Студопедия  
Главная страница | Контакты | Случайная страница

АвтомобилиАстрономияБиологияГеографияДом и садДругие языкиДругоеИнформатика
ИсторияКультураЛитератураЛогикаМатематикаМедицинаМеталлургияМеханика
ОбразованиеОхрана трудаПедагогикаПолитикаПравоПсихологияРелигияРиторика
СоциологияСпортСтроительствоТехнологияТуризмФизикаФилософияФинансы
ХимияЧерчениеЭкологияЭкономикаЭлектроника

В ОСНОВаНИИ ВуЛКа^1ИЧ£.СКИХ Дуг обрячуютрд ттпутг,Чтг rpnjir;™.

Читайте также:
  1. Аналогия — это предположение о сходстве объектов на основании их сходства по некоторым признакам.
  2. Вычисления транспортных затрат при обосновании проектов землеустройства
  3. Затем проводят анализ состава и структуры актива и пассива баланса на основании удельных весов отдельных статей баланса в общем итоге.
  4. Инкассовое поручение является расчетным документом, на основании которого производится списание денежных средств со счетов плательщиков в бесспорном порядке.
  5. Какая кнопка в документе «Выписка» предназначена для автоматического заполнения строк выписки на основании введенных ранее платежных документов?
  6. Классификация опасности веществ при этапном обосновании ПДК (ОДУ) веществ в воде
  7. На основании изучения физических свойств ингредиентов можно предположить, что данная лекарственная форма должна представлять собой белый однородный порошок без запаха.
  8. На основании оборотной ведомости по синтетическим счетам составляют баланс.
  9. Написание тест кейсов на основании первоначальных требований, тестовых данных и шаблона теста

идов — преимущественно диоритов, тонаддша^_£данодиоритов в
энсиматических дугах, нормяльньп£__ганитов — в_энсиалических;

-

__._> -__ — в энсиалических;
лёдующем рГазм ыве они выходят на поверхность. Таким
образом, вулканические дуги являются скорее магматическими
дугами. Породы, слагающие основание .и -фланги _эт1К_]}$Г1_яатпу-
бине и^ут^1лв^Я1Г.Д£гиональньш метаморфизм низких и умеренных
давлений и средней и высокой температур_ы,__т\_е._зелрнпг.пянттр-
"¥ди"~и а^л^б'О^штоъоп^фаиш^ В то же время .о.тложения__аккрец и-
днных.,дрдзм^-сибразуюшиеся в обстановке.. ид1
подве-г-а-ю-тся— 4- высоких^ д_авл_ений

__

— -__ и^ д_авл_ени_ jj_ ниэкю^темт^"
ратур, для которого типич2^о_^1:д?пзлёниё^глаукофашз£^х «голубых»
сланцев. Давления, необходимыё~для~Ъбразования этих метамор-
фитов, могут достигаться только на значительной глубине — по-
рядка 30 км. Появление их на поверхности требует быстрого подъ-
ема, так как в противном случае они успевают превратиться в зе-
леные сланцы, что часто и наблюдается, — среди зеленых сланцев
встречаются реликты «голубых». Условия для этого создаются
выталкиванием пород верхней части аккреционного клина npir
заклинивании зоны субдукции вследствие столкновения с круп-
ным внутриплитным поднятием, другой островной дугой или мик-
роконтинентом. Сама зона субдукции и желоб могут сместиться
при этом в новое положение.

Как видно из изложенного, метаморфиты высокой температу-
ры/низкого и умеренного давления, с одной стороны, и высокого

давления/низкой температуры — с другой, как впервые установил
японский геолог А. Миясиро, образуют параллельные, парные
пояса, из которых первые простираются ближе к континенту, вто-
рые — ближе к океану. Это дает возможность при налеотсктони-
ческих реконструкциях устанавливать направление наклона зоны
субдукции и по расстоянию между этими поясами судить о кру-
тизне этого наклона. Другим таким признаком является петрохи-
мическая полярность вулканических поясов (см. гл. 6).

Задцгдвые_(тмл.1иш^1иг£шм_е} окраинные моря, располагаются
межд^ островными дугами и континентом. Они могут обладать
зл^ачительной глубиной Гболее 4UOO м) "и подстилаются в своей
глубоководной части корои__(Ж(5анского типа, но нередко с повы-
шен!юи~'мощностью осадочногослоя._и.ела'я~'цепь таких бассейнов
прттпггиваётся в западной части Тихого океана, вдоль окраин Азии
и Австралии. Многие из этих бассейнов образовались в обста-
новке растяжения, о чем свидетельствуют и утонение литосферы,
и повышенный тепловой поток, и в особенности появление спре-
динговых линейных магнитных аномалий. Наиболее отчетливо
они выражены в Филиппинском, Южно-Китайском морях, а также
в море Скотия.

Начальную стадию образования окраинных морей можно на-
блюдать на примере трога Окинава, возникшего в конце миоце-
на— начале плиоцена в тылу дуги Рюкю в Восточно-Китайском
море. В этом троге произошла явная деструкция континентальной
коры, проявился базальтовый вулканизм, но лишь на небольшом
участке дело дошло до спрединга и новообразования океанской
коры (рис. 11.7).

В Японском море в начале миоцена, а затем в среднем миоце-
не образовались две оси спрединга, к северо-западу и юго-востоку
от микроконтинента — банки Ямато (рис. 11.8). Это явление по-
лучило название диффузного, или рассеянного, спрединга; оно, по-
икдимому, характерно для ряда бассейнов, в которых отсутствуют
гпмметрично расположенные линейные магнитные аномалии. Не-
что подобное происходило, в частности, в позднем миоцене—
плейстоцене в Тирренском море, расположенном к западу от
\неннинского полуострова (между ним, Сардинией и Сицилией) в
iылу Калабрийской энсиалической дуги. Здесь после фазы кон-
шнентального рифтинга сначала одновременно раскрылось два
\.жих трога (диффузный спрединг), сливающихся на юге в один,
;i затем произошел перескок оси спрединга к востоку, с раскры-
тием нового такого трога.

Осадки, накапливающиеся на дне окраинных морей, имеют,,
различное происхождение_._На склоне, обращешшм_к_вулканичес-
I кой дуге, накапливаются пpeимyщecтв£HJjOJ^rJOдyJLтhl рр ряч"""гЬ
'т.е. вулкано'генно-ооломочные образования йпйрокластика; гра-
дТщион н а я, тур 0 вд итов а я текс_ту£а_ _пдид ает^им. _хада кхер. ^хуф.ог ен^
иого_флиша. Иногда "онй~достйгают значительной мощности и
Пыполняют прогибы, называемые тыльно-дуговыми (back-arc tro-
ughs). На противоположном склоне, обращенном к континенту,

Рис. 11.7. Тектонические последствия косоориентированной субдукции. Слева —
продольные сдвиги и раскрытие задугового бассейна типа pull-apart в море
Андаман, Зондская зона субдукции (по Т. Эгухи и др., 1979). Справа — ку-
лисообразная система рифтовых расщелин в троге Окинава над зоной субдукции
Рюкю (по М. Кимуре и др., 1988, с дополнениями по Ж. -К. Сибуэ -и др., 1987):
/ — глубоководные желоба (зоны субдукции) ; 2 — направление и скорость
(см/год) конвергенции литосферных плит; 3 — область распространения кон-
тинентальной коры; 4 — область задугового спрединга; 5 — сбросы на бортах
трога Окинава; 6 — рифтовые расщелины в троге Окинава; 7 — ось островной
.дуги Рюкю и ее активные вулканы. Литосферные плиты: ЕА — Евразийская;
А — Австралийская; Ф — Филиппинская

формируются подводные^конусы выноса^ Здесь также бывают__раз.
^вдхьцдф^идиты и может формироваться флиш, но состав _песча~-
н иков __и ..алевролитов _в_^том!фдлше ™арпеЕыи^_Е_тлтие_о,т ...при-.

__ .. __ ___, ....
дугового флиша. В центр альных/глубоких частях бассейнов отла-
гаются ццщы, преимущественно щштмориллонитовые, биогенные
н.ггьи-ц_аолрвые осадки, принесенные (:_су_ши.~В~широ1<их бассей-
"нах максимальные могД"ности осадков накапливаются по краям, в
более узких — в осевых их частях. Местами проявляется базаль-
товый вулканизм.

Механизм образования задуговых впадин окраинных морей
еще не понят до конца. Растяжение литосферы должно быть не-
посредственно вызвано восходящим конвективным потоком в
мантии, о котором свидетельствует высокий тепловой поток. Рас-
положение этих окраинных морей в тылу островных дуг, а значит,
v зон субдукции, указывает на связь задугового спрединга с суб-
дукцией, но характер этой связи может быть истолкован по-раз-

mi 11.8. Раскрытие Японского краевого моря, отчленение от континента и изгиб
и налических островных дуг как результат нескольких фаз рассеянного спре-
ппч По данным С. Лаллемана, Л. Жоливе (1986), М. Целайя, Р. Мак-Кабе

(1987):

континентальная кора на суше (а) и в акваториях (б), показана условно
' пчобаты 2000 м; 2 — спрединг позднего олигоцена — раннего миоцена; 3
|и-динг среднего- миоцена; 4 — трансформные разломы; 5 — выходы зон
, ||дукции (глубоководные желоба): Курило-Камчатской (КК), Японской (Яп),
ччу-Бонинской (ИБ), Нанкай (Н); 6 — палеомагнитные векторы по породам
.нового возраста; 7 — изгибы юрской зоны метаморфизма высоких давлений —
• роднях температур. Массивы континентальной коры: Я — Ямато; О — Оки

<>му. Одна из возможных моделей была предложена Д. Каригом
получила широкую известность. Согласно этой модели, разогрев
чодствие трения висячего крыла сейсмофокальной зоны вызыва-
иторичную конвекцию в тылу островной дуги, восходящая ветвь

•порой и приводит к утонению и разрыву литосферы и образова-
||и) впадины окраинного моря. Из этой модели следует, что уси-

• мне субдукции должно вызывать усиление задугового спредин-
i и одновременно островодужного вулканизма. Однако данные
о Филиппинскому региону не подтверждают существование такой
рчмой связи, скорее наблюдается чередование фаз вулканизма и
i/i угового спрединга. Можно заметить далее, что данные томо-
1 |фни указывают на значительно более глубинное зарождение

•" ходящей конвекции, чем это следует из модели Карига. И на-
" и-ц, неизвестно, достаточно ли фрикционного разогрева висяче-

• крыла сейсмофокальной зоны для возникновения вторичной
пнекции в тылу островной дуги, поскольку этот разогрев затра-

мется на ее вулканическую активность.

Другая модель, которая представляется более привлекатель-
• | основывается на том факте, что зоны субдукции обнаружииа-

'•(> временем тенденцию смещения назад, к океану, ибо и по-

груженне втягиваются все новые участки океанской литосферы.
Это явление получило в англоязычной литературе образное наз-
вание «roll back», т.е. «откат назад». За отступающими таким
образом желобами следуют и вулканические дуги, в связи с чем
их кривизна увеличивается и они все дальше выдвигаются в оке-
ан. Это можно хорошо видеть на примере Марианской, Антиль-
ской, Южно-Сандвичевой, Калабрийской дуг. В случае Антиль-
ской и Южно-Сандвичевой дуг этому процессу может способство-
вать возникновение глубинного астеносферного течения, направ-
ленного от Тихого океана к Атлантическому. Фронтальное сме-
щение дуг вызывает растяжение литосферы в их тылу, декомпрес-
сию астеносферы и возникновение «мантийного диапира», что и
сопровождается утонением, а затем и разрывом коры и началом
задугового спрединга.

Во многих случаях рифтингу подвергается сама вулканическая
дуга. В ее осевой зоне сначала возникает грабен, а затем он может
переродиться в ось спрединга, что приводит к расщеплению дуги
и образованию внутридугового, а затем и междугового бассейна
с корой океанского типа. При этом одна из дуг, расположенная
ближе к зоне субдукции и сопряженная с желобом, сохраняет
свою вулканическую активность, а другая, оставшаяся в тылу,
превращается в остаточную дугу (англ, remnant arc) и начинает
остывать и погружаться. Начальную стадию этого процесса мож-
но наблюдать в настоящее время на примере образования узкого
трога Лау—Гавр в юго-западной части Тихого океана, между
вулканической дугой и желобом Тонга—Кермадек на востоке и
остаточной дугой Лау на западе. Трог Лау—Гавр начал форми-
роваться всего 2 млн лет назад; он характеризуется исключитель-
но высокими тепловым потоком и гидротермальной активностью.
Несколько раньше, в плиоцене, подобный процесс привел к обра-
зованию Западно-Марианской впадины, а еще раньше, в олиго-
цене—миоцене, — впадины Сикоку—Паресе—Вела и остаточных
дуг Западно-Марианской и Кюсю—Палау в Филиппинском море.
Междуговые бассейны и остаточные дуги известны также в тылу
Малоантильской и Южно-Сандвичевой дуг и, таким образом,
внутридуговой рифтинг и спрединг представляют достаточно рас-
пространенное явление. Они приводят к значительному усложне-
нию структурного плана активных окраин (см. рис. 6.4) и к их
расширению за счет океана, в направлении которого происходит
закономерное омоложение возраста и желобов, и дуг, и между-
говых бассейнов.

Необходимо заметить, что далеко не все окраинноморские
бассейны, в том числе и имеющие задуговое расположение, разви-
ваются по изложенной выше схеме. Так, выделяется еще катего-
рия отгороженных задуговых окраинных морей, в качестве текто-
нотипа которых обычно приводится Берингово море, точнее его
наиболее крупная Алеутская впадина (рис. 11.9). Предполагается,
что такие окраинноморские бассейны возникли в результате появ-
ления в периферической части океана новой зоны субдукции и

К: У

(/Ч^

?-гт='-"-

ПГ

[231 I *w I2 GE33 Е^З4

|ис. li.9. Берингово краевое море — задуговый бассейн, образовавшийся в
ринем эоцене в результате заложения Алеутской зоны субдукцин, отчленившей
океана краевую' часть плиты Кула, имеющую раннемеловой возраст. По

^Д. Шоллу и др., 1986:
- Алеутская (А) и Курило-Камчатская (КК) зоны субдукции; 2 — направ-
ше современного движения Тихоокеанской плиты относительно Северо-
ериканской; 3 — линейные магнитные аномалии океанской коры и их номера;
- изобаты. Котловины Берингова моря: Ал — Алеутская; К — Командорская;

Б — Бауэрса

твой энсиматической вулканической дуги, отгородившей эту
нть океана н превратившей ее в окраинное море. В случае Бе-
шпгова моря такую роль должно было сыграть образование на
|убсже мела н палеогена Алеутской дуги, под которую субдуци-
кшалась существовавшая ранее в северной части Тихого океана
лтосферная плита Кула и отделявший ее от собственно Тихооке-
Цской плиты спрединговый хребет Кула/Пасифик. Доказывает-
И это тем, что возраст океанской коры в этой части Тихого океана
направлении Алеутской дуги не удревняется, как это нормально
чжсходит, а омолаживается, как это следует ожидать в направ-
UI оси спрединга. В Беринговом море за Алеутской дугой было
иовлено существование линейных магнитных аномалий, от-

II иных к раннему мелу и рассматривающихся как принадлежа-
|< реликту плиты Кула. Однако сравнительно недавно А. Купе-
здесь обнаружен спрединговый хребет, названный хребтом
vca (в честь Витуса Беринга) и примерно параллельный Але-
.<>й дуге. Это усложняет интерпретацию Алеутской впадины
отгороженного бассейна. Другие примеры отгороженных бас-
inn — Западно-Филиппинская впадина, Колумбийская и Be-

несуэльская впадины Карибского моря — еще в меньшей степени
поддаются однозначному толкованию их происхождения.

Совсем иной тип окраинноморских бассейнов характерен для
пассивных окраин, где они образуются вне всякой связи с зонами
субдукции в процессе перерастания континентального рифтогеиеза
в спрединг, как это происходит и при зарождении океанов атлан-
тического типа. К ним относятся Аденский залив и Красное море,
Лабрадорское море и море Баффина, Тасманово и Коралловое
моря. Образование таких морей приводит к откалыванию целых
континентов или микроконтинентов, на противоположном краю
которых могут затем возникать зоны субдукции, а над ними —
энсиалические вулканические дуги, т. е. в подобных случаях по-
следовательность событий обратная описанной выше: сначала об-
разуется окраинное море, а затем уже зона субдукции и вулкани-
ческая дута.

Зоны субдукции нередко возникают и на окраинах крупных
задуговых бассейнов. Такие зоны наблюдаются в настоящее время
в западном обрамлении Филиппинской дуги в Южно-Китайском
море — это желоба Манильский, Негрос и Котубату, в юго-запад-
ном обрамлении Новогебридской дуги и южном обрамлении дуги
Соломоновых островов, а в недавнем прошлом зона субдукции
существовала на северо-востоке Японского моря. С несколько
иным, но сходным явлением мы встречаемся на окраинах таких
морей, как Черное море и Венесуэльская впадина Карибского
моря. Оба этих бассейна имеют докайнозойский возраст, спрединг
в них давно прекратился, но по их периферии происходит надви-
гание смежных складчатых сооружений в сторону оси бассейна,
что приводит « образованию структуры, вполне подобной структу-
ре аккреционных клиньев типичных зон субдукции. Но в этих
случаях активной субдукции, т. е. поддвига океанской плиты под
континентальную (или островодужную), не происходит, ь идет
обратный процесс надвигания континентальных плит на океанские
микроплиты. Он был назван французским геологом Ф. Бунссом,
изучавшим Карибский регион, псевдосубдукцией. Впрочем, и в
таких классических зонах субдукции, как по периферии американ-
ских континентов, фактически имеет место встречное движение
конвергирующих плит, ибо обе Америки активно продвигаются к
западу разрастающимся Атлантическим океаном.

Выше отмечалось, что типичные зоны субдукции могут распо-
лагаться с разных сторон вулканических дуг — и со стороны, об-
ращенной к океану, и со стороны, обращенной к континенту, и да-
же одновременно с двух сторон, как это наблюдается в случае с
Филиппинской дутой. При этом может происходить перескок зоны
субдукции с одной стороны дуги на другую в случае заклинива-
ния одной из этих зон.

Интересные соотношения наблюдаются в настоящее время в
районе Молуккского моря, отделяющего островодужную окраину
Азии от такой же окраины Австралии. Это море, подстилаемое
океанской корой и на северо-востоке открывающееся в Тихий оке-
286

ли, ныне постепенно суживается вследствие того, что его кора
губдуцируется, с одной стороны, под дугу Сангихе, принадлежа-
щую азиатской окраине, а с другой стороны, под дугу Хальмахера,
относящуюся к австралийской окраине. В дальнейшем может прои-
зойти столкновение этих дуг — явление, наблюдавшееся л в
подвижных поясах геологического прошлого.

Процессы, развивающиеся на активных окраинах островодуж-

iidio типа, находят своих аналогов и на окраинах приконтинен-

i.i.'ibHoro, андского, типа. Предшественниками столь характерных

мя последних вулканоплутонических поясов являются возникшие

li краю континента энсиалические вулканические дуги с преиму-

мн-ственно андезитовым вулканизмом, а в их тылу морские бас-

i Гшы, отличающиеся от занимающих аналогичное положение

! раинных морей западно-тихоокеанского типа своим мелководным

рактером и расположением на переработанной континентальной

• •'ре. В дальнейшем вулканические дуги перерождаются в вулка-

«илу тонические пояса, состав вулканитов которых отличается

i состава островодужных вулканитов повышенным содержанием

||гмнекислоты и щелочей и повышенным отношением 87Sr/86Sr.

l.i более поздней стадии эволюции этих поясов щелочность по-

"ышается еще больше. Именно к вулканоплутоническим поясам

'ч.шают приурочены самые крупные гранитные батолиты, примеры

'i то мы и видим в Андах. Подобно вулканическим дугам, вулка-

поплутонические пояса на зрелой стадии своего развития испыты-

п.пот в осевой зоне некоторое растяжение и здесь возникают риф-

ii.i, примеры чего мы наблюдаем тоже в Андах, в частности в

• кнадоре (грабен Кито) и Чили (грабен Сантьяго).

Рифтогенез и свойственный ему щелочно-базальтовый или
«Hiмодальный вулканизм проявляются и в тылу вулканоплутони-

•итких поясов, например в Патагонии, опять-таки напоминая
процессы формирования окраинных морей, протекающие на окра-
ммах западно-тихоокеанского типа. Хорошие ископаемые примеры
мм <> же известны в позднем палеозое и триасе Монголии и За-
ь.шкалья.

В истории подвижных поясов установлены многочисленные-
ф.1кты перехода одного типа активной окраины в другой. Так,
i ииижеанская окраина Азии к концу юры—середине мела приоб-
1"-ла характер окраины андского типа с мощным краевым вулка-
Ц|'плутоническим поясом, протянувшимся от Чукотки до Кали-
i.i мтана. В кайнозое произошел распад этого пояса и окраина
\ пк получила современный вид типичной островодужной окраи-
"U Напротив, тихоокеанская островодужная окраина Северной
\мсрики начиная с конца юры стала превращаться в окраину
mi некого типа.

И геологической истории известны и случаи превращения ак-

'"иных окраин андского типа в пассивные, например восточная

раина Австралии после триаса, и пассивных окраин в активные

шмдно-тихоокеанского типа. Последнее связано с появлением

океане по соседству с пассивной окраиной энсиматической вул-

канической дуги, как это произошло в районе Омана в конце ме-
ла.

Изучение современных активных окраин имеет первостепенное
значение для понимания средних стадий эволюции внутренних зон
складчатых поясов, также характеризовавшихся развитием мно-
гочисленных островных дуг, энсиматических и знсиалических,
вулканических и невулканичсских, окаймлявших их желобов и
прогибов, преддуговых, тыльно-дуговых, междуговых, окраинно-
морских бассейнов. В традиционной «геосинклинальной» терми-
нологии эти области именовались эвгеосинклиналями, островные
дуги — геоантиклиналями (в работах В. В. Белоусова и его пос-
ледователей — интрагеоантиклиналями), а разделяющие и окай
мляющие прогибы и впадины — частными геосинклиналями
(интрагеосинклиналями).

При палеотектонических и палеогеодинамических реконструк-
циях активных окраин геологического прошлого наибольшее ди-
агностическое значение имеет изучение петрохимии и геохимии
вулканитов и интрузивов особенно на уровне рассеянных элемен-
тов и изотопных соотношений, не только стронция, но и неодима
и некоторых других. Конечно, никак не следует пренебрегать и
изучением осадочных формаций и образуемых ими литодинами-
ческих комплексов.

11.3. Трансформные окраины

Это менее распространенный и не встречающийся в чистом
виде тип континентальных окраин. Он может быть разделен на
два подтипа — трансформные дивергентные окраины и транс-
формные конвергентные окраины.

Типичным примером современной трансформной_див_ергентной
окр_аины
является атлантическая окраина Африки на участке се-
верного" побережья Гвинейского залива, где Африканский конти-
нент как бы подрезан экваториальной зоной разломов Атлантики.
Здесь проявлены все характерные черты трансформной окраины:
узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, с ос-
нованием которого совпадает резкая тектоническая граница меж-
ду континентальной и океанской корой, практически без переход-
ной коры между ними, слаборазвитое континентальное подножие.
По разлому на границе континент/океан наблюдаются как верти-
кальные сбросовые, так и горизонтальные сдвиговые смещения,
т. е. эта граница носит транстснсивный, сдвигово-раздвиговый
характер.

Такие же, но менее протяженные окраины развиты в Атланти-
ке вдоль южного ограничения Ньюфаундлендского выступа Север-
ной Америки, вдоль южного ограничения Фолклендского плато и
вдоль юго-восточного ограничения Южной Африки; обе последних
обусловлены существованием крупнейшего Фолклендско-Агульяс-
окого разлома. В Индийском океане трансформный характер име-
ет восточное ограничение Мадагаскара и его подводного продол -

ц'ч, юго-восточное ограничение Аравийского полуострова, а
кг некоторые участки северо-западного и южного обрамления
• фални. В Тихом океане к данному-типу и подтипу принадле-
|| г п-нерная окраина Новозеландского плато.

Т/к/нсформные конвергентные окраины представлены на двух
|<Н|нмках тихоокеанской окраины Северной'Америки — на севере
|!|ч>пш Канады и юго-восточной Аляски, где .такой ..характер ок-
iiiiu определяется сдвигом вдоль архипелага Королевы Шар-
ii.i, и против Калифорнии. В первом случае картина строения
.((ты весьма сходна с предыдущим подтипом и отличием явля-
.1, пожалуй, лишь принадлежность к конвергентной в целом
пице Северной Америки, с нырянием под нее Восточно-Тихо-
.шского поднятия. Вторым примером трансформной конвер-
1ной окраины является так называемый Калифорнийский бор-
ленд. Он представляет участок подводной окраины к югу от
.it-речных хребтов Калифорнии, находящийся между двумя
1>аллельными сдвигами: сдвигом Сан-Андреас, проходящим по
iiie, и сдвигом, ограничивающим бордерленд со стороны океана.
Мгжду ними внутри самого бордерленда проходит, по-видимому,
т- несколько сдвигов, принадлежавших той же системе. С ними
| )ано образование нескольких цепочек раздвиговых осадочных
сейнов, кулисообразно расположенных, выполненных плиоцен-
1 иертичными отложениями, между которыми находятся припод-
i.ie блоки более древнего основания. По существу, этот бордер-
д представляет недавно погруженный участок континента, на
•ором по соседству с ним распространены такие же бассейны.

ГЛАВА 12
СКЛАДЧАТЫЕ ПОЯСА КОНТИНЕНТОВ

12.1. Общая характеристика складчатых поясов

Крупные складчатые пояса, разделяющие и обрамляющие
[древние платформы с докембрийским (архей, нижний и средний
иротерозой) фундаментом, начали формироваться в позднем про-
•Терозое (1,0—0,85 млрд лет). Протяженность складчатых поясов
((оставляет многие тысячи километров, ширина обычно превышает
[Тысячу километров. Главными складчатыми поясами планеты
Ьшляются следующие (рис. 12.1).

I 1. Тихоокеанский (Круготихоокеанский) пояс, обрамляющий

рпадину Тихого океана и отделяющий ее от древних платформ

Пкратонов): Гиперборейской на севере, Сибирской, Китайско-

|Корейокой, Южно-Китайской, Австралийской на западе, Антарк-

'тической на юге и Севере;, и Южно-Американских на востоке.

Г*)тот пояс нередко делится на два — Западно- и Восточно-Тиу.о-

океанские; последний именуется еще Кордильерским.

19-1991

8СП-

180°

120°

Рис. 12.1. Главные складчатые пояса фанерозоя, по К. Сайферту, Л. Сиркнну

(1979), с изменениями:

/ — складчатые пояса (Т — Тихоокеанский, УО — Урало-Охотский, С —

Средиземноморский, СА — Северо-Атлантический, А — Арктический); 2 —

древние платформы (кратоны) и их фрагменты

2. Урало-Охотский, или Урало-Монгольский, nofac, простираю-
щийся от Баренцева и Карского до Охотского и Японского морей
и отделяющий Восточно-Европейскую и Сибирскую древние
платформы от Таримской и Китайско-Корейской. Имеет дугооб-
разную форму с выпуклостью к юго-западу. Северная часть пояса
простирается субмеридионально и именуется Урало-Сибирским
поясом, южная простирается субширотно и называется Централь-
ноазиатским поясом. На севере сочленяется с Северо-Атлантичес-
ким и Арктическим поясами, на востоке — с Западно-Тихоокеан-
ским.

3. Средиземноморский пояс пересекает земной тар в широт-
ном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря, отде-
ляя южную группу древних платформ, до середины юры состав-
лявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Северо-
Амсриканской, Восточно-Европейской, Таримской, Китайско-
Корейской. На западе сочленяется с Восточно-Тихоокеанским
(Кордильерским), на востоке — с Западно-Тихоокеанским пояса-
ми. После полного раскрытия в середине мела Атлантического
океана пояс замкнулся на западе, упираясь в последний. В районе
Южного Тянь-Шаня практически смыкается с Урало-Охотским

поясом.

4. Северо-Атлантический пояс отделяет Севере-Американский
краток от Восточно-Европейского и на юге сочленяется со Среди-
земноморским поясом, а на севере — с Арктическим на западе и
Урало-Охотским на востоке.

Арктический пояс протягивается от Таймыра до северо-вос-
imim'i Гренландии вдоль современных северных окраин Азии и
мерной Америки, отделяя Сибирский и Северо-Амсрикаиский

• ионы от Гиперборейского (Арктиды). На западе он сочленяет-
с Урало-Охотским поясом, на востоке ,— с Северо-Атлаптмчес-

• и.

Вес перечисленные складчатые пояса возникли в своей основ-
li части в пределах древних океанских бассейнов или на их пе-
|'1-|>ии (Тихий океан). Предшественником Урало-Охотского
юл был Палеоазиатский океан, Средиземноморского пояса —

.in Тетис, Северо-Атлантического пояса — океан Япетус, Арк-

•пткого пояса — Бореальный океан. Свидетельством океанского

••похождения складчатых поясов является присутствие в них

• причисленных выходов офиолитов — реликтов океанской коры
ттосферы. Все названные океаны, кроме Тихого, были вторич-
'Мм, образованными в результате раздробления и деструкции
игрконтинента Пангея I, объединявшего в среднем протерозое
современные древние платформы. Доказательством такого их

• -похождения является присутствие в них многочисленных об-
чков раннедокембрийской континентальной коры — микрокон-
поптов и несогласное срезание контурами поясов элементов
фенней структуры древних платформ; примером последнего
i ут служить восточные и южные ограничения Восточпо-Евро-
и'кой платформы.

Со времени заложения в позднем протерозое складчатые пояса
пили сложную и длительную историю развития. Эта история
почала заложение в их пределах новых глубоководных морских
оойнов с корой океанского или переходного типа, возникнове-

• среди них вулканических и невулканических островных дуг,
«икание этих и ранее существовавших бассейнов в результате
мкновения ограничивающих их континентальных глыб или
ровных дуг или, наконец, этих дуг между собой или с конти-

• шльными глыбами. Эти процессы протекали разновременно в
ших частях одного и того же пояса. Тем не менее в глобальном
штабе статистически намечаются определенные эпохи заложе-
i бассейнов с океанской корой и окончания их развития с ново-
'.иованием континентальной коры •— эпохи орогенеза.
Главными_эпохами_ор_огенеза являлись байкальская в конце
омбрия, каледонская в конце" силур а — начале девона, герцин-
я в позднем палеозое, киммерийская в конце юры — начале
in, альпийская в олигоцене — квартере. Они завершают циклы
, чдолжительностью 150—200 млн лет, впервые выделенные в:
ще XIX в. французским геологом М. Бертраном и поэтому
.юлуживающие название циклов Бертрана. Каледонская эпоха
«пилясь завершающей для Северо-Атлантического складчатого
цпчо.-i, герцинская — для большей части Урало-Охотского пояса,
iпммерийской эпохой завершилось развитие Арктического пояса.
1 ч ооксанский и Средиземноморский пояса сохранили свою высо-
<> подвижность до наших дней. Все эти складчатые пояса


Дата добавления: 2014-12-18; просмотров: 8 | Нарушение авторских прав




lektsii.net - Лекции.Нет - 2014-2021 год. (0.038 сек.) Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав