тектоника...
, 1993; Григорьев и др., 1987; Крылов, Григорьев, 1997; Соколов, 1992;
Федорчук, 1988; Satoru, 1989 и т. д.]. Наличие небольшой отрицательной
аномалии Се (Сеn/Ce* = 0.8-0.9) в ряде образцов плагиогранитов
на графиках распределения РЗЭ также позволяет предполагать участие в плавлении
пелагических кремнистых осадков. Плавление смеси низкокалиевого толеита
и пелагических кремнистых осадков позволит также объяснить низкие содержания
РЗЭ, крупноионных литофилов и высокозарядных элементов в плагиогранитах
ЭСП.
Наибольшую трудность представляет проблема тепла необходимого
для осуществления вы-плавки плагиогранитов в аккреционных структурах. Наличие
водосодержащих минералов в ак-креционных плагиогранитах ЭСП указывает на
то, что расплав был водонасыщенным. Это по-зволяет считать, что он имел
"низкие" температуры (в среднем 750o C). В пользу этого также сви-детельствует
и слабое развитие экструзивных фаций (кератофиров).
Плагиограниты ЭСП находятся среди слабометаморфизованных
толщ. Метаморфизм толщ входящих в аккреционную структуру ЭСП, характеризуется
давлениями 3 - 4 кб и Т=350o - 450o С [Григорьев
и др. 1987], т.е. максимальная добавка тепла, необходимая для начала плавления
не должна превышать 300o С. Следует заметить, что появление
гранитоидов сразу же после остановки движения вслед за фазой аккреции может
быть объяснено сложением тепла, полученного за счет диссипативного разогрева
в процессе трения, и тепла, обусловленного подъемом изотерм после остановки
нисходящего движения погружающегося блока и последующего выравнивания теплового
поля. Последнее требует детального изучения, но следует заметить, что новейшие
оценки теплового потока в аккреционных структурах показали, что тепловой
поток значительно выше, чем ожидалось ранее [Peacock, 1990; Plafker et
al., 1989; Sakagushi, 1996]. Для аккреционных комплексов Японии расчетный
геотермический градиент составляет более 50° на км и даже 90° в момент
субдукции хребта [Sakagushi, 1996].
С долей условности процесс появления плагиогранитного
магматизма в аккреционных структурах можно представить в следующем виде.
При субдукции "нормальной" океанической коры процесс аккреции практически
не идёт и, соответственно, отсутствует аккреционный магматизм. Если к зоне
субдукции подходит кора с "аномальными" свойствами, происходит увеличение
сцепления между пододвигающейся плитой и надвигающейся островной дугой
или краем континента, что приводит к расслоению океанской коры. "Аномальная"
кора отличается либо большой мощностью и вследствие этого повышенной плавучестью
(океанические поднятия и горы), либо имеет "молодой" возраст. При дальнейшем
погружении океанической коры происходит срыв вдоль плоскостей расслоения
и вовлечение ее верхней части в структуру аккреционной призмы. При этом
происходит наращивание мощности аккреционной призмы, т.е. вертикальная
аккреция [Соколов, 1992]. В пододвигающемся блоке происходит заглубление
изотерм и метаморфизм низких температур и высоких давлений. При остановке
движения аккретированного фрагмента коры идет выравнивание теплового поля
и подьем изотерм вверх. В дальнейшем происходит перескок субдукции на новую
позицию и продолжается дополнительный разогрев аккретированного блока за
счет трения при продолжающейся субдукции ниже этого блока и в нем достигаются
температуры, необходимые для выплавки плагиогранитного состава, обусловленной
дефицитом литофильных элементов в плавящемся субстрате.
В целом процесс частичного плавления смеси из верхних частей океанической
коры и перекрывающих их океанических и островодужных осадков - аккреционный магматизм
можно рассматривать как начальную стадию преобразования океанической коры в субконтинентальную.
|
