parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

-Уральский пояс – Европы с Сибирью;

-Ангарский пояс – Сибири с Китаем;

-Альпы – Европы с Африкой;

-Гималаи – Индии с Евразией.

Известны две различные модели столкновения континентов:

1.Двуслойная модель – один континент надвигается на поверхность другого. Горы по этой модели являются результатом удвоения мощности земной коры вследствие надвигания одного континента на другой. Такое надвигание естественно приводит к образованию тектонических покровов.

2.Аккордеонная модель – предусматривает увеличение мощности земной коры в зоне контакта сближающихся континентов в связи с латеральным сжатием. Это приводит к смятию в складки вулканогенноосадочных толщ с более или менее крутыми вертикальными осевыми поверхностями.

Древний (50 – 45 млн лет) коллизионный процесс можно рассмотреть на примере Гималаев и Тибета (рис. 9.2, 9.3). Здесь в последние годы были проведены работы по комплексным геофизическим проектам

PASSCAL Tibetan plateau axperimental (1991 – 1992), INDEPTH и др. (Розен, 1999), которые позволили с высокой точностью выявить строение земной коры региона. При движении Индостанской плиты в северном направлении океанская литосфера океана Тетис была субдуцирована под Евразийскую окраину. Гималаи формировались путем последовательного срыва и «счешуивания» континентальной коры. Пологие поверхности смещения фиксируются сейсмическими очагами. Встречное движение Индостана и Евразии до начала коллизии оценивается в 15 – 20 см/год. Эта скорость последовательно уменьшалась до 10 см/год (олигоцен), позже — 5 см/год. Суммарное сближение после начала коллизии, по-видимому, превышает 2000 км. Такое сближение компенсируется не только многократным «счешуиванием» континентальной коры (ее утолщение и воздымание Гималаев), но и продольным отжиманием горных масс в западном и восточном направлениях и «торошением» обширной области континентальной литосферы от Гималаев до Байкала, где доминируют правосторонние и левосторонние сдвиги се- веро-западного и северо-восточного направлений.

Вследствие коллизии Евразиатской и Индийской плит мощность коры южнее сутуры Цангпо возросла до 70 км. Средняя скорость продольных волн в этой коре составляет 6,0 км/с, что соответствует представлению

40° с.ш.

Рис. 9.2. Распределение основных тектонических элементов Тибетского плато, Гималаев и сопредельных районов, по Г.Н.Савельевой и И.И.Поспелову (2010). 1 – кратоны; 2 – сутурные зоны; 3 – палеозойские складчатые области; 4 – складчатые области Неотетиса; 7 – надвиги; 8 – сдвиги; 9 – Центрально-Азиатский складчатый пояс; 10 – высокобарические комплексы (HP); 11 – ультравысокобарические комплексы с алмазом или коэситом (UHP); 12 – ультравысокобарические комплексы без алмаза или коэсита. Цифры в кружках: 1 – Северный Цилань (HP), 2 – Северный Цайдам (UHP), 3 – Северный Алтын (HP), 4 – Южный Алтын (UHP), 5 – Северный Цинлин (UHP ), 6 – Даби (HP/UHP), Сулу (HP/UHP), 8 – Центральный Чаньтанг (HP), 9 – Самдо (UHP), 10 – Юго-западный Таньшань (HP /UHP), 11 – Бейшань (HP), 12 – Джабей (HP), 13 – Намче-Брава, Восточно-Гималайский синтаксис (HP), 14 – Каган, Западно-Гималайский синтаксис (UHP), 15 – Тзу-Морари, Западно-Гималайский синтаксис (UHP), 16 – Арун, Центральные Гималаи (HP)

вследствие интрузии мантийных расплавов. Прямым подтверждением разогрева в коре и, возможно, существования расплавов на глубине, являются горячие источники, распространенные в Южном Тибете.

На Кавказе современная коллизионная ситуация определяется пододвиганием в ранней-средней юре Закавказской плиты в северном направлении под Скифскую плиту (Розен и др., 2001). В то же время с юга под Закавказскую плиту по зоне субдукции пододвигалась океаническая литосфера Тетиса. Все бассейны с корой океанического типа замкнулись на Кавказе в конце позднего мела. Южной границей Скифской плиты в современной структуре является Главный Кавказский разлом (надвиг).

Для Закавказской плиты характерно широкое распространение мощной серии мезозойских андезитов и базальтов островодужного типа. В их основании залегают палеозойские, частично докембрийские гнейсы, амфиболиты и карбонатные породы, прорванные интрузиями позднепалеозойских гранитоидов. В Дзирульском кристаллическом массиве этот догерцинский фундамент сложен метаморфизованными фрагментами океанической коры и энсиматических островных дуг.

В олигоцене (25 млн лет назад) начался процесс континентальной коллизии, продолжающийся и по настоящее время. Возникли поднятия в центральных зонах Большого и Малого Кавказа, которые представляли собой сначала крупный архипелаг островов. Вдоль северной окраины Закавказского массива возникли тектоно-деформационные олистростромовые комплексы, а по краям фронтальной части Закавказской плиты заложились межгорные прогибы (Рионская депрессия на западе и Куринская – на востоке). В среднем-позднем миоцене (10 млн лет назад) Арабская плита начала перемещаться к северу (в современных координатах) со скоростью 25 мм/год, что интенсифицировало погружение Закавказской плиты под Скифскую, возникновение косых северовосточных левосторонних сдвигов на Большом Кавказе и Транскавказского поперечного поднятия. В течение последних 5 млн лет происходило непрерывное воздымание Большого Кавказа, свидетельствующее о коллизионном утолщении коры.

Закавказская и Скифская плиты разделены сложной зоной деколлемента, состоящей из серии наклонных разломов, среди которых доминирует Главный Кавказский надвиг. В зону деколлемента попали девонтриасовые терригенные отложения континентального склона и подножия южной (в современных координатах) гондванской пассивной окраины океана Тетис и более молодые отложения. Поверхность смести-

теля Главного Кавказского надвига наклонена к северо-востоку под углом 37 – 75° , а на глубине она выполаживается до углов 0 – 5°. По геологическим оценкам нижняя пластина (фронт Закавказской плиты) к настоящему времени продвинулась на северо-восток под Скифскую плиту на расстояние около 200 км (Розен и др., 2001). Сейчас (поздний миоценголоцен) это движение продолжается со скоростью 11 – 13 мм/год на фоне сближения Аравийской и Евразийской плит со скоростью 25 – 30 мм/год.

Район Главного Кавказского хребта отличается увеличенной мощностью земной коры (до 60 км), высокой скоростью воздымания (4 – 12 мм/год), повышенной сейсмичностью при глубине очагов 5 – 15 км, высокой плотностью теплового потока. В зоне Главного Кавказского разлома в Прэльбрусье установлен привнос мантийного гелия. Пониженное на 5 – 10 мГал гравитационное поле в районе Тырныауза указывает на присутствие здесь утолщённой пластины гранитоидов. На глубине 10 – 20 км отмечается пологая зона пониженных сейсмических скоростей (волновод), где, по-видимому, присутствует частично расплавленное вещество.

Магматизм в данной обстановке проявился во фронтальной части Скифской плиты спустя 20 – 30 млн лет после начала континентальной коллизии и включал извержение вулканов Казбек и Эльбрус, образование игнимбритов кальдеры Чагем (2,8 млн лет), внедрение гранитоидов Эльджуртинского и других массивов (2 – 2,5 млн лет), малых интрузии гранит-порфиров и сиенит-порфиров района Минеральных вод (8,8 – 9,6 млн лет).

Другим примером являются Восточные Альпы, которые представляют собой результат субдукции под Евразийскую окраину океанической литосферы Адриатического микроконтинента и формирования Ав- стро-Альпийских покровов.

При взаимодействии континентальной окраины с несколькими разными плитами и микроплитами могут наблюдаться переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции и наоборот. Примером может служить продолжение в западном направлении Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Последняя, в свою очередь, в северном направлении через трансформный разлом «желобороген» сменяется Индо-Бирманской коллизионной системой.

Континентальная коллизия в термически подготовленных регионах сопровождается расслоением литосферы. Наряду с мантийной возни-

кают нижнекоровые и внутрикоровые астеносферы (астенослои, астенолинзы). Это способствует подвижности отдельных блоков земной коры – шолей, которые в миниатюре повторяют поведение литосферных плит. Для шолей характерны активные и пассивные окраины. На активных окраинах шолей происходит подтекание (субфлуэнция) корового материала, что сопровождается магматизмом (обычно полнодифференцированные серии повышенной щелочности) и формированием шолегенного магматического ареала.

При столкновении континентов извилистость их контуров порождает так называемую индентерную тектонику, для которой характерен декомпрессионный базальтодный магматизм. Сосуществование пространственно сближенных разноглубинных очагов (мантийных и коровых) генерирует широкий спектр гибридных пород.

Минерагения. Для зоны столкновения островной дуги с континентом характерно медное и золотое оруденение, а также месторождения нефти и газа. Медные руды (месторождение Маунт-Фьюбилайн, ПапуаНовая Гвинея) встречаются как в виде медно-порфирового, так и скарнового генетических типов, а также образуют пластовую залежь массивных сульфидов. В этом же районе золоторудное месторождение Мороуб располагается в поясе метаморфизованных сланцев и филлитов и пространственно связано с порфировыми интрузиями дацитов и андезитов.

Для зон столкновения микроконтинентов с континентами в связи с офиолитами известны месторождения хромитовых (Кемпирсайские) и медно-цинковых колчеданных руд (Учалинской, Сибайское и др.), а также никель-кобальтовые месторождения кор выветривания по ультрамафитам (Уфалейская группа).

Взоне столкновения континента с континентом в Гималайском орогене с офиолитовыми комплексами связаны месторождения хромита, магнетита, меди, магнезита и талька, с гранитоидами – кварц-поли- металлические жилы. На блоках пассивной окраины в песчаниках известны гидрогенные месторождения урана.

Впределах Кавказского орогена эксплуатируются медно-молиб- деновые порфировые месторождения (Каджаран, Далиг и др.), вулкано- генно-осадочные марганцевые месторождения (Чиатурское рудное поле), ртутные и сурьмяно-ртутные (Ахейское, Авадхарское и Хнекское месторождения), скарновые магнетитовые руды (Дзамское месторождение). Кроме того, широко известен Южно-Каспийский нефтегазонос-

ный бассейн, приуроченный к реликтовым полям субокеанической коры палеоокеана Тетис.

Контрольные вопросы

1.Перечислить возможные варианты столкновения различных геоструктур.

2.Охарактеризовать последовательность формирования, возникающие структуры и минерагению зон столкновения островной дуги с континентом. Примеры.

3.Привести характеристику зон столкновения микроконтинентов с континентом.

4.Какие процессы происходят в зоне столкновения континентов с континентами? Возникающие структуры и минерагения. Примеры.

238В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

10.«ГОРЯЧИЕ ТОЧКИ» И МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ

В 1965 г. канадский учёный Дж.Т. Уильсон выдвинул гипотезу о том, что асейсмические хребты океанов, такие, как Гавайский, подстилаются аномально горячими участками мантии – «горячими точками» (hot spot). В 1971 г. Д. Морган предположил, что эти «горячие точки» располагаются на вершинах локализованных восходящих мантийных потоков – мантийных плюмов, и что примерно 20 активных областей вулканизма (Гавайи, Исландия, Тристан-де-Кунья, Иеллоустон и др.) связаны с такими плюмами.

Иногда под «горячей точкой» понимается проявление внутриплитной магматической активности, обусловленное процессами в верхней мантии, а «мантийный плюм» – проявление внутриполитной тектонической и магматической активности, обусловленное процессами в нижней мантии, источник которой может находиться на любой глубине, вплоть до границы ядро – мантия – слой D'' (Грачёв, 2000). Часто термины «горячая точка» и плюм используются как синонимы. Вместе с тем, следует подчеркнуть, что если положение «горячей точки» устанавливается непосредственно при наблюдении за вулканической активностью зоны, то вывод о существовании плюма подтверждается данными глобальной и региональной сейсмотомографии, хотя прямое их наблюдение недоступно.

Среди «горячих точек» выделяются локальные внутриплитные проявления с размерами от сотен до первых тысяч километров в поперечнике (собственно «горячие точки») и огромные суперплюмы, объединяющие собой несколько локальных «горячих точек» и имеющие поперечник вплоть до десятков тысяч километров (Южно-Тихоокеанский и Африканский суперплюмы).

По современным представлениям мантийные плюмы, или просто плюмы, представляют собой сравнительно узкие колонны разогретого вещества, поднимающиеся из глубоких (не менее 650 км) слоев мантии, так как их вещество легче окружающих пород. Вещество плюма ведет себя как пластическое тело (возможно, частично расплавленное) и под-

нимается подобно соляным диапирам. При этом оно подвергается внутренним деформациям, последствия которых можно наблюдать в мантийных ксенолитах в вулканических породах. Пo некоторым оценкам диаметр плюмов составляет от 200 до 800 км, а скорость подъема – до 2 см/год. Плюмы встречаются как внутри плит, так и на дивергентных границах между плитами. Плюмы на поверхности Земли порождают купола, центральные участки которых могут возвышаться до 1 – 2 км над окружающей местностью.

Рис. 10.1. Схема распределения горячих точек в системе литосферных плит Земли, по В.И.Коваленко и др. (2009). 1−3 – горячие точки: 1 – внутренних участков литосферных плит, связанные с суперплюмами, 2 – контролирующие позиции СОХ, 3 – тяготеющие к конвергентным границам плит; 4−5 – границы литосферных плит: 4 – дивергентные (СОХ), 5 – конвергентные; 6 – проекции горячих полей мантии (суперплюмов). Цифры на схеме: 1−7 – горячие точки Южно-Тихоокеанского суперплюма: 1 – Гавайская, 2 – Каролинская, 3 – Маркизская, 4 – Самоа, 5 – Таити, 6 – Питкаирн, 7 – Макдональд; 8−15 – горячие точки Африканского суперплюма: 8 – Хоггар, 9 – Тибести, 10 – Дарфур, 11 – Афар, 12 – Восточно-Африканская, 13 – Виктория, 14 – Каморы, 15 – Реюньон; 16−24 – горячие точки конвергентных границ плит: 16 – Еллоустоун, 17 – Ратон, 18 – Вудалянчи, 19 – Чангбайши, 20 – Датонг, 21 – Тенгчонг, 22 – Хайнань, 23 – Лорд Хоуэ, 24 – Восточно-Австралийская; 25−45 – горячие точки СОХ: 25 – Ян Майен, 26 – Исландия, 27 – Азоры, 28 – Новая Англия, 29 – Фернандо, 30 – Тринидад, 31 – Вознесения, 32 – Святая Елена, 33 – Тристан, 34 – Гоф, 35 – Метеор, 36 – Буве, 37 – Марион, 38 – Крозе, 39 – Амстердам, 40 – Кергелен, 41 – Бови, 42 – Кобб, 43 – Баджа, 44 – Галапагосы, 45 – о-в Пасхи

В.И.Коваленко и др. (2009) выделяют следующие группы «горячих точек»:

1) Приуроченные к конвергентным границам плит – зонам субдукции и коллизии (рис. 10.1, точки 16 – 24 и 41 – 45). 2) «Горячие точки» Атлантического океана, определившие границу позднепалеозойского раскола континентов западного и восточного полушарий (рис. 10.1, точки 25 – 36). 3) «Горячие точки» литосферных плит, тяготеющие к центральным участкам проекции суперплюмов на дневную поверхность.

Предполагается, что на континентах плюмы фиксируются в точках тройного сочленения (например, Афар), где в последующем мог происходить разрыв континентальной коры. Здесь они формируют весьма пологие сводово-купольные поднятия диаметром до 100 км и вертикальной амплитудой до 1 – 2 км, осложненные густой сетью грабенообразных прогибов. Примерами воздействия плюмов на континентальную кору является восточный дрейф Восточно-Европейской плиты со скоростью 2 – 3 см/год, что сопровождается омоложением возраста вулканитов с востока на запад от Силезии и Богемии через Эйфельские маары до района Центрального массива Франции (Дункан и др., 1972). В этом же плане следует рассматривать «гипотезу проскальзывания» Африканской плиты над «hot spot» с формированием Восточной ветви Африканско-Аравийского вулканического пояса (Казьмин, 1975).

На дивергентных границах между плитами плюмы сосредоточены, главным образом, в зонах СОХ. С плюмом под Исландией связан широкий сегмент Срединно-Атлантического хребта, выступающий в Исландии над уровнем моря.

Типичным примером внутриплитных океанических плюмов в океанах является плюм Гавайских-Императорских островов (рис. 10.2). Здесь в Гавайском хребте отмечается цепь подводных и надводных вулканов, возраст которых последовательно омолаживается с СВ на ЮВ от 28 млн лет (Мидуэй) до современного (Килауэа) и новообразующегося (Лоихи). Такое омоложение связывается с прохождением Тихоокеанской плиты над Гавайским плюмом при ее движении в СЗ направлении.

Во всех случаях от «горячей точки» отходят вулканические хребты – следы прохождения плиты над плюмом. Возраст известных плюмов и «горячих точек» в истории Земли варьирует от раннего протерозоя (2,1 млрд лет) до современного. На сегодня по сведениям разных авторов насчитывается от 20 до 122 «горячих точек».