Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Рис. 15.16. Тектонические меланжи по офиолитам: I - Малый Кавказ, Ведийская офиолитовая зона (по М.Г. Ломизе, 1969); II - Корякский хребет, карта Ягельского меланжа (по А. Л. Пейве, 1984); III - структура тектонического ("автокластического") меланжа в докембрийском комплексе Мона, Уэльс (по Э. Гринли, 1919).
1, 2 - серпентиниты: на карте (1) и на профиле (2); 3 - массивные гипербазиты; 4 - габбро; 5 - базальты и диабазы (на карте - вместе с яшмами и граувакками); 6 - яшмы; 7 - песчаники и аргиллиты
Перемещение аллохтона сопровождается интенсивным разрушением его фронтальной, лобовой, части и образованием тектонического месива - меланжа. Этот термин (франц. melange - мешанина, смесь) был введен в литературу Э. Гринли в 1919 г. и в настоящее время широко используется во всех странах.
Меланж (рис. 15.16) представляет собой хаотическое образование, отличающееся от сходных седиментационных комплексов - олистостромов, образующихся при подводно-оползневых или при подводно-обвальных процессах, явными следами тектонического воздействия и появлением дислокационных текстур. Но меланж может образоваться по олистострому, а олистостром - за счет меланжа. В тектоническом меланже крупные блоки относительно жестких пород автохтона или аллохтона (известняки, песчаники, кремнистые, вулканические, интрузивные породы и др.) перемешиваются с мелкими обломками таких же пород, а также с более пластичным материалом, образующим базис (матрикс) меланжа. Последним могут быть серпентинизированные ультрамафиты (в серпентинитовом меланже), а также аргиллиты, гипсы, ангидриты и другие высокопластичные породы. Меланж, особенно глинистый, может иметь тиллитоподобную текстуру или оказаться растертым до состояния катаклазитов и милонитов.
Глубина захвата покровами земной коры различна. Для тех из них, которые развиты только в осадочно-вулканогенных толщах, Ж. Обуэн ввел понятие о покровах чехла; покровы, в строение которых вовлечен и гранитогнейсовый слой, получили название покровов основания, т.е. фундамента. В особый, третий, тип по этому признаку могут быть выделены офиолитовые пскровы, охватывающие кору и верхи мантии океанов и окраинных морей.
По времени образования относительно складчатости покровы могут быть доскладчатыми, соскладчатыми и послескладчатыми.
Рис. 15.17. Офиолиты в структуре Малого Кавказа. На верхнем профиле: Малокавказский офиолитовый шов (М) в обрамлении шарьированных офиолитов Ведийской зоны (даны также на нижнем профиле) и Севанской зоны. По М.Г. Ломизе (1988), с использованием данных А. Л. Книппера, С. Д. Соколова.
1-7 - на верхнем профиле: 1 - офиолиты и офиолитовый меланж, фрагменты океанской литосферы северной ветви мезозойского Тетиса; 2 - край континента Евразия, домезозойское основание: 3 - там же, осадочные формации и окраинно-материковый вулканический пояс, юра-мел (до нижнего коньяка); 4 - там же, гранитоиды; 5 - край Нахичеванского микроконтинента гондванского происхождения, докембрийское основание; 6 -- там же, осадочный чехол палеозоя-мезозоя (до нижнего коньяка); 7 - неоавтохтон, отложения верхнего коньяка-палеогена и неоген-четвертичные вулканиты; 8-12 - офиолитовый аллохтон на нижнем профиле: 8 - офиолитокластовые олистостромы нижнего коньяка в основании аллохтона; 9 - офиолитовый меланж, преимущественно базальты и радиоляриты; 10 - серпентиннзированные перидотиты; 11 - габброиды; 12 - "базальный метаморфический ореол" в подошве перидотит-габбровой аллохтонной единицы
Рис. 15.18. Профили Итальянско-Австрийских и Итальянско-Швейцарских Альп, но Ж. Дебельмасу и Ж. Масклю (1991). Внизу - глубинное строение по сейсмическим данным (С. Ие, Ж. Ансорж, 1990). БС - блестящие сланцы; Ф - флиш; М - моласса. Палеозойские комплексы: PZ-Е - Европейской плиты, PZ A - Адриатической (Апулийской) плиты; PZ-П - Пеннинской зоны
Рис. 15.19. Тектонические покровы Восточных Карпат. По В.В. Глушко, С.С. Круглому и др. (1985), с изменениями:
неогеновые отложения Предкарпатского передового прогиба; 2-3 - палеоген-миоценовые (2) и меловые (3) комплексы Флишевых Карпат; 4-6 - чехол (4, 5) и консолидированный фундамент (6) Восточно Европейской платформы; 7 - надвиги
Доскладчатые покровы возникают на ранних этапах развития геосинклиналей одновременно с накоплением осадков (конседиментационные покровы). Появление пород с малой вязкостью (ссерпентинитов, глин, эвапоритов) создает гравитационную неустойвость в осадках, накапливающихся на склонах поднятий или на крыльях конседиментационных складок, возникновение срывов осадочного чехла по поверхностям пластичных пород с образованием согласных со слоистостью покровов, перемещенных в направлении уклона морского дна. Наклон поверхностей срыва пологий, если только он не изменен последующими деформациями и соответствует углам наклона морского дна или крыльев конседиментаюнной складки. Примером может служить пологий согласный покров, развивающийся по подошве серпентинизированных ультрабазитов в Ведийской офиолитовой зоне на Малом Кавказе (рис. 15.17). Другой пример - Тегермачский покров в Алайском хребте Тянь-Шаня, образовавшийся в среднем карбоне и выраженный псевдосогласным залеганием граптолитовых сланцев силура на известняках среднего карбона. Такие покровы широко развиты также в Скалистых горах Канады.
