Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Рис. 12.9. Формирование складчатых зон юго-западной Японии в результате последовательного столкновения активной континентальной окраины с микроконтинентами Хонсю (на рубеже перми и триаса) и Куросегава (в конце юры - начале мела). По М. Фору, Ж. Шарве и др., 1987:
1 - континентальная кора; 2 - океанская кора; 3 - литосферная мантия; 4 - осадки; 5 - гранитоидные плутоны
Рис 12.10. Палинспастические профили через Южный Урал в палеозое (в современных координатах запад слева), по В.Н. Пучкову, 1993.
Континенты: ВЕК - Восточно-Европейский (с силура - ЕАК, Еврамерийский), ККК - Казахстано-Киргизский. Тектонические зоны: С - Сакмарская, М - Магнитогорская (И - Ирендыкская островная дуга в ее пределах), ВМ - Восточно-Мугоджарская Д - Денисовская, ВВ - Восточная вулканогенная. Мегазоны: ЗУ - Зауральская, ВУ - ВосточноУральская. ПУ - Предуральский краевой прогиб. 1-3 - земная кора: континентальная (1), переходного типа (2), океанская (3); 4 - аккреционные призмы; 5 - осадочные комплексы; 6 - мантия; 7-8 - направление движения: литосферных плит и материала мантии (7), тектонических покровов (8); 9 - главные сутуры; 10 - вулканические дуги
Рис 12.11. Аккреция континентальной окраины в Новой Гвинее, столкновение с Новобританской островной дугой. По Б. Берчфилу (1981), с изменениями.
НГ - Новая Гвинея; островные дуги: Новобританская (НБ) и Соломонова (СД); моря: Арафурское (А), Бисмарка (Б), Соломоново (См); I - линия профиля. 1-4 - зона аккреции: позднекайнозойские (1) и доэоценовые (2) островодужные вулканиты, офиолиты (3), осадочные толщи (4); 5 - комплексы континентальной платформы; 6- то же под морем, а также верхи осадочного чехла на северной окраине; 7 - складчатость; 8 - современные зоны субдукции; 9 - надвиги; 10 - современный островодужный вулканизм
Рис. 12.12. Семаильский офиолитовый аллохтон (С) в Горном Омане, надвинутый на край Аравийской платформы. Внизу справа - датировки осадочных формаций, офиолитов и базальных метаморфитов, определяющие время обдукции, которая сопровождалась телескопированием формаций континентального склона в подстилающем офиолиты аллохтонном комплексе Хавасина (X). По Б. Рейнгарту (1969), А. Робертсону (1987), с изменениями,
1 - офиолитовый аллохтон (на карте) и надвиги; 2 - серпентинизированные перидотиты; 3 - габброиды; 4 - комплекс параллельных даек (долериты); подушечные базальты; 6 - аллохтонный комплекс Хавасина (формации континентального склона и его подножия); 7 - блоки известняков; 8 - трансгрессивная серия неоавтохтона
Рис. 12.13. Главные шовные зоны складчатой области Тянь-Шаня, их деформация и взаимодействие (по М.Г. Ломизе, 1993):
1 - каледонская Киргизско-Терскейская офиолитовая сутура; 2 - герцинская Алай-Кокшальская офиолитовая сутура; 3 - альпийские разломы (в том числе подновленные позднегерцинские разломы); 4-6 - главные континентальные единицы: Северо-Тяньшаньская (4), Срединно-Тяньшаньская (5) и Южно-Тяньшаньская (6)
Подобные эпизоды частичной коллизии, предшествующие общему и окончательному замыканию подвижного пояса, обычно отвечают заключительным эпохам одного из циклов Бертрана или одной из крупных эпох диастрофизма в пределах этих циклов. Иногда, как отмечалось выше, отдельные сегменты пояса могут испытывать полное замыкание, как это произошло с западной частью Средиземноморского пояса в конце палеозоя и, возможно в конце протерозоя.
Для большей части Средиземноморского пояса и для восточной части Урало-Охотского пояса было характерно последова тельное откалывание микроконтинентов от их южных пассивных окраин путем спрединга с последующей коллизией этих микроконтинентов с северной континентальной окраиной пояса. Это и явилось причиной проявления в первом из названных поясов ранне- и позднекиммерийских эпох диастрофизма, а во втором - байкальской, салаирской, каледонской с закономерным смещением зон проявления этого диастрофизма с севера на юг.
Нечто подобное происходило и в Ниппонском сегменте Западно-Тихоокеанского пояса. Здесь, на юго-западе современной Японии, с северо-запада на юго-восток, т.е. в направлении современного океана, друг друга сменяют зоны позднегерцинской (конец перми - начало триаса), позднекиммерийской (конец юры - начало мела) и альпийской (предсреднемиоценовой) складчатости. Деформациям всякий раз подвергалось выполнение окраинных морей с корой океанского типа в результате столкновения очередного микроконтинента (Хонсю, Куросегава, Куросио) с окраиной континента, наращенной зоной предшествующей складчатости (рис. 12.9).
Аналогичный процесс представляет надвигание на край континента вулканических и невулканических островных дуг. Так, завершающий этап развития Уральской системы состоял в последовательном надвигании на окраину Восточно-Европейского континента начиная с середины девона все более восточных островных дуг, пока, наконец, в середине карбона не произошло столкновение со всей этой системой Казахского микроконтинента, т.е. межконтинентальная коллизия (рис. 12.10).
Следует отметить, что в тылу сталкивающихся с окраиной континента микроконтинентов или вулканических дуг может проявляться вторичный спрединг и могут возникать новые бассейны типа окраинных морей. Именно так происходило в упоминавшемся выше случае юго-западной Японии и во многих других.
