Трансформные окраины
Трансформенные окраины как тип континентальных окраин имеют незначительное распространение и разделены на два подтипа: дивергентные и конвергентные
Дивергентные окраины. Для них присущи узкий шельф и очень крутой континентальный склон, с основанием которого совпадает резкая тектоническая граница между континентальной и океанической корой, практически без переходной зоны между ними, и слаборазвитое континентальное подножие.
Типичным примером современной трансформной дивергентной окраины является атлантическая окраина Африки на участке северного побережья Гвинейского залива, где Африканский континент как бы подрезан экваториальной зоной разломов Атлантики. Здесь проявлены все характерные черты трансформной окраины: узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, с основанием которого совпадает резкая тектоническая граница между континентальной и океанской корой, практически без переходной коры между ними, слаборазвитое континентальное подножие. По разлому на границе континент/океан наблюдаются как вертикальные сбросовые, так и горизонтальные сдвиговые смещения, т.е. эта граница носит транстенсивный, сдвигово-раздвиговый характер.
Конвергентные окраины
С ними связано обычно образование нескольких цепочек раздвиговых осадочных бассейнов, кулисообразно расположенных и выполненных плиоцен-четвертичными образованиями, между которыми находятся приподнятые блоки более древнего основания. По существу это недавно погруженные участки континента, на котором по соседству с ним расположены такие же бассейны.
Трансформные конвергентные окраины представлены на двух отрезках тихоокеанской окраины Северной Америки — на севере против Канады и юго-восточной Аляски, где такой характер окраины определяется сдвигом вдоль архипелага Королевы Шарлотты, и против Калифорнии. В первом случае картина строения окраины весьма сходна с предыдущим подтипом и отличием является, пожалуй, лишь принадлежность к конвергентной в целом границе Северной Америки, с нырянием под нее Восточно-Тихоокеанского поднятия. Вторым примером трансформной конвергентной окраины является так называемый Калифорнийский бордерленд. Он представляет участок подводной окраины к югу от Поперечных хребтов Калифорнии, находящийся между двумя параллельными сдвигами: сдвигом Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, ограничивающим бордерленд со стороны океана. Между ними внутри самого бордерленда проходит, по-видимому, еще несколько сдвигов, принадлежавших той же системе. По существу, этот бордерленд представляет недавно погруженный участок континента, на котором по соседству с ним распространены такие же бассейны.
Трансформные окраины окраины характеризуются мелкофокусными землетрясениями. Образование трансформных окраин может быть связано с наличием сдвиговых смещений плит относительно друг друга на отдельных отрезках границ этих плит во время раскрытия бассейна.
Строение земной коры характеризуется наличием сейсмофокальной зоны, полого (~30°) погружающейся под континент, и зональным строением: глубоководный желоб, аккреционная призма (присутствующая не всегда), вулкано-плутонический пояс со спорадически присутствующими зонами осевых и тыловых рифтов, пояс тыловых надвигов и гранитоидиых интрузивов.
Строение и металлогения глубоководных желобов и аккреционных призм сходны с таковыми островодужных систем.
В вулкано-плутоническом поясе в верхней части разреза развиты осадочно-вулканогенные толщи преимущественно субаэрального типа мощностью до нескольких (3 - 5) километров. Они прорваны комагматичными эффузивам интрузивными телами. Фундамент пояса сложен структурно-вещественными комплексами консолидированной континентальной коры предшествующих этапов развития. Обычно это коллаж террейнов: фрагментов докембрийской кристаллической коры, островодужных и океанических комплексов, океанских островов (симаунтов), пассивных континентальных окраин.
Существуют два вида вулкано-плутонических поясов: 1) андийский с примерно равными объемами вулканических и плутонических образований; 2) кордильерский, где явно превалируют плутонические образования.
Типы пород: Во фронтальной части - вулканогенные породы: базальты, андезибазальты, андезиты, андезито-дациты, дациты, риолиты известково-щелочного ряда при преобладании пород среднего и кислого составов, присутствии отложений пирокластических потоков – игнимбритов и сваренных туфов.
В тыловой части могут появляться трахиты, трахириолиты и риолиты при существенном преобладании средних и кислых разностей. В вулканогенно-осадочных толщах обычно содержится обильный детрит углефицированных растительных остатков.
Интрузивные породы известково-щелочного ряда: варьируют от диоритов и габбро-диоритов до лейкократовых двуслюдяных гранитов. Во фронтальной и осевой частях вулкано-плутонического пояса преобладают гранитоиды (I-типа (гранодиориты и монцониты), в тыловой части пояса - граниты S-типа (кварцевые монцониты, гранодиориты, двуслюдяные граниты). Для пояса характерны крупные вулканические постройки щитовых и стратовулканов, дайки и субвулканические тела, батолиты, кальдерные и вулкано-тектонические депрессии, выполненные отложениями пирокластических потоков; межгорные прогибы, заполненные вулканогенно-осадочными толщами.
На более поздней стадии эволюции этих поясов щелочность повышается еще больше. Именно к вулканоплутоническим поясам бывают приурочены самые крупные гранитные батолиты, примеры чего мы и видим в Андах. Подобно вулканическим дугам, вулканоплутонические пояса на зрелой стадии своего развития испытывают в осевой зоне некоторое растяжение и здесь возникают рифты, примеры чего мы наблюдаем тоже в Андах.
Рифтогенез и свойственный ему щелочно-базальтовый или бимодальный вулканизм проявляются и в тылу вулканоплутонических поясов, например в Патагонии, опять-таки напоминая процессы формирования окраинных морей, протекающие на окраинах западно-тихоокеанского типа. Хорошие ископаемые примеры того же известны в позднем палеозое и триасе Монголии и Забайкалья.
В истории подвижных поясов установлены многочисленные факты перехода одного типа активной окраины в другой. Так, Тихоокеанская окраина Азии к концу юры – середине мела приобрела характер окраины андского типа с мощным краевым вулкано-плутоническим поясом, протянувшимся от Чукотки до Калимантана. В кайнозое произошел распад этого пояса и окраина Азии получила современный вид типичной островодужной окраины. Напротив, тихоокеанская островодужная окраина Северной Америки начиная с конца юры стала превращаться в окраину Андского типа.
В геологической истории известны и случаи превращения активных окраин андского типа в пассивные, например восточная окраина Австралии после триаса, и пассивных окраин в активные западно-тихоокеанского типа. Последнее связано с появлением в океане по соседству с пассивной окраиной энсиматической вулканической дуги, как это произошло в районе Омана в конце мела.
Изучение современных активных окраин имеет первостепенное значение для понимания средних стадий эволюции внутренних зон складчатых поясов, также характеризовавшихся развитием многочисленных островных дуг, энсиматических и знсиалических, вулканических и невулканичсских, окаймлявших их желобов и прогибов, преддуговых, тыльно-дуговых, междуговых, окраинноморских бассейнов. В традиционной «геосинклинальной» терминологии эти области именовались эвгеосинклиналями, островные дуги — геоантиклиналями (в работах В.В. Белоусова и его последователей — интрагеоантиклиналями), а разделяющие и окаймляющие прогибы и впадины — частными геосинклиналями (интрагеосинклиналями).
При палеотектонических и палеогеодинамических реконструкциях активных окраин геологического прошлого наибольшее диагностическое значение имеет изучение петрохимии и геохимии вулканитов и интрузивов особенно на уровне рассеянных элементов и изотопных соотношений, не только стронция, но и неодима и некоторых других. Конечно, никак не следует пренебрегать и изучением осадочных формаций и образуемых ими литодинамических комплексов.
Мииерагения. Во фронтальной и осевой частях вулкано-плутонических поясов с гранитоидами I-типа связаны многочисленные медные, медно-молибденовые, золото-медно-молибденовые месторождения, скарновые месторождения с железом, медью и вольфрамом.
Медно-золоторудные и серебряные жильные месторождения размещаются по периферии известково-щелочных батолитов. Среди медных жильных месторождений выделяются два подтипа: 1) халькопирит- актинолит-магнетитовые; 2) халькопирит-пирит-спекуляритовые, содержащие промышленные концентрации золота.
Серебряные жильные месторождения с баритом залегают в пределах пояса батолитов среди известковистых пород. Серебро присутствует в виде сульфасолей и сопровождается небольшим количеством кобальта, никеля, свинца и цинка.
Стратиформные месторождения рассеянных медных сульфидов представлены тонкими вкрапленностями халькозина, борнита и халькопирита со значительным содержанием серебра в вулканических и вулканогенно-осадочных отложениях.
Некоторые медные месторождения приурочены к трубкам, выполненным турмалинизировапными брекчиями, тесно связаны с гранодиоритовыми плутонами и содержат в качестве важного попутного компонента золото. Угловатые обломки цементируются кварц-турмалин-пирит-халькопиритовым агрегатом, в составе которого присутствуют шеелит, вольфрамит и молибденит.
Порфировые медные и медно-молибденовые месторождения представлены всемирно известной медной провинцией Андийского орогена, где они приурочены или к отдельным изолированным штокам, или связаны с поздними фазами гранодиоритовых и кварцево-диоритовых плутонов. Иногда вокруг месторождений отмечаются ореолы со свинцово- цинково-серебряной минерализацией. В Чили и Перу находятся крупнейшие месторождения меди этого типа. Они отличаются рассеянной вкрапленностью и прожилками халькопирита, халькозина и борнита, но содержат гигантские запасы меди (до 0,5 - I млрд тонн). Попутно извлекаемыми продуктами являются золото и молибден.
Медно-свинцово-серебряные жильные и контактово-метасоматические месторождения залегают среди осадочных и вулканогенно-осадочных пород мезозойского и, даже, палеозойского возраста. Характерна приуроченность жильных месторождений к выходам небольших андезит-диоритовых, дацит-тоналитовых и адамеллит-дацитовых штоков среди вулканических толщ, а метасоматических - среди карбонатных.
Медные и урано-ванадиевые месторождения располагаются в северной части грабена Альтиплано, где залегают в палеоген-неогеновых красноцветных континентальных отложениях типа моласс (месторождения Дон-Базилио, Корокоро и Азурита-Куприта). Медное оруденение представлено халькозином и самородной медью, урановое - настураном, урановыми чернями с небольшими примесями серебра и свинца.
Железорудные (магнетитовые) скарновые месторождения локализованы в метаандезитовых породах на контакте тоналит-гранодиоритовых батолитов.
Марганцевые стратиформные месторождения представлены окисленными марганцевыми рудами, переслаивающимися с подводными вулканогенно-осадочными отложениями.
В пределах активной окраины кордильерского типа известны олововольфрамовые и олово-серебряные жильные месторождения, а также оловорудные месторождения порфирового типа.
Оловяно-вольфрамовые жилы (касситерит-вольфрамит-шеелит-кварцевые) месторождения на плато Колорадо, в рифтогенной провинции Бассейнов и Хребтов, в зоне разлома Сан-Андреас локализованы в контактовых зонах батолитов.
Оловяно-серебряные месторождения приурочены к штокам субвулканических дацитов-латитов, оловорудные месторождения порфирового типа - к зонам гидротермального изменения (серицитизация) субвулканических штоков. На окраинах плато находятся уникальные и очень крупные кварцево-молибденовые (с вольфрамом) месторождения (Клаймакс), а также полоса золоторудных месторождений типа Карлин, где тонкодисперсные стратиформные золотоносные залежи залегают в доломитистых известняках. Золото в рудах сопровождается мышьяком, сурьмой и ртутью при содержании металла до 10 г/т.
Вглубь континента располагаются золоторудные месторождения, а также крупнейшие вулканогенно-осадочные месторождения бора
Еще дальше размещается пояс медно-порфировых месторождений со значительными запасами свинца и цинка. Вглубь континента они сменяются жильными и контактово-метасоматическими свинцово-цинковыми месторождениями с серебром, медью и золотом.
Наиболее крупные ртутные месторождения расположены в краевой части орогена.
При палеогеодинамических реконструкциях, проведенных А.С. Ушаковым и Г. Ольсзаком, установлено, что па активной окраине Евроазиатского континента в пермское время были сформированы медистые сланцы Мансфельда в Силезии.
В Центральном Казахстане в обстановке активной континентальной окраины в девонское время сформировались стратиформные железомарганцевые и свинцово-цинково-баритовые месторождения атасуйского типа.
Железорудное месторождение Каражал локализовано в карбонатно- кремнистой толще. Руды магнетит-гематитовые, тонко- и грубослоистые, с чередованием магнетитовых, гематитовых, яшмовых, гематито- кальцитовых, реже - сидеритовых слойков, туффитов и базальтовых потоков. Мощность рудных тел достигает 50 м при содержании железа до 40 - 58 %. Марганцевые руды на месторождении присутствуют в подчиненном количестве, залегая над и под железорудным телом, сменяя его по простиранию и выклиниванию. Они состоят из обогащенных марганцем прослоев кремнисто-карбонатного состава. Мощность марганцевых руд достигает нескольких метров и они сложены браунитом, гаусманитом, а также якобситом, карбонатами и силикатами марганца.
Месторождение Жайрем железо-марганцево-полиметаллическое является типичным месторождением атасуйского типа, для которого характерно совмещение в пределах одного рудного поля пластовых железо-марганцевых и цинковых руд с наложенным гидротермальным барит-цинково-свинцовым оруденением. Мощность стратиформных рудных тел от долей метра до 70 м, чаще 5-25 м. Барит-полиметаллические руды образуют линзообразные залежи, приуроченные к зонам дробления, межпластовым срывам и полостям отслаивания.
Магнетитовые стратиформные эксгаляционно-осадочные скарноидные месторождения рассматриваются на примере месторождения Кен-тюбе, где отложения верхнего девона прорваны интрузиями гранитоидов. Рудовмещающая толща сложена переслаиванием кремнистых алевролитов и тонкозернистых песчаников с прослоями известковистых алевролитов, известняков, туфов липарито-дацитового состава. Рудные тела мощностью от 10 до 70 - 80 м и протяженностью до 2000 м залегают в кварц-полевошпатовых песчаниках. Руды сложены магнетитом и мартитом; присутствуют пирит, пирротин и халькопирит, реже - сфалерит. Богатые руды, содержащие до 50 % железа, переходят во вкрапленные, прожилковые и брекчиевидные с уменьшением содержания железа до 30 %.
Известные в России олово-полиметаллические месторождения представляют собой несколько иной генетический тип известных крупных месторождений активной андийской окраины. К ним отнесены оловорудные и олово-полиметаллические месторождения Приморья (Солнечное, Фестивальное, Дубровское и др.), большинство из которых залегает в юрских и меловых вулканогенно-осадочных толщах, прорванных интрузиями гранитоидов. Минерализованные зоны повышенной трещиноватости и дробления имеют ширину до 100 м и прослеживаются по простиранию на многие километры. В центре зоны сложены кварц-турмалиновыми метасоматитами с внешними оторочками серицитизированных, окварцованпых или пропилитизированных пород, рассеченных кварцевыми жилами и прожилками с касситеритом, а также более поздними кварцево-колчеданными жилами с пиритом и халькопиритом и следующими за ними кварц-карбонатными жилами с галенитом, сфалеритом, сульфосолями свинца.
Скарноидно-полиметаллические месторождения представлены рудным полем Тетюхе, в строении которого принимают участие кремнистые сланцы, алевролиты, песчаники и известняки пермского, триасового, юрского и раннемелового возраста, а также вулканогенно-осадочные толщи позднего мела-палеогена, выполняющие грабенообразные структуры. Рудные тела имеют форму ветвящихся залежей или трубчатых рудных тел и контролируются разломами. Руды имеют сложный состав, сформированный в несколько стадий: предрудную скарновую (свыше 600 °С); скарново-сульфидную (600 - 400 °С) с кристаллизацией геденбергита, граната, аксинита, ильваита, датолита, а также ранних пирротина, арсепопирита, сфалерита, галенита, галено-висмутина, кварца и кальцита; позднюю сульфидную стадию (350 - 120 °С), когда выделилась основная масса сфалерита и галенита, кварца и кальцита; низкотемпературную стадию (100-20 °С), когда формировались друзы кварца, халцедона, кальцита, марказита, флюорита, гизенгерита, цеолитов, палыгорскита.
Гидротермальные жильно-штокверковые месторождения уран- молибденовой формации, образовавшиеся на палеозойской активной континентальной окраине в Южном Казахстане (Бота-Бурумское месторождение), связаны с внедрением кислых экструзий. Месторождение залегает в центральной части вулканической постройки, где оруденение размещено в фельзитах, реже, в туфолавах и лавобрекчиях риолитов в виде рудных тел столбообразной формы. Главное рудное тело расположено в зоне контакта экструзивных фельзитов с эксплозивными брекчиями вблизи дайки диоритовых порфиритов. Другие тела локализуются либо в приконтактовых зонах, либо в зонах сопряжения разноориентированных тектонических нарушений. Руды месторождения тонко-прожилковые и прожилково-вкрапленные с флюидально-полосчатыми, брекчиевыми и прожилковыми текстурами. Основные минералы - урановая смолка, молибденит и арсенопирит; в меньших количествах присутствуют сфалерит, галенит, пирит, халькопирит, блеклая руда, пирротин, висмутин, марказит, станнин, магнетит, ильменит, гематит. Из нерудных распространены кварц, гидрослюда, турмалин, мусковит, биотит, хлорит и кальцит. Околорудное изменение вмещающих пород проявилось в гидрослюдизации и гематитизации фельзит-порфиров.
Зона тыловых рифтов представляет собой чередование горстов и грабенов, часто односторонних, осложненных надвигами. Грабены выполнены мощными (до 10-12 км) вулканогенно-осадочными толщами континентальных грубообломочных моласс, часто угленосных, содержащих покровы трахибазальтов, базальтов, трахитов, риолитов, прорванных мелкими телами лейкократовых гранитов.
Минерагения: Месторождения молибдена, олова, ртути, бериллия, урана, флюорита, РЗЭ. Жильные месторождения со свинцом, цинком, золотом, серебром. Месторождения каменного и бурого угля.
Пояс тыловых надвигов и гранитоидных интрузий характеризуется широким развитием надвиговых структур с падением плоскостей смещения в сторону континентальной окраины. Ширина надвиговых зон достигает десятков километров, в пакеты надвиговых пластин вовлекаются как породы платформенного чехла, так и кристаллического фундамента. Гранитоиды представлены лейкократовыми гранитами S- и А-типов.
Минерагения: олово-вольфрамовые, жильные полиметаллические месторождения. В поддвиговых осадочных толщах - месторождения нефти и газа, каменного угля.
Современные зоны субдукции спрединговых хребтов установлены на примере ряда объектов по периферии Тихоокеанской окраины.
Наиболее изучена субдукция Чилийского спредингового хребта под Андскую континентальную окраину, где создаётся особая геодинамическая обстановка, обусловленная пересечением и длительным взаимодействием дивергентной и конвергентной границ между литосферными плитами. При пододвигании хребта в зону субдукции резко меняются термодинамические условия. Магма, поднимаясь в осевой зоне спрединга, создаёт зазор между расходящимися краями слэбов, образуя «литосферное окно» («окно слэба»), что делает возможным прямое взаимодействие подстилающей слэбы океанической астеносферы с перекрывающим их мантийным клином континентального домена и создаёт особые условия магмогенеза. Субдукция хребта приподымает край континента, срезает аккреционную призму, формирует складчато-надвиговые структуры и продольные сдвиги, создаёт условия для обдукции океанической коры. Под континентом на продолжении оси хребта раскрывается «литосферное окно», над которым прекращается вулканизм субдукциоиного типа, но проявляется другой специфический магматизм как вблизи границы с океаном (проксимальный), так и в обширных ареалах на удалении от неё (дистальный).
Проксимальный магматизм приурочен к самому краю континента, где спрединговый хребет ещё сохраняет свою структуру и продолжает генерировать базальтовую магму. Последняя, поднимаясь, инициирует дальнейший преимущественно бимодальный магматизм. В непосредственной близости от точки тройного сочленения (до 60 км) магматические породы представлены базальтами, андезибазальтами, дацитами и риолитами. На большем удалении от желоба на полуострове Тайтао появляются лавы и пирокласты базальтового, андезитового и дацитового составов, дайки и эруптивные брекии дацитов, риолитов и трахидацитов, а также тела гранитоидов. Отмечается присутствие пород с адакитовой специализацией.
Дистальный магматизм проявляется на расстоянии 250 - 400 км от глубоководного жёлоба и представлен ареалами базальтов, а также субвулканическими образованиями и малыми интрузиями в тылу горного сооружения Анд, где этот магматизм пространственно и во времени увязывается с раскрытием «литосферного окна. Магматизм провлялся в два этапа. На первом этапе образовалось главное вулканическое плато, когда на поверхность поступил основной объём базальтового материала. Это преимущественно толеитовые базальты, реже - щелочные базальты и андезибазальты.
После перерыва на втором этапе поверх платобазальтов формировались шлаковые конусы, лавовые потоки и пирокластиты комплексов «пост-плато», представленные щелочными базальтами, гавайитами, а также базанитами.
Таким образом, проксимальные и дистальные проявления магматизма, порождаемые субдукцией Чилийского хребта, не только разобщены пространственно, но, как показывают исследования М.Г. Ломизе и М.В. Лучицкой (2012), коренным образом отличаются по своему происхождению. Первые развиваются на основе толеит-базальтовой магмы, а также продуктов частичного плавления океанической коры и осадочного материала. Вторые определяются парциальным плавлением больших объёмов глубинной недеплетированной астеносферы типа 01В при её подъёме в «окно слэба».
Минерагения: мезотермальные золотоносные кварцевые жилы, стра- тиформные залежи сульфидов, ртутная минерализация эпитермального жильного типа, а также Sn-Сu-жилы и скарны, ассоциирующиеся с интрузиями.