dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

мощность клИ:на (высота входного отверстия) ho. С их возрастанием, как видно из уравнения (6.32), возрастает Итах' Угол наклона клина связан с уг­ лом наклона зоны субдукции и зависит от скоро­ сти субдукции: при постоянной силе сжатия чем больше скорость субдукции И, тем меньше угол наклона клина (т. е. hoff), и возрастание скорости возвратного течения будет компенсироваться

уменьшением угла, которое можно ожидать при

высокоскоростной и длительной субдукции.

Таким образом, наибольшая скорость Итах'

коррелирующая с наибольшей шубиной эксгума­

ции, возникает при вхождении утоненного края

большого микроконтинента в зону длительной и быстрой субдукции. Большая масса микроконти­ нента и инерция движения обеспечат его погру­ жение на максимальную глубину (ДО 150 км), а длительное нарастание Р и избыточная плаву­

честь вызовут нарастающую скорость эксгума­

ции, достигающую максимальных значений 10100 см/год (см. рис. 6.52).

Особо отметим понижение вязкости 11 в урав­ нении (6.32) (понижению 11 соответствуют ли­ нии 1а и 1б на рис. 6.52). Внезапное цонижение

вязкости может произойти только при плавлении

среднекислыIx пород микроконтинента, которое

зависиттакже отРн о.плавление основных пород

2

на глубинах до 120 км маловероятно, но в интер- вале 120-160 км оно вполне возможно (см. рис. 6.49) [Добрецов, Кирдяшкин, 1997]. В случае вхождения в зону субдукции линзы низковязких

ПОРОд,напримерсерпентинитов,возрастаниеско­ рости эксгумации возможно только в пределах это­

го низковязкого слоя, где и возникают зоны сер­

пентинитового меланжа. Однако скорость и шу­ бина эксгумации будут быстро падать с уменьше­ нием мощности этого слоя, поэтому более вероят­ но комбинированное влияние закупорки клина,

приводящей к возрастанию р, и понижения вяз­

кости при плавлении пород или наличии серпен­

тинитов, максимально проявляющегося в линзах.

С течением времени UтаХ В интервале 0.2/ в средней и верхней частях клина будет па­ дать. В плоскопараллельной модели толщина вяз­

кого слоя и Итах уменьшатся вдвое за 250 тыс. лет

при 11 = 1018 н,с/м2 И / = 100 км. Дальнейшее

уменьшение скорости на порядок потребует око­ ло 1 млн лет при тех же параметрах. Можно пред­ положить, что и возрастание скорости Итах про-

исходило с тем же темпом. Например, варианту 3

на рис. 6.52 может соответствовать возрастание скорости от 1 до 1О см/год в течение 1 млн лет, постоянная скорость Итах = 10-20 см/год в тече­ ние около 0.5 млн лет и вновь падение UтаХ до 1 см/год за время около 1 млн лет. Весь просле­

живаемый интервал времени составил

2.5 млн лет. За этот период подъем [' вдоль плос­

кости субдукции получится 175 км (если осред­ пять скорость UтаХ за указанные интервалы, то

['= 2 х 5 см/год в течение 1 млн лет + 15 см/год

в течение 0.5 млн лет), что при угле наклона зоны субдукции 300 соответствует вертикальному

перемещению на 90 км за 2.5 млн лет или скоро­

сти вертикального подъема 3.5-4 см/год.'

Однако эти теоретические оценки, основан­ ные на упрощенных моделях, требуют проверки на геологических объектах.

Геологические примеры различных усло­ вий эксгумации из зон субдукции. Рассмотрим

типичные примеры комплексов высоких и сверх­

высоких давлений из складчатых структур Цент­ ральной Азии (рис. 6.53). ВаЖJiейшие сутурные

зоны в Центральной Азии содержат чешуи или

линзы пород высоких давлений (глаукофановые сланцы, эклогитсодержащие породы), часто в ас­ социации с офиолитами. Среди них выделяются каледонские (550-430 млн лет), герцинские (400360 млн лет) и пермотриасовые (295-210 млн лет) комплексы. Наиболее известныI и хорошо изуче­ ны Кокчетавский, Киргизский (Макбальский) и Горноалтайский (Чаган-Узунский) комплексы ка­ ледонского возраста (Кокчетав, а также 1 и 2 на рис. 6.53); Максютовский, Чарский (в Зайсанской области Восточного Казахстана) и Атбашинский (в Южном Тянь-Шане) комплексы герцинского возраста (Максютовский, а также 3 и 4 на рис. 6.53). Известны также позднедокембрийские комплексы с возрастом 650-720 млн лет (5 - Ак­ суйский И 6 - Окинский на рис. 6.53). Пермотриа­ совые комплексы распространены в Тибете и го­ рах Даби в Китае (за пределами карты), но, воз­ можно, часть комплексов Южного Тянь-Шаня от­ носится к этому типу [Добрецов и др., 1989;

Dobretsov, Кirdyashkin, 1994].

Комплексы в Горном Алтае, Восточном и Западном Саяне (1 и 6 на рис. 6.53), Чарский в Зайсанском регионе (3 на рис. 6.53), а также ком­ плексы в Джунгарии и в Южном Тянь-Шане (4 и

др. на рис. 6.53) тесно ассоцииРуют с офиолита-

1994]. В такой интерпретации эклогитсодержа­

щие комплексы Кокчетавский, Улутау, в Киргиз­

ском хребте и Мойынкумском блоке (см. рис. 6.53) представляют фрагменты единой кем­ брийской коллизионной зоны, где утоненный край микроконтинента был субдуцирован на глу­ бину до 160 км, а затем эксгумирован и включен в ткань мегамеланжа, где фрагменты офиолитов (океаническая кора) отсутствуют или играют под­

чиненную роль.

Островная дуга после изложенной "боль­ шой" коллизии прекратила свое существование, точнее сместилась к западу и северо-западу (в со­ временных координатах) до Бощекульской и Чуй­ ской (Чу) офиолитовых сутур (см. рис. 6.53), где офиолитыпозднекембрийского-раннеордовикско­ го возраста сформировались после коллизии и эк­ сгумации с возрастом 540-516 млн лет. Однако Кокчетавский комплекс представляет исключение. Здесь фрагменты венд-раннекембрийской дуги,

коллизионной зоны и микроконтинента включе­

ны в фундамент ордовикской островной дуги, ко­

торая продолжала свое развитие до середины си­

лура. Такая ситуация является, скорее, исключе­

нием для комплексов высоких давлений типа В (по

классификации [Maruyama et al., 1996]), где ост­

роводужная магматическая активность отсутству­

ет, как правило, не только после, но и непосред­

ственно перед коллизией и эксгумацией.

Наконец, Максютовский комплекс на Юж­ ном Урале представляет собой комплекс комби­

нированного типа и состоит из нижней структур­

ной серии, содержащей фрагменты микроконти­ нента и метаосадочного меланжа францисканс­ кого типа, и верхней метаофиолитовой серии с серпентинитовым меланжем. Южнее Максютов­ ского комплекса (см. рис. 6.53) располагаются офиолиты, содержащие глаукофановые сланцы и

другие породы высоких давлений, а севернее -

Уфалейский сланцево-гнейсовый комплекс с эк­ логитами (7 на рис. 6.53), вероятный аналог ниж­ ней части Максютовского комплекса [Добрецов,

1974; Lennykh, Valizer, 1999].

Рассмотрим р-Т-t-эволюцию Кокчетавско­ го и Максютовского комплексов и перейдем к

сравнительному анализу данных по другим ре­

ние Р-Т-t-эволюции UНР-пород с Кокчетавско­

го массива, где в породах, извлеченных из зоны

субдукции, достигаются Р ~ 5 ГПа и Т= 1100-

1200 ос [Соболев, Шацкий, 1987; Dobretsov, Kirdyashkin, 1994; Sobolev, Shatsky, 1990], что

соответствует глубинам около 150 км (см.

рис. 6.48 и 6.49) и превышает параметры в дру­

гих комплексах. Важно понять причину возник­ новения максимальных Р-Т-параметров.

На упрощенной тектонической схеме цент­ ральная часть Кокчетавского комплекса

(рис. 6.54) показана как контрастный мегаме­ ланж, состоящий из чешуй и блоков пород ульт­ равысоких, высоких, средних (или БаРР9УСКОГО типа метаморфизма) и низких давлений (НР, МР и LP на рис. 6.54). Пояс расположен между фраг­

ментом Кокчетавского микроконтинента и доме­ ном гранитных куполов. Породы низких давле­

ний (LP) приурочены к границе гранитных купо­ лов, и по цирконам и Ar-Ar датировкам они бо­ лее молодые (440-460 млн лет по цирконам, как

иранние граниты, и по ЛI/Ar датировкам - 400405 млн лет как завершающая стадия формиро­ вания гранитных куполов).

Всвою очередь, НР- и МР-породы отчет­ ливо разделяются на два домена [Добрецов и

др., 1998; Theunissen et al., 2000]: за'падный,

Кумдыкольский (с блоками Кумдыколь, Барчи

идоменом Белого озера), и восточный, Кулет­ ский (названия даны по озерам Кумдыколь, Бар­ чи, Кулет). В блоках Кумдыколь и Барчи обна­

жаются или вскрыты скважинами алмазсодер­

жащие породы, оценки давлений для которых

достигают 50 кбар или, по калийсодержащим клинопироксенам, даже 60 кбар [Dobretsov et al.,

1999; Maryuama et al., 1999] и оценки темпера­

туры Т до 1100-1200 ОС. Домен Белого озера представляет фрагмент коры океанического типа (метабазиты с линзами метакремнистых пород) и относится к низкотемпературной час­ ти комплекса высоких давлений (зеленые слан­ цы, локально голубые сланцы, гранатовые ам­ фиболиты с сине-зеленой роговой обманкой типа барруазита).

В восточном, Кулетском, домене НР-поро­

ды не содержат алмазов, но местами в них встре­

@

Рис. 6.55. Схема структурной позиции и эволю­ ции доменов КУМДblКОЛЬ и Кулет в Кокчетавском по­

ясе [Добрецов и др., 1998а].

щим разломам и внутренней структуре Кумды­

кольского домена [Добрецов и др., 1998а;

Theunissen et al., 2000].

В альтернативной модели японских геоло­

гов [Maruyama et al., 1999] не учитывается раз­

личие Кумдыкольского и Кулетского доменов и предлагается вариант, близкий к транспрессии Кулетского района в виде крупной лежачей склад­ ки с корневой частью, предположительно вдоль контакта с Кокчетавским микроконтинентом.

Согласно этой модели, в подошве лежачей склад-

мит-гранат-оливиновые породы и K-Na пиро­

ксен), а метапелиты и кислые породы переплав­

лены, и лишь в наименее гранитизированных

участках сохранился алмаз (в гранате, клинопи­ роксене и цирконе) и некоторые высокобаричес­ кие ассоциации в цирконе (клинопироксен, со­ держащий 74 % жадеита, кианит + калиевый по­

левой шпат + коэсит, алмаз) [Dobretsov et al., 1999;

Maruyama et al., 1999]. Изучение процессов плав­

ления, возникновения калишпатовых ламеллей в клинопироксене и гранате, стабильности биоти­

та и фенгита показывают много нерешенных воп­ росов. Тем не менее оценки по карбонатным по­ родам и эклогитам (с ультрабазитовыми включе­ ниями) домена Кумдыколь (см. рис. 6.56) можно считать наиболее обоснованными.

Возрастные датировки исследуемых пород

основаны на изучении цирконов из гнейсов ме­

тодом SHRlMP [Claoue-Long et al., 1991; Hermann et al., 1999], эклогитов Sm-Nd методом [Shatsky et аl., 1995; Dobretsov et аl., 1999], цирконов из

гнейсовидных гранитов [Борисова и др., 1995], слюд из сланцев и гнейсов Ar-Ar методом

[Troesch, Jagoutz, 1993]. В частности, изучение

1993] и близки к нижней границе возраста цир­ кона (515-510 млн лет) из разгнейсованных гра­ нитов ранней регрессивной стадии [Борисова и др., 1995], что позволяет оценить возраст этой стадии в 518-515 млн лет и разрыв во времени

между проградным и ретроградным этапами ме­

таморфизма в 2-5 млн лет.

Следует подчеркнуть, что мигматизация и

образование гранитов - не просто более поздние процессы, чем UНР-метаморфизм, они происхо­

дили только в конце эксгумации, на что указыва­

ет, с одной стороны, новообразование плагиок­ лаза и "выгорание" алмаза в гранитизированных

участках, с другой - продолжающаяся интенсив­

ная деформация гранитов и мигматитов.

Судя по параллельному положению про­ грессивной и регрессивной ветвей эволюционных кривых для Кумдыкольского домена, скорости

субдукции (до 160 км/50 кбар) и эксгумации до

90 км (соответствуют давлению 30 кбар) были одинаковыми. Подъем на 75 км по вертикали (что

отвечает изменению давления на 20-25 кбар) со­

ответствует перемещению на 150 км вдоль зоны субдукции (с углом наклона 300) и скорости подъема 1.5-2.5 см/год, что согласуется с выше­

приведенной усредненной теоретической оцен­

кой 3.5-4.0 см/год. Подъем до уровня эклогитов Сулу-Тюбе (14 кбар) или толщи Энбек-Берлык

(Р = 7 кбар, уровень МР-пород на рис. 6.54) со­

ответствует дальнейшему перемещению вверх на 50 или 80 км до уровня нижней-средней коры с

гораздо меньшей скоростью и по другому меха­

низму, связанному с растяжением или косым сжа­

тием (транспрессиеЙ). Об этом свидетельствует

положение части кривых на рис. 6.56, в которых

фиксируется изотермическое снижение давления,

а также структурные данные. Если взять возраст 475 млн лет для пород средних давлений (Энбек­ Берлык), то минимальное время второго этапа

эксгумации равно 40 млн лет и скорость

1-3 км/МЛН лет, т. е. 1-3 мм/год, что близко кдру­

гим оценкам для механизма утонения (см. ниже).

Аналогичные Р-Т-оценки для Кулетского

домена [Massonne, 1998; Dobretsov et al., 1999]

также варьируют, но не превышают 700-750 ОС,

тогда как в Кумдыкольском домене не опускают­ ся ниже 750-800 ос (см. рис. 6.56). На кривых для Кумдыкольского И Кулетского доменов отчетли­

во видны две стадии эксгумации. В Кулетском

домене для первой стадии минимальное переме­

щение оценивается в 70 км по вертикали (глуби­ ны,соответствующей20 кбар) за 2-5 млнлет(см. рис. 6.56), т. е. скорость 10-1.5 см/год, для второй стадии вероятная скорость составляет 1-3 мм/год, как и для второго этапа в Кумдыколь­ ском домене. Наиболее высокие оценки скорости эксгумации для первой стадии в Кумдыкольском

домене следуют из оценки степени агрегации азот­

ных центров в алмазе - до 100 см/год [Dobretsov,

Shatsky, 2001); Shatsky et al., 1995).

Кокчетавский комплекс имеет много обще­

го с пермско-триасовым комплексом Даби в Ки­

тае [Liou et al., 1995; Carswell et al., 1995; I?obretsov

et аl., 1995Ь].

Максютовский комплекс на Южном Ура­

ле. Максютовский комплекс протягивается на

200 км вдоль осевой зоны Южного Урала (см. рис. 6.53). В его структуре (рис. 6.57) выделяет­

ся нижняя серия, сложенная слюдяными

сланцами с включениями эклогитов, ультрабази­

тов, жадеит-альмандин-кварцевых пород (мета­

плагиогранитов) и жадеитовых кварцитов, а

также линзами кварцевых и аркозовых метапес­

чаников (с обломками микроклина), т. е. мелан­

жированных пород микроконтинента, где только

включения некоторых эклогитов и ультрабазитов можно считать фрагментами метаофиолитов. В этой серии впервые были описаны псевдоморфо­ зы кварца по коэситу [Чесноков, Попов, 1965] и

найдены включения коэсита в гранате из альман­

дин-жадеитовых пород [Добрецов, Добрецова, 1988]. Верхняя метаофиолитовая серия сложена метабазальтами, графитистыми кремнистыми

породами и линзами серпентинитов с включени­

ями метагаббро и родингитов, а также своеобраз­

ных гранат-лавсонит-хлоритовых пород

[Dobretsov et al., 1996; Lennykh, Valizer, 1999].

Структура комплекса представляется как анти­ форма между Магнитогорской и Зилаирской син­ формами, причем Зилаирский флиш, Суваньяк­ ский зеленосланцевый и Максютовский эклогит­ глаукофансланцевый комплексы, расположенные на разрезе сверху вниз (см. рис. 6.57), составля­ ют единый аккреционный комплекс [Echtler,

Hetzel, 1997].

Оценкир-Т-условий метаморфизма различ­ ных единиц, блоков и включений в Максютов­ ском комплексе приведены на рис. 6.58 и иллюс-

51054'

Ультра­

основные

породы

~

Рис. 6.57. Геологическая карта и разрез коллизионного клина в широтном направлении через Максютовский комплекс (по: [Echtler, Hetzel, 1997] с

~

с)

~

1::

;х:

~

1::

.с:

~

1::

<1>

-6

с)

.;::

~

("\

~

о:.

~

1::

~

с)

.g.

~

<1>

1::

~

~

<1>

;х:

с)

.g.

~

<1>

трируют очень сложную иконтрастную ситуа­

цию, сходную в главных чертах с ситуацией в

Кокчетавском комплексе. В целом переход от нижней пластины к верхней и далее к Суваньяк­

скому комплексу (см. рис. 6.57) соответствует

снижению давления и температуры, т. е. в пер­

вом приближении нормальной, не перевернутой

зональности [ЛеЮIЫХ, 1977; Dobretsov et al., 1996; Lennykh, Valizer, 1999]. Однако в меланже верх­

ней части нижней пластины смешаны включения

и блоки очень разных Р-Т-условий: сланцы с псевдоморфозами графита по алмазу(?) [Leech, Emst, 1998]; жадеит-альмандиновые породы с коэситом [Добрецов, Добрецова, 1998]; оливин­ энстатитовые ± омфацитовые породы, превра­

щенные в тальк-тремолит-оливиновые сланцы

[Dobretsov et аl., 1996]; обычные эклогиты, слан­

цы с хромомеланитом, гранатом, реликтами лав­

сонита [Lennykh, Valizer, 1999]. В подошве верх­

ней пластины присутствует смесь разных пород,

соответствующих давлениям от 15 до 7 кбар (см.

рис. 6.58).

Возрастные датировки в Максютовском ком­

плексе показывают также большой разброс и вызывают неоднозначную трактовку. Цирконы из самой нижней(?), галеевской, пластины дают ниж­ нее пересечение дискордии 443 ± 21 млн лет [Краснобаев и др., 1995]. Двадцать определений слюд K-Ar методом показывают возраст

400 ± 20 млн лет [ЛеЮIЫХ, 1977; Lennykh, Valizer,

1999], в такой же интервал (404-390 млн лет) укладывается часть определений Sm-Nd методом [Beane et аl., 1996]. Большинство значений возра­ ста эклогитов Sm-Nd и U-Pb методам (по рутилу)

[Шацкий и др., 1997; Beane et аl., 1996; Beane,

СоnnеНу, 2000], Ar-Ar методом (по слюдам) [Matte

et аl., 1993; Matte, 1995], а также нижнее пересе­

чение дискордии для цирконов из меланжа [Крас­ нобаев и др., 1995] лежат в интервале 384355 млн лет (в среднем 370 млн лет). Наконец, имеются Ar-Ar датировки верхней серии и отдельные Sm-Nd датировки в интервале 332-350 млн лет. Наиболее древние датировки тре­ ковым методом в апатитах дают возраст 330300 млн лет, что подтверждает тектоническое со­ вмещение всех серий около 330 млн лет назад

[Leech, Stock1y, 2000].

Таким образом, устанавливается наличие не менее четырех этапов деформаций, метамор-

физма и эксгумации (440, 400, 370, 340-330,

300(?) млн лет), что подтверждается [Dobretsov

et аl., 1996; Lennykh, Valizer, 1999] и структуры­

ми данными. Ясно, что в этой ситуации

определить раннюю стадию быстрой эксгума­

ции и ее скорость невозможно. Предполагается

[Веапе et аl., 1996; Dobretsov, Shatsky, 2001], что

близость возрастных оценок, полученных SmNd, U-Pb и Ar-Ar методами, свидетельствует о

высокой скорости эксгумации на стадии около 370 млн лет. Однако поздние стадии эксгумации

оцениваются в 1.5 и 0.3 мм/год, что соответству­

ет стадии растяжения в карбоне или перми. Ком­

бинация структурных, изотопных и се~смиче­ ских данных позволила предположить [Echtler, Hetzel, 1997], что ранние стадии эксгумации в позднем девоне (около млн лет) пред­ ставляли интегрированный эффект продолжаю­ щейся субдукции и базальной аккреции в тече­ ние левостороннего косого сжатия (надвигания) вдоль главного Уральского надвига (в подошве

Максютовского комплекса) и одновременного

нормального взброса вдоль Главного Уральско­ го разлома, фиксированного офиолитами

(рис. 6.59, а).

Строение и минералогические особеннос­ ти Максютовского комплекса во многом сход­ ны с Францисканским комплексом в Калифор­ нии, который изучается более 100 лет, и послу­ жил базовым примером для многих моделей

(рис. 6.60).

Обсуждались различные механизмы эксгу­ мации глубинных пород из зон субдукции.

Одной из первых была предложена модель мощ­

ного аккреционного клина [platt, 1986], который придостижении определенной мощности под соб­ ственным весом расползается, утоняется, иrnyбин­ ные породы из зоны нагнетания (underplating) под­

нимаются вдоль листрических разломов и после

эрозии обнажаются на поверхности. Разновидно­ стью этой модели является модель г.к. Бьюмонта с соавторами [Веаumопt et аl., 1996], показанная на рис. 6.59, б. После коллизии возникает подни­ мающийся ирасширяющийся клин, ограниченный

со стороны континента ретроклином, а с океани­

ческой стороны - протоклином. Эта модель сопо­ ставлена (см. рис. 6.59, а, б) с вышеупомянутым разрезом через Максютовской комплекс [Echtler,

Hetzel, 1997].