parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	221

Скарноидно-полиметаллические месторождения представлены рудным полем Тетюхе, в строении которого принимают участие кремнистые сланцы, алевролиты, песчаники и известняки пермского, триасового, юрского и раннемелового возраста, а также вулканогенно-осадочные толщи позднего мела-палеогена, выполняющие грабенообразные структуры. Рудные тела имеют форму ветвящихся залежей или трубчатых рудных тел и контролируются разломами. Руды имеют сложный состав, сформированный в несколько стадий: предрудную скарновую (свыше 600 °С); скарново-сульфидную (600 – 400 °С) с кристаллизацией геденбергита, граната, аксинита, ильваита, датолита, а также ранних пирротина, арсенопирита, сфалерита, галенита, галено-висмутина, кварца и кальцита; позднюю сульфидную стадию (350 – 120 °С), когда выделилась основная масса сфалерита и галенита, кварца и кальцита; низкотемпературную стадию (100 – 20 °С), когда формировались друзы кварца, халцедона, кальцита, марказита, флюорита, гизенгерита, цеолитов, палыгорскита.

Гидротермальные жильно-штокверковые месторождения уранмолибденовой формации, образовавшиеся на палеозойской активной континентальной окраине в Южном Казахстане (Бота-Бурумское месторождение), связаны с внедрением кислых экструзий. Месторождение залегает в центральной части вулканической постройки, где оруденение размещено в фельзитах, реже, в туфолавах и лавобрекчиях риолитов в виде рудных тел столбообразной формы. Главное рудное тело расположено в зоне контакта экструзивных фельзитов с эксплозивными брекчиями вблизи дайки диоритовых порфиритов. Другие тела локализуются либо в приконтактовых зонах, либо в зонах сопряжения разноориентированных тектонических нарушений. Руды месторождения тонкопрожилковые и прожилково-вкрапленные с флюидально-полосчатыми, брекчиевыми и прожилковыми текстурами. Основные минералы – урановая смолка, молибденит и арсенопирит; в меньших количествах присутствуют сфалерит, галенит, пирит, халькопирит, блеклая руда, пирротин, висмутин, марказит, станнин, магнетит, ильменит, гематит. Из нерудных распространены кварц, гидрослюда, турмалин, мусковит, биотит, хлорит и кальцит. Околорудное изменение вмещающих пород проявилось в гидрослюдизации и гематитизации фельзит-порфиров.

Зона тыловых рифтов представляет собой чередование горстов и грабенов, часто односторонних, осложненных надвигами. Грабены выполнены мощными (до 10 – 12 км) вулканогенно-осадочными толщами

222	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

континентальных грубообломочных моласс, часто угленосных, содержащих покровы трахибазальтов, базальтов, трахитов, риолитов, онгориолитов, прорванных мелкими телами лейкократовых гранитов.

Минерагения: Месторождения молибдена, олова, ртути, бериллия, урана, флюорита, РЗЭ. Жильные месторождения со свинцом, цинком, золотом, серебром. Месторождения каменного и бурого угля.

Пояс тыловых надвигов и гранитоидных интрузий характеризуется широким развитием надвиговых структур с падением плоскостей смещения в сторону континентальной окраины. Ширина надвиговых зон достигает десятков километров, в пакеты надвиговых пластин вовлекаются как породы платформенного чехла, так и кристаллического фундамента. Гранитоиды представлены лейкократовыми гранитами S- и А-типов.

Минерагения: олово-вольфрамовые, жильные полиметаллические месторождения. В поддвиговых осадочных толщах – месторождения нефти и газа, каменного угля.

Современные зоны субдукции спрединговых хребтов установлены на примере ряда объектов по периферии Тихоокеанской окраины

(рис. 8.8).

Наиболее изучена субдукция Чилийского спредингового хребта под Андскую континентальную окраину, где по М.Г. Ломизе и М.В. Лучицкой (2012) создаётся особая геодинамическая обстановка, обусловленная пересечением и длительным взаимодействием дивергентной и конвергентной границ между литосферными плитами. При пододвигании хребта в зону субдукции резко меняются термодинамические условия. Магма, поднимаясь в осевой зоне спрединга, создаёт зазор между расходящими краями слэбов, образуя «литосферное окно» («окно слэба»), что делает возможным прямое взаимодействие подстилающей слэбы океанической астеносферы с перекрывающим их мантийным клином континентального домена и создаёт особые условия магмогенеза. Субдукция хребта приподымает край континента, срезает аккреционную призму, формирует складчато-надвиговые структуры и продольные сдвиги, создаёт условия для обдукции океанической коры. Под континентом на продолжении оси хребта раскрывается «литосферное окно», над которым прекращается вулканизм субдукционного типа, но проявляется другой специфический магматизм как вблизи границы с океаном (проксимальный), так и в обширных ареалах на удалении от неё (дистальный).

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	223

1

2

3

4

5

Рис. 8.8. Современные области субдукции спрединговых хребтов (А) и блокдиаграмма раскрывающегося в таких местах «литосферного окна» («окна слэба»), где становится возможным перетекание и взаимодействие разделявшихся слэбом астеносферных масс океанического и континентального доменов (Б), по М.Г. Ломизе и М.В. Лучицкой (2012). 1 – точки тройного сочленения на сопряжении спредингового хребта с зоной субдукции (хребты Эксплоурер, Кокос-Наска, Чилийский и Вудларк); 2 – спрединговые хребты; 3 – зоны субдукции; 4 – трансформные границы; 5 – векторы движения литосферных плит (в координатах горячих точек)

224	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

16

27

38

49

510

Рис. 8.9. Область субдукции Чилийского спредингового хребта под Андскую континентальную окраину. А – проявления плиоцен-четвертичного магматизма вблизи современной точки тройного сочленения у полуострова Тайтао. Б – расчётное положение границ «литосферного окна» и ареалы базальтового магматизма над ним,

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	225

по М.Г.Ломизе и М.В.Лучицкой (2012). 1 – конвергентная граница плит (глубоководный желоб); 2 – сегменты осевой зоны Чилийского хребта, разделённые трансформными разломами; 3 – точка тройного сочленения «хребет-желоб-желоб» и уходящие от неё под континент расчётные границы «литосферного окна»; 4 – разлом Магальянес; 5 – контуры карты А; 6–8 – проксимальные магматические проявления субдукции хребта: вулканиты позднего плиоцена-квартера на краю желоба (6), гранитные интрузии (7), вулканиты конца миоцена-раннего плиоцена на п-ве Тайтао; 9 – дистальные магматические проявления субдукции хребта: базальтовые ареалы Лаго Буэнос Айрес (1), Месета Сентраль (2), Муэрте (3), Вьенто (4), Вискачас (5), Пали-Айкс (6); 10 – пояса субдукционного вулканизма: а – Южная вулканическая зона, известково-щелочные вулканиты (ЮВЗ, в том числе Г – вулкан Гудзон), б – зарождающаяся Аустральная вулканическая зона, адакиты (АВЗ). Встречными стрелками обозначена конвергенция плит

Проксимальный магматизм приурочен к самому краю континента, где спрединговый хребет ещё сохраняет свою структуру и продолжает генерировать базальтовую магму. Последняя, поднимаясь, инициирует дальнейший преимущественно бимодальный магматизм. В непосредственной близости от точки тройного сочленения (до 60 км) магматические породы представлены базальтами, андезибазальтами, дацитами и риолитами. На большем удалении от желоба на полуострове Тайтао (рис. 8.9) появляются лавы и пирокласты базальтового, андезитового и дацитового составов, дайки и эруптивные брекии дацитов, риолитов и трахидацитов, а также тела гранитоидов. Отмечается присутствие пород с адакитовой специализацией.

Дистальный магматизм проявляется на расстоянии 250 – 400 км от глубоководного жёлоба и представлен ареалами базальтов, а также субвулканическими образованиями и малыми интрузиями в тылу горного сооружения Анд, где этот магматизм пространственно и во времени увязывается с раскрытием «литосферного окна. Магматизм провлялся в два этапа. На первом этапе образовалось главное вулканическое плато, когда на поверхность поступил основной объём базальтового материала. Это преимущественно толеитовые базальты, реже – щелочные базальты и андезибазальты.

После перерыва на втором этапе поверх плато-базальтов формировались шлаковые конусы, лавовые потоки и пирокластиты комплексов «пост-плато», представленные щелочными базальтами, гавайитами, а также базанитами.

Таким образом, проксимальные и дистальные проявления магматизма, порождаемые субдукцией Чилийского хребта, не только разобщены

226	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

пространственно, но, как показывают исследования М.Г. Ломизе и М.В. Лучицкой (2012), коренным образом отличаются по своему происхождению. Первые развиваются на основе толеит-базальтовой магмы типа MORB, а также продуктов частичного плавления океанической коры и осадочного материала. Вторые определяются парциальным плавлением больших объёмов глубинной недеплетированной астеносферы типа OIB при её подъёме в «окно слэба».

Минерагения: мезотермальные золотоносные кварцевые жила, стратиформные залежи сульфидов, ртутная минерализация эпитермального жильного типа, а также Sn-W-Cu-жилы и скарны, ассоциирующиеся с интрузиями.

8.3. Трансформные окраины

Редкий и недавно выделенный тип трансформных континентальных окраин подразделяется на трансформные дивергентные и трансформные конвергентные окраины.

Трансформные дивергентные окраины рассматриваются на примере северного побережья Гвинейского залива Атлантики, где Африканский континент срезается экваториальной зоной трансформного разлома Ро-

манш (рис. 8.10).

Г А Н А

							ш
						н
						а
					м
					о
				Р
			м
		о
	л
з
а
Р

5°

4°

3°

5°

4°

3°

2°

1°

0°

Рис. 8.10. Дивергентная трансформная окраина Гвинейского залива, характер подводного рельефа, по Ж. Масклю и К. Басилю (1998), Р. Эдвардсу и др. (1997)

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	227

Здесь выделяются узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, по подножию которого проходит резкая тектоническая граница между континентальной и океанской корой. В зоне разлома наблюдаются как вертикальные, так и горизонтальные сдвиговые смещения.

В Индийском океане трансформный характер имеет юго-восточная окраина Аравийского полуострова, а также некоторые участки северозападного и южного обрамления Австралии.

Трансформные конвергентные окраины установлены на тихоокеан-

ском побережье Канады и Аляски, где определяется сдвигом вдоль архипелага Королевы Шарлоты. Вторым примером является так называемый Калифорнийский бордерленд. Этот участок находится между двумя параллельными сдвигами: Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, ограничивающим бордерленд со стороны океана. Сам бордерленд осложнён сдвигами второго порядка, которые трассируются цепочкой кулисообразно расположенных раздвиговых осадочных бассейнов, между которыми находятся приподнятые блоки более древнего основания. Этот бордерленд рассматривается как недавно погруженный участок континента, на котором по соседству с ним распространены такие же осадочные бассейны.

Минерагения изучена слабо. Возможны месторождения углеводородного сырья.

Контрольные вопросы

1.Назвать основные отличительные геологические признаки пассивных и активных континентальных окраин.

2.Охарактеризовать строение и минерагению пассивной континентальной окраины.

3.Привести характерные морфоструктурные черты активной континентальной окраины.

4.Перечислить основные осадочные, магматические и метаморфические формации активной континентальной окраины.

5.Какие месторождения полезных ископаемых присущи активным континентальным окраинам? Привести примеры их палеоаналогов.

6.Какие черты присущи трансформным континентальным окраинам?

228В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

9.ЗОНЫ СТОЛКНОВЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ (КОЛЛИЗИОННЫЕ ЗОНЫ)

Коллизия рассматривается как результат столкновения островной дуги с континентом, микроконтинентов с континентом или столкновение континента с континентом. Некоторые исследователи рассматривают этот режим как особый вид субдукции – альпинотипную субдукцию (А-субдукцию).

Модель столкновения островной дуги с континентом рассматривается А.А. Ковалёвым и Е.И. Леоненко (1995) как заключительная стадия развития дуги при погружении под неё пассивной окраины литосферной плиты. В этом случае часть осадочной призмы, сформировавшейся у подножия континентального склона и на шельфе срезается надвигающейся островной дугой и превращается в чешуи, двигающиеся в глубь материка. На них надвигаются покровы флиша закрывающегося окраинного моря вместе с чешуями океанической коры. Под надвигающейся островной дугой из пород осадочной призмы могут выплавляться палингенная гранитная магма.

В качестве примера такой геодинамической обстановки рассматривается Новогвинейский ороген (Дью, Берд, 1974; Митчелл, Гарсон, 1984). Здесь шельфовые тонкозернистые обломочные породы и известняки олигоцен-миоценового возраста, смятые в складки, прорваны гипабиссальными штоками кварцевых диоритов и гранодиоритов. Через шовную зону эти осадки контактируют с метаморфизованными осадоч- но-вулканогенными (по-видимому, островодужными) комплексами, и далее – с пластинами офиолитов и зеленосланцевых пород.

Зоны столкновения микроконтинентов с континентами возникают при закрытии спрединговых окраинных морей и рассматриваются как зоны обдукции. В окраинном море в начальную стадию скучивания возникают островные невулканические дуги (микроконтиненты), сложенные обдукцированными офиолитами. После столкновения микроконтинент причленяется к континенту и происходит надвигание пластин океанической коры и на обе структуры. Зоны коллизии микроконтинентов и континентов представляют собой надвиговые и покровные

9. Зоны столкновения континентов (коллизионные зоны)	229

зоны, в которых принимают участие молодая океаническая кора окраинного моря вместе с покрывающими её карбонатными и терригенными осадками, а также карбонатные и терригенные толщи пассивных окраин. И те и другие толщи подвергаются метаморфизму вплоть до образования и последующего внедрения коллизионных анатектических гранитов. Актуалистическим примером подобного столкновения является остров Новая Каледония в Тасманском спрединговом море, а в качестве палеоаналога может рассматриваться Южный Урал, где в позднем девоне произошло закрытие Магнитогорского окраинного моря и столкновение Урало-Тобольского микроконтинента с пассивной окраиной Восточно-Европейского континента (Ушаков, Леоненко, 1995).

1

2

3

4

Рис. 9.1. Последовательность стадий (1 – 4) развития, ведущих к столкновению двух континентов при наличии зоны субдукции только у одной континентальной окраины, Д. Браун и А. Массет (1984). Осадки, накопившиеся на дне океана, захватываются при столкновении вместе с фрагментами океанической коры – офиолитами. На каждой схеме слева показана зона субдукции и континентальная магматическая дуга на протяжении стадий 1 – 3

При столкновении континентов коллизии предшествует сближение континентальных плит, которое происходит по мере субдукции разделявшей их океанской литосферы (рис. 9.1). Такое сближение завершается переходом от субдукции к коллизии. На первой стадии столкновения

230	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

на участке сближающихся континентальных масс развивается шовная зона, вдоль которой выдавливаются офиолиты с образованием покровов. Блоки фундамента также надвигаются на пассивную окраину континента. На прилегающих участках литосферных плит, сложенных океанической корой, начинают накапливаться олистостромовые толщи, наиболее мощные перед фронтом покровов и флишевыми клиньями. Происходит скучивание и увеличение мощности континентальной коры. Подобное явление наблюдается на границе Евразийской и Австралийской плит. Коллизия началась в районе современного острова Тимор в плиоцене (5 – 3,5 млн лет назад), когда океанская литосфера Австралийской плиты полностью субдуцировала под вулканическую дугу Банда, расположенную на активной Евразийской окраине. Произошел перескок зоны субдукции, и континентальная Австралийская плита надвигается на море Банда. Это выражается сейсмичностью, надвигами и взбросами.

При столкновении континентов осадочные и вулканогенные отложения этих континентов вовлекаются в крупномасштаные процессы складкообразования, разломообразования, что сопровождается проявлениями высокоградиентного и высокотемпературного метаморфизма. Метаморфизм продолжается и после формирования шарьяжной структуры. Изобаты нередко пересекают границы шарьяжных покровов (Западные Альпы). 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 формируются гранитоиды палингенного происхождения S-типа.

В результате возникает орогенический пояс, где картируются тектонические покровы, срезанные надвигами, выделяется три или более фаз складкообразования, для более поздних складок характерно крутое падение осевых поверхностей, наличие син- и антиформных структур. Складки и разломы в такой зоне не затрагивают породы фундамента. Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощных моласс в передовых и межгорных прогибах.

К орогеническим поясам, образовавшимся при столкновении двух континентов, относят:

-Аппалачи – результат столкновения Сев. Америки с блоком Европа

+Гондвана;

-Каледониды – Сев. Америки с Гондваной;

-Герцинский пояс – Европы с Гондваной;