Глава 07. ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ ПРОТЕРОЗОЯ И ФАНЕРОЗОЯ (1119269), страница 7
Текст из файла (страница 7)
Так, при затягивании в зоны поддвига плиткарбонатных пород или эвапоритов должны возникать расплавы с повышеннымсодержанием щелочноземельных или щелочных элементов. Ассимиляция карбонатовприводит к десилификации магмы и к относительному увеличению содержания в нейщелочей. Существенные преобразования должны произойти с силикатными магмами припопадании в зоны поддвига плит эвапоритов, так как после ассимиляции соленосныхотложений первоначально кислые магмы насыщаются щелочами, хлором, фтором инекоторыми другими рассеянными элементами и теряют кальций. В результате составрасплавов становится сиенитовым.
Аналогично этому при затягивании под островныедуги осадков, обогащенных фосфором (например, фосфоритов, скопившихся вприбрежных районах бывших зон апвеллингов на склонах и шельфах древних окраинконтинентов), могут образоваться магмы, сильно обогащенные апатитом. Наконец, припопадании в зоны поддвига плит металлоносных осадков, содержащих рудные элементы,могут возникнуть магмы, богатые рудными компонентами.7.5. Образование гор и горных поясовГорные сооружения и хребты обычно образуют узкие, линейные или дугообразныескладчатые структуры, расположенные, как правило, по периферии стабильныхконтинентальных платформ. Обычно горные сооружения сложены смятыми в складки,220Рис.
7.9. Горные пояса Земли: 1 – кайнозойского возраста; 2 – мезозойского возраста; 3 – герцинскоговозраста; 4 – каледонского возраста; 5 – докембрийские платформы (Umbgrove, 1947)нарушенными дизъюнктивными нарушениями и часто существенно метаморфизованнымиосадочными толщами (рис. 7.9).До появления теории тектоники литосферных плит механизмы возникновениярегиональных надвигов и геосинклинальной складчатости фактически оставалисьневыясненными. По поводу природы этих процессов высказывалось много разных точекзрения, часто полностью исключающих друг друга, но ни одна из них не удовлетворялавсей совокупности геологических данных о строении горных поясов Земли.
С появлением221новой теории стало ясно, что все без исключения складчатые горные сооружения, частоосложненные региональными надвигами, возникают только перед зонами поддвига плитили в непосредственной близости от них за счет сжатия и деформации попавших в этизоны мощных осадочных толщ, самих островных дуг или континентальных окраин.Английский геолог Дж. Дьюи (Dewey, 1970), проанализировав тектоническоестроение разных горных поясов мира, выделил четыре основных генетических типарегиональных надвигов и складчатых структур, возникающих: при деформацииостровных дуг и активных окраин континентов (в случаях, когда под них пододвигаетсяокеанская литосфера), при надвигании островных дуг на пассивные окраины континентовАтлантического типа и при столкновении континентов (рис. 7.10–7.12).Рис. 7.10. Модель формирования горного пояса на активной окраине континента кордильерского типа поДж.
Дьюи и Дж. Берду (Dewey, Bird, 1970) (предполагается, что “мобильное ядро” представляет собойрасплавы, поднимающиеся из “горячих” частей зоны поддвига плит)Отметим, что всегда складчатость осадочных толщ, часто сопровождаемаяобразованием чешуйчатых надвигов и шарьяжей, возникает только в случаях, когда этитолщи оказываются пододвинутыми под фронтальные участки островных дуг и активныхокраин континентов, а после столкновения островных дуг или континентов и в тылу этихструктур. Важно, что новая теория при этом позволила понять природу образования идаже количественно рассчитать режимы формирования краевых прогибов, в которыхобычно и накапливаются мощные толщи осадков, которые затем (при столкновенииконтинентальных окраин с островными дугами) сминаются в складки.222Рис. 7.11.
Модель формирования горного пояса при столкновении островной дуги с континентом по Дж.Дьюи и Дж. Берду (Dewey, Bird, 1970): 1 – океаническая кора; 2 – континентальная кора; 3 – литосфераРис. 7.12. Модель формирования горного пояса в зоне коллизии двух континентов по Дж. Дьюи и Дж. Берду(Dewey, Bird, 1970): 1 – океаническая кора; 2 – континентальная кора; 3 – литосфераНа рис. 7.13, на примере Южноамериканских Анд, изображена генерализированнаясхема деформаций активной окраины континентов. Из этой схемы видно, что тела горныхсооружений такого типа, как, впрочем, и тела большинства островных дуг, оказываютсяразбитыми двумя падающими навстречу друг другу системами сдвиговых разломов, вдолькоторых и происходят главные подвижки и деформации.
Вдоль этих же разломовпроисходит и циркуляция вещества в телах активных окраин континентов (а такжеостровных дуг), возникающая благодаря трению и тектонической эрозии подошвылитосферного (корового) выступа, перекрывающего собой пододвигаемую океаническуюплиту. В результате этого разрушаемое вещество фронтальных участков надвигаемойплиты вместе с переработанным веществом пододвигаемой океанической корыпоследовательно перемещается от фронтальных к тыловым участкам горного сооруженияи постепенно “омолаживает” их. Так, по нашим оценкам (Геодинамика, 1979), скоростьтектонической эрозии Курильской островной дуги достигает 0,3 см/год, и, следовательно,223все ее тело шириной около 300 км должно было быть полностью переработаннымприблизительно за 100 млн лет. По-видимому, поэтому на Курильских островах и невстречаются породы старше позднемелового возраста.
Все же многообразие наблюдаемыхв реальных условиях структурных форм складчатых поясов Земли в основномопределяется сложными сочетаниями отмеченных выше более простых случаев ихдеформации, на которые впоследствии иногда еще накладываются дополнительныетектонические процессы иной природы (например, рифтообразование).Рис.
7.13. Деформации горных сооружений на активных окраинах континентов Андийского типа: 1 –область существования расплавов и мигматитов; 2 – гранитоидные интрузии; 3 – континентальная кораПри возрастании тектонической активности Земли усиливается давление наостровные дуги и задуговые спрединговые бассейны со стороны пододвигаемых под нихокеанических плит. В результате задуговые бассейны закрываются, а на тыловые частиостровных дуг или смежные окраины континентов надвигаются (обдуцируют)офиолитовые покровы – участки бывшей океанической коры этих бассейнов.Офиолитовые покровы могут возникать и при закрытии узких океанических бассейновКрасноморского типа. Происходит это в тех случаях, когда режим растяжения такихбассейнов меняется на режим их сжатия.Островные дуги обычно закладываются на океанической литосфере, поэтому в ихосновании часто залегает бывшая океаническая кора.
В дальнейшем при развитиидеформаций в теле дуги и под влиянием давления со стороны пододвигаемой плиты, на ееповерхность может быть надвинуто и основание дуги, т.е. бывшая океаническая кора,образующая теперь офиолитовый покров (рис. 7.14), причем в этом случае такие надвиги(обдукция) происходят со стороны фронтальных частей дуги на ее тыловые участки.Часто под образовавшимися таким путем офиолитовыми покровами залегаютглаукофансланцевые породы, образовавшиеся под подошвой островной дуги иметаморфизованные при сравнительно низких температурах около 300–500 °С, но подвлиянием высоких давлений порядка 6–10 кбар, соответствующих глубинам подошвытела островной дуги около 25–40 км.
Если при этом такие офиолит-глаукофансланцевыепокровы оказываются надвинутыми на вулканические области островных дуг,характеризующиеся метаморфизмом высоких температур, но низких давлений, товозникают пояса так называемого парного метаморфизма.Парные регионально-метаморфические пояса противоположного характера по РТусловиям широко распространены во многих районах Тихоокеанского подвижногокольца. Обычно они близки по возрасту и протягиваются параллельно друг другу назначительные расстояния, но один из таких поясов относится к типу низкого, а другой –высокого давления, хотя отдельные участки каждого из них могут принадлежать и к типу224среднего давления.
Парные пояса метаморфизма хорошо изучены в Японии (рис. 7.15),описаны в Калифорнии, Чили, Новой Зеландии, а также в Шотландских каледонидах(Миясиро, 1976) и, вероятно, на Урале (Максютовский комплекс).Рис. 7.14. Происхождение офиолитовых покровов и парных поясов метаморфизма в островных дугах: 1 –область высокотемпературного метаморфизма низкого давления; 2 – глаукофановые сланцы – продуктынизкотемпературного метаморфизма высокого давленияРис. 7.15. Три парных регионально-метаморфических пояса Японии, по А.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
