Некоторые проблемы геодинамической типизации террейнов, перекрывающих и «сшивающих» комплексов

Материал из wiki.fegi.ru

Перейти к: навигация, поиск

Распознавание кратонов и их фрагментов, как правило, не вызывает затруднений, в то время, как геодинамическая природа аккретированных террейнов, формировавшихся либо вдоль окраин кратонов, либо на значительном удалении от них, далеко не всегда поддается однозначной интерпретации. Более или менее уверенно распознаются террейны – фрагменты океанической коры, образованные интенсивно тектонизированными офиолитами, верхние части разрезов которых образованы базальтами со специфическими геохимическими характеристиками, а также пелагическими или гемипелагическими органогенными, в первую очередь, кремнистыми образованиями. Разработаны также комплексы-индикаторы для выделения террейнов – фрагментов активных окраин, сохранявших характерную первичную зональность (в направлении от океана к окраине): аккреционные призмы, преддуговые бассейны, фронтальные и тыловые части островных дуг (с проявлениями известково-щелочного и/или бонинитового вулканизма) задуговые бассейны. Полярность островодужных систем устанавливается с учетом реконструированных пространственных соотношений комплексов осевых частей вулканических дуг относительно, например, родственных этим дугам аккреционных призм. Фрагменты мезозойских активных окраин достаточно давно прослежены вдоль северо-западного побережья Охотского моря, на севере Камчатки и в Корякии. Речь идет, в первую очередь, об Удско-Мургальской активной окраине (Парфенов, 1984; Тильман, Натапов, 1989; Зоненшайн и др., 1990; Филатова и др., 1990; Соколов, 1992; Ханчук, 1993; Соколов и др., 1999; Богданов, Филатова, 1999 и др.).

Такой важный элемент активных окраин, как аккреционные призмы (или клинья), применительно к восточноазиатским окраинам начал выделяться лишь в последнее десятилетие, хотя в мировой практике этот тип структур известен достаточно давно (Seely et al., 1974; Сили и др., 1978; Westbrook et al., 1987; Moore & Birn, 1987; Proceedings…., 1995 и др.). Сложены они, как правило, счешуенными пластинами, наклоненными в сторону континента или островной дуги и омолаживающимися в сторону океана. Представления об их строении и механизме формирования развивались, главным образом, на примерах современных аккреционных призм, располагающихся на внутренних склонах глубоководных желобов, таких, как Каскадия, Барбадос, Алеутская, Нанкай и др. При исследованиях использованы результаты многоканального сейсмического профилирования и глубоководного бурения, а также прямых наблюдений в тех немногочисленных районах, где аккреционная призма поднята выше уровня океана (Seely et al., 1974; Сили и др., 1978; Westbrook et al., 1987; Moore & Birn, 1987; Proceedings…., 1995 и др.). Снизу призмы ограничены поверхностями главного срыва (decollement), располагающимися внутри осадочного разреза (иногда проникающими в нижние горизонты, вплоть до базальтового слоя океанической коры), полого наклоненными под континент или островную дугу и отчетливо прослеживаемыми на сейсмограммах на многие десятки километров от глубоководного желоба. В строении многократно повторяющихся чешуй принимают участие отложения глубоководных равнин, желоба, континентального склона и шельфа, причем возраст этих отложений закономерно омолаживается по мере перемещения от верхних структурных уровней к нижним. Предполагается, что формирование этих структур является прямым отражением пододвигания океанической плиты под континент или островную дугу и связано оно с реализацией различных механизмов: фронтальной и базальной аккреции, субдукционной эрозии и др. (Dickinson, 1971; Ernst, 1975; Karig, 1974; Seely et al., 1974; Platt et al.,1985, Кеннет, 1987). При фронтальной аккреции объемы смещаемых с океанической плиты и причленяемых к призме осадков практически полностью совпадают; яркий пример – призма Каскадия (Чамов и др., 2001; Чамов, 2003). При базальной аккреции часть чехла пододвигаемой плиты проскальзывает под призму и на некоторой глубине может причлениться к ней. Такой способ поступления материала иногда обозначается как подслаивание (underplating) (Ernst, 1975; Platt et al.,1985; Davis et al., 1983; Hashimoto & Kimura, 1999). Известны примеры реализации в одной призме механизмов как фронтальной, так и базальной аккреции, когда верхняя часть пододвигаемой плиты срезается и причленяется к аккреционной призме за счет фронтальной аккреции, а нижняя - «подслаивается» под призму (призма Макран, Оманский залив, (Platt et al., 1985). При субдукционной эрозии осадочный чехол субдуцируется в глубокие горизонты литосферы вместе с океанической плитой. Этот механизм привлекается для объяснения отсутствия аккреционных призм на внутренних склонах ряда глубоководных желобов (Karig, 1974; Warsi et al., 1983).

Параллельно в орогенных поясах, главным образом, Циркум-Тихоокеанского региона стали выделяться террейны - фрагменты древних (как палеозойских, так и мезозойско-кайнозойских) аккреционных призм, в том числе - содержащих зоны меланжей с офиолитовыми пластинами (Blake, Jones, 1974; Парфенов, 1984; Lash, 1987; Taira & Tashiro, 1987; Григорьев и др., 1987; 1988; Mizutany et al., 1990; Pre-Cretaceous …, 1990; Натальин, 1991; Соколов, 1992; Ханчук, 1993; Парфенов и др., 1998; Nokleberg et al., 1998;. Соколов и др. 1999 и др.). Такого рода террейны образуют большую часть Сихотэ-Алиня и Японских островов. На карте, составленной в рамках медународного научного проекта по тектонике, геодинамике и металлогении севера Тихоокеанского обрамления выделено два типа террейнов – фрагментов аккреционных призм: типа А – сложенных преимущественно турбидитами при небольшой роли океанических пород (которые могут отсутствовать) и типа Б – сложенных преимущественно океаническими породами при подчиненном распространении турбидитов (Nokleberg et al., 1994; Парфенов и др., 1998)

Изучение фрагментов аккреционных призм в орогенных поясах восточной окраины Азии продолжается до настоящего времени. В частности, российскими и японскими геологами выполнена гигантская работа по выявлению, выделению и определению остатков микрофауны (радиолярий и конодонтов) с целью установить возраст вмещающих кремнистых, меньше – терригенных пород на всех уровнях реконструированных тектоностратиграфических последовательностей (Pre-Cretaceous …, 1990, Кемкин, 2003 и др.).

На карте террейнов северного обрамления Пацифики (Nokleberg et al., 1994) выделены так называемые флишевые террейны или террейны турбидитовых бассейнов, геодинамическая типизация которых затруднительна (Парфенов и др., 1998).

В пределах современных пассивных окраин многокилометровые толщи турбидитов накапливаются вдоль подножий континентальных склонов, главным образом, в приустьевых частях рек-гигантов (Лисицын, 1988). Примером бассейна палеозойской пассивной окраины является Верхоянский прогиб вдоль восточного обрамления Северо-Азиатского кратона (Парфенов, 1984).

В пределах активных окраин турбидиты накапливались в задуговых и преддуговых бассейнах, а также в глубоководных желобах (в последнем случае они участвуют в строении аккреционных призм, как, например, в поясе Симанто Внешней Японии (Taira & Tashiro, 1987). Седиментация в этих бассейнах происходила на фоне интенсивного островодужного вулканизма, отличавшегося высокой степенью эксплозивности и, в связи с этим, поставлявшего в окружающие седиментационные бассейны большое количество вулканической кластики. Горизонты вулканитов и вулканокластических турбидитов характерны для шельфовых и склоновых отложений преддуговых, частью – задуговых бассейнов, а также отложений глубоководных желобов. (Ботвинкина, 1974; Хворова, 1987). Отложениями таких бассейнов считаются палеозойские и мезозойские турбидиты Корякии и нижнемеловые турбидиты Киселевско-Маноминского террейна на Севере Сихотэ-Алиня (Геосинклинальное …; 1987; Маркевич и др., 1997). В отложениях задуговых окраинных морей, особенно граничащих с континентами, влияние надсубдукционного вулканизма по мере удаления от фронтальных частей дуг ослабевает, однако все же сказывается, благодаря постоянной примеси пирокластики, причем некоторые интервалы разрезов ею обогащены. (Хворова, 1987).

Фрагментом турбидитового бассейна совершенно иного типа является раннемеловой Журавлевский террейн Сихотэ-Алиня, который образован сильно дислоцированной очень мощной толщей нижнемеловых аркозовых терригенных пород, накапливавшихся, как правило, без какого-либо влияния вулканизма. Крайне редкие потоки базальтов и только на валанжинском уровне разреза характеризуются внутриплитными геохимическими характеристиками (Левашев и др., 1989). По составу, характеру и скоростям лавинной седиментации турбидиты Журавлевского террейна могут сопоставляться с отложениями современных бассейнов пассивных континентальных окраин. Однако в том же Сихотэ-Алинском орогенном поясе установлены террейны также раннемелового возраста, представляющие фрагменты активной окраины. В частности, аркозовые турбидиты Журавлевского террейна замещаются по латерали (в рамках одной окраины) как образованиями фронтальной части дуги (пояс Монерон – Ребун - Кабато) и задугового бассейна (Кемский террейн), так и комплексами аккреционных призм (Таухинский и Киселевско-Маноминский террейны). Анализ полученных данных привел нас к выводу о том, что формирование турбидитов Журавлевского террейна происходило вдоль границы континент-океан на фоне крупномасштабных левосторонних трансформных скольжений плиты Изанаги относительно Евразиатского континента. Поверхностным выражением этих скольжений является система окраинно-континентальных левых сдвигов Танченг-Луджиянг (Тан-Лу) (Jiawei et al., 1987; Jiawei, 1993). Сочетание в пределах одной окраины участков доминирования субдукции и участков трансформных скольжений нами объяснялось наличием разноориентированных участков окраины при дрейфе плиты Изанаги с юга на север и, соответственно, различными углами относительной конвергенции (Голозубов и др., 1990; Голозубов, Ханчук, 1995).

Соответственно, возникла более общая проблема: выделение режима трансформной окраины в структурах геологического прошлого. Как показали расчеты П.Патчетта и К.Чейза, протяженность современных трансформных окраин составляет около 8% протяженности окраин вообще, то есть этот тип окраин имеет достаточно большое распространение (Patchett & Chase, 2002). Между тем, на достаточно многочисленных геодинамических реконструкциях, в том числе – недавних, трансформные границы плит просто не показаны – даже на участках, где океанические плиты скользят под острым (менее 30о) углом или даже параллельно краям континентальных плит, на схемах показаны субдукционные границы (например, Городницкий и др., 1978; Кононов, 1989; Зоненшайн и др., 1990; Scotese, 1997). Исключение составляют последние реконструкции К.Скотиза и др., на которых продемонстрированы трансформные границы для отдельных эпизодов становления западной окраины Северной Америки в мезозое и кайнозое. (Scotese et al., 2001). В связи с этим полезно рассмотреть ситуацию в этом общепринятом тектонотипе обстановки современных трансформных скольжений с тем, чтобы определить структурные и вещественные признаки, характерные именно для трансформных границ плит. Сопоставление современной западной окраины Северо-Американской плиты и раннемеловой Восточно-Азиатской окраины представляется вполне правомерным, поскольку, как отмечал еще Б.А.Иванов (1970), в структурном отношении эти окраины имеют много общих черт.

Севернее экватора Восточно-Тихоокеанский спрединговый хребет ориентирован в северо-восточном (почти поперечном относительно края Северо-Американской плиты) направлении (рис. 1.3). Ряд мелких его фрагментов установлен в Калифорнийском заливе, а возможным его продолжением на северо-западе считается хребет Хуан Де Фука. Соответственно, вдоль границы малоподвижного Северо-Американского континента с Тихоокеанской плитой, до настоящего времени перемещавшейся в северо-западном направлении со средней скоростью 6,0-6,4 см/г (Engebretson et al., 1985), практически на всем ее протяжении (вплоть до Алеутской дуги) имели место крупномасштабные правосторонние скольжения (Crowell, 1962; Plafker, 1990 и др.). Отражением этих скольжений являются системы окраинно-континентальных сдвигов Калифорнии и Королевы Шарлотты, протяженность (каждой из которых) составляет около 1500 км и которые являются трансформными разломами типа хребет-дуга (Wilson, 1965). Проявления субдукции, разделяющие по латерали участки трансформного скольжения, установлены в районе Каскадных гор, где происходит погружение плиты Хуан Де Фука под континент и где вплоть до настоящего времени происходит формирование аккреционной призмы (Brendon et al., 1998; Чамов, 2001; Чамов, 2003 и др.). Система Калифорнийских сдвигов представляет собой серию сближенных, часто ветвящихся разломов северо-западного (с отклоненими до широтного) простирания, установленные как вдоль побережья, так и на прилегающей окраине континента (бордерленде) (рис. 1.4). Ширина полосы распространения этих разломов достигает 450 км. Правосторонние перемещения по наиболее изученному разлому Сан-Андреас установлены по изломам гидросети, разобщениям маркирующих комплексов (в том числе – слоев с характерной фауной), ориентировкам приразломных складок и ромбовидных бассейнов синсдвигового растяжения (pull-apart basins). Подсчитано, что только после нижнего миоцена амплитуда перемещений по этому разлому составила, по одним данным - около 260 (Crowell, 1962), а по другим – около 315 км (Matthews, 1976). Калифорнийское побережье и в настоящее время отличается повышенной сейсмичностью, причем зарождение некоторых из разломов путем формирования системы сближенных сколов Риделя наблюдалось во время одноактных землетрясений; амплитуда правосторонних перемещений составляла при этом до 4,5 м (Tchalenko, 1970). В перерывах между землетрясениями, как показали повторные триангуляции, вдоль разлома Сан-Андреас происходят плавные правосторонние скольжения со скоростью 1,5-2,2 см/г.

Файл:Рис.1.4.jpg

Рис. 1.4. Калифорнийская система окраинноконтинентальных правых сдвигов. (по Crowell, 1974). СА – разлом Сан-Андреас.

В связи с крупномасштабными перемещениями вдоль системы калифонийских сдвигов на всем ее протяжении формировались и формируются достаточно многочисленные синсдвиговые бассейны, в том числе – рифтовая долина озера Солтон Си на продолжении Калифорнийского залива, а также система параллельных грабенов в так называемой провинции Хребтов и Бассейнов, в числе которых - классический ромбовидный грабен (pull-apart basin) Долины Смерти, опущенный на 85 м ниже уровня моря (Burchfiel & Stewart, 1966). На участках разветвлений сдвиговых зон располагаются крупные нефтеносные бассейны калифорнийского бордерленда (рис. 1.5), характеризующиеся чрезвычайно высокими (до 3600 м/млн л.) скоростями лавинного осадконакопления (Christie-Blick & Biddle, 1985).

Седиментация вдоль непосредственной границы океанической и континентальной плит в условиях трансформного скольжения, по-видимому, практически не отличалась от накопления терригенных толщ в условиях пассивной окраины. Главным фактором, обеспечивающим вынос с континента больших объемов обломочного материала, является, как известно, наличие дельт крупных рек. В условиях засушливого климата Калифорнии, однако, даже такие относительно крупные реки, как Колорадо, не доходят до морского побережья. Значительная часть обломочного материала осаждалась и осаждается сейчас, как уже говорилось, в пределах эпиконтинентальных синсдвиговых бассейнов. По-видимому, по этим причинам седиментация вдоль калифорнийского подножья континентального склона происходит в условиях дефицита обломочного материала и мощность осадочных отложений, перекрывающих базальты ложа океана, не превышает здесь 700 м (Лисицын, 1988). При наличии рек – гигантов в условиях трансформных скольжений плит можно ожидать появления окраинных бассейнов с лавинным характером седиментации, таких, например, как изученный нами во фрагментах раннемеловой Журавлевский турбидитовый бассейн.

Проявления магматизма для Калифорнийской окраины также характерны и приурочены они к бассейнам синсдвигового растяжения. В позднекайнозойских разрезах некоторых из этих бассейнов установлены дайки, силлы и потоки базальтов, андезитов, дацитов и риолитов. Геохимические особенности этих вулканитов свидетельствуют о смешанных источниках магм, включающих как субдукционную, так и внутриплитовую, а иногда - и коровую компоненты (Bacon et al., 1997; Asmeron et al., 1994). По мнению некоторых исследователей, состав вулканитов во многом определяется интенсивностью синсдвигового растяжения в конкретных бассейнах – при больших скоростях растяжения изливаются лавы основного, а при меньших – кислого составов (Asmeron et al., 1994).

При скольжении вдоль системы сдвигов Королевы Шарлотта с эоцена до наших дней вдоль окраины террейны транспортировались на расстояния в сотни и тысячи километров, что наглядно продемонстрировано в работах Т. Брунса, Д. Плафкера и др. (Bruns, 1983; Plafker, 1990; Scotese et al.,.2001). Таковым, например, является составной террейн Якутат, состоящий из фрагментов позднемеловой и третичной активной окраины и океанической коры и который за последние 45 млн. лет перемещен на расстояние около 2500 км (Bruns, 1983). В эти перемещения вовлекались также фрагменты палеозойских и раннемезозойских пассивных и активных окраин. Таковы составные террейны Стикиния, Врангелия и ряд более мелких, а также фрагменты аккреционных призм с офиолитами, например, террейн Ангаючам. Конечным пунктом этих перемещений являлся участок излома края Северо-Американской плиты, где сдвиговые перемещения в той или иной мере трансформировались в надвиговые (точнее, поддвиговые) и где эти террейны, интенсивно сминаясь, нагромождались друг на друга. В настоящее время северо-западное окончание Северной Америки (Аляска и прилегающие к ней участки Канады) представляют собой коллаж террейнов различного состава, возраста и происхождения. Неудивительно, что террейновая концепция возникла на материалах именно этого региона (Coney et al., 1980; Jones et al., 1983).

Можно считать, таким образом, установленным, что трансформные окраины калифорнийского типа могут замещать по латерали участки активных окраин, составляя с ними своеобразные динамопары, причем характер взаимодействия на каждом из участков определяется геометрическими соотношениями направления дрейфа океанической плиты и ориентировками краевых частей малоподвижного прилегающего континента. С учетом данных о Калифорнийской окраине (частично приведенных выше) можно сформулировать признаки трансформных границ плит, которые можно использовать (и использовались нами) при выделении этих границ в структурах геологического прошлого: а) наличие вдоль границ плит сдвиговых зон с перемещениями в сотни и тысячи километров, активных в рассматриваемый отрезок времени. б) формирование бассейнов синсдвигового растяжения (pull-apart basins), которые в континентальной части окраины заполнялись терригенным материалом и вулканитами, а вблизи континента, на океаническом основании, характеризовались лавинной седиментацией. в) проявления вулканизма со смешанными субдукционными и внутриплитными характеристиками приурочены к бассейнам синсдвигового растяжения и распределены вдоль окраин крайне неравномерно.

Представления о важнейшей роли сдвиговых дислокаций при формировании современного облика структур восточной окраины Азии в настоящее время общеприняты (Иванов, 1960, 1961, 1972; Уткин, 1980, 1989; Jiawei, 1987, Jiawei et al., 1993; Worral et al., 1996; Fournier et al., 1994 и др.). Раннемеловые перемещения вдоль сдвиговых зон системы Тан-Лу сопровождались, как показали исследования последних лет, формированием многочисленных бассейнов синсдвигового растяжения или сжатия (Lee & Paik, 1990; Голозубов, Ли, 1997; Голозубов и др., 1998; Lee, 1999; Голозубов и др., 2000; Ли и др., 2001; Голозубов и др., 2002).

Третье направление исследований - изучение геохимии вулканитов трансформных окраин на материале северо-западного обрамления Тихого океана – в настоящее время активно разрабатывается. Так, Ю.А.Мартыновым получены данные о том, что кайнозойские вулканиты Циркум-Япономорского региона отнюдь не надсубдукционные (как считалось ранее), а сформировались в условиях растяжения при активизации правых перемещений вдоль Хоккайдо-Сахалинской системы разломов и сочетают в себе геохимические признаки судукционного и внутриплитного источников (Ханчук и др., 1997; Мартынов, 1999). К аналогичным выводам пришел П.И.Федоров, изучавший кайнозойский вулканизм зон растяжения вдоль всей восточной окраины Азии (Федоров, 2003). Им отмечалось, что роль внутриплитного источника нарастает по мере омоложения вулканитов, а в одновозрастных вулканитах она сильно варьирует от места к месту. Совмещение геохимических признаков субдукционного и внутриплитного источников присуще и ранне-позднемеловым базальтам синсдвиговых бассейнов системы Тан-Лу (Симаненко и др., 2002). Магматиты этих бассейнов обычно в разной степени обогащены крупноионными литофильными элементами (LILE) относительно высокозарядных (HFSE), что типично для островодужных магм. Одновременно они обладают повышенными концентрацими когерентных элементов – Ni, Cо, Cr, V, свойственных внутриплитным магматитам. На графиках нормированных к MORB или примитивной мантии распределений микроэлементов в них обычно проявлены Ta, Nb минимумы. Отношение Nb/Ta в них ниже, а Ba/Nb, Ba/La, La/Nb выше, чем в типичных базальтах MORB или OIB. По соотношению ряда микроэлементов, например, Ta-Th-Hf (Wood, 1980), Ba/La-(Ba/Yb)n, (La/Sm)n – La/Hf и другим, они располагаются в области смешения магм различных источников (деплетированных MORB, островодужных и внутриплитных)

Распределение нормированных к хондриту лантаноидов в магматитах трансформных геодинамических обстановок также отличается от распределения в породах других геодинамических обстановок (рис. 1.6). Для обстановок активных окраин на примере Сихотэ-Алиня обычен рисунок распределения с постепенным снижением отношений концентраций от La к Lu, аналогичный графику распределения номера REE от ионного радиуса (McKey,1989). Для среднемеловых магматитов Сихотэ-Алиня, формировавшихся в связи со сдвиговыми растяжениями в системе Тан-Лу, обычен “сигмоидальный” рисунок распределения REE с некоторой выпуклостью вверх в области легких лантаноидов (обычно на уровне церия) и вогнутостью вниз в области тяжелых (обычно на уровне гольмия) и некоторым возрастанием концентраций или близким к прямолинейному распределению в направлении к лютецию. Такой рисунок распределения установлен для большинства вулканических центров Каскад (Baсоn et al., 1997), вулканитов бассейна синсдвигового растяжения Долины Смерти в Калифорнии (Asmeron et al., 1994) и проявлен в кайнозойских базальтах Сихотэ-Алиня (Ionov et al., 1995, Мартынов, 1999). Проявление сигмоидального рисунка распределеня REE в базальтах и андезитах вулканических центров типовой трансформной геодинамической обстановки Больших Каскад связывается с обогащением магматического источника субдукционной компонентой (Bacon et al., 1997). Мы же предполагаем появление магм с такими геохимическими особенностями в обстановке режима трансформной окраины на участках локальных растяжений, где происходил разрыв субдуцирующей плиты и образование в ней локальных окон (“slab-window’’). Формирование расплавов происходило за счет астеносферного диапира, субдуцированных осадков и океанической литосферы. Смешение расплавов разных источников в литосферных камерах в разных пропорциях обеспечивает в вулканитах трансформных окраин сочетание внутриплитных и островодужных геохимических характеристик.

--Nvv 00:36, 21 октября 2009 (UTC)А.И.Ханчук, В.В. Голозубов, С.М.Родионов, Н.А.Горячев, В.П. Симаненко

Личные инструменты