ГРАНИТЫ И ГРАНИТО-ГНЕЙСОВЫЕ АРЕАЛЫ
В КОЛЛИЗИОННЫХ СИСТЕМАХ
........ Розен О.М., ИЛ РАН ////... Федоровский В.С., ГИН РАН
E-mail: roseno@ilsan.msk.ru .................................... E-mail: west45@online.ru
GRANITES AND GRANITE-GNEISS AREAS
IN THE COLLISIONAL SYSTEMS
O.M.Rosen
Institute of the Lithosphere, Staromonetny per., 22, Moscow, 109180, Russia,
V.S. Fedorovsky
Geological Institute, Pyzhevsky per., 7, Moscow, 109017, Russia,
A b s t r a c t
Any initial crust forming process such as island arc, active continental margin formation etc. should finish with continental collision to form a recurrent supercontinent. The main petrologic mark of that collision is a granite melt generation. Three depth levels of granite process in the thickened collisional crust are demonstrated in this paper: 1- the uppermost granite intrusions into the folded collisional complex, 2- the middle level, represented by granite-gneiss layer, which crops out after erosion of the collision highland to form the upper crust of shield areas, and 3- the granite source level in the high metamorphosed lower crust, which is depleted with lithophile elements after granite melt out. On that level granites present as relics to form the migmatite leucosomes and veins.
In the recent collisional thickened crust of Himalayas (Fig.1) and Caucasus (Fig.2) the granite melt layer of approximately 10 km thickness is situated at 10-15 km depth. The Caucasus collision is a result of underthrusting northwards of the Trans-Caucasian plate below the Scythian plate. The Tyrnauz granite, intruded into the the uppermost folded complex 10 km above the granite layer, came from the 15 % partial melting of the Mesozoic island arc volcanics of the Trans-Caucasian plate probably of average andesitic composition. Separation of that granite is assumed to result to depletion of the source in the lower crust (Table.1, Fig.3).
The granite melt layer above appears to crop out in the upper crust, thickness of 10 km, of the Caledonian collision system in the western Baikal region (Figs. 4-8). It was formed under collisional thrusting of the Paleozoic island arc volcanic terranes. Granite subliquids substance together with granite veins formed cupolas under intralayer convection. The process ended in shear deformation and oblique thrusting onto the Siberian craton.
The north-eastern Siberian craton appears to be a result of the amalgamation of Archean granulite-gneiss and granite-greenstone terranes (Tables 2,3, Fig.13) joined together through collisional shear zones (Figs.9-12). These zones demonstrate two local metamorphic and granite generation events at 1.9 and 1.8 Ga. The both are accompanied with the areal granulite grade metamorphic events of the same ages in the terranes occurring nearby. The terranes ant collisional shear zones in the Siberian craton demonstrate a surface of a level of the lower crust. That level was cropped out at 1.65 Ga after erosion of a collisional mountain building and the upper crust beneath. This upper crust eroded out is assumed to be composed probably of granites that melted out from the collisional shear zones above.
This study is supported by RFBR, grants 97-05-64463 and 99-05-68642.
The English version of any fragment of this paper can be prepared by the authors and is sent on query:
O.Rosen: roseno@ilsan.msk.ru V.Fedorovsky: west45@online.ru
.........Гранитоиды формируются в разных и не всегда очевидных тектонических обстановках. Наиболее яркими из них являются центры океанического спрединга ('офиолитовые плагиограниты'), надсубдукционные граниты энсиматических островных дуг и активных континентальных окраин, гранитоиды коллизионных зон и т.н. анорогенные граниты, обычно объясняемые плавлением нижней коры под воздействием тепла разогретой (аномальной) мантии или в связи с внедрением мантийных расплавов. Большинство этих процессов приводит к образованию локальных интрузий, штоков и батолитов.
Нижняя кора выдвигается вверх по деколлементам и оказывается на дневной поверхности после глубокой эрозии горных сооружений. Она сложена тонко расслоенными гранулитами среднего и основного состава, деформированными в изоклинальные складки [Persival et al., 1992; Rutter and Brodie, 1992].
Континентальная коллизия представляется одним из наиболее наглядных тектонических процессов, при котором происходит выплавление и подъем гранитов внутри земной коры. Несмотря на огромное количество публикаций в этой области, нам не известно единого системного геологического описания всех уровней глубинности этого процесса. Данная работа представляет собой по-видимому первую попытку в этом направлении.
Рассматриваются три уровня гранитного процесса
в разрезе коры коллизионной области:
1 - современные расплавные горизонты внутри коллизионной коры, устанавливаемые по геофизическим данным и по косвенным геохимическим данным для гранитов плиоцен-четвертичного возраста, поднявшихся вверх из зоны гранитообразования и внедрившиеся в вышележащие складчатые комплексы (Гималаи и Кавказ)
Результаты позволяют представить геологию гранитного процесса в полном вертикальном сечении земной коры коллизионной области
-
1. СОВРЕМЕННЫЕ ГОРИЗОНТЫ ГРАНИТНОГО РАСПЛАВА
В ЗЕМНОЙ КОРЕ КОЛЛИЗИОННЫХ ЗОН
Рис.1 Геолого-геофизический профиль Гималаи-Тибет
(по [Nelson et al., 1996], с дополнениями [Хаин, 1984, Owens and Zand, 1997] и изменениями).
1- 3. Континентальная кора: 1-области Тетиса, 2 - Индии, 3 - Тибета;
4. Нижняя мафическая кора: а - с сейсмической скоростью Vp = 7.2-7.5 км/сек-1 , б - то же, Vp = 6.3-7.5 км/сек-1.
5. Области парциального плавления в коре: а - при термальной релаксации в утолщенной при коллизии коре, б - за счет поступления тепла из аномальной мантии.
Разломы: 1- Главный фронтальный надвиг, 2- Главный центральный надвиг, 3- Южно-Тибетский детатчмент, 4- Главный Гималайский надвиг, 5- сутура Цангпо,6- сутура Бангонг, 7- сутура Чиньша, 8- Северо-Куньлуньский разлом.
НГ - Низкие Гималаи, ВГ - Высокие Гималаи.
Кавказская коллизия [Lipman et al., 1993] локализована на значительно меньшем пространстве (рис.2). Вдоль Главного Кавказского разлома мезозойские островодужные комплексы Закавказской плиты пододвигаются к северу, начиная со среднего миоцена - 30 млн.лет назад - под Скифскую плиту, причлененную, в свою очередь, к Восточно-Европейскому кратону в конце палеозоя [Дотдуев, 1986; Хаин, 1984 и др.]. Северная окраина Закавказской плиты прошла сложную эволюцию аккреции и рифтинга в мезозое, однако известно, что на ее фронте, в зоне поддвига, оказались зажатыми девон-триасовые отложения континентального склона и подножья [Баранов и др., 1990] южной (в современных координатах) пассивной (Гондванской) окраины океана Палеотетис [Казьмин, Книппер, 1989]. Скорость поддвига составляет 1-3 см/год-1. Утолщенная до 60 км мощности кора [Philip et al., 1989] включает горизонт инверсии плотностей (пониженных скоростей) и потери отражений (волновод), залегающий на глубинах от 11 до 22 км (мощность горизонта 11 км) и содержащий предположительно гранитный расплав (скорость продольных волн Vp=5.8-5.9 км/сек-1, плотность d=2.5-2.67г/см-3), которая располагается на северном погружении Главного Кавказского разлома.
Рис. 2 Геолого-геофизический профиль через Главный Кавказский хребет
1 - Магматические, преимущественно гранитоидные тела (цифрами на рисунке обозначены: 1-область магмогенерации, 2-уровень растекания гранитной магмы и гранитоидов в зоне деколлемента, 3-области разгрузки расплава (Тырныаузский массив).
2 - Континентальная кора нерасчлененная (по [Дотдуев, 1986]).
3-7 Геофизическая расслоенность ( по [Гаретовская и др, 1986]):
3 - Гранито-гнейсовый геофизический слой (Vp=5.8-6.2 км/сек, d=2.5-2.65 г/см3);
4 - Гранулито-эндербитовый слой (Vp=6.4-6.9 км/сек, d=2.7 г/см3);
5 - Гранулито-базитовый слой (Vp=6.9-7.0 км/сек, d=2.94 г/см3);
6 - Зона пониженных скоростей с пребладанием гранитного вещества, частично - расплава
(волновод, Vp=5.8-5.9 км/сек, d=2.5-2.67 г/см3);
7 - Верхняя мантия
8 - Мезозойские и кайнозойские отложения
9 - Тектонически перемешанные мезозойские и кайнозойские отложения
10 - Геологические границы и поверхности сейсмических разделов
11 - Главные поверхности надвигообразования (по [Дотдуев, 1986]) и второстепенные разломы
Полученные результаты (рис. 3) [Rosen, 1998], показывают высокую вероятность парциального выплавления Тырныаузского гранита из предполагаемого субстрата при наиболее вероятной степени плавления источника около 15 % мас.
Рис. 3. Нормированные по хондриту (R/CH) содержания редкоземельных элементов в Эльджуртинских гранитах, модельных составах земной коры, расчетных выплавках и реститах
А - состав гранита, исходного субстрата и расчетных расплавов, цифры в % означают степень плавления
Б - состав реститов, цифры в % означают долю остаточного вещества после удаления расплава
1- Тырныаузский гранит (Эльджуртинский массив) , среднее;
2 - предполагаемый исходный субстрат (по андезитовой модели коры, [Taylor and McLennan, 1985];
3 - ожидаемый рестит (нижняя кора, [Taylor and McLennan, 1985]);
4 -расчетные выплавки и реститы
Удаление гранитного расплава из нижней коры должно вызывать ее базификацию,
что и подтвердилось при моделировании (табл.1).
Таблица 1
Сопоставление расчетных и наблюдаемых отношений редкоземельных элементов
при геохимическом моделировании выплавления Тырныаузского гранита
из субстрата андезитовой коры
|
Источник, расплав и рестит |
Отношения содержаний элементов, нормированных по хондриту |
||
|
Ce/Yb |
Tb/Yb |
Eu/Eu* |
|
| Андезитовая кора [Taylor and McLennan, 1985] (предполагаемый источник) |
4 |
1.2 |
0.88 |
| Рассчитанные расплавы | |||
|
Доля удаленного расплава: 5 % |
12.6 |
1.4 |
0.36 |
|
15 % |
10.8 |
1.4 |
0.40 |
|
30 % |
8.9 |
1.4 |
0.46 |
| Тырныаузский гранит (реальная выплавка) |
10.4 |
1.4 |
0.35 |
| Рассчитанные реститы | |||
|
Доля остатка: 95 % |
4.1 |
1.2 |
0.92 |
|
85 % |
3.6 |
1.2 |
1.00 |
|
70 % |
2.9 |
1.2 |
1.14 |
| Нижняя кора [Taylor and McLennan, 1985] (ожидаемый рестит) |
2.7 |
1.1 |
1.07 |
В целом геофизическими методами устанавливается, что в современной коре коллизионных зон существуют стационарные горизонты гранитного расплава шириной до 250 км и мощностью около 10 км. При застывании этого расплава и эрозии вышележащих складчатых комплексов после завершения коллизии, гранитоиды будут составлять большую (по мощности) часть верхней коры возникшего пенеплена. Геохимические расчеты показывают, что выделение гранитной жидкости происходит при небольших степенях плавления источника, причем удаление литофильных элементов с гранитным расплавом определяет базификацию нижней коры с образованием гранулито-базитов.
2. СТРОЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ
КОЛЛИЗИОННЫХ .ГРАНИТО-ГНЕЙСОВЫХ АРЕАЛОВ ВЕРХНЕЙ КОРЫ
(на примере Ольхонского террейна каледонид Центральной Азии)
Структура каледонид Центральной Азии возникла как результат взаимодействия Сибирской континентальной плиты и многочисленных террейнов, причлененных к ней в процессе раннепалеозойской коллизии [Федоровский и др., 1995] (рис.4, врезка). Один из них - Ольхонский террейн. Детально изучена его западная часть, хорошо обнаженная на острове Ольхон и на побережье Байкала вдоль подножий Приморского и Байкальского хребтов. В современном срезе здесь абсолютно преобладают метаморфические породы. Они образуют покровные, купольные и сдвиговые структурные ансамбли, формирование которых связано с двумя эпизодами коллизии в раннем палеозое: сначала - столкновение типа "дуга-террейн" (покровный и купольный парагенезисы), затем - коллизия типа "террейн-континент" (сдвиговый парагенезис) [Федоровский и др., 1993;1995]. Интегральная структура террейна может быть определена как синметаморфический коллизионный коллаж [Fedorovsky et al., 1995]
Ольхонский регион
1:500 000
На колонке (вверху) показаны шесть основных покровных пластин различной геодинамической природы, составляющие тектонически наслоенный 'разрез' Ольхонского региона (без масштаба).
Цифры в кружках:
1 - кора континентального типа с признаками раннедокембрийского протолита;
2 - парагнейсы, тектонически прослоенные амфиболитами по высокотитанистым низкокалиевым толеитам (СОХ или внутриокеанические острова);
3- толеитовая низкокалиевая дифференцированная серия островодужного типа (базальты и пикробазальты-андезито-базальты-андезиты-риолиты. Интрузивные породы: высокомагнезиальные пикритовые габбро, жильные низкокалиевые граниты (аналоги риолитов разреза);
4 - океанические ультрабазиты (дунит-гарцбургитовая ассоциация, реститовая и кумулятивная части);
5 - осадочно-вулканомиктовый клин, редко - толеиты;
6 - островодужная шошонитовая серия. Низкотитанистые щелочные базальты, трахиандезиты, трахидациты, трахириолиты, субвулканические и интрузивные комагматы (субщелочные габбро, габбро-монцониты, диориты, гранодиориты), осадочные породы;
7 - подушечные лавы (низкокалиевые толеитовые базальты СОХ), кремнистые осадки. Кора океанического типа.
Рис.4 Схема тектоники Ольхонского региона
[Федоровский, 1997, с изменениями]
1- 2 - Сибирская материковая плита
1 - рифейско-палеозойский слабо деформированный осадочный чехол (шельф пассивной окраины);
2 - фундамент плиты, образованный раннедокембрийскими метаморфитами сарминской серии и гранитами;
3 - 5 - Ольхонский террейн. Раннепалеозойская коллизионная система, сформированная в результате реализации двух типов столкновений: дуга-террейн и террейн-континент
3 - раннепалеозойские окраинноморские и островодужные аллохтоны с участием дифференцированной толеитовой серии магматитов, обдуцированные на раннедокембрийский цоколь террейна. Линейно-складчатые синметаморфические покровные и сдвиговые ансамбли;
4 - раннепалеозойские островодужные аллохтоны с участием шошонитовой серии магматитов, обдуцированные на толеитовые аллохтоны. Линейно-складчатые синметаморфические покровные и сдвиговые ансамбли;
5 - раннепалеозойские гнейсово-купольные зоны с признаками раннедокембрийского протолита в ядрах куполов;
6 - Граница Ольхонского террейна и Сибирской континентальной плиты (меланж: бластомилонитовый шов с крупными тектоническими фрагментами и блоками палеозойских гранулитов и раннепротерозойских метаморфитов);
7 - фронт развития вязких покровов шошонитовой серии, деформированный поздними вязкими сдвигами;
8 - границы крупных сдвиговых пластин (бластомилонитовые швы).
На врезке:
9 - Сибирская материковая плита (раннедокембрийская континентальная кора и шельфовые комплексы рифея, венда и палеозоя);
10 -террейны с раннедокембрийской континентальной корой, обдуцированными аллохтонами офиолитов и островодужных комплексов рифея-палеозоя;
11 - рифей-палеозойские океанические, островодужные и окраинноморские комплексы.
Метаморфический комплекс Ольхонского террейна включает различные гнейсы, кристаллические сланцы основного состава и амфиболиты (с реликтами первичных магматических структур), кварциты, мраморы, силикатно-карбонатные гнейсы, габброиды и ультрабазиты, субщелочную вулканогенно-интрузивную серию (от монцогаббро до риодацит-порфиров), а также гранито-гнейсы, мигматиты и гранитоиды. По данным [Fedorovsky et al.,1995; Макрыгина и др., 1992] состав протолита основных кристаллических сланцев отвечает дифференцированным магматическим сериям мантийного происхождения и представляет ассоциацию серий типа зон океанического спрединга и серий надсубдукционного происхождения - толеитовой, известково-щелочной и шошонитовой. Вся ассоциация сформировалась, вероятно, в условиях активной континентальной окраины западно-тихоокеанского типа (толеитовая серия - в условиях интрадугового или задугового растяжения, а известково-щелочная и шошонитовая серии надсубдукционного типа - на разных стадиях формирования островной дуги).
Составы этих серий, по данным Г.С.Закариадзе [Fedorovsky et al., 1995], позволяют предположить, что весь магматический комплекс развивался на океаническом основании, без участия коры континентального типа (тесная ассоциация серий типа MORB и серий повышенной щелочности, умеренное обогащение легкими лантаноидами относительно тяжелых [(La/Yb)n=3.48-9.11], повышенные содержания тяжелых редких земель [(Yb)n=7.91-10.86] и, в среднем, достаточно высокие K/Rb (550-600) отношения, более характерные для океанических островодужных серий, отсутствие признаков контаминации магматических серий материалом сиалического типа).
Для пород террейна характерны резкие колебания степени метаморфизма (от зеленосланцевой до гранулитовой фации включительно). Изменения исходных пород, судя по термодинамическим параметрам, происходили в условиях верхней коры. Региональный метаморфический ореол, по данным С.П.Кориковского [Бибикова и др., 1990]), отличается значительными колебаниями температуры (300-650о) и давлений (3,5-6,5 кбар, глубинность - 14-24 км). Картируемый разрез Ольхонского террейна отражает не исходную стратификацию, а комбинацию тектонически наслоенных пакетов покровных пластин (см. колонку на рис.4). Шошониты занимают здесь верхнюю позицию, а образованные ими тектонические покровы перекрывают другие покровные пластины, в строении которых участвуют породы толеитовой серии [Федоровский и др., 1995]
До недавнего времени метаморфиты этой территории считались раннедокембрийскими. Новые данные [Бибикова и др.,1990] привели к кардинальному пересмотру таких представлений. Нами были опробованы практически все группы пород из аллохтонных покровных и сдвиговых пластин и из гнейсово-купольных зон (49 проб). Установлен раннепалеозойский возраст магматизма и седиментогенеза (Бирхинский массив субщелочных метагабброидов, Sm-Nd изохрона, 530+23 млн лет. Начальное отношение изотопов Nd [e Nd(T)] равно +5.0. Источником магм могли быть зоны умеренно деплетированной мантии, типичные для субщелочных пород островов и некоторых островных дуг). Определен раннепалеозойский возраст метаморфизма и складчатости (цирконометрия, U-Pb изохрона, 485+5 млн лет, [Бибикова и др.,1990] ). Близкие датировки были получены Ф.А.Летниковым и соавторами (цирконометрия, [Летников и др.,1990]), а в последнее время - Е.П.Серебрянским, Ю.А.Костицыным и соавторами (Rb-Sr изохронный метод, синметаморфические жильные граниты, 449 +22 млн лет [Серебрянский и др.,1998]).
Схема отбора проб для определения возраста и Sm-Nd и U-Pb изохронные диаграммы
[Бибикова и др., 1990]
Пластические и хрупкие деформации региона (по отношению ко времени проявления регионального метаморфизма) можно объединить в три группы. Самые ранние, дометаморфические деформации практически не сохранились и здесь не рассматриваются. Очевидно, однако, что дометаморфическая структурная история могла быть достаточно насыщенной, так как первые, реально документируемые здесь деформации отвечают уже максимуму метаморфизма в каждой конкретной зоне, а в геодинамическом плане - этапу обдукции аллохтонов на цоколь террейна. И то, и другое позволяет уверенно предполагать реализацию каких-то деформаций, предшествовавших этим событиям. Самые поздние в регионе деформации - постметаморфические - весьма интенсивны, многообразны и относятся к новейшему этапу формирования рифтовой системы Байкала (в данной работе они из рассмотрения исключены, т.к. не относятся к теме статьи). Наконец, группа синметаморфических деформаций. Она получила тотальное развитие.
По своей природе синметаморфические деформации Ольхонского региона могут быть определены как коллизионные.
Они формируют три последовательно сменявших друг друга парагенезиса:
п о к р о в н ы й, к у п о л ь н ы й и с д в и г о в ы й
Непосредственно вслед за возникновением складок первой генерации происходит их повторная деформация. Пакеты ранних складок, сланцеватость и линейность изгибаются вокруг шарниров складок второй генерации. Последние обладают субвертикальными осевыми поверхностями, но такими же, как и в первом случае, субгоризонтальными шарнирами. Формируется новая сланцеватость, выраженная однако теми же минералами, которые были характерны и для первого этапа деформаций. Петрологические данные показывают, следовательно, что между первым и вторым этапами деформаций изменений термодинамических параметров не произошло. Важно отметить, что хотя складчатые структуры первого и второго этапов внешне резко различны, они все же коаксиальны и формировались в едином поле напряжений. По всем признакам, возникновение такого типа структур отражает режим формирования синхронных с метаморфизмом глубинных тектонических покровов. Покровный парагенезис завершается образованием систем листрического типа [Кацура, Федоровский, 1996]. Они образуют локальные, но часто повторяющиеся зоны, узкие в плане (сотни метров), но обладающие большой протяженностью (десятки километров). Складчатые формы этого этапа наблюдаются нечасто. Они деформируют складки более ранних генераций, обладают сложной морфологией, имеют субгоризонтальные шарниры и субвертикальные осевые поверхности. Обычно же структуры этого этапа устанавливаются по развитию зон бластомилонитовой полосчатости и сланцеватости, линейности растяжения, имеющей субвертикальную ориентировку. В целом, параметры метаморфизма для всех трех первых этапов деформаций оставались постоянными, и это позволяет предположить, что смена полей напряжений происходила достаточно быстро и непрерывно (без остановок). При этом, если два первых этапа отражают в "чистом виде" эпизоды покровного тектогенеза, то третий этап свидетельствует об изменении траектории выдвижения глубинных покровов и их вовлечении в зоны пластических листрических разломов [Кацура, Федоровский, 1996]. Это свидетельствует о начавшемся перемещении глубинных покровов в более верхние горизонты коры.
Еще до окончания формирования покровного структурного парагенезиса в регионе начинается проявление купольного тектогенеза.
Протяженность Центральной купольной зоны около 30 км, ширина в плане 2-3 км. Скопления многочисленных мелких куполов (диаметром 50-100 м) образуют более крупные (до 1-2 км), но тоже куполовидные структуры, рассеченные и деформированные линейными зонами вязких сдвигов
Несколько линейных полос развития гранито-гнейсовых куполов (розовый цвет) разделены сдвиговыми зонами (бластомилониты) и "прижаты" к коллизионному шву "континент-террейн" (вертикальная штриховка). На значительной части площади купола расплющены в процессе сдвиговой деформации, однако многочисленные реликты купольных структур неплохо сохранились. Один из опорных участков их развития расположен на правобережье р.Барсой
Рис.5. Геологическая карта купольной зоны Анга - Барсой
Аэрофотоснимок масштаба 1:5000. Мраморы (белое) оконтуривают замок антиклинорной структуры, образованной многочисленными мелкими куполами. Наиболее примечательный из них - купол Барсой. В его ядре хорошо виден хаотический структурный рисунок - "структурный муар", имеющий интерференционную природу.
На аэрофотоснимке и на рисунке справа хорошо видно общее структурное несогласие ядра (гранито-гнейсы, мигматиты, тела амфиболитов) и оболочки (мраморы, кварциты, амфиболиты).
Зарисовка структурного муара в ядре купола (с аэрофотоснимка).
Желтое - антиформы, красное - синформы
Рис. 6. Геологическая карта района озера Намши-Нур (вверху), карта грибообразного купола Овал, меридиональный разрез через купол Овал и аэрофотоснимок этой структуры (внизу)
[Федоровский, 1997]
Л е г е н д а
1 - гнейсы и мигматиты; 2 - гранито-гнейсы и граниты; 3 - амфиболиты из разреза гнейсовой толщи;4 - амфиболиты горизонта, перекрывающего гнейсовую толщу; 5 - верхняя часть этого горизонта (на детальной карте купола Овал и разрезе); 6 - кварциты; 7 - мрамор-1; 8 - амфиболиты с прослоями силикатно-карбонатных пород и мраморов; 9 - двуслюдяные и биотитовые микрогнейсы (лептиниты); 10 - мрамор-2; 11 - бластомилониты, линзы мраморов и тальковых сланцев, ультрабазиты (сдвиговый шов, картируемый прерывисто из-за недостаточной обнаженности); 12 - вязкие разрывы
Купол Овал, снимок с вертолета
Непременным компонентом купольных зон являются межкупольные синформы. Их морфология разнообразна. Обычны 3-, 4-, 5-лучевые синформы, вскрытые в эрозионном срезе. Встречаются и полностью круговые синформы, очерчивающие контуры купольных ядер. Наиболее контрастно межкупольные синформы выглядят в тех случаях, когда они образованы породами оболочки. Осевые поверхности таких синформ как правило сильно деформированы и повторяют в вертикальном и горизонтальном сечениях изгибы поверхности купольных ядер. В целом ясно, что если ядрам куполов свойственна тенденция к подъему вверх, то межкупольные синформы отличает противоположная тенденция. Образующие их породы во многих случаях более тяжелые, чем гранитоидный материал ядер куполов.
Рис. 7. Схема дешифрируемых на аэрофотоснимке структурных линий купольной зоны хребта Томота (вверху) и аэрофото площади, очерченной на схеме рамкой (внизу)
Расшифровка морфологии купольных зон затруднена в связи с тем, что хотя в целом купольный тектогенез происходил после эпизодов покровообразования, он начинается еще до того, как завершились покровные деформации. В результате на ранних стадиях куполообразования одновременно реализуются два механизма деформаций - и покровный, и купольный, что приводит к возникновению необычных структурных интерференционных композиций [Федоровский, 1999]. Забегая вперед, отметим, что подобные "гибридные" структуры мы видим и в результате взаимодействия механизмов купольного и сдвигового тектогенеза. В таких ситуациях последовательность событий иная: куполообразование еще не закончилось, а сдвиговая деформация уже началась. Гранито-гнейсовый купол еще растет, но он уже попадает в поле напряжений сдвигового характера. Появляющиеся в результате вихревые и спиралевидные структуры куполов - обычное явление в таких зонах [Федоровский, 1997; 1999].
Внутреннее строение оболочки купола Змеиная Падь
(темное - амфиболиты, кварциты, силикатно-карбонатные гнейсы. Светлое - мраморы. Острые гребни на склоне - жилы гранитов)
Купольная группа Змеиная Падь деформирована более поздними сдвигами
Покровные, сдвиговые и купольные структуры в зоне метаморфизма амфиболитовой фации
(аэрофотоснимок масштаба 1:5000)
Слева на снимке - фрагменты покровных складок, справа - часть купола Нутгей. Между ними - зона сдвигового проскальзывания (темные полосы - бластомилониты). Фото с вертолета.
Пример сигмоидальной сдвиговой структуры.
Пакеты складок с вертикальными шарнирами.
Снимок с вертолета.
Район Гантельной бухты. Байкал
Размах крыльев таких структур нередко измеряется километрами. Складки этой генерации перерабатывают все без исключения предшествующие им структуры, в том числе и ранние сдвиговые складки, а также и только что возникшие сдвиговые швы бластомилонитов, которые сами очерчивают теперь крупные складки. Синхронно с ними снова формируются бластомилонитовые зоны, которые пересекают все без исключения структуры иного генезиса.
В целом в Ольхонском регионе отчетливо видно, что реализация купольного тектогенеза происходила после целого каскада деформаций покровного генезиса, а сам он сменился мощно проявленными сдвиговыми дислокациями. Поскольку и покровный, и сдвиговый парагенезисы имеют коллизионную природу (столкновение дуги и террейна, террейна и континента, соответственно), оказывается, что и купольный тектогенез в целом жестко "привязан" к такой же геодинамике.
Располагая данными об исходной природе [Fedorovsky et al.,1995; Бибикова и др., 1990] и возрасте метаморфитов Ольхонского региона [Бибикова и др.,1990; Летников и др., 1990; Серебрянский и др., 1998], об аллохтонной природе основных компонентов структуры [Федоровский и др., 1993; 1995; 1997], о стиле и последовательности синметаморфических деформаций [Федоровский и др., 1995], о месте куполообразования среди событий коллизионной геодинамики [Федоровский 1997; Федоровский и др., 1995], можно попытаться восстановить основные этапы геологического развития всей этой системы.
В начале раннего палеозоя существовал крупный блок континентальной земной коры, отделенный с запада (в современных координатах) от Сибирской материковой плиты с ее рифейско-палеозойским шельфом каким-то (возможно, океаническим) пространством [Федоровский, 1997]. Ныне здесь картируется бластомилонитовый шов с крупноблоковым меланжем [Федоровский и др., 1997]. На востоке Ольхонский сегмент континентальной коры ограничивался площадями развития океанической коры, еще далее - островными дугами, входящими, по-видимому, в систему активной окраины расположенного еще восточнее Баргузинского микроконтинента [Федоровский, 1997]. Островодужные и окраинноморские системы отделяют Ольхонский блок на юге от многочисленных террейнов, составляющих структурный рисунок каледонид Центральной Азии [Федоровский и др., 1995]. Все это в целом позволяет рассматривать и его сам как один из компонентов этой системы - Ольхонский террейн.
Следующее событие - столкновение островной дуги (или дуг) и террейна [Федоровский, 1997]. Этот эпизод документируется обдукцией на террейн островодужных и окраинноморских аллохтонов. Формируется резкая тектоническая неоднородность, когда легкая континентальная кора фундамента террейна оказалась погребенной под более тяжелой корой океанического и островодужного типов. Реально картируемый геологический разрез представляет собой коллаж аллохтонных дезинтегрированных фрагментов и пластин пород примитивных и зрелых островных дуг, окраинноморского генезиса, перекрывших континентальную кору террейна. В глубинных условиях, синхронно с начавшимся метаморфизмом, формируется многоэтапный покровный синметаморфический структурный парагенезис.
Возможны два сценария начальных этапов коллизии, вслед за которыми начинается формирование гранито-гнейсовых куполов. Это либо а) модель орогенов скандинавского типа [Dewey, 1988], предполагающая мощное утолщение коры, диапировый подъем глубинного материала, декомпрессию и плавление; либо б) модель отрыва слэба, когда под коллизионной зоной происходит отрыв сегмента субдуцированной океанической литосферы [Davies, von Blanckenburg, 1995], что сопровождается локальной перестройкой структуры конвекции, быстрым подъемом горячего астеносферного материала к подошве коры в зоне коллизионного шва, плавлением поддвигающейся мантии и появлением подкоровых камер базальтов.
Независимо от выбранного сценария, результат будет сходным: подъем геоизотерм в коре, высокоградиентный метаморфизм, ремобилизация древней континентальной коры фундамента террейна, тектонически перекрытого островодужными аллохтонами и экранированного ими. В пределах верхней коры происходит концентрация гранитного материала и формирование гранито-гнейсовых куполов. Их ядра, развиваясь главным образом за счет ремобилизованных пород фундамента террейна, создают некое подобие "слоя" между инфра- и супраструктурой (рис. 8).
Рис. 8. Схема, иллюстрирующая расположение гранито-гнейсовых куполов в коллизионной зоне Западного Прибайкалья [Федоровский, 1997]
Мощность 'слоя' гранито-гнейсовых куполов зависит от многих факторов, в первую очередь вероятно от интенсивности и длительности процесса ремобилизации, состава пород фундамента, верхней и нижней коры в целом. В Ольхонском регионе подошва этого 'слоя' не вскрыта, так как эрозионный врез здесь невелик. Судя по береговым скалам, сплошным кольцом окружающим практически все побережье Байкала и острова Ольхон, - первые сотни метров мощности гнейсово-купольного слоя реально наблюдаются. На самом деле она наверняка значительно больше.
Светлое - мраморы, гранитные жилы (нитевидные белые линии), темное - гнейсы и кварциты.
Аэрофото масштаба 1:5000
В конце купольного эпизода в режиме 'косой коллизии' произошло столкновение Ольхонского террейна с Сибирской континентальной плитой. Террейн несет на спине покровно-складчатые аллохтоны, уже деформированные в процессе купольного тектогенеза. Господствующее развитие получают сдвиговые дислокации [Федоровский и др., 1995;1997]. Крупные и мелкие сдвиговые пластины взаимодействуют между собой в региональном поле напряжений правосдвигового характера. Происходит сжатие и расплющивание ранее возникших линейно-складчатых и купольных зон, их изгиб в крупные сигмоиды. Жесткие геологические тела (метагабброиды, ультрабазиты), а также ядра гранито-гнейсовых куполов испытывают вращение (возникают вихревые структуры). Неравномерное скольжение сдвиговых пластин друг относительно друга значительно нарушает досдвиговую систему, сопровождается формированием резко оттянутых линзовидных окончаний сдвиговых пластин, развитием бластомилонитов. Многочисленные разрывы сплошности коры, сопровождающие сдвиговый тектогенез, вскрывают "закупоренные" (экранированные оболочкой) ядра гранито-гнейсовых куполов, что привело к декомпрессии, выплавке и формированию огромного числа синметаморфических гранитных жил, проникающих в вышележащие аллохтоны.
Жилы гранитов в зонах синметаморфических сдвигов
Район Нутгей
-
3. ГЛУБИННЫЕ СРЕЗЫ КОЛЛИЗИОННЫХ ЗОН
(на примере северо-востока Сибирского кратона)
1 - гранит-зеленокаменные ареалы: а - зеленокаменные пояса и основные-ультраосновные интрузии; б - гранитные плутоны (по геофизическим данным)
2 - гранулит-гнейсовые ареалы - плагиогнейсы, эндербиты, чарнокиты и метабазиты (далдынская и верхнеанабарская серии в пределах Анабарского щита)
3 - гранулитовые парагнейсы и карбонаты (хапчанская серия Анабарского щита )
4 - зеленосланцевые кислые вулканиты, терригенные отложения (эекитская серия Оленекского поднятия) и гранитоиды
5 - известково-щелочные вулканиты, осадки и гранитоиды, зеленосланцевая до амфиболитовой фации (Акитканский складчатый пояс)
6 - анортозитовый комплекс
7 - кимберлитовые поля, в которых датированы коровые ксенолиты (1- Мирнинское, 2 - Алакит-Мархинское (Алакитское), 3 - Далдынское, 4 - Верхнемунское (Мунское)
8 - главные разломы, зоны рассланцевания и прочие разломы
9 - границы обнаженного фундамент
10 - области повышенной мощности чехла (более 8 км).
Буквами обозначены:
ТТ, МгТ, ДТ, МрТ, БТ - Тунгусский, Маганский, Далдынский, Мархинский и Биректинский террейны, соответственно;
СТЗ, КЗ, БЗ - СаяноТаймырская, Котуйканская и Билляхская шовные (коллизионные) зоны;
ХП, ЭП АП - Хапчанский, Эекитский и Акитканский складчатые пояса,
Ащ, Оп - Анабарский щит и Оленекское поднятие, соответственно.
Буквами обозначены:
МТ, ДТ, БТ - Маганский, Далдынский и Биректинский террейны, соответственно,
КЗ, БЗ - Котуйканская и Билляхская коллизионные зоны
Рис.10. Схема строения Анабарского щита и участки изотопного Sm-Nd исследования
1 - преимущественно верхнеанабарская серия в пределах Маганского террейна;
2- преимущественно далдынская серия в предлах Далдынского террейна;
3 - хапчанская серия в пределах Биректинского террейна;
4 - бластомилониты и катаклазиты шовных зон;
5 - Котуйканская группа массивов анортозитов;
6 - коллизионные гранитоиды;
7 - направления падения слоев и изоклинальных складок;
8 -платформенный чехол;
9- - участки отбора образцов: 1- Маганский террейн (см. Табл. 2, 3), 2, 3- Далдынский террейн, 2- обр. в Табл. 2, 3 и 3- в Табл. 3 (обр. АН-61); 4- Биректниский террейн (Табл. 2, 3).
Таблица 2
Изохронный Sm-Nd возраст (Т) гранулитового метаморфизма
северо-востока Сибирского кратона
|
Террейн |
? обр. |
Исследованные фазы, [источник] |
Параметры изохроны |
||
|
Возраст, T, млн.лет |
e Nd(T) |
СКВО |
|||
|
Далдынский |
АН-14 |
WR, Pl, Ga, Mnz -1, Mnz -2, Mnz -3, Mnz -4 |
1938+ 30 |
-10.8+ 0.5 |
0.97 |
|
АН-61 |
WR, Pl, Px, Ap, Ilm |
1905+ 70 |
-0.4+ 0.8 |
0.98 |
|
|
Н2/113, |
[Неймарк идр., 1992] |
1884+ 5 |
- |
- |
|
|
Биректинский |
АН-82 |
WR, Pl, Ga |
1916+ 3 |
+0.3+ 0.1 |
0.06 |
|
АН-91 |
WR, Pl, Ga, Ap, Mnz |
1906+ 14 |
-0.6+ 0.3 |
0.34 |
|
|
Мархинский |
У-2030а |
Неймарк и др., 1992] |
1756+ 6 |
- |
- |
Примечания к Табл. 2:
1). Отношения 143Nd/144Nd определялись относительно стандарта La Jolla: 143Nd/144Nd=0.511838+ 15. Ошибка определения 147Sm/144Nd не хуже 0.2 % отн. (2s ), ошибка определения концентраций Sm и Nd + 1? 2 % отн. (для монацита погрешность может возрастать до 5? 10 % отн. за счет ошибки взвешивания).
2). Здесь и далее сокращения петрографических терминов: Q, Pl, Scap, Kfsp, Cpx, Opx, Cpx, Bi, Hb, Ga, Ca, Dl, Ap, Mt, Ilm, Ti, Mnz, WR - кварц, плагиоклаз, скаполит, калишпат, клинопироксен, ортопироксен, биотит, роговая обманка, гранат, кальцит, доломит, апатит магнетит, ильменит титанит, монацит, порода в целом, соответственно.
3). Средневзвешенная величина возраста метаморфизма гранулитов, обнаженных на Анабарском щите в пределах Далдынского террейна (обр. АН-14, АН-61) и Биректинского террейна - (обр. АН-82, АН-91) составляет Т (млн.лет) =1.916+ 24 (l =95 %), а на его продолжении, в 300 км к юго-востоку, в коровых включениях кимберлитов Далдынского террейна возраст метаморфизма датируется как 1884 млн.лет и Мархинского террейна -1756 млн.лет.
4). Места отбора образцов (см. рис. 9, 10): АН-14 - гранатовый гнейс, верховья р. Котуйкан; Н2/113 - трубка Новинка, Мунское кимберлитовое поле [Неймарк и др., 1992]; АН-61 - эндербит, верховья р. Налим-Рассоха, АН-82, АН-91 - гранатовые гнейсы, среднее течение р. Налим-Рассоха; У-2030а - трубка Удачная, Далдынское кимберлитовое поле [Неймарк и др., 1992].
Они характеризуют породы вюрбюрской серии: гранулитовые метавулканиты (плагиогнейсы - метаандезиты, обр. 3320.7, кристаллические сланцы - матабазальты, обр. 3320.3, табл. 3), метаграувакки (гранатовые гнейсы, обр. 3261.1, 3262.4, 3262.5) и метакарбонаты (кальцифиры, обр. 331.5,3320.2, 336.1).
Модельный возраст T(DM)Nd метавулканитов (обр. 3320.3, 3320.7) находится в интервале значений 2.80-3.01 млрд.лет и отражает либо возраст магматического источника этих расплавов в древней нижней коре, либо значительную контаминацию мантийных расплавов веществом этой нижней коры. Для метаграувакк (обр. 3261.1, 3262.4, 3262.5) и терригенной примеси в карбонатах (обр. 331.5,3320.2, 336.1) модельный возраст T(DM)Nd составляет 2.84-3.09 млрд.лет и по-видимому определяет усредненный возраст пород древнего основания, материал которого поступал в осадок из области размыва. По-видимому, это основание представлено в настоящее время гранулитовыми метавулканитами верхнеанабарской серии. На крайнем юге террейна, в кимберлитовой трубке Мир, модельный возраст амфиболитового ксенолита T(DM)Nd = 3.0 млрд.лет [Неймарк и др.,1992] характеризует возраст фундамента террейна. По-видимому, именно этот фундамент выступал как источник обломочного материала осадков и как контаминант (или альтернативно - исходный субстрат) для магмы вулканитов. Величины e Nd(T) = -0.9? -4.2 (Т=2.4 млрд.лет) для всех изученных пород свидетельствуют о значительной изотопной эволюции основания ко времени накопления вулканогенно-осадочного комплекса (табл.3).
ДАЛДЫНСКИЙ ТЕРРЕЙН. U-Pb изотопные исследования призматических, предположительно первично магматогенных, цирконов из плагиогнейса верховьев р. Большая Куонамка (устье р. Далдын) дают верхнее пересечение дискордии с конкордией около 3.0+ 0.02 млрд.лет по различным фракциям циркона, извлеченным из плагиогнейса-метаандезита [Бибикова и др., 1988, Розен и др.,1991], тогда как изотопным микрозондовым анализом на масс-спектрометре SHRIMP выявлено зональное строение этих цирконов и установлен возраст в 3.32+ 0.1 млрд.лет [Бибикова и др., 1988]. В среднем течении р. Б. Куонамка (устье р. Сербиян) по 4 фракциям циркона из 2Px-Pl-Q - метабазита получено значение 3.35+ 0.4 млрд.лет (верхнее пересечение дискордии с конкордией) [Степанюк и др., 1993] (используемые здесь и далее буквенные сокращения петрографических названий расшифрованы в табл. 2)
Sm-Nd изохрона пород по восьми валовым пробам первично-магматических плагиогнейсов и метабазитов (SiO2 46-60 %) из среднего течения р. Котуйкан на западе террейна дает значение 3.1+ 0.08 млрд.лет при e (Nd)T= +3.1+ 1.5 [Спиридонов и др.,1993]. Модельные значения возраста T(DM)Nd магматогенных пород, полученные в последнее время по обнажениям на Анабарском щите, также как и опубликованные ранее по коровым включениям в кимберлитах на юге террейна (табл. 3), составляют 2.90-3.27 млрд.лет, а для седиментогенных пород (кварциты, метаграувакки и кальцифиры) - 3.00-3.19 млрд.лет, что свидетельствует о совпадающем возрасте осадочных отложений и размываемых пород. Наиболее вероятный возраст массового формирования магматических пород в пределах Далдынского террейна составляет 3.1 млрд.лет. Близкие значения возраста терригенной примеси в ассоциированных седиментогенных породах указывают на то, что магматические породы сразу подвергались размыву и весь этот древний комплекс сложен единой вулканогенно-осадочной толщей. Величина 147Sm/144Nd отношения (средневзвешенная по объемам пород) составляет около 0.12, что соответствует среднему значению для зрелой континентальной коры [Taylor, McLennan, 1985]. Более древняя величина возраста, около 3.3 млрд.лет, возможно характеризует локальные более древние проявления процесса формирования континентальной коры, значение и масштабы которого еще предстоит установить.
Наиболее ранние процессы гранулитового метаморфизма в Далдынском террейне датируются в 2.76+ 0.02 млрд.лет по изометричному метаморфогенному циркону из метадацитов верхнего течения р.Б. Куонамка (верхнее пересечение дискордии с конкордией, [Розен и др., 1991]). С этим этапом по-видимому связано выплавление анортозитов из нижней коры Далдынского террейна - изохронный (по валовым пробам) Sm-Nd возраст возраст анортозитового расплава около 2.55 млрд.лет, а позднее - растяжение коры в тыловой зоне террейна, сопровождавшееся внедрением даек долеритов во время коллизии, 2.1 млрд.лет назад (данные М.А. Суханова и Д.З. Журавлева). Датировки этого раннего гранулитового события сохранились лишь местами, тогда как ареальные возрастные оценки оказываются существенно моложе. Проведенные Sm-Nd исследования в юго-западной и центральной частях террейна (на Анабарском щите) показывают, что равновесие изотопных систем минералов гранулитовой фации установилось 1.9-1.94 млрд.лет назад (табл. 2). Вероятно этот процесс метаморфизма был достаточно длительным или возобновился позднее, поскольку в среднем течении р.Б. Куонамка минеральная изохрона для двупироксен-плагиоклазового мафитового гранулита дает возраст гранулитового метаморфизма 1.8+ 0.02 млрд.лет (4 точки, Ga-Cpx-Pl-WR, [Степанюк и др., 1993]), что согласуется с изохронным возрастом метаморфизма амфиболита 1.88+ 0.05 млрд.лет (5 точек, Ga-Amph-Pl1-Pl2-WR) из корового ксенолита в трубке Новинка Мунского кимберлитового поля на юге террейна [Неймарк и др.,1992].
Для БИРЕКТИНСКОГО ТЕРРЕЙНА нижний предел возраста гранит-зеленокаменного основания оценивается по модельному возрасту продуктов его размыва, находящихся в терригенном компоненте гранатовых гнейсов - метаграувакк и метакарбонатов Хапчанского пояса, T(DM)Nd = 2.32-2.44 млрд.лет (табл. 3). Эти седиментогенные отложения были метаморфизованы в гранулитовой фации 1.97 млрд.лет назад (см. ниже). Для пород Эекитского складчатого пояса мы располагаем только K/Ar датировками: 1.98 млрд.лет для метаморфических слюд из зеленосланцевых кислых вулканитов [Крылов, 1963] и 1.85-2.08 млрд.лет для прорывающих гранитов [Мокшанцев, 1979]. Эти данные в целом позволяют приблизительно, с допуском + 100 млн.лет, оценить наиболее вероятный возраст осадочных отложений Хапчанского и Эекитского складчатых поясов в 2.1 млрд.лет.
МАРХИНСКИЙ ТЕРРЕЙН причленен с юга к Далдынскому террейну. Здесь, наряду с базитами, выявлены гнейсы и гранитоиды, террейн отличается нелинейным, мозаичным геофизическим полем и по-видимому представляет собой гранит-зеленокаменную область. В коровых включениях из кимберлитов трубки Удачная выявлены мафитовые гранулиты с геохимическими характеристиками типа MORB, свидетельствующими о деплетированном мантийном источнике [Shatsky et al., 1990]. Модельный Sm-Nd возраст 2Px-Ga-Hb-Pl-Q амфиболитов составляет T(DM)Nd = 2.48-2.52 млрд.лет, тогда как время изотопного уравновешивания пары Cpx-Ga оценивается величиной 1.76+ 0.01 млрд.лет [Неймарк и др.,1992]. В целом возраст формирования фундамента террейна можно приблизительно оценить в интервале 2.3-2.5 млрд.лет, т.е. примерно 2.4 млрд.лет.
Рис.11. Геологическая схема Котуйканской шовной зоны на северо-востоке Анабарского щита.
Эволюция Р-Т параметров соседствующих газово-жидких включений (рис. 12) указывает на постепенный подъем коллизионного горного сооружения от глубин порядка 20 км до глубин 2-3 км, который очевидно был обусловлен эрозией коллизионного горного сооружения после прекращения субдукционного сжатия.
Рис.12. Эволюция температуры и давления при формировании Котуйканской шовной зоны.
Рассмотренные данные в целом показывают, что Сибирский кратон в своей северо-восточной части сформировался в позднем палеопротерозое, 2.0 - 1.8 млрд.лет назад, в результате аккреции архейских микроконтинентов, представленных в раннепротерозойской структуре гранулит-гнейсовыми и гранит-зеленокаменными террейнами, сопряженными по коллизионным зонам. Ювенильное вещество гранулит-гнейсовых террейнов (Маганского и Далдынского) отделилось от истощенной мантии 3.1 млрд.лет назад, а гранит-зеленокаменных (Биректинского и Мархинского) 2.5 - 2.4 млрд.лет назад (рис.13). Развивавшиеся на их фундаменте вулканогенно-осадочные комплексы формировались 2.4 млрд.лет назад (вюрбюрская серия гранулитов Маганского террейна) и 2.1 млрд.лет назад (Хапчанский гранулитовый и Эекитский зеленосланцевый складчатые пояса Биректинского террейна).
Рис.13. Диаграмма Sm-Nd изотопной эволюции пород Северо-востока Сибирского кратона
BТ, DТ, МТ - Биректинский, Далдынский террейн и Маганский террейны, соответственно. А - анортозиты. D - дайка долерита в анортозитах Котуйканской зоны (А, D - данные М.А. Суханова и Д.З. Журавлева, 1998). Цифрами в прямоугольниках показаны средние значения отношения 147Sm/144Nd для пород соответствующих комплексов. Белые эллипсы - возраст определен по валовым Sm-Nd изохронам, белые прямоугольники - то же, U-Pb методом по цирконам или по согласованным косвенным данным. DM - эволюционная линия деплетированной мантии.
Финальным результатом аккреции Сибирского суперконтинента из разнородных микроконтинентов (террейнов) было по-видимому возникновение около 1.8 млрд.лет назад гигантского коллизионного горного сооружения Гималайского типа, в верхней части которого сосредоточились выплавленные при коллизии гранитоиды. Подпираемая корой повышенной мощности, эта горная область была эродирована в течение последующих 150 млн.лет, когда верхний гранитный слой коры был почти полностью размыт, по крайней мере в пределах Анабарского щита. На образовавшемся пенеплене, 1.65 млрд.лет назад, начал накапливаться полого залегающий рифейский платформенный чехол [Семихатов, 1993]. По-видимому, именно к началу рифея кора Сибирского кратона обрела мощность, близкую к современной (в среднем около 40 км), которая типична для изостатически равновесных древних платформ.
4. ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Возникающий в разогретой области коры гранитный расплав поднимается вверх до тех пор, пока не будут достигнуты условия изостатического (плотностного) равновесия с вмещающими породами. На этом уровне происходит накопление гранитного вещества в виде расплавного горизонта, локализации которого способствуют ослабленные субгоризонтальные поверхности срыва (деколлементы). Подъем гранитного материала вызывает обогащение верхних горизонтов коры литофильными элементами и, как показали результаты расчетного геохимического моделирования, в подстилающих горизонтах нижней коры происходит комплементарное истощение этими элементами (базификация). Таким образом возникает геохимическая расслоенность континентальной коры на верхнюю - существенно гранитную, и нижнюю - гранулито-базитовую.
Слою гранитного материала, разогретому до субликвидусных температур, свойственны конвективные перемещения масс (внутрислоевая конвекция) вследствие естественных неоднородностей теплового поля. Это является причиной формирования определенного типа структурных ансамблей, связанных с купольным тектогенезом. Наблюдаемые в эродированных коллизионных зонах гранито-гнейсовые ареалы имеют именно такое строение.
При прекращении субдукции и приостановке коллизионного поддвигания одной сиалической плиты под другую, достаточно быстро (в течение 30 млн.лет, по некоторым оценкам) происходит эрозия верхних складчатых комплексов возникшего при коллизии горного сооружения. В первую очередь на поверхность выходит накопившийся существенно гранитный (гнейсово-купольный) слой. Его изначальная мощность, как сейчас установлено, составляет примерно 10 км, что соответствует мощности верхней коры изостатически уравновешенных (пенепленизированных) древних щитов. Именно здесь, на огромных площадях древних кратонов, преобладают гнейсово-купольные ансамбли. Очевидно, что по крайней мере часть этих ансамблей возникла вследствие процессов коллизии сиалических масс, и вероятно, что эти процессы повторялись неоднократно.
Древние кратоны позволяют наблюдать также и более глубокие срезы коллизионных областей, демонстрирующие комплексы нижней коры (северо-восток Сибирского кратона). В этих ситуациях, требующих для своей расшифровки достаточно трудоемких изотопно- геохимических и гехронологических исследований, на поверхности оказываются древние террейны, сочлененные по коллизионным (сутурным) швам. Для каждого отдельного террейна ювенильное, поступившее из мантийных источников в кору, вещество оказывается разновозрастным и различным по своим геохимическим характеристикам. Сравнительно узкие сутурные швы (коллизионные разломные зоны) между террейнами оказываются на этом уровне глубинности единственным вместилищем для гранитоидов. Очевидно, эти швы представляли собой каналы подъема выплавлявшихся из нижней коры гранитных расплавов и поступления их в верхнюю кору. Последняя была полностью эродирована позднее, после прекращения коллизионного сжатия. Фундаментальным свойством этой нижнекоровой системы в условиях коллизии оказывается одновременность, синхронность гранитообразования и локального метаморфизма внутри сутурных швов и ареального (последнего) метаморфизма в террейнах. Единственным объяснением этой синхронности представляется однородное повышенное тепловое поле в глубоких сечениях коллизионного горного сооружения, когда метаморфизму одновременно подвергалось как вещество террейнов, так и вещество, выполнявшее сутурные швы.
Формирование гранито-гнейсовых ареалов, как показывает приведенный материал, связано с коллизионной геодинамикой и импульсами гранитного процесса, генерированными в недрах нижней коры. Становление же самих гранито-гнейсовых ареалов происходит уже в верхней коре. Структурное выражение процесса на этом уровне - купольный тектогенез. Основные закономерности локализации, строения и эволюции гранито-гнейсовых ареалов, изученные на примере коллизионной системы Ольхонского региона Центральной Азии, имеют, по-видимому, более общее значение.
Они таковы:
5. Концентрация гранитного материала в пределах верхней коры - один из основных результатов коллизионной геодинамики. Вместе с тем на формирование гранито-гнейсовых ареалов гранитно-метаморфического слоя, как показывает материал статьи, "работает" вся мощность земной коры. Локализованные только в верхней коре, эти ареалы и присущий им купольный тектогенез, на самом деле являются следствием коллизионной геодинамики нижней коры. Свойственный гранито-гнейсовым ареалам купольный тектогенез проявляется на протяжении всей геологической истории и может рассматриваться как прямой структурный индикатор коллизии.
Работа выполнена по заказу
Министерства природных ресурсов РФ
и при поддержке РФФИ,
проекты 97-05-64463 и 99-05-65642
