dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

вия для поступления водонасыщенной магмы,

отделяющейся от погружающейся океанической плиты. Влияние субдукционной компоненты вы­

ражается в широком развитии андезитов - даци­

тов и появлении высокопузыристых разностей.

Базальты задуговых бассейнов отличаются высо­ кой пузыристостью и обогащением некоторыми литофильными элементами, поэтому их можно

считать гибридными (вьшлавки из астеносферы

типа СОХ + флюидные или расплавные добавки из зоны субдукции). Однако ассоциация с бимо­

дальными щелочными сериями на выклинивании

задуговых бассейнов (Северный Хоккайдо, Па­ пуа-Новая Гвинея, Северный остров Новой Зе­ ландии) показывает возможное влияние глубин­ ных (нижнемантийных) струй.

Важно отметить также соотношение вулка­ нитов с осадочными сериями в задуговых бассей­ нах. В зарождающихся задуговых бассейнах (Окинава, ранняя стадия Японского моря и др.) раскол идет внутри осадочного (турбидитового)

выполнения, и здесь часто возникают силлово­

базальтовые комплексы, ассоциирующие с тур­ бидитами. Ископаемые примеры таких толщ опи­ саны как специфические офиолиты, например, в Венгрии [Балла, Добрецов, 1984] , офиолиты Шимокава в поясе Хидака [Komatsu et al ., 1992]. После отмирания осей спрединга задуговые бас­ сейны быстро заполняются толщами осадков так же, как и в Южно-Охотской котловине и Япон­ ском море. В Южно-Охотском бассейне в части, приближенной к Курильской дуге, важное значе­ ние имеют турбидиты, содержащие продукты размыва вулканических пород дуги. В централь­

ной' части бассейна накапливаются тонкие дис­

тальные турбидиты совместно с органогенно­ кремнистыми диатомовыми илами. В присаха­ линской части значительная примесь грубообло­

мочных турбидитов приурочена к подводным ка­

ньонам. Здесь же формируются залежи газогид­ ратов, с которыми связаны газовые факелы, воз­ можно также присутствие нефтяных залежей. В бассейнах тропической зоны большую роль игра­ ют рифовые известняки (в мелководной зоне и на

отмерших вулканах) и карбонатные илыI (в глубо­ ководной части) [Зоненшайн, Кузьмин, 1993а].

В заДУГОВЫХ бассейнах вблизи зон спредин­

га проявляется гидротермальная деятельность и

сульфидная минерализация, сходная с СОХ, но

благодаря влиянию осадков и зон субдукции,

здесь появляются также РЬ, Ag, Аu (т. е. имеет

место полиметаллическое оруденение), хотя при­

сутствуют И медно-цинковые руды (например, в

Северо-Фиджийском бассейне).

В Бонинском бассейне (см. рис. 6.34) по

соседству с дацитовым куполом отлагаются стра­

тифицированные руды типа Куроко. Здесь же в

кальдере одного из андезитовых вулканов на глу­

бине 400 м в пиритовых залежах содержание Аu

достигает 140 г/т, Ag - 150 г/т [Urabe et al., 1987].

В бассейне Лау-Гавр (рис. 6.36) обнаруже­

ны гидротермальные поля в северной и централь­

ной частях, а в спрединговом хр. Валуфа - про­

тяженный пояс из цепочки гидротермальных по­

лей, получивших собственные названия, - Белая Церковь, Ван Лили, Хине-Хина [Fouquet et al., 1991; Бортников и др., 1993; Зайков, Зайкова, 1994]. Значительная их часть, как и в других за­ дуговых бассейнах, низкотемпературная, и с ними

связаны железо-марганцевые и баРИТ-QПал-суль­

фатные проявления. Но есть и высокотемператур­ ные источники (до 400 ОС), с которыми связаны богатые медью сульфиды, отложившиеся из кис­

лых (рН = 2.5) растворов [Fouquet et al., 1991].

Вбассейне Манус (см. рис. 6.34) на гидро­ термальном поле, названном "Венский лес", вы­ делены три стадии сульфидной минерализации [Шадлун и др., 1992]. Ранняя высокотемператур­ ная медно-цинковая ассоциация (халькопирит­ пирит-вюртцит-сфалерит) сменилась полиме­ таллической (галенит-сфалерит-пирит-марка­ зит-барит-опал) с характерными почковидными

иколломорфными структурами. Завершающей является сульфидно-опал-баритовая ассоциация, включающая минералы серебра (акантит, поли­ базит, прустит и пираргирит).

Встроении самой вулканической дуги вы­

деляются следующие главные элементы

(рис. 6.37):

1) желоб, где сочетаются океанические осадки и турбидиты, выносимые потоками вдоль желоба; возможны своеобразные вулканиты и

олистостромы;

2) аккреционная призма (или клин), состо­ ящая из серии чешуй и сильно деформированных

пород;

3) преддуговый бассейн (иногда два бассей­

на), залегающий на древних вулканитах или древ-

16'

24'

""""7

Ductile stгike-slip

---L

""""7

Bгittle stгike-slip

т-т

Bгittle dip-slip

Intгusive

contact

5km

L--...J

01 ~2DЗ_4

~б W 7 f:::::::::j 8 [2::J 9

Глава 6

вые или щелочные бимодальные серии, сближа­

ющие их с типичными континентальными риф­

тами.

3. Вулканиты активных континентальных

окраин в целом сходны с островодужными. Од­

нако, в отличие от островных дуг в окраинах ан­

дийского типа нет толеитовой серии, и широко

представлены кислые породы [Зоненшайн, Кузь­ мин, 1993а]. В тыловых частях гораздо более

широко распространены породы шошонитовой

серии. для андезитов Андийской зоны субдукции характерны более высокие содержания К, Rb, Ба, Sr, Ni и Cr по сравнению с островодужными ан­ дезитами. Кроме того, в андезитах Анд наблюда­

ются более низкие, чем для островных дУг, отно­

шения КlRb и Ba/Sr, а отношение Ni/Co > 1 (для островных дуг Ni/Co < 1). Сама Андийская маг­ матическая дуга (рис. 6.40) кроме андезитовых серий включает в себя огромные объемы дацит­ липаритовых серий и гранитных батолитов. Че­

редование в пространстве и времени вулканитов

и крупных плутонов говорит О чередовании эпох

сжатия и растяжения (или уменьшения сжатия).

Состав вулканитов и плутонов, в том числе такие

метки, как IOBe и отношение 87Sг/8БSг (оно BЫЦIe,

чем в островных дугах), указывают на значитель­ ное участие в образовании магм осадков конти­ нентального происхождения или чешуй конти­

нентальной коры. Распределение разновозраст­

ных серий (см. рис. 6.40) показывает, что магма­ тический фронт в активных окраинах часто сме­

щается в сторону континента, а не океана, как в

островных дугах. Наконец, в вулканическом по­ ясе активной окраины нередко возникают бреши

или зоны, где магматизм и сейсмичность отсут­

ствуют. Например, в Южной Америке в зону суб-

Рис. 6.40. Геологическое строение мезозойской

части Анд в Северном Чили [Grocott et аl., 1994]:

1 - верхнепалеозойский аккреционный комп­ лекс, включая древние вулканиты; 2, 3 - позднетриа­

совый и раннеюрский плутонические комплексы; 4 - ранне-среднеюрские вулканические и осадочные

породы; 5 - позднеюрский плутонический комплекс;

6 - нижнемеловые вулканические породы; 7-9 - три '

фазы раннемелового плутонического комплекса. На

врезке показано положение закартированного участка

и разные типы пластичных и хрупких надвиговых и

сдвиговых деформаций.

тосферой и промежуточным слоем можно пред­

положить в нем наличие вязкого трения по зако­

ну Ньютона 't'=17(ди/ду). Этому будетспособство­

вать и возможное повышение температуры в про­

межуточном слое из-за диссипативного нагрева

при погружении плиты.

Край континента или островная дуга под­

вержены воздействию со стороны океанической плиты во все время ее опускания; любая фикси­ рованная область литосферы океана взаимодей­

ствует с континентом только время, соизмеримое

с величиной L/U (1 06 лет), где L - длина, опреде­

ляемая толщиной литосферы, И - скорость суб­ дукции. Поэтому край континента может быть более подвержен процессам разрушения (текто­ нической эрозии), если отсутствует слой менее вязкой "жидкости", который может состоять из

осадков, пододвигающихся под аккреционную

призму, и продуктов соскабливания с субдуциру­

ющей плиты, что мы отмечали выше для актив­

ных окраин андийского типа. Наличие слоя затя­

нутых осадков в зоне поддвига плит доказывает­

ся геологическими фактами (см. рис. 6.37) и чис­ ленным моделированием [Океанология, 1979;

Van Bergen et al., 1993; 30неншайн, Кузьмин,

1993а, б].

Экспериментальные исследования указыва­

ют на возрастание прочности пород при увели­

чении всестороннего давления. Поэтому можно

предположить, что толщина вязкого слоя между

океанической литосферой и континентом h(x)

уменьшается с глубиной х в первом приближе­

нии по линейной зависимости h(x) = 8(а -х), и

вязкий слой имеет вид плоского клина, где а и

8 - постоянные (рис. 6.43).

Из теории смазки известно, что при взаим­ ном перемещении двух плоскостей в клиновид­

ном вязком слое между ними возникает повышен­

ное давление, а трение между поверхностями со­

ответствует трению в вязком слое между ними

[Шлихтинг, 1969]. Если допустить, что вязкая область между литосферными плитами океана и континента (вообще говоря, любых литосферньrx плит) имеет форму клина, то при перемещении

океанической плиты относительно континента в

клине создается повышенное давление, которое

будет препятствовать сближению плит, и куло­ новское трение скольжения не будет возникать между ними. При случайном изменении конфи­

гурации клина происходит повышение или по­ нижение внутреннего давления в нем и соответ­ ственно раздвижение или сдвижение плит до та­

ких размеров клина, когда суммарная сила дав­

ления в вязком клине станет равной силе давле­

ния океанической литосферы на континент (ост­ ровную дугу). Сила давления возникает из-за кон­ вективных течений в астеносфере и эклогитиза­

ции и оценена величиной F:::::; 1012 НlM.