Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Другая модель заложения окраинно-континентальных подвижных поясов заключается в новообразовании в океане, обычно на не очень большом (сотни километров) расстоянии от континента, энсиматической вулканической дуги типа Алеутской или Марианской, обычно вдоль трансформного разлома. В дальнейшем эта дуга может испытать расщепление с образованием остаточной дуги ближе к континенту и междугового бассейна, причем подобный процесс может неоднократно повторяться. Иллюстрацией этого варианта может служить район Филиппинского моря на западе Тихого океана. С появлением островной дуги по ее периферии вместо глубоководных илов начинают накапливаться граувакки, флиш, пирокластические осадки. Противоположный, континентальный, край бассейна чаще всего носит характер пассивной окраины с отложением шельфовых обломочных и карбонатных осадков.
В третьем варианте на краю континента закладывается зона субдукции и подвижный пояс начинает развиваться по андскому типу. Над зоной субдукции возникает энсиалическая вулканическая дуга, а в ее тылу окраинное море на сиалическом или симатическом, в случае проявления рифтогенеза, основании. В висячем крыле зоны субдукции начинает формироваться аккреционный клин, в энсиалическом окраинном море накапливаются мелководные, а в энсиматическом более глубоководные осадки.
Начальная стадия развития подвижных поясов. В схеме Вилсона эта стадия называется зрелой, и характерной для нее считается обстановка океана атлантического типа, т.е. довольно широкого спредингового бассейна, обе окраины которого относятся к пассивному типу. В действительности это не обязательно и свойственно лишь межконтинентальным поясам, да и то не всем, ибо в окраинно-континентальных поясах пассивной является лишь окраина собственно континента; противоположная, принадлежащая микроконтиненту или вулканической дуге, чаще всего бывает с самого начала активной.
На пассивной окраине на данной стадии формируется мощный обломочный клин, сложенный темноцветной сланцевой (в дистальной части с основными магматитами - диабазами, спилитами) и/или флишевой формациями. Таким огромным обломочным клином является верхоянский комплекс нижнего карбона - средней юры Верхояно-Колымской области, нижне- и среднеюрская сланцевая формация Большого Кавказа, меловая и нижнепалеогеновая формация Карпат и др. Мощность этих отложений измеряется многими (иногда более десяти) километрами.
В аридном климате существенная роль в сложении осадочной призмы пассивной окраины подвижного пояса принадлежит карбонатам, причем на внешнем краю шельфа нередко протягиваются баьерные рифы, а в их тылу накапливаются лагунные красноцветы, местами с солями. Такова, например, верхняя юра Большого Кавказа. На континентальном склоне и его подножии рифовые известняки сменяются карбонатным флишем с известковыми контуритами.
Зрелая стадия развития подвижных поясов. Эта стадия харакизуется максимальным усложнением геодинамической обстановки, которая может быть очень разнообразной, но в целом практически для большинства поясов близкой к западно-тихоокеанскому типу. В океанском бассейне на этой стадии может функционировать несколько осей спрединга (обычно возникающих разновременно), существовать несколько островных дуг, энсиматических и энсиалических, со своими зонами субдукции, глубоководными желобами над ними, преддуговыми, задуговыми и междуговыми прогибами, а также микроконтинентами. Соответственно наблюдается небольшое разнообразие типов осадков, среди которых наиболее характерны флиш и рифовые известняки.
В отличие от флиша континентальных склонов и подножий ранней стадии, песчаники которого обычно являются кварцевыми (счет сноса обломочного материала с платформ), этот флиш по составу граувакковый или туфогенный, поскольку имеет островордужное происхождение. Рифовые известняки могут венчать отмирающие островные дуги, внутриокеанские хребты типа современного Императорского в Тихом океане, и поднятия - плато типа поднятия Шатского, а также отдельные гийоты. Вулканиты в островных дугах эволюционируют от толеитов до шошонитов, но преобладают породы известково-щелочной ассоциации. Появляются малые, частично субвулканические интрузии кварцевых диоритов, гранитоидов, внедренные в основание вулканических дуг.
Континентальные окраины подвижных поясов могут на данной стадии принадлежать разным типам - атлантическому, западнохоокеанскому, андскому. Так, северная окраина Средиземноморого пояса - океана Тетис в мезозое принадлежала к западно-тихоокеанскому или андскому типу, а южная окраина оставалась пассивной, атлантического типа. При этом надо иметь в виду, что океанские окраины западно-тихоокеанского типа включают в качестве своего наиболее внутреннего элемента пассивные континенльные окраины типа современных шельфов Восточно- и Южно-Китайских морей. В процессе дальнейшего развития на них начинают надвигаться островные дуги, микроконтиненты или другие террейны, но это уже означает переход к орогенной стадии эволюции подвижных поясов.
Орогенная стадия развития подвижных поясов. Наступление этой стадии знаменуется окончанием спрединга, завершением поглощения океанской коры в зонах субдукции и установлением обстановки господства сжатия. Но эти условия не охватывают cpазу весь подвижный пояс, а обычно сначала его периферические или напротив, внутренние системы. В этих зонах происходит столкновение островных дуг или микроконтинентов друг с другом и в конечном счете с окраиной континента и в результате осадочные и вулканогенные толщи, слагающие их склоны, подвергаются интенсивным складчато-надвиговым деформациям с общим смещением в сторону континента. Большой Кавказ потому и представляет исключение в этом смысле, что он образовался в результате поддвига Закавказского микроконтинента под континент Евразии.
