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.

Иногда в данной стадии имеет место процесс, обратный коллизии островныхдуг- ращепление и образование внутридуговых (междуговых) грабен-прогибов- вторичных поздних интрагеосинклиналей.

Примером может служить Аджаро-Триалетский прогиб, возраста - палеоген, на малом Кавказе. К более позднему времени приурочен - Марианский трок внутри Марианской дуги в Тихом океане.

Конец поздней геосинклинальной стадии и тем самым всего этапа является главным рубежом в развитии геосинклинальных систем, с которым обычно совпадает основная эпоха складчато-надвиговых деформаций. К этому времени охватываются не только внутренние, но и только внешние зоны геосинклиналий, превращая прогибы - в синклинории, поднятия - в антиклинории, создавая тектонические покровы в шарьяжи и формируя складчатые сооружения (системы). По В.В. Белоусову, это начало общей инверсии в развитии геосинклинальной системы, когда она превращается из области погружения в область поднятия. При этом офиолитовый комплекс, нередко превращённый в тектоническую брегчию - меланж, оказывается надвинутым и часто шарьированным с большой (до 200-300 км) горизонтальной амплитудой на образование внешних мезо- или миогеосинклинальных зон, а иногда даже платформ (Сирия, Аман), то есть. Присходит надвиг океанской коры на континентальную - обдукция, или подвиг континентальной коры под океанскую - субдукция. Некоторые исследователи считают, что обдукция лишь разновидность субдукции - результат расщепления океанской литосферы при её поддвиге под континентальную, которому способствует меньшая плотность океанской коры. Так как астеносфера находится ближе к поверхности Земли под океанской корой и ввиду меньшей мощности последней, океанская кора находится в более разогретом состоянии по сравнению с материковой. Это подтверждается присутствием в подошве надвинутой офеолитовой пластины гранатовых амфиболитов - продуктов контактного мктаморфизма.

Существует мнение, достаточно обоснованное, что обдукция начинается часто уже во внутриокеанских условиях, как надвиг океанской коры на океанскую на склонах срединных хребтов. (Н.А.Богданович).

В результате субдукции может происходить почти полное исчезновение океанской коры с поверхности и свидетелем былого её развития в данной геосинклинальной системе оказывается лишь приуроченная к разлому узкая полоска меланжа - так называемый офиолитовый шов. Пример- Восточные Карпаты.

Процесс обдукции характерен «захлопыванием» океанского пространства с образованием тектонических окровов. При этом более лёгкая континентальная кора, да ещё погруженная в зону более высоких температур всплывает из под океанской , образуя гранитно-гнейсовые купола и создавая ложное впечатление о том , будь то офиолитовая ассоциация накапливалась на континентальной коре. Подобную картину можно наблюдать наУрале, в Альпах и др. местах.

Дальнейшее развитие деформаций, вызванных общим сжатием, регионального метаморфизма, причём низкотемпературного в условиях высокого давления даёт происхождение фации голубых сланцев.

Наконец завершение формирования гранитных батолитов, которые в отличие от более ранних гранитоидов характеризуются заметным преобладанием калия знаменуют развитие континентальной коры в процессе геосинклинального развития.

3. Описание типов разломов земной коры

Деление по глубине проникновения позволяет разделить глубинные разломы на три группы:

· Общекоровые

· Литосферные

· Мантийные

Общекоровые разломы, достигающие поверхности Мохо, возникают в результате реакции на напряжения, охватывающие всю толщу земной коры, в то время, как обычные приповерхностные разрывы нарушают строение складчатых и других форм залегания осадочных и магматических горных пород верхней части коры и не проникают глубже двух - трёх десятков км. Их существование на больших глубинах по-видимому невозможно, так как при давлениях, существующих на этих глубинах, разрывы сменяются поверхностями пластического течения пород. Приповерхностные разрывы, в отличие от глубинных, связаны с конкретными складчатыми структурами, нарушая их строение. Глубинные разломы, вероятно представляют на глубине зоны диффузных перемещений и сами генерируют широкую гамму структур. Нередко к приповерхностным разрывам приурочены тела магматических пород, или иные явления, связанные с глубинным магматизмом, но во всех подобных случаях эти разрывы лишь создают зоны повышенной проницаемости пород, в которые устремляются глубинные расплавы, направляясь к верхним частям земной коры.

Литосферные разломы - нарушают строение всей литосферы и «затухают» в астеносфере. Вероятно они являются наиболее распостранёнными. Помимо геофозических данных их надёжным признаком является связь с современным вулканизмом (палеовулканизмом). Важное значение имеет также концентрация в литосферных разломах гипоцентров землетрясений и приуроченность к ним тел гипербазитов.

Мантийные глубинные (сверхглубинные разломы) - устанавливаются по глубине расположения очагов землетрясений. Они уверенно определяются по окраинам континентов или островных дуг в виде сейсмофокальных зон ВЗБ, наиболее глубокие очаги, которых находятся на глубине 650-720 км.

Менее надёжны пока ещё недостаточно разработанные методы позволяющие устанавливать горизонтальные неоднородности физических параметров мантийного вещества.

По кинематическим и динамическим признакам глубинные разломы подразделяются на:

· Глубинные сбросы - возникают при растягивающих напряжениях и потерей земной корой гравитационной устойчивости, приводящей к погружению отдельных блоков. Глубинные сбросы ограничивают крупные впадины и авлакогены в фундаменте платформ. (Прикаспийская впадина, Днепровско-донецкий авлакоген). Наиболее обычны в пределах крупных сводовых поднятий на платформах где они обрамляют рифтогеные структуры (рифты Красного моря, Верхнерейнского грабена, озера Байкал). Узкие «щелевидные» рифты могут рассматриваться как глубинные раздвиги.

· Глубинные взбросы и надвиги - широко распостранены в фанерозойских складчатых областях и в областях эпиплатформенного орогенеза. Они отражают сжатие земной коры и развиваются вдоль границ соприкасающихся мегаблоков земной коры с различным типом развития или неодинаковыми направлениями и скоростями движений. В зонах глубинных взбросов образуются приразломные линейные складки, интенсивный кливаж, сланцеватость. Примером может служить краевой глубинный шов Сибирской платформы в Северо Байкальском нагорье.

Особым типом глубинных надвигов - вернее шарьяжей, являются офиолитовые покровы, образующиеся при обдукци. Эти покровы нередко заключают в своём основании ультраосновные породы верхов мантии, т.е. срыв происходил несколько ниже поверхности Мохо. Олиофитовый покров в Омане, на краю Аравийской континентальной плиты - классический тому пример.

· Глубинные сдвиги - наиболее распостранённый тип глубинных разломов в складчатых областях. Они развиваются как граничные вертикальные поверхности горизонтально перемещающихся блоков коры и литосферы; обычно сопровождаются раздвиговыми составляющими смещений. Сильнейшее влияние на развитие складчатых структур позволяют их выделять в особую форму «сдвиговую тектонику». Многие глубинные сдвиги проявляют активность на протяжении сотен миллионов лет и вплоть до настоящего времени. Современные горизонтальные смещения коры по сдвигам составляют до 2 см в год.

В глубинных сдвигах, сопровождающихся взбросовой составляющей движений возникает интенсивный кливаж, сланцеватость, появляются динамосланцы. (Иртышская зона смятия)

При раздвиговой составляющей в зоне разлома появляются продольные или диагональные линейные складки, узкие интрузивные щелевидные тела, многочисленные дайки. В местах резкого излома линии сдвига образуются более крупные ромбовидные раздвиговые впадины. (Калифорния, Сан-Андреас)

Ведущими исследователями: В.Е. Хаиным, А.И. Суворовым, Н.А.Белявским и др. предложена следующая классификация глубинных разломов:

· Разломы первого порядка - определяют границы главных литосферных плит

1. дивергентные - раздвиги океанских рифтов

2. конвергентные - зоны ВЗБ

3. трансформные - главные из магистральных разломов.

· Разломы второго порядка - разграничивают малые плиты и микроплиты, отделяют континентальные и океанские мегаблоки литосферных плит, т.е. отделяющие пассивные окраины континентов от океанского ложа (сквозные разломы).

· Разломы третьего порядка - образуют все остальные разломы внутри континентов и океанов.

Это разломы, ограничивающие менее значительные рифты и палеорифты (авлакогены) в фундаменте континентальных платформ.

Разломы, разделяющие основные структурно-формационные зоны геосинклинальных систем (граничные разломы).

Региональные трансформные разломы внутри океанов.

Страницы: 1, 2