dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

а

3

o~ MUT

;:!; 10

'"

ni

:z: s

\о

>-

Е 20

Восточно-Европейская платформа

30

6

Про-клин

В

\

\

\

\

Ретро-клин

тельствуют структурные, минералогические, изо­

топные данные (табл. 6.1). В частности, резкая

зональность в минералах при ширине зон не­

сколько микрон [O'Brien, 1997], тонкие реакци- .

100 km

слюдах [Gebauer et аl., 1997] также свидетельству­ ют об очень большой скорости остывания и экс­ гумации пород, например, комплекса Дора-Май­ ра. Изучение включений кварца в гранате

[Stockhert et аl., 1997] показало, что при

р = 25 кбар и Т = 600 ос дифференциальное на­ пряжение было очень низким, что противоречит гипотезе о "тектоническом сверхдавлении". Оке­ анические метабазиты с коэситом из района Лаго ди Сигнана в Альпах [Уап der Кlauw et аl., 1997] не обнаруживают до глубины 40 км ни минера­ логических, ни структурных признаков деформа­

ции при эксгумации, и ретроградные процессы

начинаются только тогда, когда появляются вод­

Hыe флюиды на глубинах менее 40 км. Исследо­ вание кинетики трансформац~и коэсита в кварц

[Bohlen, Boettcher, 1982; Dobretsov, .1991] пока­

зывает, что флюиды должны отсутствовать на

раннем этапе быстрой или сверхбыстрой эксгу­ мации. Интрузивная текстура метагранитных по­ род в Дора-Майра не была нарушена ни во время субдукции на глубину более 100 км, ни во время

эксгумации [Tilton et аl., 1997].

Поэтому все больше исследователей скло­ няются к модели быстрой эксгумации тонких сла­ бодеформируемых пластин пород с больших глу­ бин из зоны еще продолжающейся субдукции

[Ernst, Peacock, 1996; Ernst et аl., 1997; Emst,

1999]. Быстрый подъем тонкой пластины (рис. 6.61) приводит к ее остыванию с обеих сто­

рон: верхняя часть контактирует с холодным ви­

сячим боком зоны субдукции, который будет тем

холоднее, чем длительнее субдукция; нижняя часть контактирует с холодной океанической пли­ той, которая продолжает субдуцировать. Детали

этих контактов не уточняются, но возможность

подъема, как видно из рис. 6.61, определяется со-

DelPuerto

Сапуоп

Calaveгas

Faults

Salinian Block,

Undivided

120·W

Рис. 6.60. Геологическая карта, показывающая главные мезозойские элементы Западной Калифорнии

и позицию двух ключевых районов вдоль разлома Бе­

реговых хребтов: равнина Бихайв и каньон Дель Пу­ эрто. Поднятие Диабло Рейндж ограничено сбросами по отношению к современному разлому Сан-Андреас

[Ring, Brandon, 1994]:

1 - кайнозойские осадки; 2 - серия Большой доли­ ны; 3 - офиолиты Береговых хребтов; 4 - прибрежная и

5 - центральная части Францисканского пояса; 6, 7 - во­

сточная часть францискана: террейн Йолла Болли (6) и

Пиккет-Пик (7); 8 - магматическая дуга Сьерра-Невада­ Кламат.

отношением Fbsin(} > Fs + Fr, где Fb- подъемная

сила, Fs и F r - силы трения вдоль нижней и верх­ ней границ.

Очевидно, подъему будет способствовать снижение Fs и Fr вследствие наличия серпен­ тинитов и(или) локального плавления пород, а F b Г. Эрнст С соавторами [Ernst et аl., 1997;

~

с::.

с:.­

s:::

;t

s:::~

.с:

~

~

(1)

-6

с::.

.;::

~

s!:

CI)

::.

s:::

~

с::.

.g.

~

(1)

s:::

~

~

~

с::.

.g.

~

(1)

А. Синметаморфи-

ческая криповая

деформация. Эксгумация без дефор-

маций (нет струк-

турных признаков

ранней деформации

или реликты ранней деформации)

i

Арргох. line of section

40

Рис. 6.63. ЭВОЛЮЦИЯ Р-Т-условий В ходе УТОЛ­

щений континентальной коры и коллизионного мета­

морфизма [England, Thompson, 1984]:

1, 2 - точки на исходных геотермах после "мгно­ венного" удвоения коры в момент то; 2- 4 - линия нагре­ ва и падения давления при росте куполов; 4- 0 - регрес­ сивная стадия и приспособление к новой геотерме ТП, Двойные линии - линии устойчивости кианита, силли­

манита и андалузита.

Обобщая все вышеназванные модели

коллизии, можно заключить, что наблюдаемая структура и, в частности, метаморфическая зо­ нальность - результат комбинации нескольких тектонических, метаморфических и денудацион­

ных процессов [Willet et al., 1993; Beaumont et

al., 1996] . Главным регулятором является

скорость тектонических процессов выведения

метаморфических пород к поверхности. В самом общем и простом случае коллизионную зону мож­

но представить как результат удвоения мощнос­

ти коры путем быстрых надвигов с дальнейшим

прогревом утолщенной коры и выравнивания

температуры до новой равновесной геотермы (см.

рис. 6.63) [England, Thompson, 1984]. Здесь мож­

но установить: (0-1) стадию медленного погре­ бения осадков, которую мы рассмотрели выше на примере континентальных рифтов (см. раздел

6.3); (1-2) стадию быстрого надвигового погру­

жения; (2-3) почти изобарическое замедленное

нагревание, одновременное с продолжающими­

ся деформациями; (3-4) медленный подъем диа­

пира со снижением давления и продолжением

нагревания; (4-5 дО О) - регрессивную ветвь, ос­

тывание вдоль новой геотермы (см. рис. 6.63). По

оценкам [England, Thompson, 1984], на стадии

Рассчитанные по этой модели Р-Т-кривые

эволюции метаморфизма целиком располагают­

ся в поле кианита при нормальном исходном гра­

диенте 20 ОС/км или соответствуют переходу ки­

анит --7 силлиманит --7 андалузит --7 кианит при

более высоком исходном градиенте 30 ОС/км.

В этой упрощенной модели (см. рис. 6.63) пока­

заны главные стадии тектонических и метамор­

фических процессов, хотя и не учитывается

расплавление пород континентальнои коры,

перенос тепла магмой, а также более сложные мо­

дели подъема и релаксации коры, возникающие

при сжатии и утолщении .

Тем не менее стадии (2- 4) и (4-0) типичны

для многих зональных комплексов. В частности,

прогрессивная и регрессивная стадии орогени­

ческого зонального метаморфизма, охарактери­ зованные с.п. Кориковским [1995], близки к ста­ диям (2-4) и (4-0) на рис. 6.63.

Во втором и третьем типах орогенов, как

отмечалось, возникают локальные зоны растяже­

ния и тесная связь с гранитными комплексами как

купольного, так и линейного типов. Учитывая

также сложную историю магматизма, метамор­

физма и деформации, устанавливаются опреде­

ленные аналогии с кордильерским типом актив­

ных окраин.

Метаморфические комплексы или метамор­ фические ядра, возникающие в активных окраи­ нах в тесной ассоциации с гранитными батоли­

тами, оказываются по многим параметрам

промежуточными между островодужными (типа Хидака) и коллизионными, например, комплек­ сы метаморфических ядер в западных штатах

США [Coney, Harms, 1984; Manduca et al., 1993].

Они прошли сложную историю магматизма, ком­ прессионной деформации и растяжения от юры до третичного времени. Как отмечается в работе [De Yoreo et al., 1991], еще предстоит оценить, ка­ кая часть зональных пород низких давлений, ха-·

рактерных для этих комплексов, возникла в конце

невадийской орогении, а какая - во время третич­

ного расширения, какая часть была поднята при движении вдоль разделительного пологого сбро-

са [Coney, Hanns, 1984], а какая поднялась вмес­ те с расплавами в виде диапиров, как в Сканди­

навии и других поясах коллизионного типа.

Типичные примеры подобной истории ме­ таморфизма и деформации - западная часть батолита Айдахо [Manduca et al., 1993] и комп­ лексы Южной Калифорнии [Karlstrom et al., 1993]. В Западном Айдахо столкновение конти­ нента с островной дугой произошло в середине мела (около 125 млн лет назад) и одновременно (125-120 млн лет назад) возникли сдвиговые и взбросо-сдвиговые деформации, с корневыми ча­ стями которых связаны ранние мафические дай­ ки и плутоны И первый этап деформации

[Hudman, Foster, 1984]. Затем внедрились еще два

гранитныхкомплекса, между которыми произош­

ли метаморфизм и деформации стадии D2-Dз, и

окончательно сформировалась метаморфическая

зона,СХОДНая с алтайскими "зонами смятия". Око­ ло 90-85 млн лет назад произошло внедрение габбро-тоналитовых плутонов, связанных с коро­ во-мантийными расплавами, и заключительная

стадия деформации [Manduca et al., 1993].

Эти же три заключительные фазы фикси­

руются и в Южной Калифорнии [Karlstrom et al., 1993]: метаморфизм и деформации стадии D2_з, внедрение плутона (85 млн лет) и заключитель­ ные сдвиговые деформации,наложенные и на

плутон.

Сходная история метаморфизма и деформа­ ции, но в позднем карбоне-перми (310270 млн лет, устанавливается в Иртышской зоне, а на Сангилене главный этап метаморфизма по

возрасту (490-450 млн лет) и последовательности

событйй сходен с метаморфизмом Шотландии

[Cliffet al., 1993; Лебедев и др., 1993]. Во всех слу­

чаях события укладываются в интервал 3040 млнлет.

Одна из характерных особенностей круп­ ных сдвиговых зон - это внедрение габбро-тона­

литовых плутонов как в виде пояса пластовых и

линзовидных тел небольших размеров, подобно Иртышской зоне смятия, так и протяженных ли­ нейных тел, приуроченных к главной сдвиговой зоне. Примером последних является "Большой тоналитовый силл", протянувшийся В Юго­ Восточной Аляске на расстояние более 800 км при ширине 5-20 км вдоль крупного сдвига, ана­ логичного сдвигу Сан-Андреас в Калифорнии

(рис. 6.64). Этот сдвиг разделяет Островную зону (или Супертеррейн) и Межroрную аккреционную

зону террейнов, в которую внедрились разнооб­

разные плутоны. Они образуют Прибрежный плутонический пояс, примыкающий к тоналито­

вому силлу [Wood et аl., 1992] (см. рис. 6.64).

Таким образом, главные проблемы, требу­

ющие дополнительного изучения и моделирова­

ния, - это происхождение гранитогнейсовых ку­

полов и крупных гранитоидных плутонов в кол­

лизионных зонах.

Гранитоидные плутоны появляются в раз­ ных геодинамических обстановках. Небольшие габбро-плагиогранитные интрузии характерны в островных дугах, более крупные диорит-грано­ диоритовые ("андезитоидные") плутоны - в ак­

тивных окраинах андийского типа [Кузьмин,

1985]. Однако главная масса наиболее крупных батолитов гранитоидов зарождается в коллизион­ ной и ранней постколлизионной обстановках. Часть из них, так называемые S-граниты

[СЬарреll, White, 1979; Pitcher, 1979], - результат

прямого плавления (анатексиса) утолщенной кон­ тинентальной коры. Другие типы (1- и А-грани­

ты) - результат сложного взаимодействия мантий­

ных расплавов (остатков субдукционного плавления для l-типа и мантийных плюмов для А-типа) и коровых анатектических расплавов [Pitcher, 1979; Добрецов, Чупин, 1993; Литвинов­ ский, Добрецов, 1993; Литвиновский и др., 1994]. Особый интерес представляют так называемые

стресс-граниты, появляющиеся на ранней стадии коллизии и в зонах сдвигов [Владимиров и др.

1992].

По формальным, но устойчивым признакам Э.П. Изох [1978] разделял габбро-гранитные

серии по степени основности, степени контраст­

ности (или прерывности) и типу щелочности (натровые, калинатровые, калиевые серии). В любом случае массовое появление калиевых гранитов считается признаком перехода к зрелой континентальной коре. Калиевость гранитных расплавов зависит от состава субстрата, темпе­ ратуры и взаимодействия с мантийными флюи­

дами или расплавами, коррелирующими, в част­

ности, с содержанием фтора во флюиде.

Для правильного понимания выявленных эмпирических закономерностей гранитоидного

магматизма необходимо дальнейшее экспери-