Завершение спрединга океанического дна означает смену геотектонической обстановки дивергентных границ обстановкой конвергентных границ, когда вдоль одной, а иногда и обеих пассивных окраин возникает геотектоническая обстановка активных окраин континента(слайд 45,143).

В зависимости от положения зоны поддвига относительно континента и интенсивности субдукции могут возникать геотектонические обстановки активных окраин четырех типов: энсиматических островных дуг, микроконтинентов энсиалических островных дуг, спрединговых морей окраинного типа энсиалических островных дуг и приконтинентальных магматических окраин (табл.8.7).

Энсиматические окраины возникают на океанической коре (слайд 144, 145).      При этом формируются островные дуги (в современных разрезах - антиклинории) и преддуговые и задуговые прогибы (синклинории). Они разделены продольными относительно островной дуги глубинными литосферными и нижнекоровыми разломами, оперяющими в висячем боку мантийный поддвиг. Они обусловливают размещение вулканических поясов, так как служат каналами, по которым проникает в верхнюю часть коры и изливается на поверхность магма известково-щелочной и щелочной серий, формирующая мафически-салический вулканогенный и комагматичный ему плутоногенный комплексы. Эти комплексы характеризуются зональным строением (Гусев и др.,1995). Состав их меняется от андезито-базальтовой формации у внешнего края островной дуги к базальт-андезит-дацит-риолитовой формации к внутреннему краю, т.е. имеет место тенденция повышения глинозема и калия по отношению к кремнезему в направлении континента. Однако преобладает толеитовая серия, андезито-базальтовая формация. Для размещения интрузивных тел характерна таже зональность, что и для вулканитов. Интрузивный магматизм представлен в основном силлами, лакколитами, дайками габбро-диорит-диабазовой формации, реже телами габбро-диорит-гранодиоритовой формации. Объясняется эта зональность глубиной проникновения разломов, оперяющих поддвиг – над внешним краем плиты эта глубина меньше, так как ближе к поверхности расположена плоскость поддвига, с удалением от края плиты  - глубина увеличивается. Соответственно меняется и глубина расположения магматических очагов и петрохимический состав магмы. Кроме продольных разломов, в пределах островных дуг существуют и косые сдвиги, возникающие в динамической обстановке поперечного сжатия. В искривлениях продольных разломов и пересечениях продольных и косых разломов размещаются вулканические структуры.

Вдоль кромки внешнего края островной дуги образуется аккреционная призма (невулканическая островная дуга). Состав комплекса пород аккреционной призмы соответствует офиолитовому комплексу, состоящему из базальтовой (толеитовой), риолит-базальтовой (бонинитовой), и снизу-вверх аспидной, флишевой и морской (нижней) молассовой формаций. Магматизм интрузивного типа в обстановке аккреции развит слабо и проявляется в во внедрении мелких тел гранитов, гранодиоритов, тоналитов и трондьемитов (Хаин, Ломизе, 2006) тоналит-трондьемит-гранодиоритовой формации. Для аккреционной призмы характерно развитие изоклинальной складчатости регионального сжатия с крыльями, сорванными надвигами, в результате чего она приобретает чешуйчато-надвиговое строение. Это единственная зона островной дуги, где имеет место динамометаморфизм фации голубых сланцев (глаукофан-сланцевая фация). В основной части дуги имеет место региональный метаморфизм в основном зеленосланцевой. Следовательно, размещение метаморфизма характеризуется поперечной зональностью: вдоль внешнего края островной дуги имеет место метаморфизм низких температур и высоких давлений, а в направлении к континенту он сменяется метаморфизмом высоких температур и умеренного давления. В задуговом прогибе толщи пород подвергнуты региональному метаморфизму зеленосланцевой фации. Таким образом, для островных дуг (антиклинориев в современных разрезах) характерно развитие преимущественно вулканогенной составляющей стратифицированного комплекса формаций. В задуговом бассейне, окраинном море, энсиматической островной дуги и в преддуговом бассейне, если он есть, происходит накапление преимущественно осадочной составляющая, имеющей преимущественно тонко-мелкообломочный терригенный состав и ритмичное строение – это флишевая формация, но могут накапливаться и морские карбонатные  (известково-доломитовая или мергельно-известняковая) и паралическая угленосная формации. Кроме того, в разрезе окраинных морей встречаются образования удаленных фаций (пирокластические толщи) базальт-андезит-дацитриолитовой и андезито-базальтовой формаций.

Геотектонические обстановки, возникающие в связи с активными окраинами типа энсиалических островных дуг (слайд 146), отличаются от энсиматических тем, что вулканические пояса формируются не на океанической коре, а на микроконтинентах обломках континентальной коры. Главными структурообразующими элементами являются глубинные разломы, оперяющие глубинный поддвиг, продольные и косые относительно островных дуг. Они служат каналами вывода на поверхность преимущественно внутрикоровой магмы. Над ними на поверхности размещаются вулканические пояса, а на глубине - пояса плутонические. Большая мощность земной коры и ее континентальный тип обуславливают изменение состава формирующегося здесь магматического комплекса – это андезито-базальтовая формация, базальт-андезит-дацит-риолитовая формаци и шошонитовая формация и реже формация субщелочных базальтов.

Для этих комплесов также характерна зональность, что и у энсиматических островных дуг, но здесь она дополняется породами шошонитовой формации. Наряду с вулканическими, здесь, со стороны микроконтинента, обращенной в сторону континента, накапливаются терригенные или терригенно-карбонатные толщи с ритмичным разрезом.

Вдоль внешнего края микроконтинента формируется мощная аккреционная призма за счет сдирания верхнего слоя океанической коры, представленного не только офиолитовой составляющей, как у энсиматических островных дуг, но и мощной осадочной, терригенной и карбонатно-терригенной, составляющей континентального склона окраины микроконтинента.

В отличие от активных окраин типа энсиматических островных дуг, у энсиалических в тылу возникают специфические тыльнодуговые прогибы, получившие название окраинных морей спредингового типа. Образуются они в результате процессов, сходных с происходящими в осевой части океана, т.е. в результате спрединга, отодвигания микроконтинента от континента и возникновения новообразованной океанической коры между ними. Морфологически этот раздвиг выражается в образовании окраинного моря, структурно - в возникновении не рифта, как в срединно-океанических хребтах, а системы горстов и грабенов. Горст-грабеновое строение земной коры в районе спрединговых окраинных морей морфологически выражается в системе хребтов и трогов. Спрединг фиксируется линейными магнитными аномалиями, но их размещение не проявляется в ясно выраженной линейной симметрии, да и сами магнитные аномалии плохо выражены. Глубинные разломы обуславливают антидромный вулканизм сначала средний и кислый известково-щелочной серии, а затем подводный базальтовый сначала субщелочной, далее толеитовый базальтовый зоны СОХ и, наконец, щелочно-оливиновый базальтовый (Фролова и др.,1989). Этот комплекс чаще всего отличается от аналогичного комплекса других геодинамических обстановок океанических рифтовых областей большей мощностью,повышенным содержанием К, Ba, Rb в его мафической вулканогенной части, кремнисто-глинисто-карбонатным составом осадочной составляющей и наличием иногда олистостромовой формации (Гусев и др.,1995).

Если субдукция не сопровождается рифтогенезом и спредингом на окраине континента, то вулканический пояс, аналог энсиалической островной дуги, размещается непосредственно на краю континента и возникает активная окраина приконтинентального типа (слайд 147) . Вулканические пояса таких окраин могут быть отделены от остальной части континента мелководными окраинными морями, размещающимися на континентальной коре. Для таких окраин характерен пологий наклон зоны надвига. Угол падения его до глубины в 300 км составляет 22-23^о. Примером таких континентальных окраин является тихоокеанская окраина Южноамериканского континента, вулканический пояс которой приурочен к современным Андам.

В таких окраинах к поверхности поднимается огромное количество магмы – это преимущественно базальт-андезит-дацит-риолитовая формация, приходящаяся на поднятия и отличающаяся преобладанием Na₂O над K₂O. Здесь же, на удалении от оси поднятия в сторону континента возникает шошонитовая, трахиандезит-трахириолитовая формации. Подъем магмы приводит к образованию свода, который фиксируется в рельефе окраины континента горным хребтом. Их может быть два: фронтальный и тыльный. Одновременно на месте континентального шельфа пассивной окраины формируется прогиб, в котором накапливается терригенный или терригенно-карбонатный флиш и олистостромы, но не надвигового, а гравитационного происхождения за счет сползания с горного хребта. Олистостромы представляют собой чешуи, разделенные пологими сбросами, возникшие на завершении складчатости гравитационного сползания. По мере роста горного сооружения, воздымания края континента, в тылу поднятия формируется передовой (тыльный) прогиб, отделенный от поднятия зоной надвигов, падающих в направлении края континента и получившей название тыльно-надвигового пояса. В передовом (тыльном) прогибе накапливается мощный комплекс грубых континентальных осадков с линзовидно-слоистым разрезом (красноцветная молассовая формация).

Лекция 20