КИБАРСКИЙ ГРАНИТОИДНЫЙ МАГМАТИЗМ РЕСПУБЛИКИ БУРУНДИ: ГЕОЛОГИЯ, ВЕЩЕСТВЕННЫЕ ОСОБЕННОСТИ, ВРЕМЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ПРОЯВЛЕНИЯ

1. ВВЕДЕНИЕ

Установление геодинамической природы гранитоидов всегда являлось важнейшей задачей разномасштабного минерагенического прогноза. За последние десятилетия (40−50 лет) этот подход широко вошел в практику фундаментальных и прикладных исследований. Благодаря работам [Aldis, 1981; Chappell, White, 1974; Coleman, Peterman, 1975; Collins et al., 1982; Harris et al., 1987; Lemeyre, Bowden, 1982; O’Connor, 1965; Pearce et al., 1984; Whalen et al., 1987] в настоящее время принято выделять О-, М-, I-, S-, А-тип гранитоидов. В последнее время возникла острая необходимость выделить в самостоятельный геодинамический класс гранитоиты Р-типа [Popov, Bogatikov, 2001]. Применяемая аббревиатура – это не дань моде, а вполне определенные условия магмогенерации, ее эволюции, установления протолита, флюидонасыщенности и прочих важнейших параметров, контролируемых определенной геодинамической обстановкой.

По мере накопления фактического материала исследователи все чаще стали сталкиваться с проблемами невозможности отнесения конкретных проявлений гранитоидного магматизма к упомянутым типам из-за конвергенции их характерных признаков. Это касается большинства типов гранитоидов, происхождение которых связано с корово-мантийным взаимодействием.

В предлагаемой работе рассмотрены проблемы корово-мантийного взаимодействия на примере Кибарского внутриплитного гранитоидного магматизма территории Бурунди в контексте общих представлений об их типизации на геодинамической основе. Главной целью является создание предварительной геодинамической модели формирования S- и A-гранитоидов на основе анализа существующего опубликованного материала, а также привлечение внимания специалистов, работающих в области внутриплитного магматизма и геодинамики, к Карагве-Анколейскому поясу – ключевой структуре для решения ряда фундаментальных проблем, связанных с эволюцией плюмов.

В настоящее время такая типизация является обязательным компонентом фундаментальных построений и геодинамического моделирования. Типизация проводится на основе вещественных признаков и широко вошла в практику региональных исследований. Вместе с тем по гранитоидам различных возрастов и регионов появляется все больше информации о том, что используемые дискриминантные диаграммы не всегда работают эффективно. Часто возникают случаи неопределенности геодинамической природы гранитов, совмещающих в себе геохимические признаки пород, которые исключают возможность однозначного решения. В каждом конкретном случае причины подобного «сбоя» могут быть разные и зависят от многообразных факторов, часто противоречивых и разновекторных. Связано это прежде всего с условиями образования гранитных расплавов, которые могут быть как результатом селективного плавления разнообразных протолитов, так и конечными дифференциатами различных расплавов, начиная от базальтоидного и заканчивая гранитоидным составом.

Для территорий, геологическое строение которых в значительной степени является результатом внутриплитных обстановок, важнейшей задачей является разработка и усовершенствование критериев дискриминации S- и А-типа гранитоидов. Одним из полигонов, где эта задача может быть решена, является территория Республики Бурунди, приходящаяся на северный сектор так называемого Кибарского орогенного пояса.

2. КИБАРСКИЙ ОРОГЕННЫЙ ПОЯС В ПРЕДЕЛАХ РЕСПУБЛИКИ БУРУНДИ (ПАРАМЕТРЫ, СТРОЕНИЕ, ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ЭВОЛЮЦИИ)

Пояс обычно рассматривается как протяженная (более 1300 км) мезопротерозойская структура северо-восточного простирания через кратон Конго от тройной границы Ангола – Замбия – Конго через Катангу, Руанду и Бурунди до юго-запада Уганды и северо-запада Танзании [Tack et al., 2008; Klerkx et al., 1987] (рис. 1). К северу от Катанги наблюдается прерывание пояса палеопротерозойскими русизийскими террейнами, и таким образом пояс разделен на северную и южную часть, первая из которых называется Карагве-Анколейским поясом (КАБ). Согласно [Tack et al., 2010] магматизм в КАБ проявился в три импульса: 1) на рубеже 1375±5 млн лет, 2) 1205±5 млн лет, 3) на уровне ~986 млн лет.

Самый древний импульс характеризуется проявлением бимодального магматизма, включающего внедрение основных и ультраосновных пород и гранитоидов S-типа, второй представлен гранитоидами А-типа, а третий − «оловянными гранитами», предположительно, также относящимися к S-типу.

В геологическом плане территория Бурунди достаточно четко подразделяется на две структурно-формационные зоны: западную, граничащую в северной части с Республикой Руанда, а на западе с Республикой Заир, и восточную, вытянутую вдоль границы с Танзанией, разделенные структурой сшивания (рис. 2). В основании обеих зон лежат архейско-раннепротерозойские кратоны (соответственно Конго и Танзанийский), каждый из которых имел свою историю развития, отраженную в геологических разрезах, особенностях проявления интрузивного магматизма и минерализации.

Первая зона считается более эродированной, благодаря чему в ее пределах доступен для наблюдения широко проявленный интрузивный гранитоидный магматизм кибария, на долю которого приходится ~30−35 % всей территории. Вторая зона эродирована в меньшей степени, и наличие магматических тел не установлено. Шовная зона, протягивающаяся через всю территорию Республики Бурунди с юго-юго-запада на северо-северо-восток, представляет собой собственно центральную часть Кибарского орогенного пояса [Tack et al., 2010].

Согласно последним представлениям [Fernandez-Alonso et al., 2012], корреляция разрезов между восточной и западной структурно-формационными зонами отсутствует, так как каждая из них формировалась в автономных осадочных бассейнах. В западной зоне стратифицированные образования объединены в супергруппу Аканьяру (начало формирования 1.42 млрд лет), включающую группы Гикоро, Пендура, Сиохоха и Ругези, причем в группах Гикоро и Пиндура отмечаются проявления бимодального эффузивного магматизма. В восточной зоне выделяется супергруппа Кагера, начало формирования которой определяется возрастом кислого туфа Муроре 1.78 млрд лет.

Рудный потенциал Республики Бурунди в значительной степени связан со специфическим гранитоидным магматизмом, контролирующим Sn-W, Та-Nb и другую редкометалльную минерализацию.

Как правило, продуктивны дифференцированные пегматиты с высоким коэффициентом фракционирования, достаточно подробно изученные в работе [Cahen et al., 1962]. Продуктивными считались гранитоиды S- и А-типа, которые при очевидных отличиях не всегда удается однозначно интерпретировать, так как при определенных процессах, например альбитизации [Günther et al., 1989], А-граниты приобретают признаки S-гранитов за счет появления гидротермального каолинита и, как следствие, искажения геохимических характеристик.

Одна из наиболее ранних интерпретаций геодинамической природы раннекибарских гранитоидов описана в работе [Liégeois et al., 1982], в которой приведен древнейший возраст рассматриваемых гранитов, соответствующий ~1350 млн лет, а их геодинамическая природа объясняется срывом осадочного бурудийского чехла с его основания, что предполагает существенные тангенциальные деформации.

В более поздней работе [Tack et al., 1994] кибарский гранитный магматизм рассматривается в контексте корово-мантийного взаимодействия. Гранитоиды отнесены к А-типу. Их происхождение тесным образом связано с двумя разными мантийными источниками, а все эти события расцениваются как позднеорогенные.

Таким образом, информация по гранитоидному магматизму кибарского пояса Республики Бурунди очень противоречива и разнообразна как с точки зрения его геодинамической природы, так и с позиции возраста, генезиса и минерагении.

3. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ВЕЩЕСТВЕННЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГРАНИТОИДОВ КАБ

Наиболее хорошо изученными, реперными, массивами S-типа являются Румеза (ранняя фаза деформаций), Мутумба-Мугере (средняя фаза деформаций), Киганда (поздняя фаза деформаций), Макебуко, Букирасази (А-тип) и Мурамба (предположительно, S-тип).

Выделяется четыре типа S-гранитов: 1) однородные гранитоиды с круглыми кристаллами калиевого полевого шпата (КПШ) (Мутумба), с массивной, иногда гнейсовидной текстурой. Чем сильнее развита гнейсовидность, тем менее выражены вкрапленники КПШ. Доля слюды изменчива. Мусковит образует крупные удлиненные чешуйки, как правило, в обособленном от биотита виде. Имеются структуры катаклаза; 2) разнозернистые гранитоиды, в отличие от первых интенсивно милонитизированные; 3) гнейсовидные гранитоиды со значительным количеством мусковита, часто милонитизированные, с наличием прослоев кварцитов и слюдяных сланцев; 4) граниты директивные, гнейсовидные с пегматитовыми фациями.

Все типы указывают на особенности, характерные для S-гранитоидов, тесную связь с высокоглиноземистыми метаморфизованными осадками амфиболитовой фации метаморфизма. Отмечаются явные признаки палингенеза в виде мигматит-гнейсов, широкое развитие пегматитов, редкометалльная специализация.

Гранитоиды А-типа характеризуются розовым цветом с макроструктурой от средне- до крупнозернистой, в эндоконтактовых частях мелкозернистой, иногда порфировидной. Доминируют мезократовые разности, обычна меланократовость, лейкократовые разновидности редки. Текстура разнообразна – от однородной (Рутову, Макебуко) до директивной с наложенной милонизацией (Букирасази).

Отмечаются крупные выделения пертитов, а также карлсбадские двойники микроклина. Среди темноцветных минералов преобладает темный биотит, в различной степени хлоритизированный, в гранитах и сиенитах встречается роговая обманка, как правило с голубоватой каймой гастингсита. Среди акцессорных минералов распространены циркон, алланит, апатит, ксенотим, ильменит.

Для оценки вещественных особенностей гранитоидов S- и A-типа были использованы опубликованные данные [Tack et al., 1994, 2010], которые были пересчитаны в программе PetroExplorer на нормативный состав.

Петрохимические характеристики гранитоидов S-типа (G₁-G₃) приведены в Прил. 1, табл. 1.1. Выборка, включающая 31 образец, сформирована по результатам изучения гранитов Бурунди и Руанды [Tack et al., 2010]. Все гранитоиды характеризуются высоким содержанием кремнезема (от 66.27 до 75.76 %, среднее 72.4 %) и относительно устойчивыми (от 7.2 до 9.49 %, среднее ~8.2 %) значениями щелочей с приблизительно равными, но переменными значениями калия и натрия в их составе. Абсолютное большинство образцов гранитоидов корундонормативны (показатели от 2.22 до 6.21 %, среднее ~4.1 %), что свидетельствует об их пересыщенности глиноземом, и имеют высокие коэффициенты магнезиальности (Mg/Mg+Fe_общ от 5.64 до 37.91 %, среднее ~17.0 %).

Петрохимия гранитоидов А-типа приведена в Прил. 1, табл. 1.2. По сравнению с S-типом 2/3 выборки характеризуются более высокими значениями кремнезема (от 72 до 76 %, среднее значение из 21 – 74.2 %), а одна треть – его заниженными значениями (от 57.96 до 68.8 %, среднее из 10 – 63.8 %). Последняя группа отвечает по составу монцодиоритам, граносиенитам, адамеллитам. Сумма щелочей для высококремнистой выборки находится на уровне 5.45−10.34 % (среднее из 21 − 7.74 %), а для второй группы от 4.12 до 12.31 % (среднее из 10 – 9.34 %). Третья часть выборки (10 из первой группы) корундонормативна (от 0.29 до 1.38 %, среднее 0.80 %) со слабыми признаками перглиноземистости. Некоторое количество в первой группе (5) и во второй группе (7) незначительно диопсиднормативно (от 0.05 до 0.43 %).

Нормативный гиперстен проявляется относительно независимо как в пробах корундонормативных, так и в пробах диопсиднормативных. Величина показателя колеблется от 0.05 до 6.88, причем максимальные показатели характерны для сиенитов с SiO₂ 58.78 %. Магнезиальность для гранитоидов А-типа в 2−3 раза ниже по сравнению с S-гранитами и в среднем составляет от 6.86 в группе гранитов до 9.1 для сиенитов и граносиенитов.

На классификационной диаграмме в системе AF-QZ-PL (рис. 3) фигуративные точки гранитоидов S- и A-типа преимущественно располагаются в секторе монцогранитов.

На диаграмме сумма щелочей – SiO₂ (рис. 4) фигуративные точки гранитоидов S-типа попадают в поля гранитов, умеренно щелочных гранитов, лейкогранитов и умеренно щелочных лейкогранитов, образуя достаточно локализованное поле, в то время как гранитоиды A-типа отличаются большей вариативностью как по шкале SiO₂, так и по сумме щелочей и попадают в поля монцонитов, сиенитов, граносиенитов и лейкогранитов (от низкощелочных до щелочных).

По индексу железистости (Fe-Index=FeO_t/(FeO_t+Mg)) (рис. 5, а) гранитоиды обоих типов отвечают железистым разностям. На диаграмме MALI (Na₂O+K₂O-CaO) – SiO₂ (рис. 5, б) гранитоиды S-типа относятся главным образом к щелочно-известковой серии. В свою очередь, гранитоиды А-типа варьируются от известковой до щелочной серии. По индексу ASI (Al₂O₃/(CaO+Na₂O+K₂O)) (рис. 5, в) гранитоиды S-типа являются пералюминиевыми, гранитоиды А-типа занимают пограничное положение между метаалюминиевыми и пералюминиевыми разностями.

Сравнение по вещественным признакам на уровне петрохимии гранитоидов, относимых к S- и A-типу, показывает отсутствие у них четких граничных признаков, позволяющих проводить их однозначную дискриминацию.

4. ГЕОХРОНОЛОГИЯ

Геохронология является основой для геодинамических построений. Для Республики Бурунди к настоящему времени накоплен богатейший материал по изотопным исследованиям. В истории изучения современными методами (Pb-Sr, K-Ar, Ar-Ar, U-Pb) можно выделить два этапа: первый, охватывающий период с 1980-х годов до начала XXI века, и второй, с начала XXI века по настоящее время, условно начавшийся с применения методов SHRIMP и лазерной абляции.

Наиболее ранние изотопные Rb-Sr исследования были опубликованы в работе [Liégeois et al., 1982]. Для синкинематических гранитоидов (S-тип) массивов Мутумба и Мугере были получены датировки в 1261±25 млн лет и 697±18 млн лет соответственно. Позднее [Klerkx et al., 1984, 1987] для орогенных гранитоидов первой фазы деформаций (G₁) приводились датировки 1325−1330±30 млн лет, для второй (G₂) – от 1260 до 1280 млн лет, для третьей – (G₃) 1185±59, а для четвертой – 1124±32 млн лет. В работах [Tack et al., 1994; Fernandez-Alonso et al., 1986] для гранитов, отнесенных к А-типу, приводятся датировки в 1240±8 млн лет и 1224±39 млн лет (рис. 6).

Многочисленные данные первого этапа, огромный вклад в который внесли работы [Klerkx et al., 1984, 1987; Tack et al., 1990], а также исследования разными методами и методиками привели к некоторой путанице представлений о возрасте и происхождении S- и А-гранитоидов. На основе Rb-Sr возрастов сформировались представления о длительности цикла кибарского орогенеза и многократного импульсного внедрения гранитоидов, для которых насчитывалось от четырех до пяти актов внедрения, предполагающих смену режимов растяжения и сжатия.

Относительно свежие исследования возраста гранитоидов и ассоциирующих с ними норитов кибарского орогенного пояса цикла по SHRIMP-методике приведены в работе [Tack et al., 2010]. Коротко результаты этих исследований сводятся к следующему:

1. Для гранитоидов S-типа массивов Румеза (G₁) и Мугере (G₂) получены соответственно дискордантные средневзвешенные возрастные характеристики в 1383±17 (по 17 зернам цирконов) и 1379±10 (по 24 зернам цирконов) млн лет (СКВО – 0.9). При этом средневзвешенный возраст вмещающих мигматитовых парагнейсов Мугере по 12 зернам цирконов оценен в 1380±12 млн лет (СКВО – 1.43). В этих же гнейсах отмечены три зерна кластогенного циркона с возрастными характеристиками в 1981, 2439 и 2494 млн лет.

Гранит массива Киганда (G₃) по 19 зернам цирконов дал средневзвешенный возраст в 1371±7 млн лет (СКВО – 0.46), при этом отмечен одиночный кластогенный кристал с возрастом 2600 млн лет.

Гранит массива Мурамба по 8 зернам дает средневзвешенный возраст в 1380±6 млн лет (СКВО – 0.87), при этом в двух зернах зафиксирован возраст в 1460 и 1550 млн лет.

2. Для роговообманковых норитов Мутанга, массива Мусангати на основании изученных 44 зерен цирконов дана наиболее вероятная оценка их средневзвешенного возраста в 1374±14 млн лет (СКВО – 0.43).

Обзор данных по геохронологии кибарских гранитоидов в секторе КАБ позволил сделать выводы о том, что, несмотря на использование самых современных методов геохронологии [Tack et al., 2010], вопрос о возрасте проявления гранитоидного магматизма Кибарского орогенного пояса в пределах КАБ нельзя считать до конца решенным.

Наряду с основными этапами его проявления 1375−1380, 1260–1280, 1205−1207 и 986 млн лет (массив Касика, ДРК), предложенными в работе [Tack et al., 2010], полностью игнорировать более ранние данные [Klerkx et al., 1984, 1987; Tack et al., 1990, 1994] (а это возрастные рубежи 1124, 1185, 1240, 1325−1330) нельзя. Это, в свою очередь, предполагает многоимпульсный характер формирования гранитоидных расплавов на протяжении более трех сотен миллионов лет.

Согласно [Tack et al., 1994] гранитоиды А-типа делятся на две ветви и сформировались за счет двух возможных вариантов: 1) небольшое количество А-гранитоидов сформировалось за счет эволюции базальтоидного расплава с толеитовым трендом без резкого обогащения несовместимыми элементами (за счет корового загрязнения) и 2) А-граниты являются результатом эволюции сиенитовых расплавов с большими вариациями некогерентных элементов.

5. КОРОВО-МАНТИЙНОЕ ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ КИБАРСКИХ ГРАНИТОИДОВ

Очаги коровой магмогенерации, характерные для S-гранитоидов Бурунди, несколько специфичны по сравнению с типичными коллизионными обстановками. Специфика их заключается 1) в тесной взаимосвязи с мантийными расплавами; 2) в относительно небольшой глубине палеопротерозойского фундамента и его чехла (5−10 км); 3) в относительно низких (770−800 °С) расчетных температурах.

Очевидно, что кибарские гранитоиды корового происхождения в секторе КАБ формировались за счет метаосадочного комплекса палеопротерозоя, о чем свидетельствует U-Pb возраст кластогенного циркона (1981−2439 млн лет), встречающегося как в самих гранитоидах, так и во вмещающих гнейсах и кристаллосланцах. Наиболее ранние импульсы плавления проявлялись на возрастных уровнях 1550 и 1460 млн лет (древнее циркона гранитов Мурамба). Кульминационная стадия корового плавления проявилась в возрастном диапазоне 1370−1383 млн лет, что подтверждается наиболее массовыми средневзвешенными датировками цирконов из гранитоидов Мурамба, Румеза, Мугере и Киганда. После кульминационной стадии, с учетом ранее проведенных исследований Pb-Sr методом [Klerkx et al., 1987; Tack et al., 1994; Fernandez-Alonso et al., 1986], коровые гранитоиды формировались в интервалах 1325±30, 1261±25, 1185±59 и 1124±32 млн лет.

Гранитоиды А-типа (массив Букирасази) имеют более молодой средневзвешенный возраст цирконов, ~1205−1207 лет, что на 170 млн лет моложе роговообманковых норитов массива Мусангати (1374−1368 млн лет), с которыми пространственно и, предположительно, генетически связаны упомянутые гранитоиды. Получается некоторое противоречие. С одной стороны, гранитоиды S-типа (но не A-типа) субсинхронны базитам, а с другой – А-гранитоиды явно моложе базитов, с которыми находятся в тесной пространственной ассоциации. Некоторые черты противоречивости характерны как для S-гранитов (встречаются диопсиднормативные разновидности, повышенная магнезиальность и сумма щелочей), так и для А-гранитов (корундонормативность). Мантийное влияние проявляется в обоих типах гранитоидов в виде диопсид- и гиперстеннормативности.

6. МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КИБАРСКИХ ГРАНИТОИДОВ РЕСПУБЛИКИ БУРУНДИ

Субсинхронность формирования гранитоидов S-типа западного блока КАБ и габброидов шовной зоны (~1370−1383 млн лет), отделяющей обозначенный блок от восточного, позволяет говорить о единой геодинамической обстановке их формирования (рис. 7). Первопричиной коровой магмогенерации служил опережающий флюидно-тепловой поток во фронте поднимающегося мантийного диапира. Протолитом служили метаосадки раннего протерозоя, относящиеся к высокодифференцированным продуктам экзогенной переработки (метасланцы, метакварциты, метаалевропсаммиты) как древней неоархей-раннепротерозойской континентальной, так и океанической коры (геохимия Hf и его ТДМ). Учитывая то, что мантийные диапиры относительно «сухие», а на генерацию огромных объемов S- и в меньшей степени А-гранитов требуется достаточно большое количество воды, значительная часть которой, предположительно, была мобилизована из корового субстрата в процессе гранулитового метаморфизма основания континентальной коры, а часть – за счет осадков метатерригенного комплекса. Генерация коровых гранитов происходила многоэтапно с периодичностью 65−120 млн лет, причем более короткие импульсы приурочены к кульминационному, главному, этапу внедрения габброидов (~1375−1380 млн лет). Расчетные температуры формирования гранитоидных расплавов S- и А-типа характеризуются близкими значениями для пород сходной кремнекислотности (770−908 °С) и значительно отличаются в сторону увеличения для гранитоидов с ярко выраженной монцонитоидностью (880−1046 °С).

Важным обстоятельством представляется наличие среди гранитоидов S-типа (например, массив Мугере) переработанных фрагментов метаосадочных пород с линзообразными пластами амфиболитов. С высокой степенью вероятности последние представляют собой порции базальтоидного состава, которые, наряду с опережающим тепловым флюидным фронтом, создавали эффект дополнительного разогрева, приводящего к плавлению метаосадочного протолита. При этом сами базальтоиды частично контаминировались гранитоидным расплавом, а частично превратились в амфиболиты. При таком допущении «мантийные метки» в виде диопсид- и гиперстеннормативности в S-гранитах и их возрастная субсинхронность базальтоидному магматизму становятся вполне объяснимы.

Основной проблемой гранитоидов А-типа представляется их возрастная оторванность на 170 млн лет от главного импульса внедрения базитов. Этому феномену находится объяснение с двух позиций. Первая из них заключается в том, что А-граниты, выходящие на дневную поверхность, являются дериватами субщелочных базальтоидных расплавов за счет недеплетированного источника, которые слагают очаги на более глубоких горизонтах и относятся к более позднему импульсу внедрения мантийного диапира. Вторая предполагает независимый нижнекоровый источник гранитоидных расплавов, связанный с мантийным плюмом лишь опосредованно. Совокупность всех вещественных особенностей гранитоидов А-типа (существование двух подгрупп пород с различными вариациями корово-мантийного взаимодействия) и изотопно-геохимических характеристик подтверждает возможность обоих вариантов.

Особенности проявления и эволюции гранитоидных расплавов Карагве-Анколейского пояса следует рассматривать в контексте его геодинамического развития. Очевидно, что единого Кибарского орогенного пояса не существует, а его фрагменты (KIB и KAB) являются элементами, относящимися к зоне тройного сочленения, где третьим элементом служит современная рифтовая зона оз. Танганьика. Не вдаваясь в подробный анализ этой ситуации, следует отметить, что КАБ развивался начиная с конца раннего протерозоя [Theunissen et al., 1996; Ring et al., 1997; Sklyarov et al., 1998; Muhongo et al., 2002], наиболее активная и полная фаза его развития приходится на средний протерозой, но говорить о завершенности его развития на этом этапе оснований нет из-за проявления панафриканского магматизма и деформаций. Последние проявляются в виде присдвиговых чешуйчатых деформаций. Кинематически KAБ – это многоимпульсная раздвиговая структура рифтогенного типа, в которой транспрессионные условия проявились на нескольких уровнях (~1200, ~950 и ~650 млн лет).

Таким образом, конвергенция признаков S- и А-типа гранитоидов Республики Бурунди определяется специфическим внутриплитным режимом континентального рифтогенеза, заключающимся в 1) многоимпульсности его проявления; 2) временной растянутости (1550−900 млн лет); 3) незавершенности мезопротерозойского (кибарского) орогенеза, о чем свидетельствуют и более «молодые» датировки (~900−660 млн лет), отвечающие панафриканским событиям.

Первые выплавки коровой природы появились в самом начале (~1550 млн лет) воздействия мантийного диапира на континентальную кору. Граница между архейскими блоками Конго и Танзания представляла собой ослабленную зону, благоприятствующую проникновению опережающего флюидно-термального фронта. Очаги плавления S-типа сформировались за счет метапелитового материала на блоке Конго. В кульминационную стадию кибарского внутриплитного магматизма область корового плавления расширилась. Плавлению подвергся не только метатерригенный комплекс, но и более глубокие горизонты, сложенные породами ТТГ-ассоциации, при этом селективность расплавов возрастала, что обуславливало бóльшую щелочность исходных расплавов. Дальнейший разогрев и повышение температуры исходных расплавов повышенной щелочности определили возможность их смешения с базитовыми расплавами мантии. Гибридные расплавы в процессе кристаллизационной дифференциации создали всю гамму пород от монцодиоритов до щелочных гранитов А-типа. Особенно эта тенденция четко проявилась после кульминационной стадии на уровне 1200 млн лет. На этапе деградации плюма коровое магмообразование проявлялось в возрастном диапазоне ~900 млн лет, а также в более позднее время на уровне панафриканского орогенеза (~600 млн лет).

7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Гранитоиды S-типа, традиционно рассматриваемые как типично коллизионные, характерны и для внутриконтинентальных обстановок. В этом случае они образуются в тесной парагенетической связи с субсинхронными мантийными основными – ультраосновными породами.

Между гранитоидами S- и А-типа очевидны черты конвергенции. Это противоречит существующему временному разрыву между ними в 170 млн лет, что, в свою очередь, не исключает промежуточных возрастов гранитоидов между 1375 и 1200 млн лет, вероятность которых вытекает из многоимпульсного характера внутриплитного магматизма КАБ.

Возрастное отставание внедрения А-гранитоидов от массового формирования S-гранитоидов объясняется, с высокой степенью вероятности, различными механизмами их формирования. А-гранитоиды – результат гибридизма подкоровых и коровых расплавов и последующей кристаллизационной дифференциации, на что требуется дополнительное время, а S-гранитоиды возникли в результате селективного плавления метаосадочных пород.

8. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

9. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1