Читайте также:
|
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: 107 | Поможем написать вашу работу | Нарушение авторских прав |