Зоны коллизии литосферных плит

К коллизионным тектоническим обстановкам относятся зоны столкновения островных энсиматических дуг и микроконтинентов с континентами и зоны орогенов завершенного развития, т. е. зоны столкновения континентов гималайского и кавказского типов.

Во время столкновения (коллизии) литосферных плит происходит тектоническое становление м-ний, образованных в предшествующие стадии раскрытия и начала закрытия океана, т. е. на сталкивающихся островной дуге, микроконтиненте и пассивной или активной окраине континента. В результате они часто приобретают аллохтонноё залегание.

Зоны коллизии островных (энсиматических) дуг с пассивными окраинами континентов. Это – наиболее поздние, заключительные стадии развития дуг, когда они включаются в состав континентальной коры. В геологической истории этот тип орогенов был одним из важных в развитии земной коры. Однако примеров орогенов этого типа кайнозойского возраста мало. К ним относится Новогвинейский ороген. В пределах последнего известны медно-порфировые, контактово-метасоматические, скарновые, меднорудные, медные стратиформные, в также золоторудные гидротермальные м-ния.

В Новогвинейском орогене интересно м-ние Маунт-Фьюбилайн (Ок-Тэди) в С-З части территории Папуа — Новая Гвинея. Оно приурочено к серии сложных гипабиссальных штоков мелкозернистых кварцевых диоритов и гранодиоритов плиоцен-плейстоценового возраста, прорывающих смятые в пологие складки тонкозернистые обломочные породы и известняки олигоцен-среднемиоценового возраста. Рудное поле приурочено к северной части пассивной окраины Австралийской плиты, так как вмещающие осадочные толщи представляют собой шельфовые осадки. Они изучены бурением поисковых нефтяных скважин, вскрывших гранитный фундамент. К северу от складчатой зоны, вмещающей рудное поле м-ния Маунт-Фьюбилайн, находится зона интенсивной складчатости и зеленосланцевого метаморфизма (горы Шатебург); очевидно, это область шовной зоны, за которой следует пояс интрузий с возрастом 12¾15 млн. лет (ранний и средний миоцен) и метаморфизованных вулканитов и осадков (видимо, вулканическая дуга островодужной системы) и еще севернее, в районе разлома Фрида, появляются пластины офиолитов и зеленосланцевых пород (возможно, породы аккреционной призмы островной дуги).

В пределах рудного поля м-ния Маунт-Фьюбилайн установлено несколько штоков гранодиоритового или кварцево-диоритового состава площадью от 2 до 9 км². В пределах одного штока выявлена медная минерализация промышленного значения.

Основное рассеянное гипогенное медное оруденение залегает в интрузивном кварцево-латитовом порфировом штоке Фьюбилайн, имеющем форму цилиндра, диаметром около 1 км. К-Ar возраст интрузии 4,7 млн. лет. В центральной части штока находится кварцевое тело в виде некка размером 240х120 м. Сульфиды меди – гипогенные халькопирит и борнит и супергенные – халькозин и ковеллин. Возраст наиболее поздней стадии гидротермальной деятельности – 1,2 млн. лет (плейстоцен). Несмотря на очень молодой возраст оруденения, на м-нии отчетливо проявились окисление и частичное выщелачивание до глубины почти 300 м; ниже этой зоны залегает зона вторичного супергенного обогащения с содержанием меди до 1-1,51%.

М-ние Маунт-Фьюбилайн весьма интересно для познания разных форм генезиса медного оруденения, так как в его пределах, кроме типичного медно-порфирового оруденения, известно медное оруденение в скарнах и пластовая залежь массивных сульфидов.

Скарны на контакте интрузивных пород с известняками содержат пластообразную залежь высокосортной медной руды, ассоциирующей с магнетитом. Пластовая залежь массивных сульфидов, мощностью 15 м, приурочена к зоне надвига вдоль контакта известняков с кварцевыми песчаниками. Рудное тело с медью от 0,1 до 5 % сложено пиритом, пирротином с магнетитом, халькопиритом, марказитом, галенитом и сфалеритом.

В зоне столкновения островной дуги с пассивной окраиной на территории Папуа — Новая Гвинея расположено значительное золоторудное м-ние – Мороуб, залегающее в поясе метаморфизованных сланцев и филлитов толщи Каинды, прорванной массивом гранодиоритов Мороуб. Золотое оруденение пространственно тесно связано на участках Уду-Крик и Гольден-Ридж с близповерхностными порфировыми интрузиями дацитового и андезитового состава. Радиогенный возраст оруденения оценивается в 3,4 ¾ 3,8 млн. лет, т. е. оно позднеплиоценовое. Жильные зоны и жилы, мощностью до нескольких метров, содержат пирит, халькопирит, галенит, прустит, самородные серебро золото. Золото низкопробное, их жильных минералов присутствуют кварц и кальцит.

На северной пассивной окраине Австралийской плиты известны м-ния нефти и газа, на формирование и перемещение залежей которых, по-видимому, влияло надвигание островной дуги с севера (субдукционный фактор).

Зоны коллизии микроконтинента с континентом представляют собой надвиговые и покровные зоны, образованные на месте закрывшегося спредингового окраинного моря. Молодая океаническая кора на дне этого моря, вместе с покрывающими ее карбонатными и терригенными осадками раскалывается на скучивающиеся пластины. В начальную стадию скучивания в окраинном море возникают островные невулканические дуги, сложенные обдукцированными офиолитами океанической коры. Показательный пример в Тасманском спрединговом море - о-в Новая Каледония, с его небольшими колчеданными и хромитовыми м-ниями и производными мощных процессов латеритизации ультрабазитов, в виде латеритных и Ni-Co-вых м-ний. Палеоаналог — Уфалейский район на Урале.

После завершения столкновения микроконтинент причленяется к континенту и происходит тектоническое становление (обдукция) крупных пластин океанической коры на континент или микроконтинент. Так возникли выходы крупнейших и мощных пластин офиолитов в Омане, на Папуа — Новая Гвинея, на Западном склоне Урала (Полярный и Южный Урал) и в некоторых других регионах.

Пример зоны столкновения микроконтинент – континент ¾ Южный Урал, где в позднем девоне закрылось Тагило-Магнитогорское окраинное море и столкнулись Урало-То больский (Мугоджарский) микроконтинент с пассивной окраиной Восточно-Европейского континента. Покровная и надвиговые зоны на месте Тагило-Магнитогорского окраинного моря подверглись «додавливанию» и завершающим деформациям в конце раннего карбона при закрытии Тургайской ветви океана и столкновении Восточно-Европейского континента и причлененного к нему Урало-Тобольского микроконтинента с Казахстанской мегаплитой. При этом офиолитовые покровы были шарьированы и разбиты на более мелкие пластины и блоки. Видимо, так сформировались на дне спредингового окраинного моря м-ния хромитовых (Кемпирсайские) и Cu-Zn- вых колчеданных руд (Медный пояс Урала).

В процессе скучивания коровых пластин метаморфизму подвергались перекрывающие океаническую кору известняковые и терригенные толщи, содержащие нередко прослои битуминозных сланцев, а также карбонатные и терригенные толщи пассивных окраин континентов и микроконтинентов, обогащенные россыпными минералами. Так в зоне столкновений покровно-шарьяжного строения образуются секреционно-метаморфические седловинные, штокверковые и другие залежи золоторудных м-ний, телетермальные ртутные и сурьмяно-ртутные м-ния, а при выплавке и внедрении коллизионных анатектических гранитов — регенерированные золоторудные и жильные оловорудн ые м-ния.

Орогены колизий континентов. Это ¾ складчатые пояса и сложные тектонические сооружения, возникающие при надвигании активной окраины одного континента на пасси-вную окраину другого (гималайский тип) или при столкновении континентов активными окраинами (кавказский тип). В Гималайском орогене развитие структур столкновения началось в палеогеновое время, после того как Индийская плита достигла Евразиатской плиты и начала поддвигаться под ее активную окраину. Несмотря на грандиозность орогена, длина поддвиговой зоны которого около 2500 км, а ширина около 250 км, он остается мало исследованным. Здесь установлены крупные гранитные плутоны, формирование которых началось после начала гималайской орогении, т. е. после поддвигания в неогеновое время. С этими гранитоидами связывают образование кварцево-полиметаллических жил, а также привнос меди, сурьмы. Указывается на оловоносность бедринатских гранитов. Отмечено наличие в Чамольской известняковой зоне Гарвальских Гималаев м-ний магнезита, образование которых связывают с движением растворов, обогащенных магнием, вдоль Главного Центрального взброса. Другие м-ния (хромита, магнетита, самородной меди) связаны с офиолитовыми комплексами, тектоническое становление которых началось в раннюю стадию гималайской орогении (стадия столкновения).

Столкновение континента с континентом по гималайскому типу сходно с описанными выше зонами столкновения микроконтинента с континентом. Поэтому в покровно-шарьяжных поясах гималайского типа при благоприятном развитии осадочных толщ пассивной окраины можно ожидать также м-ния золота, ртути и сурьмы.

Развитие тектонических структур Кавказского орогена по модели столкновения континентов началось в послемеловое время. после того как островная дуга Малого Кавказа, сформированная в юрско-меловое время, была надвинута на пассивную окраину Иранской мезоплиты. Позже началось сближение Иранской: и Восточно-Европейской литосферных плит и дальнейшее закрытие океана Тетис. Следовательно, для выяснения закономерностей размещения м-ний в орогенах столкновения кавказского типа необходимо изучить особенности локализации на Кавказе скоплений с эоцена – олигоцена полезных ископаемых.

Г. А. Твалчрелидзе в пределах Кавказского орогена выделяет следующие промышленно-генетические типы м-ний и скоплений полезных ископаемых: 1) скарновые и жильные молибдена и вольфрама, иногда с As или Sb; 2) Cu-Mo-вые порфировые, 3) вулканогенно-осадочные марганцевые, 4) Hg и Sb-Hg-тные, 5) скарново-магнетитовые. Встречаются и кварцево-полиметаллические жильные рудопроявления и мелкие по масштабу м-ния.

Скарновые и жильные молибден-вольфрамовые, иногда с мышьяком и сурьмой – м - н и я расположены преимущественно в зоне Главного Кавказского хребта, т. е. в пределах северной сталкивающейся активной окраины Евразиатской плиты. В их числе м-ние молибдена и вольфрама Тырныаузское, а также Кароби, Дана, Зопхито, Ноцара и др. В последнее время формирование Тырныаузского м-ния связывается с эльджуртинскими гранитами, а его возраст определяется в 13 ¾ 14 млн. лет.

Медно-молибденовые порфировые м-ния Каджаран, Агарак, Мисхана, Далиг, Дастакерт расположены в пределах Мисхано-Зангезурской зоны южной окраины Иранской плиты. М-ния приурочены к батолитам и штокам гранодиоритового и монцонитового состава, прорывающим эоценовые вулканогенные образования. Возраст медно-молибденового оруденения определяется как пост-раннемиоценовый.

Вулканогенно-осадочные марганцевые м-ния представлены крупным рудным полем Чиатурского м-ния, включающим собственно Чиатурское, Чхари-Аджа-метское, Шкмерское и другие м-ения ранне-олигоценового возраста. Расположено оно в зоне столкновения на Дзирульском срединном массиве (микроконтиненте).

Ртутные и сурьмяно-ртутные кайнозойские м-ния широко распространены на Кавказе. Одна из зон ртутных м-ний расположена в пределах южного склона Боль-шого Кавказа, прослеживаясь из Горной Абхазии (Ахейское и Авадхарское м-ния) через Сванетию и Северную Осетию (Тибское м-ние) в Горный Дагестан (Хнекское м-ние). Оруденение обычно сосредоточено в терригенных отложениях юрского окраинного бассейна, иногда приурочено к структурам, согласным с общим простиранием орогена, но часто контролируется тектоническими нарушениями «антикавказского» простирания. Другая зона Sb-Hg-ных м-ний находится в пределах Приараксинской и Севано-Акеринской (Даррыдаг и др.) зон, т. е. в краевой части южной активной окраины.

Небольшие по масштабу скарново-магнетитовые м-ния ассоциированы с габбро-диоритами; прорывающими меловые карбонатные отложения в Аджаро-Триалет-ской зоне (Дзамское м-ние), а также с гранодиоритами, комагматичными эоценовыми туфогенными породами в Мисхано-Зангезурской зоне.

Кроме рудной минерализации, Кавказский ороген столкновения континентов содержит м-ния нефти и газа. Они приурочены к реликтовым площадям океанической коры плиты Тетис, к которой прежде всего относится Южно-Каспийский нефтеносный бассейн в восточной части орогена с эксплуатируемыми м-ниями Азербайджана и Туркмении. Нефтяные м-ния выявлены и в Аджаро-Триалетской зоне, т. е. на западной площади океанической коры.

Зоны трансформных разломов. Известные впадины Красного моря, заполненные металлоносными осадками и горячими рассолами, расположены на сопряжении структур осевой рифтовой долины с трансформными разломами, которые проявлены на дне моря в виде продолжения разломов, поражающих породы фундамента, слагающего побережья. С такими разломами имеют пространственную связь расположенные на египетском побережье Красного моря, главным образом в отложениях миоценового возраста, стратиформные м-ния цинка, свинца (Умм-Гейг, Абу-Аиз, Джебель-эль-Русаз) в Египте и Джабаль-Дайлан в Саудовской Аравии, а также м-ния марганца (Вади-Лахамз, Эрба). Распространение мезозойско-кайнозойских карбонатитовых массивов, включающих разные типы минерализации, а также алмазоносных кимберлитовых трубок, вероятно, контролируется зонами древних трансформных разломов фундамента Африканской платформы. Видимая связь с современными и кайнозойскими трансформными разломами наблюдается также в размещении некоторых эпитермальных ртутных м-ний Японии, Новой Зеландии и некоторых других районов. Возможна генетическая связь после-раннемиоценовых м-ний сурьмы и ртути с интра-континентальной зоной Чаманского трансформного разлома в Пакистане, а также влияние поперечных структур на изменчивость минерализации по простиранию в МГ-поясах Андийского орогена. Неогеновые м-ния сурьмы в зоне Чаманского трансформного разлома, видимо, следует считать эталонными. Специфическая тонкокристаллическая минерализация стибнита мелового возраста в зоне крупного сдвига, т.е. в такой же тектонической обстановке, известна в Якутии. Возможно, к этому же типу следует отнести м-ния сурьмы зоны Мерчисон в ЮАР.