1. Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, gord@pres.bscnet.ru
IV Всероссийская научно-практическая конференция Геодинамика и минерагения Северо-Восточной Азии, посвященная 40-летию Геологического института СО РАН 26 – 31 августа 2013 г.
СУБДУКЦИОННЫЙ МАГМАТИЗМ И ГЕОДИНАМИКА НА НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ И ПАЛЕОЗОЙСКИХ АКТИВНЫХ ОКРАИНАХ СИБИРСКОГО КОНТИНЕНТА, ПАЛЕОАЗИАТСКОГО И МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ОКЕАНОВ
Гордиенко И.В.
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ,

2. Согласно новой глобальной концепции – тектоники литосферных плит установлено, что складчатые (орогенные) пояса возникли на месте бывших океанических бассейнов или их окраин и являются продуктом преобразования океанической коры в континентальную. Было выявлено, что в этом процессе главенствующую роль играют эндогенные факторы глубинной геодинамики, прежде всего зоны субдукции и субдукционный магматизм, которые проявлены, главным образом, в островных вулканических дугах и активных континентальных окраинах.
Зоны субдукции являются важнейшими структурными элементами окраин как современных, так и древних океанов. Установлено, что существование океанов без зон субдукции невозможно, также как и длительное развитие зон спрединга в срединно-океанических хребтах океанов, немыслимо без зон субдукции.

3. Предполагаемый механизм тектоники литосферных плит (Добрецов и др
Предполагаемый механизм тектоники литосферных плит (Добрецов и др., 2001)

5. Островные дуги и зоны субдукции Восточной Азии

6. Зоны субдукции и субдукционный магматизм характерны для деструктивных (конвергентных) обстановок Земли. К этим обстановкам относятся островные дуги, активные континентальные окраины и зоны коллизий (континентальная субдукция).
Необходимо отметить, что в нашей стране уже более 20 лет назад О.А. Богатиковым и А.А. Цветковым (1988) были разработаны модели магматической эволюции островных дуг, которые не потеряли своей актуальности до настоящего времени. Это дало толчок к детальному изучению островодужного магматизма не только современных островных дуг, но и древних дуг Палеоазиатского, Уральского, Монголо-Охотского и др. палеоокеанов. И в настоящее время среди древних дуг выделяются юные примитивные энсиматические дуги и зрелые энсиалические дуги. Несмотря на определенные трудности прогресс в этой области знаний продолжается. Недавно петрологические, геохимические и геодинамические особенности субдукционного магматизма с новых позиций с использованием экспериментальных данных были рассмотрены Н.Л. Добрецовым (2010).

7. Модель магматической эволюции островных дуг различной зрелости (Богатиков, Цветков, 1988)
а – юная и развитая стадия энсиматической дуги;
б – зрелая стадия энсиалической дуги.

8. Модель отделения расплавов и флюидов в зоне субдукции (Maruyama et al
- схема фазовых переходов, плавления и подъема расплавов в зоне субдукции Японской дуги.
- зоны концентрации флюидов, надкритического флюида и расплавов.
Красными стрелками показаны вероятные пути перераспределения расплавов.
Ссылка у Н.Л. Добрецова(2010)

9. Общая схема зоны субдукции и субдукционного магматизма (Добрецов, 2010)
Схема формирования магматических пород в зоне субдукции, где в зависимости от глубины магмогенерации выделяется три типа вулканизма:
I – толеит-бонинитовый, бонинитовый.
Глубина км
II – андезитовый, андезит-дацит-риолитовый, андезит-базальтовый.
Глубина км
III – трахиандезит-трахибазальтовый, шошонитовый, в задуговых бассейнах - толеитовый.
Глубина км
Секториальность зоны субдукции по глубине (1-5) и три типа вулканизма (I, II,III), распределение температур в начальной (800а, 1000а, 1400а) и завершающей (800б, 1000б, 1400б) стадиях субдукции.

10. При изучении древнего вулканизма и определении его геодинамической принадлежности к островодужным системам Земли важное значение приобретают геохимические параметры, прежде всего распределение редких элементов (РЗЭ). Здесь вполне применим актуалистический метод, т.е. сравнение древних островодужных систем с современными дугами, например, такими как Курило-Камчатская островодужная система. Вулканиты этой системы хорошо изучены, что позволяет нам использовать их как эталоны для корреляции древних и современных вулканических процессов.

11. Распределение РЗЭ в вулканических породах, нормированных по N-MORB (а) и примитивной мантии (б) различных районов Камчатки (Avdeiko et al., 2009).

12. Распределение РЗЭ в вулканических породах, нормированных по недеплетированной мантии Курильской островной дуги (Антонов, 2008).
I – Северные Курилы
II – Южные Курилы
Вулканические зоны:
1 – фронтальная,
2 – промежуточная,
3 – тыловая.

13. Для исследования субдукционного магматизма в пределах активных окраин Сибирского континента значительный интерес представляют Центрально-Азиатский (ЦАСП) и Монголо-Охотский (МОСП) складчатые пояса, возникшие на месте Палеоазиатского и Монголо-Охотского океанов. Сегодня известно, что за время существования этих океанов в их пределах формировались и исчезали тектонические структуры различной геодинамической природы: энсиматические и энсиалические островные дуги, внутриокеанические вулканические острова (симаунты, гайоты) и рифтовые долины с различной скоростью спрединга океанической коры, окраинные и внутренние моря, пассивные и активные континентальные окраины западно-тихоокеанского, калифорнийского и андийского типов.

14. Схема современного размещения поздний рифей-палеозойских офиолитовых и островодужных комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса.
Вулканические ассоциации островных дуг и АКО (6):
а – позднерифейские и венд - раннепалеозойские островные дуги;
б – среднепалеозойские (девон-каменноугольные) островные дуги;
в – средне- и верхнепалеозойские окраинно-континентальные вулканоплутонические пояса и островные дуги.

15. Реконструкции распада Родинии и формирование Палеоазиатского океана (Metelkin, Vernikovsky, Kazansky, 2007).
These are a paleoreconstractions and Siberia position for Ma, Ma, 780=750 Ma. The positions of other Cratons has been reconstructed from (Wingate, Giddings, 2000; Li, 2000; Powell, Pisarevsky, 2002;; Meert, Torsvik, 2003; Pisarevsky, Natapov, 2003and others).
Палеоазиатский океан образовался в результате распада суперконтинента Родиния в период от 950 до 750 млн лет назад. Эти события отчетливо фиксируются возрастом океанической коры и островодужных комплексов по всему складчатому обрамлению юга Сибирской платформы.

16. Палеогеодинамическая реконструкция позднебайкальского этапа
( млн лет)

17. Реконструкция положения Келянской и Метешихинской островодужных систем позднего рифея Забайкалья на окраинах Баргузино-Витимского спредингового бассейна Палеоазиатского океана

18. Схематическая геологическая карта верхнерифейской Шаманской палеоспрединговой зоны и средне-верхнепалеозойского Багдаринского наложенного прогиба (Северное Забайкалье)
Условные обозначения. Четвертичные отложения: 1 – современные, 2 – раннечетвертичные. Багдаринский наложенный прогиб: 3 – мезозойские субвулканические гранит-порфиры; 4 – верхнепалеозойские гранитоиды; 5 – багдаринская свита (C1-2bg): пестроцветные песчаники, алевролиты, глинистые сланцы, с прослоями гравелитов, конгломератов и известняков; 6 – якшинская свита (D3 – C1jak): переслаивание песчаников, алевролитов, черных сланцев с горизонтами известняков; 7 – точерская свита (D3 – C1), нерасчлененная; 8 – ороченская свита (D1-2or): известняки, углистые сланцы и доломиты, алевролиты, мергели. Келянская островодужная ассоциация позднего рифея: 9 – габбро-диориты, диориты, тоналиты; 10 – андезито-базальты, дациты, риолиты, игнимбриты и их туфы (усойская свита – R3us). Шаманская офиолитовая ассоциация среднего-позднего рифея: 11 – гемипелагические отложения нерасчлененные (сивоконская, суванихинская, ципиканская и др. свиты); 12 – базальты N-MORB и E-MORB; 13 – плагиограниты; 14 – габбро, габбро-пироксениты с дайками габбро-долеритов; 15 – серпентинизированные гипербазиты, листвениты, талькиты. Разрывные нарушения: 16 – установленные (1) и предполагаемые (2). 17 – место отбора пробы магматических пород с указанием ее возраста. 18 – места находок средне- и верхнепалеозойской фауны и флоры.

19. Распределение редких и РЗЭ элементов в вулканитах Келянской островодужной системы (Цыганков, 2005)
Фрагменты Келянского островодужного комплекса, образованы туфами и лавами риолитов, плагиориолитов, андезитобазальтов и базальтов известково-щелочной серии с возрастом млн лет, а также габбро-диоритами и плагиогранитами с возрастом 790 млн лет. В составе вулканитов фиксируются бониниты и примитивные толеитовые базальты, указывающие на энсиматический характер этой дуги.

20. Распределение редких элементов Метешихинской островодужной системы
(Орсоев и др.,2010, 2012)
Метешихинская островодужная система в настоящее время фиксируется верхнерифейскими турбидитами Баргузинского террейна, надсубдукционными базальтами верхнерифейской итанцинской свиты, а также отдельными магматическими телами перидотит-пироксенит-габбрового состава, с возрастом 809 млн лет, расположенными вдоль восточного побережья озера Байкал.

21. Распределение РЗЭ в вулканитах сархойской островодужной серии (Кузьмичев, Ларионов, 2011)
Сархойская островодужная система сформировалась в неопротерозое на активной континентальной окраине андийского типа в период млн лет. Она входит в состав протяженного (1500 км) Сархойско-Дзабханского вулканического пояса, включающего Окинскую аккреционную призму и Шишхидскую островную дугу с возрастом 800 млн лет.

23. Глобальная реконструкция венд-раннекембрийского этапа (по С. А
Глобальная реконструкция венд-раннекембрийского этапа (по С.А. Куренкову, А.Н. Диденко, В.А. Симонову, 2002)

24. Палеогеодинамическая реконструкция северо-западной окраины (в древних координатах) Сибирского континента в раннем и среднем кембрии
[Метелкин, 1998, Казанский, 2002]
1-3 - отложения Сибирского континента: 1 –шельфа открытого моря, 2 – рифовые, 3 – лагунного типа, 4 – океанская кора Палеоазиатского океана, 5 –комплексы фронтальной части островной дуги ; 6 – комплексы вулканической дуги; 7 – комплексы тыловой части дуги и задугового бассейна, 8 –аккреционные комплексы; 9 - спрединговые зоны, треугольниками показано положение MORB базальтов Джидинской зоны, пунктиром показано реконструированное движение океанической плиты над горячей точкой (Гордиенко, Михальцов, 2006), 10 –зоны субдукции, 11 – крупные трансформно-сдвиговые системы.
Желтым показаны венд-кембрийские островодужные террейны:
ЗК – Золотокитатский, KИ – Кийский, TЕ – Терсинский, БT – Батеневский, ГA – Горноалтайский, СС – Северосаянский, KT – Куртушибинский, EP – Еравнинский.

25. Палеогеодинамическая реконструкция раннекаледонского этапа
( млн лет)

26. Реконструкция положения Удино-Витимской и Ангино-Таланчанской островодужных систем венда - кембрия на окраинах Забайкальского спредингового бассейна Палеоазиатского океана

27. Диаграммы Ангино-Таланчанская островной дуги (Макрыгина и др., 2007)
Диаграммы Ангино-Таланчанская островной дуги (Макрыгина и др., 2007)
Распределение РЗЭ в метаандезитах таланчанской (ромбы, треугольники) и ангинской (квадраты) толщ.
Андезиты современных дуг: 1 – Камчатки (Иванов, 1990), 2 – Тихого океана (Baily, 1981).
Распределение РЗЭ в метабазальтах ангинской (1) и таланчанской (2) толщ.
CAB – современные известково-щелочные островодужные базальты (Baily, 1981).
Метабазальт/N-MORB

28. Современное тектоническое положение Удино-Витимской островодужной системы среди докембрийских и палеозойских структур Забайкалья.

29. Распределение РЗЭ и редких элементов в вулканитах Еравнинской ВТС Удино-Витимской островодужной системы
Красная линия - распределение редких элементов в вулканитах Курило-Камчатской островной дуги (Avdeiko et al., 2009).

30. Диаграмма TiO2 – FeO*/MgO для вулканитов Еравнинской,
Олдындинской и Абагинской ВТС
Лавы и туфы: 1- базальтов (залитые кружки); 2 - андезитов и андезибазальтов (треугольники). Поля на диаграмме: OIB – базальты океанических островов; MORB – базальты срединно-океанических хребтов; IAB – базальты, андезибазальты и андезиты островных дуг, по [Glassley, 1974].

31. Модель геодинамической эволюции Удино-Витимской островодужной системы Палеоазиатского океана в позднем рифее - палеозое

32. Палеогеодинамическая реконструкция раннекаледонского этапа
( млн лет)

33. Схема современного расположения основных структурно-вещественных комплексов Джидинской островодужной системы (венд – нижний кембрий)

34. Интерпретация основных структурно-вещественных комплексов Джидинской островодужной системы.
Структурно-вещественные комплексы (СВК): Островодужные (1-без расчленения, 2-аккреционной призмы); 3-океанических островов (гайотов); 4-краевых палеобассейнов.

35. Диаграмма AFM для магматических пород Джидинской островодужной системы Палеоазиатского океана
1 – серпентиниты различных типов;
2 – толеитовые базальты СОХ;
3 – габброиды офиолитовой ассоциации;
4 – субщелочные базальты гайотов;
5 – островодужные вулканиты;
6 – высокомагнезиальные базальты и андезиты бонинитовой серии.

36. Распределение РЗЭ в вулканитах примитивной островной дуги и гайотов (океаничеких островов и плато) Джидинской островодужной системы

37. Диаграмма TiO2-K2O для расплавных включений в минералах из бонинитов.
Включения в клинопироксенах из бонинитов офиолитов: 1- курайских, 2- Джидинской зоны (Монголия),
3- Идзу-Бонинской дуги (Тихий океан). Поля пород: островодужных толеитовых (IATB) и известково-щелочных (IACAB)
серий, бонинитов (Boninites). 1,2 – тренды эволюции бонинитовых расплавов
из офиолитов Джидинской зоны.
По данным В.А. Симонова и др. (2004) на Алтае бонинитовые расплавы Курайской примитивной островной дуги тесно ассоциуруют с надсубдукционными офиолитами. По геохимическим параметрам и температурам гомогенизации расплавных включений они хорошо сопоставляются с джидинскими бонинитами и в целом бонинитами Идзу-Бонинской дуги.

38. Новая модель геодинамической эволюции Джидинской островодужной системы Палеоазиатского океана в венде-палеозое

39. Глобальная реконструкция поздний девон-раннекарбонового этапа ( млн лет). По: (J.Golonka et al., 2006)

41. Схема геологического строения Северо-Хэнтэйской силуро-девонской островодужной системы в бассене р. Хара-Гол (Северная Монголия)
1- осадочно-метаморфические отложения мандальской серии (Є-O1). 2-4-харинская серия (O2-S1): 2-хурэнундерская толща подводных пиллоу-лав базальтов, кремнистых пород и гиалокластитов(O2); 3 –комагматичное толще базальтов кумулятивное габбро, габбро-пироксениты с дайками габбро-долеритов и долеритов (O2); 4 –туфогенно-кварцито-песчано-сланцевая толща (O2-S1); 5 -нерасчлененная карбонатно-терригенная толща АКО (S2-D); 6-нижне- и среднепалеозойские коллизионные и островодужные гранитоиды нерасчлененные; 7-среднепалеозойские (девонские) островодужные или АКО габброиды; 8 – разрывные нарушения: надвиги (а), взбросы и сбросо-сдвиги (б).
На врезке. Схема террейнов Северной Монголии, по:[Томуртогоо, 2006] с некоторыми изменениями.

42. Нормировано по примитивной мантии [Sun, McDonugh, 1989].
Спайдердиаграмма для окраинноморских и островодужных вулканитов и габброидов позднего силура-девона Северо-Западного Хэнтэя.
Нормировано по примитивной мантии [Sun, McDonugh, 1989].
1 – метавулканиты (базальты, андезибазальты); 2- метагаббро и метагаббро-долериты; 3 – габбро-нориты;
4 – IAB; 5 – BAB, 6 – E-MORB.

43. Глобальная реконструкция средне-позднекарбонового этапа ( млн лет). По: (J.Golonka et al., 2006)

45. Реконструкция активной континентальной окраины Сибирского континента в среднем – позднем палеозое и расположение в ее пределах окраинно-континентального Селенгино-Витимского вулкано-плутонического пояса и Береинской островной дуги Монголо-Охотского океана

46. Классификационная диаграмма для пород каменской вулканогенной толщи и береинского интрузивного комплекса
1 – перидотиты; 2 – габброиды; 3 – диориты, кварцевые диориты, тоналиты; 4 – плагиограниты; 5 – базальты; 6 – андезиты; 7 – дациты.

47. Распределение РЗЭ в вулканитах каменской свиты
1 – базальты; 2 – андезибазальты, андезиты; 3 – современные базальты островных дуг [Иванов, 1990].

48. Диаграмма Rb-(Y=Nb) для гранитоидов береинского комплекса
Распределение РЗЭ в породах береинского интрузивного комплекса.
Диаграмма Rb-(Y=Nb) для гранитоидов береинского комплекса

49. ВЫВОДЫ
1. Зоны субдукции и связанный с ними субдукционный магматизм являются важнейшими структурными элементами окраины как современных, так и древних океанов. Существование океанов без зон субдукции невозможно, также как и длительное развитие зон спрединга в СОХ океанов, невозможно без зон субдукции.
2. Зоны субдукции – наиболее активные зоны Земли, где сосредоточена большая часть землетрясений и вулканов. В зонах субдукции рождается новая континентальная кора. Разработанные к настоящему времени модели о природе ювенильной континентальной коры предполагают, что она возникла в результате развития и аккреции островных дуг и последующей ее тектоно-термальной переработки. В соответствии с этим считается, что обширные поля гранитоидов образовались вследствие структурного и вещественного преобразования этой ювенильной коры мантийными плюмами (Богатиков и др.,2010).
3. Океаническая кора, возникающая в зонах спрединга океанов и окраинных морей, редко сохраняется в первоначальном виде. В результате спрединга океанического дна, по пути в зону субдукции эта кора перерабатывается, а затем и вовсе исчезает в зонах субдукции.
4. Предполагается, что ювенильная континентальная кора каледонид ЦАСП была образована в результате частичного плавления в зонах субдукции океанических базитов и древних осадочных пород. Широко развитые субдукционные вулкано-плутонические ассоциации островных дуг по изотопным характеристикам представляют собой ювенильную, переходную от океанической к континентальной, кору (Коваленко и др., 1999).

50. 5. По данным Н.Л. Добрецова (2010), около 50% твердых полезных ископаемых, доступных для извлечения, расположены в современных и древних зонах субдукции. Этим определяется огромное значение зон субдукции для использования минерально-сырьевой базы, связанной с этими глобальными зонами, для развития Человечества.
6. Сравнительный анализ вещественного состава современных дуг Курило-Камчатской островодужной системы и древних (поздний рифей - палеозойских) островных дуг, установленных в зоне взаимодействия Сибирского континента, Палеоазиатского и Монголо-Охотского океанов указывает на их большое сходство. Среди древних дуг имеются примитивные дуги развивавшиеся на океанической коре (Исаковская, Келянская, Джидинская) и более зрелые их разновидности (Удино-Витимская, Ангино-Таланчанская, Береинская и др.), заложенные на переходной и континентальной коре. По масштабу процесс формирования островных дуг Курило-Камчатского региона вполне сопоставим с образованием разновозрастных островодужных систем на окраинах Сибирского континента, Палеоазиатского и Монголо-Охотского океанов.