Оглавление | 12.1. Общая характеристика складчатых поясов

11.2. Активные окраины и их развитие

Рис. 11.4. Смена геодинамической обстановки в развитии активной континентальной окраины Центральных Анд, по М.Г. Ломизе (1983): I — ранний мел, обстановка зондского типа; II — миоцен—квартер, обстановка современного андского типа

Активные окраины имеют гораздо более сложное строение и испытывают более сложное развитие, чем пассивные. Их главная особенность — наличие активно действующей сейсмофокальной зоны, с которой связана не только сейсмичность, но и магматическая деятельность, а также складчато-надвиговые деформации, метаморфизм. В общем активные окраины занимают пространство между этими зонами, собственно и являющимися зонами конвергенции плит и зонами субдукции, с одной стороны, и континентами — с другой.

Среди активных окраин четко выделяются два типа: приконтинентальный (или восточно-тихоокеанский) и орстроводужный (или западно-тихоокеанский). Указание на сложность строения этих окраин относится, по существу, лишь к последнему типу, ибо первый построен достаточно просто. В этом типе переход от глубоководного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность зона зона субдукции, к континенту, выражен крутым внутренним склоном этого желоба, являющимся одновременно континентальным склоном и узким шельфом. Ширина всей этой зоны составляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым и надстроенным вулканоплутоническим поясом. Типичный пример современной активной окраины данного типа дает тихоокеанская окраина Южной Америки (рис. 11.4), вдоль которой протягивается высокая горная цепь Анд; отсюда ее другое название — андский тип.

Рис. 11.5. Островные дуги и краевые моря на западном и северном обрамлении Тихого океана. По Л.Жоливе и др. (1989), с изменениями.
Краевые моря и их бассейны: Бе — Берингово, Ох—Охотское, Я — Японское, Ок — Окинава, Ф — Филиппинское, А — Андаман, Ба — Банда, Бм — Бисмарка, СФ — Северо-Фиджийский, ЮФ — Южно-Фиджийский, ЮК — ЮжноКитайское, К — Коралловое, Т — Тасманово.
а — зоны субдукции и связанные с ними островные дуги (1 — Алеутская, Курило-Камчатская, 3 — Японская, 4 — Идзу-Бонинская, 5 — Марианская, 6 — Яп, 7 — Рюкю, 8 — Манильская, 9 — Филиппинская, 10 — Новобританская, 11 — Соломон, 12 — Новогебридская, 13 — Тонга, 14 — Кармадек, 15 — Новозеландская, 16 — Зондская); б — векторы конвергенции литосферных плит; в — крупные разломы и смещение по ним

Второй, островодужный, тип активных окраин включает как минимум следующие элементы: 1) собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но более узкая, хотя встречаются и более широкие окраины, например в районе Охотского, Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей; 2) глубоководная котловина окраинного моря; 3) вулканическая островная дуга; 4) глубоководный желоб; 5) краевой вал океана. Этот тип подводных окраин в современную эпоху наиболее полно развит в западной части Тихого океана, на переходе к материкам Азии и Австралии, включая область Индонезийского архипелага (рис. 11.5). К нему относятся также расположенные между Атлантическим и Тихим океанами Антильско-Карибская область и область моря Скотия (Скоша).

Рассмотрим подробнее строение островодужных окраин по направлению от океана к континенту. Учтем, что краевые валы и желоба одинаково свойственны и приконтинентальному типу активных окраин.

Краевые валы представляют собой пограничные поднятия между глубоководным желобом и абиссальной равниной океана, вытянутые параллельно желобу. Это пологие вздутия океанского ложа высотой в сотни метров, сложеннные типичной океанской корой максимальной мощности. Примером краевого вала может служить вал Сенкевича вдоль Курило-Камчатского желоба. Происхождение валов связываемся со сжатием океанской литосферы при ее погружении в зону субдукции. Склон вала, обращенный к желобу, переходит во внешний склон желоба. Он нередко осложнен сбросовыми уступами, но иногда и надвигами в направлении оси желоба в связи со сжатием литосферы.

Глубоководные желоба — важнейший элемент строения активной окраины, тесно сопряженный с вулканической Дугой. Соответственно в плане желоба также имеют дугообразную форму, протягиваясь на сотни, иногда более 1000 км и сочленяясь, как и дуги, под некоторым углом. Глубина желобов в пределе достигает 11 км, максимально в Марианском желобе (11 022 м — наибольшая глубина всего Мирового океана). Эта глубина в некоторой степени зависит от того, насколько желоб заполнен осадками, а последнее — от интенсивности поступления обломочного материала с суши (рис. 11.6).

Рис. 11.6. Продольный профиль вдоль оси Чилийско-Перуанского желоба, осадки почти отсутствуют на широтах пустыни Атакама и увеличиваются в мощности, по Т.Торнбургу, Л.Кульму, (1987); субдукция базальтового гийота Касима в Японском глубоководном желобе по наблюдениям из погружаемого аппарата "Наутилус", по Ж.Кадетту и др. (1987); плоская поверхность гийота маркируется рифовыми известняками апта
1 - океанский фундамент; 2 - осадочное заполнение

В поперечном сечении желоба имеют V-образную форму, но всегда заметно асимметричную: внутренний склон более крутой и высокий, чем внешний. С осью желоба совпадает выход на поверхность сейсмофокальной зоны. В данном типе окраин она, как правило, более крутая, чем в приконтинентальном, андском, типе. По сейсмическим данным, пододвигающаяся, субдуцированная плита нередко прослеживается на значительное расстояние под нависающей плитой — на 140 км в районе Барбадоса, На 200 км под Алеутской дугой, 40 км под Курильской дугой, этим подчеркиная реальность феномена субдукции. Внутренний склон желобов представляет особый интерес, ибо он может быть местом накопления акреционной призмы (аккреционного клина), ширина которой может достигать 300 км, например в районе о. Барбадос. В других случаях этот клин очень узкий, например у Марианского желоба, или практически отсутствует; это означает, что океанская плита вместе со своим осадочным слоем полностью поглощается в зоне субдукции, т. е. уходит в мантию. Более того, в некоторых районах, например в Японском желобе, в Центрально-Американском желобе против Коста-Рики, в Чилийско-Перуанском напротив Перу, непосредственно вблизи оси желоба на его внутреннем склоне выступают довольно древние породы. Это означает, по здесь вместо аккреции происходит тектоническая эрозия окраины континента или островной дуги (см. гл. 6).

По мере роста аккреционного клина обычно происходит его подъем, причем нередко более древняя, верхняя часть клина поднимается над уровнем океана в виде внешней, невулканической дуги. Такая дуга протягивается вдоль Зондского желоба против Суматры и Явы в виде о-вов Ментавай, элементом внешней дуги является о. Барбадос к востоку от Малых Антильских островов. Между внешней дугой и главной, вулканической, дугой простирается преддуговой прогиб, выполняемый осадками, сносимыми как с невулканической, так и в основном с вулканической дуги и представленными терригенными породами, в особенности граувакками. Эти отложения залегают резко несогласно на образованиях аккреционного клина и бывают в разной степени, но всегда менее интенсивно деформированными. При отсутствии морфологически выраженной внешней дуги ей может отвечать перелом, бровка в склоне желоба, а преддуговому прогибу — терраса на этом склоне. Но иногда встречаются и относительно ровные склоны.

Наблюдения с подводных аппаратов, в частности у берегов Японии, показали, что внутренние склоны желобов часто осложнены гравитационными сбросами и оползнями, которые как бы наложены на тектонику сжатия, характерную для аккреционных клиньев

Вулканические дуги протягиваются параллельно желобам на расстоянии порядка 200—300 км от их оси; это расстояние зависит от наклона сейсмофокальной зоны, как было показано в гл. 6. Ширина самой активной вулканической зоны составляет не более 50 км, но во времени она нередко мигрирует.

Вулканические дуги существуют двух типов: энсиматические и энсиалические. Энсиматические дуги закладываются на океанской коре, нередко на месте трансформных разломов, когда одно крыло, с более древней корой, начинает пододвигаться под другое, сложенное более молодой корой; такое происхождение приписывается, в частности, отмершей дуге Кюсю — Палау в Филиппинском море. Вулканиты юных энсиматических дуг обычно представлены толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних стадиях развития этих дуг начинают преобладать андезитобазальты или андезиты, но дело редко доходит до извержения более кислых магм. Примерами юных энсиматических дуг могут считаться дуги Южно-Сандвичева (Скотия), Тонга — Кермадек, более зрелых — Марианская, Алеутская.

Энсиалические дуги образуюуся на континентальной коре, обычно на коре микроконтинентов, отторгнутых от континента рифтингом и спредингом. Таковы Японская дуга, Камчатская, возможно с ее Курильским продолжением, частично Филиппинская и некоторые другие. Вулканиты энсиалических дуг принадлежат той же известково-щелочной серии, но среди них явно преобладают андезиты и достаточно часты более кислые породы — дациты и риолиты, что объясняется, как и повышенное содержание радиогенного Sr, контаминацией более древней континентальной коры. На поздних стадиях развития этих дуг повышается содержание щелочей.

В основании вулканических дуг образуются интрузии гранитоидов — преимущественно диоритов, тоналитов, гранодиоритов в энсиматических дугах, нормальных гранитов — в энсиалических; при последующем размыве они выходят на поверхность. Таким образом, вулканические дуги являются скорее магматическими дугами. Породы, слагающие основание и фланги этих дуг, на глубине испытывают региональный метаморфизм низких и умеренных давлений и средней и высокой температуры, т.е. зеленокаменной и амфиболитовой фации. В то же время отложения аккреционных призм, образуюшиеся в обстановке интенсивного сжатия, подвергаются метаморфизму высоких давлений и низких температур, для которого типично появление глаукофановых «голубых» сланцев. Давления, необходимые для образования этих метаморфитов, могут достигаться только на значительной глубине — порядка 30 км. Появление их на поверхности требует быстрого подъема, так как в противном случае они успевают превратиться в зеленые сланцы, что часто и наблюдается, — среди зеленых сланцев встречаются реликты «голубых». Условия для этого создаются выталкиванием пород верхней части аккреционного клина при заклинивании зоны субдукции вследствие столкновения с крупным внутриплитным поднятием, другой островной дугой или микроконтинентом. Сама зона субдукции и желоб могут сместиться при этом в новое положение.

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 — кулисообразная 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):
1 — глубоководные желоба (зоны субдукции); 2 — направление и скорость (см/год) конвергенции литосферных плит; 3 — область распространения континентальной коры; 4 — область задугового спрединга; 5 — сбросы на бортах трога Окинава; 6 — рифтовые расщелины в троге Окинава; 7 — ось островной дуги юкю и ее активные вулканы. Литосферные плиты: ЕА — Евразийская; А — Австралийская; Ф — Филиппинская

Рис. 11.8. Раскрытие Японского краевого моря, отчленение от континента и изгиб и налических островных дуг как результат нескольких фаз рассеянного спреппч По данным С. Лаллемана, Л. Жоливе (1986), М. Целайя, Р. Мак-Кабе (1987):
1 — континентальная кора на суше (а) и в акваториях (б), показана условно, изобаты 2000 м; 2 — спрединг позднего олигоцена — раннего миоцена; 3 — спрединг среднего миоцена; 4 — трансформные разломы; 5 — выходы зон субдукции (глубоководные желоба): Курило-Камчатской (КК), Японской (Яп), Идзу-Бонинской (ИБ), Нанкай (Н); 6 — палеомагнитные векторы по породам мелового возраста; 7 — изгибы юрской зоны метаморфизма высоких давлений — средних температур. Массивы континентальной коры: Я — Ямато; О — Окинава

Как видно из изложенного, метаморфиты высокой температуры/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, вторые — ближе к океану. Это дает возможность при налеотсктонических реконструкциях устанавливать направление наклона зоны субдукции и по расстоянию между этими поясами судить о крутизне этого наклона. Другим таким признаком является петрохимическая полярность вулканических поясов (см. гл. 6).

Задуговые (тыльно-дуговые) окраинные моря, располагаются между островными дугами и континентом. Они могут обладать значительной глубиной (более 4000 м) и подстилаются в своей глубоководной части корой океанского типа, но нередко с повышенной мощностью осадочного слоя. Целая цепь таких бассейнов протягивается в западной части Тихого океана, вдоль окраин Азии и Австралии. Многие из этих бассейнов образовались в обстановке растяжения, о чем свидетельствуют и утонение литосферы, и повышенный тепловой поток, и в особенности появление спрединговых линейных магнитных аномалий. Наиболее отчетливо они выражены в Филиппинском, Южно-Китайском морях, а также в море Скотия.

Начальную стадию образования окраинных морей можно наблюдать на примере трога Окинава, возникшего в конце миоцена— 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 миоцене образовались две оси спрединга, к северо-западу и юго-востоку от микроконтинента — банки Ямато (рис. 11.8). Это явление получило название диффузного, или рассеянного, спрединга; оно, по-видимому, характерно для ряда бассейнов, в которых отсутствуют симметрично расположенные линейные магнитные аномалии. Нечто подобное происходило, в частности, в позднем миоцене — плейстоцене в Тирренском море, расположенном к западу от Апеннинского полуострова (между ним, Сардинией и Сицилией) в тылу Калабрийской энсиалической дуги. Здесь после фазы континентального рифтинга сначала одновременно раскрылось два узких трога (диффузный спрединг), сливающихся на юге в один, и затем произошел перескок оси спрединга к востоку, с раскрытием нового такого трога.

Осадки, накапливающиеся на дне окраинных морей, имеют различное происхождение. На склоне, обращенном к вулканической дуге, накапливаются пpeимyщecтвенно островодyжными породами т.е. вулканогенно-обломочные образования и пирокластика; градационная, турбидитовая текстура придает им характер туфогенного флиша. Иногда они достигают значительной мощности и выполняют прогибы, называемые тыльно-дуговыми (back-arc troughs). На противоположном склоне, обращенном к континенту, формируются подводные конусы выноса. Здесь также бывают развиты турбидиты и может формироваться флиш, но состав песчаников и алевролитов в этом флише кварцевый, в отличие от придугового флиша. В центральных, глубоких частях бассейнов отлагаются глины, преимущественно монтмориллонитовые, биогенные илы и эоловые осадки, принесенные с суши. В широких бассейнах максимальные мощности осадков накапливаются по краям, в более узких — в осевых их частях. Местами проявляется базальтовый вулканизм.

Механизм образования задуговых впадин окраинных морей еще не понят до конца. Растяжение литосферы должно быть непосредственно вызвано восходящим конвективным потоком в мантии, о котором свидетельствует высокий тепловой поток. Расположение этих окраинных морей в тылу островных дуг, а значит, и зон субдукции, указывает на связь задугового спрединга с субдукцией, но характер этой связи может быть истолкован по-разному. Одна из возможных моделей была предложена Д. Каригом получила широкую известность. Согласно этой модели, разогрев вследствие трения висячего крыла сейсмофокальной зоны вызывает вторичную конвекцию в тылу островной дуги, восходящая ветвь которой и приводит к утонению и разрыву литосферы и образованию впадины окраинного моря. Из этой модели следует, что усиление субдукции должно вызывать усиление задугового спрединга и одновременно островодужного вулканизма. Однако данные по Филиппинскому региону не подтверждают существование такой зримой связи, скорее наблюдается чередование фаз вулканизма и задугового спрединга. Можно заметить далее, что данные томографии указывают на значительно более глубинное зарождение восходящей конвекции, чем это следует из модели Карига. И, наконец, неизвестно, достаточно ли фрикционного разогрева висячего крыла сейсмофокальной зоны для возникновения вторичной конвекции в тылу островной дуги, поскольку этот разогрев затрачивается на ее вулканическую активность.

Другая модель, которая представляется более привлекательной, основывается на том факте, что зоны субдукции обнаруживает со временем тенденцию смещения назад, к океану, ибо и погруженне втягиваются все новые участки океанской литосферы. Это явление получило в англоязычной литературе образное название «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 океан. Это можно хорошо видеть на примере Марианской, Антильской, Южно-Сандвичевой, Калабрийской дуг. В случае Антильской и Южно-Сандвичевой дуг этому процессу может способствовать возникновение глубинного астеносферного течения, направленного от Тихого океана к Атлантическому. Фронтальное смещение дуг вызывает растяжение литосферы в их тылу, декомпрессию 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 можно 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 формироваться всего 2 млн лет назад; он характеризуется исключительно высокими тепловым потоком и гидротермальной активностью. Несколько раньше, в плиоцене, подобный процесс привел к образованию Западно-Марианской впадины, а еще раньше, в олигоцене—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 распространенное явление. Они приводят к значительному усложнению 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 междуговых бассейнов.

Рис. 11.9. Берингово краевое море — задуговый бассейн, образовавшийся в ринем эоцене в результате заложения Алеутской зоны субдукции, отчленившей от океана краевую часть плиты Кула, имеющую раннемеловой возраст. По Д. Шоллу и др., 1986:
1 — Алеутская (А) и Курило-Камчатская (КК) зоны субдукции; 2 — направление современного движения Тихоокеанской плиты относительно Североамериканской; 3 — линейные магнитные аномалии океанской коры и их номера; 4 - изобаты. Котловины Берингова моря: Ал — Алеутская; К — Командорская; Б — Бауэрса

Необходимо заметить, что далеко не все окраинноморские бассейны, в том числе и имеющие задуговое расположение, развиваются по изложенной выше схеме. Так, выделяется еще категория отгороженных задуговых окраинных морей, в качестве тектонотипа которых обычно приводится Берингово море, точнее его наиболее крупная Алеутская впадина (рис. 11.9). Предполагается, что такие окраинноморские бассейны возникли в результате появления в периферической части океана новой зоны субдукции и новой энсиматической вулканической дуги, отгородившей эту часть океана и превратившей ее в окраинное море. В случае Берингова моря такую роль должно было сыграть образование на рубеже мела и палеогена Алеутской дуги, под которую субдуцировалась существовавшая ранее в северной части Тихого океана литосферная плита Кула и отделявший ее от собственно Тихоокеанской плиты спрединговый хребет Кула/Пасифик. Доказывается это тем, что возраст океанской коры в этой части Тихого океана направлении Алеутской дуги не удревняется, как это нормально происходит, а омолаживается, как это следует ожидать в направлении оси спрединга. В Беринговом море за Алеутской дугой было установлено существование линейных магнитных аномалий, отнесенных к раннему мелу и рассматривающихся как принадлежащие реликту плиты Кула. Однако сравнительно недавно А. Купером здесь обнаружен спрединговый хребет, названный хребтом Витуса (в честь Витуса Беринга) и примерно параллельный Алеутской дуге. Это усложняет интерпретацию Алеутской впадины отгороженного бассейна. Другие примеры отгороженных бассейнов — Западно-Филиппинская впадина, Колумбийская и Beнесуэльская 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 атлантического 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 последовательность событий обратная описанной выше: сначала образуется окраинное море, а затем уже зона субдукции и вулканическая дуга.

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-западном 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 надвигание смежных складчатых сооружений в сторону оси бассейна, что приводит к образованию структуры, вполне подобной структуре 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 американских 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 располагаться с разных сторон вулканических дуг — и со стороны, обращенной к океану, и со стороны, обращенной к континенту, и даже 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 заклинивания 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 океан, ныне постепенно суживается вследствие того, что его кора субдуцируется, с одной стороны, под дугу Сангихе, принадлежащую азиатской окраине, а с другой стороны, под дугу Хальмахера, относящуюся к австралийской окраине. В дальнейшем может произойти столкновение этих дуг — явление, наблюдавшееся и в подвижных поясах геологического прошлого.

Процессы, развивающиеся на активных окраинах островодужного типа, находят своих аналогов и на окраинах приконтинентального, андского, типа. Предшественниками столь характерных для последних вулканоплутонических поясов являются возникшие на краю континента энсиалические вулканические дуги с преимущественно андезитовым вулканизмом, а в их тылу морские бассейны, отличающиеся от занимающих аналогичное положение окраинных морей западно-тихоокеанского типа своим мелководным характером и расположением на переработанной континентальной коре. В дальнейшем вулканические дуги перерождаются в вулкано-плутонические пояса, состав вулканитов которых отличается от состава островодужных вулканитов повышенным содержанием кремнекислоты и щелочей и повышенным отношением 87Sr/86Sr.

На более поздней стадии эволюции этих поясов щелочность повышается еще больше. Именно к вулканоплутоническим поясам бывают приурочены самые крупные гранитные батолиты, примеры чего мы и видим в Андах. Подобно вулканическим дугам, вулканоплутонические пояса на зрелой стадии своего развития испытывают в осевой зоне некоторое растяжение и здесь возникают рифты, примеры чего мы наблюдаем тоже в Андах, в частности в Эквадоре (грабен Кито) и Чили (грабен Сантьяго).

Рифтогенез и свойственный ему щелочно-базальтовый или бимодальный вулканизм проявляются и в тылу вулканоплутонических поясов, например в Патагонии, опять-таки напоминая процессы формирования окраинных морей, протекающие на окраинах западно-тихоокеанского типа. Хорошие ископаемые примеры того же известны в позднем палеозое и триасе Монголии и Забайкалья.

В истории подвижных поясов установлены многочисленные факты перехода одного типа активной окраины в другой. Так, Тихоокеанская окраина Азии к концу юры—середине мела приобрела характер окраины андского типа с мощным краевым вулкано-плутоническим поясом, протянувшимся от Чукотки до Калимантана. В кайнозое произошел распад этого пояса и окраина Азии получила современный вид типичной островодужной окраины. Напротив, тихоокеанская островодужная окраина Северной Америки начиная с конца юры стала превращаться в окраину Андского типа.

В геологической истории известны и случаи превращения активных окраин андского типа в пассивные, например восточная окраина Австралии после триаса, и пассивных окраин в активные западно-тихоокеанского типа. Последнее связано с появлением в океане по соседству с пассивной окраиной энсиматической вулканической дуги, как это произошло в районе Омана в конце мела.

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

При палеотектонических и палеогеодинамических реконструкциях активных окраин геологического прошлого наибольшее диагностическое значение имеет изучение петрохимии и геохимии вулканитов и интрузивов особенно на уровне рассеянных элементов и изотопных соотношений, не только стронция, но и неодима и некоторых других. Конечно, никак не следует пренебрегать и изучением осадочных формаций и образуемых ими литодинамических 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 трансформные конвергентные окраины.

Типичным примером современной трансформной дивергентной окраины является атлантическая окраина Африки на участке северного побережья Гвинейского залива, где Африканский континент как бы подрезан экваториальной зоной разломов Атлантики. Здесь проявлены все характерные черты трансформной окраины: узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, с основанием которого совпадает резкая тектоническая граница между континентальной и океанской корой, практически без переходной коры между ними, слаборазвитое континентальное подножие. По разлому на границе континент/океан наблюдаются как вертикальные сбросовые, так и горизонтальные сдвиговые смещения, т.е. эта граница носит транстснсивный, сдвигово-раздвиговый характер.

Такие же, но менее протяженные окраины развиты в Атлантике вдоль южного ограничения Ньюфаундлендского выступа Северной Америки, вдоль южного ограничения Фолклендского плато и вдоль юго-восточного ограничения Южной Африки; обе последних обусловлены существованием крупнейшего Фолклендско-Агульясокого разлома. В Индийском океане трансформный характер имеет восточное ограничение Мадагаскара и его подводного продолжения, юго-восточное ограничение Аравийского полуострова, а также некоторые участки северо-западного и южного обрамления Австралии. В Тихом океане к данному типу и подтипу принадлежит северная окраина Новозеландского плато.

Трансформные конвергентные окраины представлены на двух участках тихоокеанской окраины Северной Америки — на севере против Канады и юго-восточной Аляски, где такой характер окраины определяется сдвигом вдоль архипелага Королевы Шарлотты, и против Калифорнии. В первом случае картина строения окраины весьма сходна с предыдущим подтипом и отличием является, пожалуй, лишь принадлежность к конвергентной в целом границе Северной Америки, с нырянием под нее Восточно-Тихоокеанского поднятия. Вторым примером трансформной конвергентной окраины является так называемый Калифорнийский бордерленд. Он представляет участок подводной окраины к югу от Поперечных хребтов Калифорнии, находящийся между двумя параллельными сдвигами: сдвигом Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, ограничивающим бордерленд со стороны океана. Между ними внутри самого бордерленда проходит, по-видимому, еще несколько сдвигов, принадлежавших той же системе. С ними связано образование нескольких цепочек раздвиговых осадочных бассейнов, кулисообразно расположенных, выполненных плиоцен-четвертичными отложениями, между которыми находятся приподнятыe блоки более древнего основания. По существу, этот бордерленд представляет недавно погруженный участок континента, на котором по соседству с ним распространены такие же бассейны.

Оглавление | 12.1. Общая характеристика складчатых поясов

Hosted by uCoz