dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

110

дуговой комплекс

Кимеридж

Оксфорд

са а.

Q

Келловей

Бат

Байос

~~Задуговый бассейн

Жозефина и Гэлис Надвиг по глинистым

робно описаны зональный комплекс Помпангео

в Центральном Сулавеси [Parkinson, 1998], жа­ деит-кварцевые сланцы Бантимала (юго-запад Сулавеси) и Лук-Уло (Ява), а также аккрецион­ ный комплекс Мератус на Калимантане, включая офиолиты Мератус и Бобарис и сланцы Хаурен, содержащие глаукофан, кианит, фенгит и магне­

зиальный хлоритоид [Parkinson et al., 1998].

Альпийско-Гималайский пояс представ­ ляет другой известный пример, где тектоничес­

кая позиция эклогит-глаукофансланцевого мета­

морфизма и его возрастные рамки изучаются ин­

тенсивно, прежде всего в последние годы в

Альпах, а также в Динаридах, Греции, Турции,

Омане, Иране. Наиболее древние возрастные да­ тировки для глаукофановых сланцев установле­ ны в Динаридах (около 180 млн лет), Карпатской дуге (165145 млн лет), Турции и на Кавказе (185-150 млн лет). В большинстве регионов эво­ люция высокобарического и ультравысокобари­

ческого метаморфизма охватывает интервалы

12535 или 65-35 млн лет [Hsu, 1991; Ernst, 1971; Thoni, Jagoutz, 1992; Tilton et al., 1997;

Gebauer et al., 1997]. Схематически эта эволю­

ция и ее возможная интерпретация показаны на

рис. 7.18, в на примере зоны Сезиа-Ланцо в Аль­ пах. Для сравнения приведены данные по Кали-

. форнии, Оману и о-ву Маргарита (см. рис. 7.18). Наиболее молодые датировки (25-22, 1716 млн лет) установлены для глаукофановых

сланцев и эклогитов в Бетических Кордильерах

на юге Испании [Zeck, 1996]. Наиболее высо­

кие давления устанавливаются в комплексах с

коэситом - Дора-Майра [Chopin, 1984; Avigad, 1992], Лаго ди Сигнана [Уап der Кlaw et al., 1997]

и алмазсодержащем комплексе Кими в Греции,

в южном обрамлении Родопского массива

[Mposkos, Kostopoulos, 2001] .

Для Восточной Австралии и Новой Зе­ ландии характерно сочетание палеозойских и ме­

зозойских поясов. К первым принадлежат авст­ ралийские пояса Квинслэнд и Брисбен, 296-

300 млн лет [Little et al ., 1995]; Порт-Маккуори, 388-405 и 435444 млн лет; Гренрок, 467-

482 млн лет. К мезозойским поясам Новой Зелан­

дии относятся: пояс Вакатипу, 106-140 млн лет; пояс Кросилье Харбор, 115-130 и

175-209 млн лет [Maruyama et al., 1996]. В пос­

ледние годы Sm-Nd и Ar-Ar методом установлен

раннекембрийский возраст эклогитового мета­ морфизма ~550 млн лет в Центральной Австра­

лии в блоке Масгрейв [Camacho et al., 1997] . Та­

ким образом, для пространственно разобщенных поясов Восточной Австралии, Новой Зеландии и Новой Каледонии характерна та же возрастная

последовательность, что и для поясов Японии и

Корякии с дополнительным кембрийским мета­

морфизмом: 550(!), 475, 440, 400, 300, 210(?), 180, 140(?), 115,60,30 млн лет.

Палеозойские пояса Центральной Азии, Урала, Западной Европы расположены по об­

рамлению Сибирского и Восточно-Европейско­ го кратонов или между ними (см. раздел 7.2, рис. 7.1, 7.3 и 7.6) . Наиболее древние датировки установлены в обрамлении Таримской глыбы: для глаукофановых сланцев Аксу -700-754 млн лет [иоu et al., 1990], эклогитов Актюзского блока в Северном Тянь-Шане - 750 млн лет [Tagiri et al., 1995], а также в Прибайкальской позднедокемб­ рийской зоне - 650 млн лет (Sm-Nd метод) для эклогитов Муйской глыбы и ~620 млн лет для глаукофановых сланцев Окинской и Хангаруль­ ской зон [Добрецов и др., 1989; Шацкий и др.,

1996; Dobretsov, Кirdyashkin, 1994]. Достаточно

широко проявлены в Казахстане и Алтае-Саянс­ кой области эклогиты и глаукофановые сланцы с возрастом 550-540 и 520 млн лет, включая алмаз­

содержащие породы Кокчетавского массива

[Sobolev, Shatsky, 1990; Shatsky et al., 1996; Доб­

рецов и др., 1998]; эклогиты в меланже Чаган­ Узунских офиолитов на Алтае (530-560 млн лет); эклогиты в меланже Борусских офиолитов и гла­ укофановые сланцы в подошве Куртушибинских офиолитов в Западном Саяне (см. рис. 7.6); глау­ кофановые сланцы (520 млн лет) в Северной Монголии [Добрецов и др., 1989; Dobretsov, Кirdyashkin, 1994; Буслов, Ватанабэ, 1996]; веро­ ятно, они соответствуют наиболее раннему эта­ пу глаукофанового метаморфизма каледонид За­ падной Европы (Англези ~550 млн лет).

Еще более широко проявлены этапы около 470-480 и 430-450 млн лет. Они установлены в каледонидах Алтае-Саянской области (Уймон­ ские глаукофановые сланцы), в Казахстане (ран­ ний этап в Чарском поясе) [Добрецов и др., 1989;

Буслов, Травин, 1998], в Китае (Сунит Цецучи-

463-473 млн лет, Ондор Сум 426-460 млн лет, в среднем 440 млн лет; ранний этап в Северном

Чилиане -460 млн лет, в офиолитах Западной Джунгарии (Тонгбайле и др. - 489-440 млн лет), в Шотландии (Баллантре - 483 млн лет), в Нор­ вегии - 436-491 млн лет, в Греции - 480-

460 млн лет [Maruyama et аl., 1996]. Этап около

405 млн лет (390-420 млн лет) широко проявлен

и в каледонидах, где является завершающим, и в

герцинидах, где является наиболее ранним эта­ пом (Южный Тянь-Шань, Урал). К нему же от­

носятся эклогиты Западной Норвегии с коэситом

и микроалмазом - 408-425 млн лет (Sm-Nd ме­ тод) и 374-378 млн лет (ретроградный возраст) [Moller, 1998], эклогиты и сланцы Испании, Ар­ мориканской зоны (Франция), Северного Чилиа­ на, Чаогеци (Китай) и др. Недавно проведенное Sm-Nd-датирование эклогитов Максютовского комплекса на Южном Урале [Шацкий и др., 1997], где впервые установлены псевдоморфозы по ко­ эситу В эклогитах [Чесноков, Попов, 1965], дает две датировки - 396 и 375-358 млн лет (в сред­ нем 370 млн лет). Первое значение согласуется с многочисленными K-Ar датировками 400420 млн лет [Добрецов и др., 1989], а второе - с Ar-Аг-датировками (-375 млн лет) [Веапе et аl.,

1996; Matte et аl., 1993].

В целом как приведенные ранее данные

[Dobretsov et аl., 1987], так и новые определения для палеозоид Азии, Европы, Северной Америки

и Австралии подтверждают намеченные этапы эк­

логит-глаукофанового метаморфизма: 300, 330,

360-370, 400,440,470,520,550 млн лет. Однако в

отличие от мезозойских поясов, здесь наблюдает­ ся широкий разброс датировок, перекрывающий нередко два соседних пика метаморфизма. Не все­

гда очевидна трактовка их как проявлений двух

(или более) самостоятельных этапов метаморфиз­ ма. Намечаются также докембрийские этапы 620,

650, 700, 750-760, 820, 1050 млн лет. Наиболее

древними являются высокобарические метамор­ фические породы Северного Мали в Африке, со­ держащие коэсит и псевдоморфозы по коэситу; U-РЬ-датировки цирконов из кианитовых эклоги­

тов этого комплекса представлены двумя группа­

ми цифр - 820 млн лет и около 1045 млн лет [СаЬу,

1994]. Другие, более древние датировки эклоги­ тов - около 2 млрд лет и древнее, являются дис­

куссионными [Maruyama, Liou, 1998].

Опираясь на вышеприведенные и другие обзорные работы [Добрецов, Кирда, 1969; Доб-

рецов, 1974; Dobretsov, Kirdy ashkin, 1994; Dobretsov et аl., 1994; Harley, Carswell, 1995; Maruyama et аl., 1996; Maruyama, Liou, 1998], об­

судим два принципиальных вопроса:

~периодичность глаукофансланцевого вы­ сокобарического метаморфизма и ее корреляцию

сдругими глобальными процессами;

~природу глаукофансланцевого метамор­ физма и причины его периодичности.

Впоследних работах Ш. Маруямы

[Maruyama et аl., 1996; Maruyama, Liou, 1998]

утверждается, что к настоящему времени в

складчатых областях обнаружено и описано 240 высокобарических метаморфических комплек­

сов с эклогитами и глаукофановыми сланцами.

Однако не все они сопровождаются достаточно

надежными изотопными датировками. Нами [Добрецов, 1999] упомянуто около 190 ИЗОТОП­ но-датированных метаморфических комплексов, из них 1О 1 относится к мезозою и кайнозою, ос­

тальные - к палеозою и докембрию. Большин­

ство геохронологических данных представлено

в комплексе с геологическими и петрологиче­

скими данными. В первых обобщениях [Добре­

цов, 1981; Dobretsov et аl., 1987] использов.ано

около 70 случаев, т. е. в три раза меньше. Гис­ тограммы средних датировок (рис. 7.22) допол­ нены примерными кривыми максимумов (с уче­ том разброса данных) и показана общая резуль­ тирующая кривая. Построенные таким образом

гистограммы и кривые дают возможность сопо­

ставить процесс глаукофансланцевого метамор­ физма с другими глобальными процессами - офиолитообразованием, эволюцией состава мор­ ской воды и интенсивностью базитового магма­ тизма в фанерозойской истории Земли (сравни также с рис. 7.13).

Почти все средние возрастные оценки (см.

рис. 7.22, а) укладываются в узкие пределы для

каждогоэтапа(±5 млн лет или ±2.5 млн лет), аоб­

щие диапазоны датировок почти не перекрыва­

ются. Отклонения от интервала средних значе­

ний, равные ±5 млн лет, фиксируются в 22 слу­

чаях из 190 (12 %). Таким образом, новая, более

полная статистика максимумов эклогит-глаукофа­ нового метаморфизма (190 случаев) в сочетании

с геологическими данными (см. рис. 7.14-7.20)

подтверждает правильную периодичность глау­

кофанового метаморфизма.

единого Францисканского пояса выделяются раз­ новозрастные пояса: Прибрежный, Центральный и Восточно-Францисканский (см. рис. 7.18, 7.19),

характеризующиеся разной р-Т-t-эволюциеЙ.

Более сложный случай устанавливается в поясе Санбагава в Японии (см. рис. 7.15, 7.16) и зоне Сезиа-Ланцо в Альпах (см. рис. 7.18, в). Здесь возрастной интервал расширяется за счет наложенных деформаций и метаморфизма в ус­ ловиях среднекоровой глубинности, и возможны альтернативные интерпретации. Метаморфичес­ кие сланцы пояса Санбагава перекрываются в раз­

ных частях пояса разновозрастными осадками

раннего эоцена (~55 млн лет), сантона (8488 млн лет), готерива-баррема (~120 млн лет) с об­ ломками глаукофановых сланцев, что подтверж­ дает наличие нескольких этапов метаморфизма.

Многоэтапные кривые (см. рис. 7.18) для Альп и о-ва Маргарита, построенные на основе об­

щих предположений, подтверждаются сегодня не­

зависимыми геологическими и изотопными дан­

ными [Genser et аl., 1996; Thoni, Jagoutz, 1992;

Tilton et аl., 1997], свидетельствующими о много-

этапной истории эволюции субдукционного про­ цесса в Альпах (рис. 7.23): а) субдукция Южно­ Пеннинской океанической плиты в течение 120100 млн лет; б) коллизия Средне-Пеннинского микроконтинента (100-80 млн лет); в) субдукция Северо-Пеннинской плиты (60-40 млн лет); г) коллизия с Европейской плитой (40-

20 млн лет) [Genser et al., 1996]. Рассчитанные

модельные кривые эволюции температуры в раз­

ных пластинах (см. рис. 7.23), согласуется с нали­ чием максимумов около 120,90 и 60 млн лет, по­ казанных на рис. 7.18, а также фиксирует допол­ нительные, более редкие максимумы 140-160 и

около 180 млн лет [Genser et аl., 1996].

Результирующая картина трехэтапной суб­ дукции в Альпах показана на рис. 7.24, а (вверху): после субдукции Южно-Пеннинской пластины (SP) произошло заклинивание зоны субдукции Средне-Пеннинским микроконтиненталъным бло­ ком (МР), смещение зоны субдукции и субдукция Северо-Пеннинской океанической плиты и Евро­

пейского форланда, перекрытого гельветскими

осадками [Genser et аl., 1996]. .