Геотектонические обстановки зон орогенеза складчатых поясов

Поглощение океанической коры приводит к столкновению континентов, ранее разделенных зоной спрединга. Геотектонические обстановки окраин континента сменяются коллизионными (или орогенными) обстановками

1) столкновения энсиматической островной дуги с континентом, (слайд 148); 2) энсиалической островной дуги (микроконтинента) с континентом (слайд 149) и 3) обстановкой столкновения континентов непосредственно, без разделяющих их островных дуг(слайд 150).

При столкновении дуг и континентов и при столкновении континентов происходят сходные тектонические деформации, определяющие строение областей орогенеза и особенности осадконакопления, вулканизма, плутонической деятельности, метаморфизма и металлогении. В связи с этим в строении каждой из таких областей можно выделить зону скучивания коры, которая имеет покровно-шарьяжное строение, и собственно зону орогенеза, где наряду с надвигами развиваются и крутопадающие разломы, взбросы, сбросы и сдвиги, а кора имеет преимущественно блоковое строение. Осадконакопление происходит в межгорных и краевых прогибах, вулканизм приурочен к выдвинутым блокам - горным сооружениям. Зона скучивания характеризуется развитием динамометаморфизма, зона горных сооружений – регионального метаморфизма.

В зонах столкновения энсиматических островных дуг с континентом (слайд 148) имеет место полное поглощение океанической коры и надвигание островной дуги на край пассивной окраины континента. При этом часть осадочных толщ континентального подножия, склона и шельфа сминаются, срезаются островной дугой и превращаются в чешуи, движущиеся в сторону материка. На них надвигаются чешуи флиша и может быть некоторое количество чешуй офиолитов океанической коры. Эта зона скучивания в основном континентальной коры имеет чешуйчато-надвиговое строение. За счет скучивания толщ и надвигания островной дуги мощность континентальной коры увеличивается, что вызывает метаморфизм амфиболитовой фации и плавление погруженного материала пассивной окраины и океанической коры, в результате чего возникает палингенная магма. Метаморфизм и вызванный им глубинный диапиризм увеличивают объем земной коры, ее воздымание и растрескивание. Возникают новые и подновляются старые, еще островодужные глубинные разломы. По ним происходит перемещение блоков земной коры, а на поверхности формируется орогенный рельеф. Расчленение рельефа, вызванное большой скоростью тектонических движений, часто превышающей скорость линейной эрозии, приводит к формированию осадочно-вулканогенного комплекса с регрессивным разрезом - в нижней части - глинисто-песчаная сероцветная, терригенно-карбонатные - мергельно-известняковая (известково-доломитовая)* формации, а в верхней -  паралическая угленосная (лагунная красноцветная эвапоривая)* нижняя и верхняя молассовые формации. Вдоль ограничивающих и разбивающих этиблоки разломов имеет место вулканизм преимущественно нормального, но может быть и субщелочного рядов. Он имеет гомодромный характер - в нижней части раззреза - андезито-базальтовая, базальт-андезитовая, трахиандезитовая, и несколько более кислый и нормальный - в верхней - риолитовая, дацит-риолитовая. Интрузивный магматизм орогенных зон имеет ту же направленность, что и вулканизм, но шире представлена его субщелочная разновидность. При этом он отличается обстановкой локализации продуктов магматизма. В приподнятых блоках, горных сооружениях (антиклинориях) доорогенные комплексы могут выходить на поверхность и размываться. В этих блоках становление продуктов магматизма происходит в толщах предшествующего структурного яруса, образовавшегося в геодинамических условиях островных дуг. В прогибах внедрение магмы и становление интрузивов происходит в осадочно-вулканогенном комплексе, сформировавшемся уже в орогенной геодинамической обстановке.

В зонах столкновения микроконтинентов энсиалических островных дуг с континентом (слайд 149)формируются обширные зоны скучивания океанической коры. Они образуются в результате замыкания окраинного моря, скучивания и надвигания мощных офиолитовых и осадочных толщ на тяжелую двухэтажную (микроконтинент) островную дугу. Зоны скучивания имеют чешуйчатую покровно-шарьяжную структуру. Чешуи сложены офиолитовым и осадочным комплексами. Зоны скучивания испытывали динамометаморфизм эклогит-глаукофансланцевой фации. Мощность земной коры резко увеличивается за счет покровов океанической коры. Покровы офиолитов имеют высокие теплоизоляционные свойства. В связи с этим в недрах мощной континентальной коры в результате регионального метаморфизма амфиболитовой фации и порожденного им внутрикорового палингенеза возникает известково-щелочная и щелочная магма среднего и кислого состава. Образуются крупные многочисленные многофазные плутоны гранитоидов с антидромной направленностью магматизма (Гусев и др.,1995) в ореоле малых интрузий – ультраметаморфогенная гранит-плагиогранитовая, монцонит-сиенитовая, гранит-граносиенитовая, лейкогранитовая, аляскитовая, щелочно-гранитовая формации. Вулканизм субщелочного ряда имеет антидромную направленность. Возникают дацит-риолитовая, базальт-андезитовая, трахиандезитовая, трахириолит-трахибазальтовая, трахибазальт-трахиандезит-трахириолитовая формации, залегающие снизу – вверх в разрезе. Воздымание, блоковое строение коры и расчленение рельефа обусловливают формирование существенно континентального терригенного осадочного комплекса формаций  - в нижней части прибрежно морские серо- пестроцветные - паралическая угленосная (лагунная эвапоритовая)*нижняя молассовая и озерно-болотные континентальные, а выше преобладают континентальные пестро-красноцветные осадки – верхняя молассовая. Этот комплекс перекрывает чешуи и их обломки в зонах скучивания, поэтому в разрезах этих геотектонических обстановок широко распространены хаотические комплексы, представленные преимущественно олистомеланжем в нижних частях окраинного моря. В результате мощного поперечного сжатия, сформировавшего эти зоны, в них широко распространена складчатость регионального сжатия.

В случае, если островные дуги отсутствуют, а вдоль одного или каждого из континентов развивается активная приконтинентальная магматическая окраина, то субдукция приводит к поглощению океанической коры и столкновению континентов непосредственно (слайд 150). В зоне столкновения континентов происходит образование надвигов с телескопированием толщ

Рис. 8.3. Геологический разрез сутурной зоны Уральской складчатой области на широте оз. Алакуль (по И.С. Анисимову, Л.Н.Сопко, Г.Н.Савельевой и др. (Струк.геол. Магнитогорского …, 1992, рис.12)):

1 – олистостром; 2 – флиш; 3 – известняки; 4 – вулканиты основного-среднего состава; 5 – габбро; 6 – граниты (а) и граносиениты (б); 7 – гипербазиты; 8 – меланж; 9 – Стратиграфические границы; 10 – буровые скважины; 11 – разломы (ГУ – Главный уральский, Дс – Досчаный, Кл – Калющинский, Кс – Киселёвский, Уб – Убалинский)

 

подножия континентальной окраины в результате выжимания осадочного флишевого комплекса этих окраин и офиолитового комплекса океанического дна. Зона столкновения континентов фиксируется крутопадающими структурами выжимания океанической коры, получившими название сутурных швов. Они бывают офиолитовые, представляющие зону меланжа с протрузиями серпентинитов (слайд 151), и безофиолитовые, когда выдавливаются пластины осадочного комплекса, критериальным признаком этих швов является милонит по осадочным породам.

В этих зонах развит динамометаморфизм глаукофансланцевой и эклогит-сланцевой фаций. Выдавливаемый материал формирует тектонические покровы, офиолитовые и терригенные. Перед фронтом покровов образуется флиш с олистостромами ("дикий" флиш), который постепенно переходит в грубообломочный осадочный комплекс аллювиальных и дельтовых фаций, включаемый в покровы. Покровы при последующих движениях подвергаются смятию, в ходе которого образуются синформные и антиформные складки - синклинали и антиклинали с нарушенной стратиграфической последовательностью слагающих их толщ, так как эти толщи являются надвинутыми тектоническими пластинами, а не последовательно накапливающимися стратиграфическими слоями. Эта магма формирует секущий кислый плутонический комплекс, представленный многофазными массивами (диорит-гранодиорит-лейкогранитовая, гранодиорит-граносиенитовая формации, и формация гранитных батолитов) и гипабиссальными интрузивами (диорит-гранодиоритовая, гранит-лейкогранитовая, аляскитовая, субвулканических гранитов). Размещение интрузивов контролируется крутопадающими глубинными разломами. Разломы обеспечивают блоковое горст-грабеновое строение фундамента, что выражается в зонах завершенной складчатости в существовании горст-антиклинориев и грабен-синклинориев, а также в расчленении рельефа зоны столкновения. Для этих структур характерна складчатость гравитационного разваливания, а для грабен-синклинориев еще и диапировая складчатость за счет солей, накопившихся ранее. В ядрах горст-антиклинориев имеет место метаморфическая глубинная складчатость. Разломы контролируют размещение мощных и протяженных вулкано-плутонических поясов. Вулканический комплекс имеет кислый состав, относится к нормальной и субщелочной сериям: андезит-дацитовая, андезит-риолитовая, риолитовая, трахириолитовая формации. Разрез его антидромный: внизу кислые, а вверху залегают несколько менее кислые эффузивы. Эти толщи размещаются в крыльях горст-антиклинориев и грабен-синклинориев. Параллельно в прогибах накапливается осадочная составляющая комплекса, имеющая регрессивный разрез и представленная внизу прибрежно-морскими терригенными серо-пестроцветными (нижняя молассовая формация и параллическая угленосная или лагунная эвапоритовая), а вверху - континентальными грубообломочными пестро-красноцветными осадками (верхняя молассовая формация).

Докембрийские аналоги коллизионных геотектонических обстановок. выделяются (Гусев и др.,1995) в качестве обстановок шовных поясов коллизионных систем и шовных поясов аккреционных систем. Аналогами первых в фанерозое являются обстановки сутурных зон при столкновении континентов. Вторых - обстановки зон скучивания при столкновении островных дуг с континентом.  

 

Дата: 2019-12-10, просмотров: 195.