 | проблемы типизации террейнов |
Source: Некоторые проблемы геодинамической типизации террейнов, перекрывающих и «сшивающих» комплексов
Материал из wiki.fegi.ruб авторы - А.И.Ханчук, В.В. Голозубов, С.М.Родионов, Н.А.Горячев, В.П. Симаненко
Распознавание кратонов и их фрагментов не вызывает затруднений, в то время, как геодинамическая природа аккретированных террейнов, формировавшихся вдоль окраин кратонов или на удалении от них, не всегда поддается однозначной интерпретации.
Хорошо распознаются террейны – фрагменты океанической коры, образованные тектонизированными офиолитами, верхи которых образованы базальтами со специфическими геохимическими характеристиками, а также пелагические - гемипелагическими органогены с кремнистыми образованиями.
Разработаны комплексы-индикаторы для выделения фрагментов активных окраин, сохранявших характерную первичную зональность (в направлении от океана к окраине): аккреционные призмы, преддуговые бассейны, фронтальные и задужные части островных дуг (с проявлениями известково-щелочного и/или бонинитового вулканизма). Полярность островодужных систем устанавливается с учетом реконструированных пространственных соотношений комплексов осевых частей вулканических дуг относительно родственных этим дугам аккреционных призм. Фрагменты мезозойских активных окраин прослежены вдоль северо-западного побережья Охотского моря, на севере Камчатки и в Корякии (Удско-Мургальская активная окраина - Парфенов, 1984; Тильман, Натапов, 1989; Зоненшайн и др., 1990; Филатова и др., 1990; Соколов, 1992; Ханчук, 1993; Соколов и др., 1999; Богданов, Филатова, 1999 и др.).
Самый важный элемент активных окраин - аккреционные призмы выделяется у Seely et al., 1974; Сили и др., 1978; Westbrook et al., 1987; Moore & Birn, 1987; Proceedings…., 1995 и др.). Аккреционные призмы сложены счешуенными пластинами, наклоненными в сторону континента или островной дуги и омолаживающимися в сторону океана. Снизу призмы ограничены поверхностями главного срыва (decollement), располагающимися внутри осадочного разреза (иногда проникающими в нижние горизонты, вплоть до базальтового слоя океанической коры), полого наклоненными под континент или островную дугу и отчетливо прослеживаемыми на сейсмограммах на многие десятки километров от глубоководного желоба. В строении многократно повторяющихся чешуй принимают участие отложения глубоководных равнин, желоба, континентального склона и шельфа, причем возраст этих отложений закономерно омолаживается по мере перемещения от верхних структурных уровней к нижним. Предполагается, что формирование этих структур является прямым отражением пододвигания океанической плиты под континент или островную дугу и связано оно с реализацией различных механизмов: фронтальной и базальной аккреции, субдукционной эрозии и др. (Dickinson, 1971; Ernst, 1975; Karig, 1974; Seely et al., 1974; Platt et al.,1985, Кеннет, 1987).
При фронтальной аккреции объемы смещаемых с океанической плиты и причленяемых к призме осадков практически полностью совпадают. При базальной аккреции часть чехла пододвигаемой плиты проскальзывает под призму и на некоторой глубине может причлениться к ней. Такой способ поступления материала обозначается как подслаивание (underplating) (Ernst, 1975; Platt et al.,1985; Davis et al., 1983; Hashimoto & Kimura, 1999). Известны примеры реализации в одной призме механизмов как фронтальной, так и базальной аккреции, когда верхняя часть пододвигаемой плиты срезается и причленяется к аккреционной призме за счет фронтальной аккреции, а нижняя - «подслаивается» под призму. При субдукционной эрозии осадочный чехол субдуцируется в глубокие горизонты литосферы вместе с океанической плитой. Этот механизм привлекается для объяснения отсутствия аккреционных призм на внутренних склонах ряда глубоководных желобов (Karig, 1974; Warsi et al., 1983).
В орогенных поясах Циркум-Тихоокеанского региона выделяют террейны - фрагменты древних (как палеозойских, так и мезозойско-кайнозойских) аккреционных призм, в том числе - содержащих зоны меланжей с офиолитовыми пластинами (Blake, Jones, 1974; Парфенов, 1984; Lash, 1987; Taira & Tashiro, 1987; Григорьев и др., 1987; 1988; Mizutany et al., 1990; Pre-Cretaceous …, 1990; Натальин, 1991; Соколов, 1992; Ханчук, 1993; Парфенов и др., 1998; Nokleberg et al., 1998;. Соколов и др. 1999 и др.). Такого рода террейны образуют большую часть Сихотэ-Алиня и Японских островов. На карте выделяют два типа террейнов – фрагментов аккреционных призм: типа А – сложенных преимущественно турбидитами при небольшой роли океанических пород (которые могут отсутствовать) и типа Б – сложенных преимущественно океаническими породами при подчиненном распространении турбидитов (Nokleberg et al., 1994; Парфенов и др., 1998)
Изучение фрагментов аккреционных призм в орогенных поясах восточной окраины Азии идет при выделении остатков радиолярий и конодонтов с целью установить возраст вмещающих кремнистых, меньше – терригенных пород на всех уровнях реконструированных тектоностратиграфических последовательностей (Pre-Cretaceous …, 1990, Кемкин, 2003 и др.).
На карте террейнов северного обрамления Пацифики (Nokleberg et al., 1994) выделены так называемые флишевые террейны или террейны турбидитовых бассейнов, геодинамическая типизация которых затруднительна (Парфенов и др., 1998).
В пределах современных пассивных окраин многокилометровые толщи турбидитов накапливаются вдоль подножий континентальных склонов, главным образом, в приустьевых частях рек-гигантов (Лисицын, 1988). Примером бассейна палеозойской пассивной окраины является Верхоянский прогиб вдоль восточного обрамления Северо-Азиатского кратона (Парфенов, 1984).
В пределах активных окраин турбидиты накапливались в задуговых и преддуговых бассейнах, а также в глубоководных желобах (в последнем случае они участвуют в строении аккреционных призм, например, в поясе Симанто Внешней Японии -Taira & Tashiro, 1987). Седиментация в этих бассейнах происходит на фоне интенсивного островодужного вулканизма с высокой степенью эксплозивности и поставлявшего в окружающие седиментационные бассейны большое количество вулканокластики. Горизонты вулканитов и вулканокластических турбидитов характерны для шельфовых и склоновых отложений преддуговых, частью – задуговых бассейнов, а также отложений глубоководных желобов. (Ботвинкина, 1974; Хворова, 1987). Отложениями таких бассейнов считаются палеозойские и мезозойские турбидиты Корякии и нижнемеловые турбидиты Киселевско-Маноминского террейна на Севере Сихотэ-Алиня (Геосинклинальное …; 1987; Маркевич и др., 1997). В отложениях задуговых окраинных морей, особенно граничащих с континентами, влияние надсубдукционного вулканизма по мере удаления от фронтальных частей дуг ослабевает, однако все же сказывается, благодаря постоянной примеси пирокластики, причем некоторые интервалы разрезов ею обогащены. (Хворова, 1987).
Фрагментом турбидитового бассейна иного типа является раннемеловой Журавлевский террейн Сихотэ-Алиня, образованный сильно дислоцированной очень мощной толщей нижнемеловых аркозовых терригенных пород, накапливавшихся без вулканизма. Крайне редкие потоки базальтов и только на валанжинском уровне разреза имеют внутриплитные геохимические характеристики (Левашев и др., 1989). По составу, характеру и скоростям лавинной седиментации турбидиты Журавлевского террейна могут сопоставляться с отложениями современных бассейнов пассивных континентальных окраин. Однако в том же Сихотэ-Алинском орогенном поясе установлены террейны также раннемелового возраста, представляющие фрагменты активной окраины. В частности, аркозовые турбидиты Журавлевского террейна замещаются по латерали (в рамках одной окраины) как образованиями фронтальной части дуги (пояс Монерон – Ребун - Кабато) и задугового бассейна (Кемский террейн), так и комплексами аккреционных призм (Таухинский и Киселевско-Маноминский террейны).
Формирование турбидитов Журавлевского террейна происходило вдоль границы континент-океан на фоне крупномасштабных левосторонних трансформных скольжений плиты Изанаги относительно Евразиатского континента. Поверхностным выражением этих скольжений является система окраинно-континентальных левых сдвигов Танченг-Луджиянг (Тан-Лу) (Jiawei et al., 1987; Jiawei, 1993).
Сочетание в пределах одной окраины участков доминирования субдукции и участков трансформных скольжений объясняется наличием разноориентированных участков окраины при дрейфе плиты Изанаги с юга на север и, соответственно, различными углами относительной конвергенции (Голозубов и др., 1990; Голозубов, Ханчук, 1995).
Соответственно возникает проблема выделение режима трансформной окраины в структурах геологического прошлого. Как показали расчеты П.Патчетта и К.Чейза, протяженность современных трансформных окраин составляет около 8% протяженности окраин (Patchett & Chase, 2002). Между тем на геодинамических реконструкциях трансформные границы плит не показаны даже на участках, где океанические плиты скользят под острым (менее 30о) углом или даже параллельно краям континентальных плит (на схемах показаны субдукционные границы).
Исключение составляют последние реконструкции К.Скотиза и др., на которых продемонстрированы трансформные границы для отдельных эпизодов становления западной окраины Северной Америки в мезозое и кайнозое. (Scotese et al., 2001). В связи с этим сопоставление современной западной окраины Северо-Американской плиты и раннемеловой Восточно-Азиатской окраины представляется правомерным, поскольку в структурном отношении эти окраины имеют много общих черт.