parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	211

ки), прибрежные россыпи алмазов, ильменита, циркона, монацита (Туганское, Западная Сибирь).

8.2. Активные континентальные окраины

Строение активных континентальных окраин удобно рассмотреть на примере западной окраины Америки. Здесь, в частности в Южной Америке, эту структуру можно охарактеризовать на примере субдукции океанической плиты Наска, а в Северной – плиты Хуан де Фука. Особое внимание следует уделить процессам субдукции спрединговых хребтов, при которых происходит пересечение и длительное взаимодействие конвергентной и дивергентной границ литосферных плит, что будет рассмотрено на примере субдукции Чилийского хребта под Андскую континентальную окраину.

В Южной Америке можно наблюдать следующую смену структурных элементов со стороны Тихого океана: 1) плита Наска со свойственной ей океанической корой; 2) Перуанско-Чилийский желоб; 3) континентальный склон; 4) осадочная терраса; 5) активная окраина ЮжноАмериканского континента с вулканическим поясом.

Перуанско-Чилийский желоб сопровождает Андийский вулканический пояс на всем его протяжении. Желоб имеет глубины 6 – 8 км, отличается сложным строением и разбит поперечными поднятиями на отдельные отрезки. Дно желоба покрыто толщей горизонтально лежащих недеформированных осадков турбидитного происхождения мощностью около 11 км. Ниже недеформированных осадков на склоне плиты Наска лежат слабо наклоненные к оси желоба более древние отложения (повидимому, пелагические и геми-пелагические осадки первого слоя океанической коры). Днище желоба разбито разломами на серию узких горстов и грабенов. На одном из таких поднятий встречены свежие (8,7 млн лет) базальты, перекрытые четвертичными турбидитами. Базальты имеют океанический толеитовый состав с низким К2О (0,18 %). Их молодость свидетельствует против того, что они принадлежат плите Наска и что они были доставлены в желоб в процессе спрединга. По данным сейсмических исследований кора утонена под внешним приокеаническим склоном желоба.

Континентальный склон и осадочная терраса имеют ширину около 150 км и сложены мощной (до 10 км) толщей осадков, местами деформированных.

212	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Континентальная окраина включает две узкие вулканические горные цепи, разделенных грабеном (рифтом) Альтиплано. В Западной Кордильере преобладают породы андезит-риолитового состава из- вестково-щелочной серии, а в Восточной Кордильере – вулканиты ла- тит-андезитовой серии, прорванные интрузиями гранитоидов. Межгорный грабен Альтиплано выполнен мощной (до 10 км) толщей кайнозойских континентальных пород. Он представляет собой рифтовую структуру. Об этом свидетельствует сбросовый характер ограничивающих его разломов, к которым приурочены трещинные излияния андезито-базальтов.

К востоку от Восточной Кордильеры простирается крупный краевой прогиб, на западный борт которого надвинуты передовые хребты Анд. Мощность земной коры непосредственно под Андами достигает 60 – 70 км. По границе Мохо вырисовывается глубокий корень земной коры с быстрым подъемом почвы как в сторону желоба (до 30 км на побережье и 10 км в желобе), так и в сторону континента – до 50 км на западной окраине Южно-Американской платформы.

Сейсмический разрез коры типичный континентальный, но с резко увеличенной мощностью. Отмечается высокая сейсмичность региона. Большинство очагов землетрясений сконцентрировано на глубинах до 100, местами – до 200, реже до 300 км. Отмечаются и глубокофокусные землетрясения с глубиной гипоцентра около 600 км. Группы землетрясений с гипоцентрами 200 и 600 км разделены интервалами глубин, где очаги землетрясений практически не фиксируются.

Наклон зоны Беньоффа под Андами составляет около 30°. При этом необходимо подчеркнуть, что очаги землетрясений рассредоточены в пространстве между поверхностью Земли и зоной Беньоффа, которая ограничивает снизу распространение гипоцентров.

Скорости поперечных сейсмических волн под Андами непрерывно возрастают до глубин 200 – 300 км, указывая на мощность литосферы. В то же время, под грабеном Альтиплано и Восточной Кордильерой практически отсутствуют очаги мелкофокусных землетрясений; гипоцентры здесь фиксируются только вблизи зоны Беньоффа.

Отмечаются как черты сходства, так и различия между активной континентальной окраиной и островными дугами. И там, и там присутствует глубоководный желоб, активно проявляется вулканизм андезитового известково-щелочного состава, выделяется сейсмофокальная зона – зона Беньоффа.

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	213

Отличие заключается в отсутствии на Андийской окраине окраинного моря. Его место занимает рифтовая зона растяжения грабена Альтиплано. В тыловой части на границе Анд с Южноамериканским кратоном располагается зона сжатия. Вулканизм здесь протекал только в континентальной обстановке и изверженные породы отличаются более кислым составом. В пределах Восточной Кордильеры известны пояса редкометальных гранитоидов, совершенно не характерных для островодужного магматизма.

Востровных дугах зона Беньоффа наклонена достаточно круто (45 – 60°) и очаги землетрясений сосредоточены внутри погружающейся плиты. Под Андами зона Беньоффа наклонена полого (30°), а гипоцентры землетрясений рассеяны выше зоны Беньоффа. Предполагается, что

вданном случае Южноамериканская плита надвигается на океаническую плиту Наска.

Строение субдукционных систем активных континентальных окраин можно продемонстрировать на примере Каскадной зоны субдукции (Романюк и др., 2001; Бердичевский, Дмитриев, 2009), представляющей собой северо-восточную часть Тихоокеанского пояса, где плита Хуан де Фука погружается под Северо-Американский континент. Хребет Хуан де Фука, где зарождается одноименная плита, расположен на расстоянии около 500 км от берега (рис. 8.5) Двигаясь от хребта на восток последовательно рассматриваются абиссальная котловина плиты, континентальный склон, сложенный осадками аккреционной призмы, шельф, покрытый рыхлыми осадками, Береговой хребет, сложенный вулкано- генно-осадочными породами, долина реки Уилламет, заполненная толщами осадков и базальтовых интрузий, Западные (более древние) и Высокие (более молодые) Каскадные горы, состоящие из современных вулканических и вулканогенно-осадочных пород и, наконец, покрытое лавами плато Дешутс.

Океаническая кора в пределах абиссальной котловины плиты Хуан де Фука имеет типичное строение и состоит из верхнего слоя осадков мощностью 1–2 км, слоя базальтов (пиллоу-лавы) с дайками долеритов мощностью 1,5–2 км и слоя полнокристаллических пород типа габбро и ультрамафитов толщиной 3–4 км.

Впределах Каскадных гор высокие пики представляют собой вулканические конусы, сложенные олигоцен-плиоценовыми вулканогенными породами, которые кроме лавовых потоков включают значительный объём брекчий, туфов и отложений грязевых потоков. Струкутра Каскадных гор осложнена внедрением интрузивных массивов.

214	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Плато Дешутс сложено плейстоценовыми и плиоценовыми вулканогенными породами.

На рис. 8.6 приведена схема Каскадной субдукционной зоны, на которой видны основные проявления современных тектонических процессов: коровая сейсмичность, вулканизм, формирование аккреционного комплекса. Очаги землетрясений сосредоточены в северной и южной частях зоны субдукции. По данным сейсмологии, в этих районах океаническая плита погружается полого с постепенным нарастанием

1

2

3

4

Рис. 8.6. Схема проявления современного тектогенеза в Каскадной субдукционной зоне, по Т.В. Романюк и др. (2001): 1 – аккреционный комплекс, 2 – эпицентры землятресений, 3 – поля развития четвертичных вулканических пород, 4 – глубины до зоны Беньофа в км. Двойная линия – линия прогнозного геотермально-петрологическо- го разреза, Т.В. Романюк и др. (2001)

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	215

наклона до 45°. Центральная часть зоны является асейсмичной. Здесь плита начинает погружаться полого. Однако затем на глубинах 40 – 80 км она резко изгибается и далее погружается под углом около 70°. Поверхность Мохо фиксируется на глубине 45 км.

Величины теплового потока и температурного градиента в райне Берегового хребта и долины Уилламет составляют соответственно 40 мВт/м2 и 30 °С/км, а затем нарастают над Западными и Высокими Каскадами до 105 мВт/м2 и 65 °С/км. В этой области находятся многочисленные горячие источники и предполагается наличие магматического очага на глубинах 10 – 20 км.

На рис. 8.7 показана прогнозная геотермическая и петрологическая модель (разрез) Каскадной субдукционной зоны. Континентальная кора над погружающейся плитой Хуан де Фука в прибрежной области

Рис. 8.7. Прогнозный геотермально-петрологический разрез Каскадной субдукционной зоны, по Т.В. Ярмолюк и др. (2001)

216	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

характеризуется пониженными температурами. Под Высокими Каскадами оконтурена субвертикальная область повышенных температур, достигающих величин плавления увлажнённого перидотита на границе Мохо (около 900 °С).

Выделение флюидов из верхней части погружающейся плиты, повидимому, обусловлено несколькими механизмами. Сначала до глубин 30 км под действием возрастающего литостатического давления выделяется свободная вода, содержащаяся в микропорах и микротрещинах. Затем на глубине 30 – 50 км, где температура превышает 400 °C , начинается дегидратация талька, серпентина, хлорита. Наконец, на глубинах свыше 75 км может начинаться переход базальта в эклогит, а на глубинах свыше 90 км может происходить распад амфиболов. Все эти процессы сопровождаются выделегнием флюидов, которые частично мигрируют по зоне контакта между субдуцирующей и континентальной плитой. На больших глубинах при низких температурах флюиды могут поглощаться перидотитами мантии (серпентинизация), а при высоких – нарушать равновесное состояние вещества и вызывать «мокрое» плавление. Расплавы мигрируют вверх к земной поверхности, образуя вулканические хребты.

Строение земной коры характеризуется наличием сейсмофокальной зоны, полого (~30°) погружающейся под континент, и зональным строением: глубоководный желоб, аккреционная призма (присутствующая не всегда), вулкано-плутонический пояс со спорадически присутствующими зонами осевых и тыловых рифтов, пояс тыловых надвигов и гранитоидных интрузивов.

Строение и металлогения глубоководных желобов и аккреционных призм сходны с таковыми островодужных систем.

В вулкано-плутоническом поясе в верхней части разреза развиты осадочно-вулканогенные толщи преимущественно субаэрального типа мощностью до нескольких (3 – 5) километров. Они прорваны комагматичными эффузивам интрузивными телами. Фундамент пояса сложен структурно-вещественными комплексами консолидированной континентальной коры предшествующих этапов развития. Обычно это коллаж террейнов: фрагментов докембрийской кристаллической коры, островодужных и океанических комплексов, океанских островов (симаунтов), пассивных континентальных окраин.

Существуют два вида вулкано-плутонических поясов: 1) андийский с примерно равными объемами вулканических и плутонических образо-

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	217

ваний; 2) кордильерский, где явно превалируют плутонические образования.

Типы пород: Во фронтальной части – вулканогенные породы: базальты, андезито-базальты, андезиты, андезито-дациты, дациты, риолиты известково-щелочного ряда при преобладании пород среднего и кислого составов, присутствии отложений пирокластических потоков – игнимбритов и сваренных туфов.

В тыловой части могут появляться трахиты, трахириолиты и риолиты при существенном преобладании средних и кислых разностей. В вулканогенно-осадочных толщах обычно содержится обильный детрит углефицированных растительных остатков.

Интрузивные породы известково-щелочного ряда: варьируют от диоритов и габбро-диоритов до лейкократовых двуслюдяных гранитов. Во фронтальной и осевой частях вулкано-плутонического пояса преобладают гранитоиды J-типа (гранодиориты и монцониты), в тыловой части пояса – граниты S-типа (кварцевые монцониты, гранодиориты, двуслюдяные граниты). Для пояса характерны крупные вулканические постройки щитовых и стратовулканов, дайки и субвулканические тела, батолиты, кальдерные и вулкано-тектонические депрессии, выполненные отложениями пирокластических потоков; межгорные прогибы, заполненные вулканогенно-осадочными толщами.

Минерагения. Во фронтальной и осевой частях вулкано-плутониче- ских поясов с гранитоидами J-типа связаны многочисленные медные, медно-молибденовые, золото-медно-молибденовые месторождения, скарновые месторождения с железом, медью и вольфрамом.

Медно-золоторудные и серебряные жильные месторождения размещаются по периферии известково-щелочных батолитов. Среди медных жильных месторождений выделяются два подтипа: 1) халькопирит- актинолит-магнетитовые; 2) халькопирит-пирит-спекуляритовые, содержащие промышленные концентрации золота.

Серебряные жильные месторождения с баритом залегают в пределах пояса батолитов среди известковистых пород. Серебро присутствует в виде сульфасолей и сопровождается небольшим количеством кобальта, никеля, свинца и цинка.

Стратиформные месторождения рассеянных медных сульфидов (тип манто) представлены тонкими вкрапленностями халькозина, борнита и халькопирита со значительным содержанием серебра в вулканических и вулканогенно-осадочных отложениях.

218	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Некоторые медные месторождения приурочены к трубкам, выполненным турмалинизированными брекчиями, тесно связаны с гранодиоритовыми плутонами и содержат в качестве важного попутного компонента золото. Угловатые обломки цементируются кварц-турмалин- пирит-халькопиритовым агрегатом, в составе которого присутствуют шеелит, вольфрамит и молибденит.

Порфировые медные и медно-молибденовые месторождения представлены всемирно известной медной провинцией Андийского орогена, где они приурочены или к отдельным изолированным штокам, или связаны с поздними фазами гранодиоритовых и кварцево-диоритовых плутонов. Иногда вокруг месторождений отмечаются ореолы со свинцово- цинково-серебряной минерализацией. В Чили и Перу находятся крупнейшие месторождения меди этого типа (Эль-Тениенте, Эль-Сальвадор, Токепало, Куахоне и др.). Они отличаются рассеянной вкрапленностью и прожилками халькопирита, халькозина и борнита, но содержат гигантские запасы меди (до 0,5 – 1 млрд тонн). Попутно извлекаемыми продуктами являются золото и молибден.

Медно-свинцово-серебряные жильные и контактово-метасоматиче- ские месторождения залегают среди осадочных и вулканогенно-осадоч- ных пород мезозойского и, даже, палеозойского возраста. Характерна приуроченность жильных месторождений к выходам небольших анде- зит-диоритовых, дацит-тоналитовых и адамеллит-дацитовых штоков среди вулканических толщ, а метасоматических – среди карбонатных.

Медные и урано-ванадиевые месторождения располагаются в северной части грабена Альтиплано, где залегают в палеоген-неогеновых красноцветных континентальных отложениях типа моласс (месторождения Дон-Базилио, Корокоро и Азурита-Куприта). Медное оруденение представлено халькозином и самородной медью, урановое – настураном, урановыми чернями с небольшими примесями серебра и свинца.

Железорудные (магнетитовые) скарновые месторождения локализованы в метаандезитовых породах на контакте тоналит-гранодиоритовых батолитов.

Марганцевые стратиформные месторождения представлены окисленными марганцевыми рудами, переслаивающимися с подводными вулканогенно-осадочными отложениями.

В пределах активной окраины кордильерского типа известны олововольфрамовые и олово-серебряные жильные месторождения, а также оловорудные месторождения порфирового типа.

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	219

Оловяно-вольфрамовые жилы (касситерит-вольфрамит-шеелит-квар- цевые) месторождения на плато Колорадо, в рифтогенной провинции Хребтов и Бассейнов, в зоне разлома Сан-Андреас локализованы в контактовых зонах батолитов. Оловяно-серебряные месторождения приурочены к штокам субвулканических дацитов-латитов, оловорудные месторождения порфирового типа – к зонам гидротермального изменения (серицитизация) субвулканических штоков. На окраинах плато находятся уникальные и очень крупные кварцево-молибденовые (с вольфрамом) месторождения (Клаймакс), а также полоса золоторудных месторождений типа Карлин, где тонкодисперсные стратиформные золотоносные залежи залегают в доломитистых известняках. Золото в рудах сопровождается мышьяком, сурьмой и ртутью при содержании металла до 10 г/т.

Вглубь континента располагаются золоторудные месторождения, а также крупнейшие вулканогенно-осадочные месторождения бора (Крамер, Сере-Лейк).

Еще дальше размещается пояс медно-порфировых месторождений (Юта-Коппер, Бингем) со значительными запасами свинца и цинка.

Вглубь континента они сменяются жильными и контактово-метасо- матическими свинцово-цинковыми месторождениями с серебром, медью и золотом.

Наиболее крупные ртутные месторождения (Нью-Идрия и Нью-Аль- маден) расположены в краевой части орогена.

При палеогеодинамических реконструкциях, проведенных А.С. Ушаковым и Г. Ольсзаком, установлено, что на активной окраине Евразиатского континента в пермское время были сформированы медистые сланцы Мансфельда в Силезии.

ВЦентральном Казахстане в обстановке активной континентальной окраины в девонское время сформировались стратиформные железомарганцевые и свинцово-цинково-баритовые месторождения атасуйского типа.

Железорудное месторождение Каражал локализовано в карбонатнокремнистой толще. Руды магнетит-гематитовые, тонко- и грубослоистые, с чередованием магнетитовых, гематитовых, яшмовых, гематитокальцитовых, реже – сидеритовых слойков, туффитов и базальтовых потоков. Мощность рудных тел достигает 50 м при содержании железа до 40 – 58 %. Марганцевые руды на месторождении присутствуют в подчиненном количестве, залегая над и под железорудным телом, сменяя его по простиранию и выклиниванию. Они состоят из обогащенных

220	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

марганцем прослоев кремнисто-карбонатного состава. Мощность марганцевых руд достигает нескольких метров и они сложены браунитом, гаусманитом, а также якобситом, карбонатами и силикатами марганца.

Месторождение Жайрем железо-марганцево-полиметаллическое является типичным месторождением атасуйского типа, для которого характерно совмещение в пределах одного рудного поля пластовых желе- зо-марганцевых и цинковых руд с наложенным гидротермальным ба- рит-цинково-свинцовым оруденением. Мощность стратиформных рудных тел от долей метра до 70 м, чаще 5 – 25 м. Барит-полиметалличе- ские руды образуют линзообразные залежи, приуроченные к зонам дробления, межпластовым срывам и полостям отслаивания.

Магнетитовые стратиформные эксгаляционно-осадочные скарноидные месторождения рассматриваются на примере месторождения Кентюбе, где отложения верхнего девона прорваны интрузиями гранитоидов. Рудовмещающая толща сложена переслаиванием кремнистых алевролитов и тонкозернистых песчаников с прослоями известковистых алевролитов, известняков, туфов липарито-дацитового состава. Рудные тела мощностью от 10 до 70 – 80 м и протяженностью до 2000 м залегают в кварц-полевошпатовых песчаниках. Руды сложены магнетитом и мартитом; присутствуют пирит, пирротин и халькопирит, реже – сфалерит. Богатые руды, содержащие до 50 % железа, переходят во вкрапленные, прожилковые и брекчиевидные с уменьшением содержания железа до 30 %.

Известные в России олово-полиметаллические месторождения представляют собой несколько иной генетический тип известных крупных месторождений активной андийской окраины. К ним отнесены оловорудные и олово-полиметаллические месторождения Приморья (Солнечное, Фестивальное, Дубровское и др.), большинство из которых залегает в юрских и меловых вулканогенно-осадочных толщах, прорванных интрузиями гранитоидов. Минерализованные зоны повышенной трещиноватости и дробления имеют ширину до 100 м и прослеживаются по простиранию на многие километры. В центре зоны сложены кварц-турмалиновыми метасоматитами с внешними оторочками серицитизированных, окварцованных или пропилитизированных пород, рассеченных кварцевыми жилами и прожилками с касситеритом, а также более поздними кварцево-колчеданными жилами с пиритом и халькопиритом и следующими за ними кварц-карбонатными жилами с галенитом, сфалеритом, сульфосолями свинца.