Микроконтиненты. Описание типов разломов земной коры

2. Позднесинклинальная стадия развития

Начало процесса геосинклинального развития знаменуется началом компенсации растяжения геосинклинальной системы сжатием, большей частью по периферии. Это сжатие связанно в, свою очередь, с образованием и функционированием самого важного элемента любой настоящей геосинклинали – сверхглубинных наклонных разломов - подвигов, сейсм

офокальных зон Беньофа, вернее Вадати-Заварицкого-Беньофа. (ВЗБ).

В рамках данной работы, минуя предшествующие стадии, перейду к рассмотрению вопроса позднесинклинальной стадии развития.

Начало этой стадии совпадает с прекращением общего расширения геосинклинальной системы и переходом к преобладанию сжатия, концентрирующегося вдоль зон ВЗБ.

Число этих зон возрастает, и над ними, в их висячем боку, формируются всё более мощные вулканические островные дуги. Существующее название данной стадии - островодужная.

Зоны сверхглубинных наклонных разломов и соответственно островные вулканические дуги могут возникать в следующих сочетаниях:

· По одной стороне микроконтинента, т.е. со стороны океана (наиболее обычное положение)

· По обеим сторонам микроконтинента. Т.е. со со стороны океана и континента, или окраинного моря, над более древней дугой, образованной в предыдущую стадию.

В позднесинклинальную стадию развития проявления толеит-базальтового вулканизма сменяется в основном адезитовым. Большую роль начинает играть пирокластический материал, образуются вулканогенные обломочные толщи. Проявление интрузивного вулканизма выражается в образовании относительно небольших плутонов (штоков) гранитоидов, в химическом составе которых натрий всё ещё преобладает над калием; это кварцевые диориты, тоналиты, гранотоиды.

Отсюда определяется, какая часть верхней мантии вовлечена в дифференциацию, так как ранее эмпирически было просчитано, что для образования таких литофильных элементов, как натрий, требуется подъем мантийного материала с глубины 180 км в сравнении с калием – 130 км (последняя цифра особенно выразительно указывает на связь состава материковой земной коры с очень глубокими недрами Земли).

К экзоконтактам плутонов (штоков) гранитоидов приурочены месторождения магнетитовых и некоторых других руд. Установлено на примере современного «андезитового кольца» вокруг Тихого океана, что очаги андезитообразования лежат над участками зон сверхглубинных наклонных разломов глубиной 100=150 км. Возникновение андезитовых расплавов рассматривается по-разному: либо как результат подтока снизу вдоль разлома растворов щелочей и кремнезёма, способствующих плавлению мантии в висячем крыле зоны ВЗБ, либо как продукт переплавления затянутой в зону подвигов разломов океанской коры, испытавшей эклогитизацию в связи с погружением на большие глубины. Там, где зоны ВЗБ наклонены под континенты, андезиты могут генерироваться за счёт контаминации мантийной магмой древней континентальной коры; это можно объяснить широким распространением андезитового вулканизма на срединных массивах и в мезогеосинклиналях. Пример – современная западная окраина Южной Америки или срединные массивы (микроконтиненты), расположенные в зоне Фолкленских островов, в районе Новой Зеландии, в Северном Ледовитом океане.

Помимо вулканических островных дуг в эту же стадию образуются невулканические дуги. Одни из них занимают более внешнее положение в геосинклинальной системе, протягиваясь с океанской стороны между вулканической дугой и глубоководным желобом; они формируются за счет смятия, скучивания осадочной (осадочно-вулканогенной) толщи, накапливающейся в промежутке между дугой и желобом. Само это скучивание является результатом поддвига вулканической коры под континентальную в зонах ВЗБ. Примерами подобых невулканических дуг могут служить дуга Малых Зондских островов в Индонезии или подводный хребет, увенчанный остром Барбадос в Антильско-Карибской области. Другой тип невулканических дуг занимает в геосинклинале более внутреннее положение. Дуги данного типа возникают в краевых или центральных частях окраинных морей, также ближе к оси последних по отношению к вулканическим дугам. К данному типу принадлежала, очевидно, центральная антигеоклиналь Большого Кавказа, образованная в начале средней юры в процессе смятия раннеюрской аспидной формации Бльшекавказского окраинного моря и отделившая эпиконтинентальный бассейн северного склона Большого Кавказа от глубоководного бассейна (желоба) южного склона.

Становление вулканических и невулканических островных дуг – геоантиклиналий – рассматривается В.В. Белоусовым как проявление частной инверсии (инверсия – изменение знака движения на противоположный) в развитии геосинклиналий, так как оно представляет новообразование поднятий в пределах ранее существовавших более широких прогибов.

Вулканические и невулканические дуги, вероятно, в основном последнее, служат поставщиками обломочного материала, слагающего характернейшую осадочную формацию поздней геосинклинальной стадии – флишевую формацию. Впервые установленная в Альпах (флиш – народное название), где она имеет поздний меловой раннепалеогеновый возраст, эта формация широко распространена по всему альпийскому Средиземноморскому поясу от Пиренеев до Гималаев, появляясь как на Большом Кавказе уже в верхней юре. На Урале известен флиш возраста поздний палеозой, в Южном Тянь-Шане – средний палеозой, в Центральном Казахстане – ранний палеозой. Имеются сведения и о позднепротерозойском флише. Флишевая формация состоит из терригенных, или карбонатно-терригенных пород и выделяется, прежде всего, по своему строению – при мощности в несколько км., её слагают тысячи дециметровых циклитов, закономерно сменяющих друг друга слоёв гравелитов, песчаников, алевролитов, неизвестковистые глины. Песчанистые и пелитоморфные известняки, мергели присутствуют только в карбонатном флише.

Обломочные породы нижней части циклита связаны постепенным переходом и в целом имеют очень характерную текстуру – с постепенным убыванием размера обломков вверх. Это так называемая градационная текстура – свидетельства отложения обломочного материала из мутьевых турбидных потоков; соответственно, такие обломочные породы называются турбидитами. Одновременно это свидетельство глубоководного образования флиша (до установление этой особенности флиш обычно считался мелководным).

Происхождение мелкой флишевой цикличности наиболее логично связывать с периодическим сбросом мутьевыми потоками в глубоководный желоб обломочного материала, накапливающегося на склоне островной дуги (промежуток – дуга - жёлоб). Сейсмическая активность могла служить толчком для начала деятельности мутьевых потоков. Поступивший на дно обломочный материал разносится течениями, на что указывают борозды, обычно покрывающие нижнюю поверхность гравелитов или песчаников – основания циклитов.

Образование флиша начинается, как правило, в более внутренних зонах геосинклинальной системы, часто за счёт сноса с вулканических дуг, возникших на океанском офеолитовом основании. В дальнейшем, по мере сжатия геосинклинальноцй системы и роста, а нередко слияния (коллизии) островных дуг, зона флишеобразования мигрирует в сторону континента. Иногда флиш присутствует поверх шельфовых формаций. Обычно же шлиф в направлении континентального шельфа замещается карбонатной, реже песчаной глинистой формацией.

 Скачать реферат