dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

го океана происходили неоднократные коллизии

островных дуг и микроконтинентов, завершив­

шиеся формированием суперконтинентов

[Dobretsov et al., 1995а; Kumazawa, Maruyama, 1994; Хаин, 1995].

Каковы причины раскола и собирания су­

перконтинентов, определяющие самую крупную

периодичность от "Пангеи до Пангеи", называе­

мую циклом Уилсона, длительностью около

500 млн лет? Имеет ли она связь с периодом кон­ векции в нижней мантии длительностью (по на­ шим оценкам, приведенным в разделах 3.6 и 4.6) около 500 млн лет? Когда начались процессы рас­ кола и движения крупных литосферных плит, т. е. тектоника плит в полном объеме? На эти вопро­

сы даны лишь некоторые предварительные отве­

ты в предыдущих главах, а также в работах [Доб­ рецов, 1981, 1994а, б; Добрецов, Кирдяшкин,

1995; Кирдяшкин и др., 2000; Larson, 1991; Larson, Kincaid, 1996; Dobretsov, Kirdyashkin, 1992, 1993, 1994, 1998; Maruyama, 1994; Kumazawa, Maruyama, 1994; Janssen et al., 1995; Kazansky; 1995; Duncan, Turcotte, 1994; Хаин, 1995,2000; Трубицын, Рыков, 2000].

Еще более неопределенной является геоди­

намика древнее 1.7-2.0 млрд лет. В ее истории

важнейшим рубежом признается граница архея и протерозоя (около 2.6 МЛРД лет). Как видно из

рис. 7.9 и 7.l2, архейские породы слагают древ­

нейшие ядра континентов. Эта граница предпо­

лагается как прекращение интенсивного выделе­

личине сверхадиабатического перепада темпе­

ратуры в мантии (600-1100 ОС), мы получили,

что кинематическая вязкость мантии вархее

была близка к оценкам вязкости для современ­

ной астеносферы и составляла 4·1014- 4·1015 м2/с [Добрецов, Кирдяшкин, 1995]. Кон­

векция, скорее всего, была общемантийной и сильно турбулентной, скорость конвективных течений могла составлять 10-30 см/год [Добре­ цов, Кирдяшкин, 1995]. В работе [McCulloch, 1993] предполагается трехслойная конвекция в архее (см. рис. 5.4). В обеих моделях следстви­

ем является тектоника малых плит - частое вза­

имодействие микроплит с относительно кратки­

ми, интенсивными импульсами субдукции, ко­ торое обусловливает появление зеленокаменных

поясов с коматиитами. Вулканиты и осадки этих

поясов содержат много признаков современных

примитивных островных дуг (типа Марианской)

и окраинных морей, а тектоника этих поясов

сходна с аккреционной тектоникой фанерозой­

ских складчатых поясов. На этом основании

Ч.Б. Борукаев [1996] предполагал, что тектони­ ка плит действовала уже в архее, в режиме, близ­ ком к современному. Однако систематическая эволюция состава вулканитов, осадков (включая железистые и марганцевые осадки) и орудене­ ния в течение архея и протерозоя [Kazansky,

1995; Dobretsov, 1997; Добрецов, 1994,2000;

Добрецов, Чумаков, 2001] позволяют предполо­

жить и закономерную, направленную геодина­

~ 11икабу - представлен метаморфизо­ ванными позднеюрскими офиолитами; эклоги­ тизированные метагаббро-перидотиты масси­ вов Хигаси-Акаиси и Ирацу в поясе Санбагава

являются вероятными аналогами пород пояса

11икабу; ~ Северный Чичибу - в части, примыкаю­

щей к поясу 11икабу, метаморфизован, как и пос­ ледний, в арагонит-лавсонит-глаукофановой суб­ фации и является частью пояса Санбагава. Южная часть метаморфизована в пренит-пумпел­ лиитовой фации, отличается по литологии и яв­

ляется среднеюрским аккреционным комплек­

сом, как и формация Тамба с максимумом мета­

морфизма 140-150 млн лет [Isozaki, Itaya, 1990; Itaya, Takasugi, 1988];

~ Куросегава - представляет чешую позд­

непалеозойской аккреционной призмы и аллох­ тонно внедрен в пояс Чичибу [11aruyama et аl.,

1984; Isozaki, 1987; Yoshikura et аl., 1990]. Воз­

раст метаморфизма здесь 194-225 млн лет, в сред­ нем около 21 О млн лет (см. рис. 7.15), но устанав­ ливаются и более древние датировки по отдель­

ным олистолитам - от 300 до 360-385 и

440 млн лет включительно [11aruyama et аl., 1984; Suzuki, Itaya, 1994];

. ~ Южный Чичибу - возможный аналог южной части Северного Чичибу; между этими по­ ясами, как большой "олистолит", располагается

чешуя Куросегава. Возраст метаморфизма здесь 127-158 млн лет с максимумом метаморфизма

145 млн лет [Isozaki et аl., 1990; Kawato et аl., 1991; Dallmeyer et аl., 1995].

7. Пояс Симанто - представляет среднеме­

ловой-палеогеновый аккреционный комцлекс, для

которого фиксируются два эпизода субдукции, де­ формации и пренит-пумпеллиитового зеленослан­ цевого метаморфизма: 60-70 и 2025 млн лет

[Osozawa, 1992, 1994].

Пояс Санбагава требует дополнительных комментариев. Он сильно деформирован после глаукофансланцевого метаморфизма, в частности, олигоклазовая, гранатовая и биотитовая изогра­ ды в центральной части пояса Санбагава дефор­ мированы в лежачие складки [Ваnnо et аl., 1978; Banno, Sakai, 1989], на основании чего был сде­ лан вывод о второй фазе деформации [Faure, 1985;

Charvet et аl., 1985; Itaya, Takasugi, 1988] и текто­

ническом совмещении двух независимых текто­

нических чешуй Обоке и Санбагава [Wallis, 1998], к которым надо добавить верхнюю высокомета­

морфизованную эклогит-перидотитовую пласти­

ну, представленную чешуями ("массивами") Хи­

гаси-Акаиси, Ирацу и Тонару с температурой рав­ новесия минералов до 700-800 ос и давлением

12-15 кбар [Charvet et аl., 1985; Enami,Tokonami,

1984; Wallis, Ваnnо, 1990]. После максимума ме­

таморфизма можно допустить постепенное сни-

жение температуры (см. рис. 7.16) [Itaya, Takasugi,

1988; Isozaki, Itaya, 1990]. Температуры закрытия

K-Ar и Ar-Ar систем фиксируются на 20-25 (или 30-35 млн лет для южной части) позднее макси­ мума метаморфизма (см. рис. 7.l6).

Можно предположить и более сложную мо­

дель с дополнительным нагреванием и повыше­

нием давления в результате поддвига (underplating) около 90 млн лет назад (см. рис. 7.16). Эта вторая стадия метаморфизма обосновыва­

ется не только наличием двух максимумов гео­

(в среднем 90 млн лет). Общая повторяемость мак­ симумов возраста глаукофановых сланцев через 30 млн лет хорошо выдерживается (360, 330, 300,

250,220, 185, 150, 120 и 90 млн лет), причем эти

максимумы проявлены в разных поясах и, как пра­

вило, разделены этапами офиолитообразования

(спрединга).

В Корякии И Северо-Западной Камчатке выделяется система покровов с офиолитами и гла­ укофановыми сланцами (рис. 7.l7):

1. Пенжинско-Анадырская система покро­

хронологических датировок в разных участках

пояса Санбагава, между которыми располагает­

ся возрастной интервал гнейсов Риоке

100 ± 7 млн лет (см. рис. 7.15), но и геологичес­ кими фактами, в частности, наличие обломков глаукофановых сланцев в трех разновозрастных

толщах [Isozaki, Itaya, 1990; Wallis, 1998]. Ана­

логичная модель многостадийного надвигания

будет обсуждаться позже для Северной Кали­ форнии и Восточных Альп (см. ниже рис. 7.21,

7.23,7.24).

Другое дополнение касается возраста офи­

олитов, ассоциирующих с глаукофансланцевы­

ми поясами (см. рис. 7.15). Общая возрастная последовательность офиолитов и глаукофано­ вых сланцев Японии (см. рис. 7.14,7.15) вы­ глядит следующим образом: 1) офиолиты Оеяма - 480-450 млн лет; 2а) блоки.в поясе Ку­ росегава - 440 млн лет; 2б) офиолиты Маизу­ ру - 430-360 млн лет; 3) ранний эпизод в по­ ясе Ренге - 350-360 млн лет и блоки в поясе Куросегава - 360 млн лет; 4а) офиолиты Якуно 1 - 300-350 млн лет; 4б) ранний эпизод в поясе Ренге - 310-350 млн лет (в среднем 325330 млн лет); 5) средний эпизод в поясе Ренге 280-305 млн лет (Кюсю, максимум 300 млн лет); 6) эпизод Номо - 250 млн лет; 7) офиолиты Якуно II - 230-260 млн лет); 8) западная часть пояса Суо - 200-230 млн лет (в среднем 220 млн лет); 9а) восточная часть пояса Суо - 160-200 млн лет (в среднем 185 млн лет);

9б) обломки глаукофановых сланцев в формации

Окогава - 180-199 млн лет (в среднем 185 млн лет); 9в) офиолиты Хигаси-Акаиси(?); 10) пояс южный Чичибу - 140-165 млн лет (в среднем 150 млн лет); 11) офиолиты Микабу - 160120 млн лет; 12) Санбагава 1-105-135 млн лет (в

среднем 120 млн лет); 13) пояс Риоке - 93-107 млн лет; 14) СаiIбагава П -70-100 млн лет

вов, сложенная палеозойскими породами и в це­

лом аналогичная поясам Ренге и Суо в Японии (см. ниже).

2.Мезозойская Куюльская система покро­ вов, включающая Куюльские офиолиты с базаль­

тами и осадками позднего триаса-ранней юры

[Кhanchuk, Panchenko, 1994] и дайковым комп­

лексом с K-Ar датировками 180-210 млн лет [Ханчук и др., 1990, 1992], а также Прибрежно­ Тайгоносский пояс (чешую) глаукофановых слан­

цев с юрскими K-Ar датировками 183-135 млн лет

[Добрецов, 1974; Некрасов, 1976].

3.Пекульнейские покровы (см. рис. 7.17)-

возможные аналоги Куюльской системы, в кото­

рых сочетаются меланократовый фундамент кон­

тинентальной окраины с эклогитами возраста

1.25МЛРД лет и древнее [Некрасов, Сумин, 1987]

ипозднеюрские офиолиты, ассоциирующие с эпидот-глаукофановыми сланцами с K-Ar возра­ стом 157-150 млн лет [Марков и др., 1982; Доб­ рецов, 1974]. В серпентинитовом меланже готе­ ривского возраста встречаются также амфиболи­ ты и лавсонит-глаукофановые сланцы древнее

130 млн лет, возможно позднеюрского (~150 млн лет) возраста [Александров, 1978].

4. Корякская система покровов [Соколов,

1992, 1997], состоящая из последовательности тектонических единиц (снизу вверх): а) Алганско­ Майницкий покров, б) Эконайская и Пикасьва­ ямская системы покровов, в) Янронайский ак­ креционный комплекс. В серпентинитовом ме­

ланже и олистостроме из подошвы и внутри

первого покрова встречаются глаукофановые сланцы, эклогиты и эклогитоподобные породы,

а также чешуи гранатсодержащих перидотитов и

метагаббро [Марков и др., 1982; Пинус и др., 1973]. Так, в Чирынайском и Ныгчеквамском (Рытгиль­ ском, по с.В. Руженцеву и др. [1982]) меланже встречаются амфиболиты и метаморфические

[Кravchenko-Berezhnoy, Nazimova, 1991], офиоли­ ты и метабазальты Валагинской зоны, офиолиты и меланж с включениями глаукофановых слан­ цев Камчатского мыса [Добрецов, 1977; Зинке­

вич, 1990].

Рассмотрим подробнее строение Пежинско­ Анадырской системы в Понтонейских горах (юго­

западная часть). Здесь расположена серия чешуй,

возраст которых увеличивается снизу вверх [Доб­ рецов, Пономарева, 1965; Добрецов, 1968, 1974;

Марков и др., 1982]. Они составляют палеозойский

Ганычаланский террейн [Соколов, 1997; Ханчук и др., 1992], имеющий следующий разрез:

• олистострома с блоками карбонатных и

кремнистых пород пермско-раннетриасового воз­

раста [Добрецов, Пономарева, 1965; Пономаре­

ва, Добрецов, 1966; Марков и др., 1982]. В об­ ломках олистостромы глаукофановых сланцев не обнаружено, но, возможно, к этому уровню от­ носятся пластины зеленых и глаукофановых слан­

цев в бассейне р. Ваега [Добрецов, 1974]. Здесь

в основании пластин триасовой олистостромы с

олистолитами известняков девонского, каменно­

угольного и пермского возраста наблюдаются

многочисленные линзы зеленых сланцев [Зинке­ БИЧ, 1982], Б которых ранее обнаружен глаукофан [ДобреЦОБ, 1974];

• зональная глаукофансланцевая Пенжин­

ская (или Илпенейская) [Соколов, 1997] пласти­

на, в которой лавсонит-жадеит-глаукофановая

зона характеризуется параметрами Р ~ 1О кбар

при Т= 350-400 ОС. К-Лr возраст - 295-335 млн

лет (рис. 7. 18, а), с отдельным определением 145 млн лет [Добрецов, 1968, 1974; Добрецов,

ПОf{омарева, 1965];

• метаморфизованные офиолиты (метагаб­

бро, амфиболиты, амфиболовые сланцы), сменя­ ющиеся вверх по разрезу филлитовидными слан­ цами карбона (намюра?) с обломками амфибо­ ловых альбит-эпидотовых и слюдяных сланцев [Марков и др., 1982]. К-Лr метод дает триасово­ юрский возраст (236-183 млн лет) процессов метаморфизма в габбро, диоритах и метабазаль­ тах [Добрецов, 1974];

• Харитонинский покров, представленный

полным разрезом офиолитов, содержит в верх­ ней части пиллоу-лавы с возрастом 430 млн лет

и перекрывается осадками позднего ордовика­

силура [Добрецов, 1974; Марков и др., 1982]. В

подошве покрова установлен "блок диафториро­ ванных и глаукофанизированных гранатовых

гнейсов и двуслюдяных сланцев" [Марков и др.,

1982]. Таким образом, эти офиолиты аналогич­ ны офиолитам Оеяма в Японии, а в целом разрез Ганычаланского террейна (Понтонейских гор) близок к разрезу офиолитов Оеяма + пояс Ренге и, возможно, пояс Суо (триасовый уровень).

К сожалению, в отношении изотопной гео­

химии вышеназванные офиолиты, глаукофановые

сланцы и эклогиты изучены недостаточно. Мы

располагаем лишь К-Лr данными [Добрецов, Ку­ рода, 1969; Добрецов, 1974; Александров, 1978;

Марков и др., 1982; Palandzjan, 1986], сведенны­

ми на рис. 7.18. Тем не менее здесь выделяются

возрастные максимумы, аналогичные таковым в

Японии (см. рис. 7.15) и относящиеся к простран­

ственно обособленным комплексам, как и в дру­ гих местах Тихоокеанского складчатого обрам­

ления.

Наиболее полная последовательность мета­

морфических поясов и офиолитов наблюдается в Северной Калифорнии-Орегоне (рис. 7.18, 7.19). Здесь от побережья Тихого океана в глубь

Северо-Американского континента происходит

закономерное увеличение возраста метаморфи­ ческих террейнов и офиолитов, причем более древние структуры надвинуты на более молодые

с востока на запад [Irwin, 1972, 1981; Emst, 1983; Coleman, 1986; Колман, 1996; Emst, Kolodny, 1997].

1. Францисканский пояс мелового возрас­

та подразделяется на три разновозрастных тер­

рейна (см. рис. 7.18, 7.19):

• Прибрежный пояс, включающий поздне­

меловые-раннеэоценовые песчаники и конгломе­

раты. Возраст метаморфизма 55-60 млн лет (что соответствует раннему этапу метаморфизма по­ яса Шиманто в Японии) [Соlеmап, Lanphere, 1971]. Его вероятный аналог - сланцевый комп­

лекс Пелона-Орокопиа-Рэнд, расположенный вдоль разлома Сан-Андреас в Южной Калифор­ нии, K-Ar и Ar-Ar возраст его остывания 60 млн

лет [Jacobson et аl., 1996];

• Центральный Францисканский меланже­ вый пояс, включающий олистолиты (чешуи) сер­ пентинитов, метабазальтов, метачертов, редко мраморов. Метаморфизован преимущественно в арагонит-лавсонит-глаукофановой субфации око-