dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

Т. ·С

1000

800

600

Ранняя стадия характеризуется образова­

нием зон субдукции хотя бы с одной стороны сформировавшегося океана. Зоны субдукции

формируются сначала в виде островных дуг,

которые затем могут смениться обстановкой ак­

тивной континентальной окраины. Примеры зон

субдукции, их взаимопереходы и механизмы, ре­

гулирующие субдукционный процесс, описаны в разделах 6.4-6.8. Образование зон субдукции

означает, что раздвижение континентов замедли­

лось или остановилось, частично сменилось на

другой вектор движения, а спрединг и движение

океанических плит продолжается. В эту стадию образуются и затем сохраняются фрагменты офи­ опитов (чаще офиолиты окраинных морей или надсубдукционные), фрагменты островных дуг, субдукционно-аккреционные комплексы, осадоч­ ные террейны окраинных морей и пассивных

окраин. Диагностика последних от осадочных

формаций предыдущей стадии может быть зат­

руднительной. Наряду с формированием субдук­ ционных зон С одной стороны океана на другой,

могут продолжать формироваться осадки пассив­

ных окраин и оперяющих рифтов. Примером яв­

ляется Индийский океан, а также палеоокеаны

[Исторця океана Тетис... , 1987; История разви­

тия... , 1984}.

Продолжительность первых двух стадий

может быть различной. Первая стадия, еще не за­

кончившаяся в Северной Атлантике и северной части Индийского океана, продолжается более

100 млн лет. Существование островных дуг, сме­

няющихся активными окраинами или, наоборот,

носительно кратковременным (10-15 млн лет, см. ниже), но в целом средняя коллизионная стадия

может охватывать интервал около 60-90 млн лет.

Например, закрытие рифейско-вендского Палео­ азиатского океана (и ранней Палеопацифики) началось в середине раннего кембрия, а закончи­ лось в среднем ордовике млн лет). Зак­

рытие герцинского Палеоазиатского океана на­

чалось в позднем девоне, закончилось в середи­

не карбона (360-300 млн лет) [Берзинидр., 1994;

Berzin, Dobretsov, 1993]. Эти стадии маркируют­

ся олистостромами, пиками глаукофанового ме­ таморфизма, морскими молассами, внедрением гранитов, образованием ранних гранитогнейсо­

вых куполов (см. разделы 6.8 и 6.9).

Поздняя (постколлизионная) стадия

начинается массовым внедрением позднеколли­

ЗиОННЫХ гранитов, завершением формирования

гранитогнейсовых куполов и сопровождается

формированием континентальных, часто вулка­ ногенных молассовых прогибов. Ее граница с предыдущей стадией не всегда отчетливая. На­

пример, для герцинской стадии Палеоазиатского

океана постколлизионная стадия охватывает

средний карбон-пер~ь (300-240 млн лет), места­

ми продолжается до раннего триаса, а для кале­

донской стадии в ордовике выражена менее отчетливо [Берзин и др., 1994].

Наконец, завершающая стадия характе­ ризуется отсутствием вулканизма (проявлением только даек) или появлением ареалов щелочного

или бимодального базальт-щелочного вулканиз­

ма, связанного с горячими точками. В это время

3,4. Аравийская и Африканская плиты, раз­ деленные Красноморским рифтом (13 на рис. 7.1, а также рис. 6.13).

Складчатые (орогенические) пояса в типич­

ном выражении имеют сходную структуру

(рис. 7.2): в центральной части выделяется так называемая ядерная или внутренняя зона (core zone), содержащая метаморфические "ядра", ба­ толиты, офиолиты, разнообразные вулканиты. В

этой полосе выделяются крупные линейные зоны

смятия ("горячие сдвиги"). Эта зона обрамляет­

ся миогеосинклинальным складчато-надвиговым

поясом, который сменяется во внешнем обрам­ лении или по простиранию передовым прогибом

[Moores, Twiss, 1995].

Однако каждый складчатый пояс имеет свои

особенности. Северо-Американские Кордильеры (см. рис. 7.2, а) примыкают к Тихому океану с фрагментами островных дуг и поэтому являются

асимметричными: миогеосинклинальная надвиго­

вая зона и передовой прогиб фиксируются только с восточной континентальной стороны; офиоли­

ты и вулканиты в центральной зоне закономерно удревняются от океана в сторону континента (см.

ниже рис. 7.19,7.20). Довольно большое количе­ ство гранитных батолитов связано с тем, что этот

пояс значительную часть своей истории представ­

лял активную окраину континента.

Аналогичное строение имеют кайнозой­

ский пояс в северо-западной части Тихого океа­

на (см. рис. 7.1), Индонезийская часть Альпийс­

ко-Гималайского пояса и, как мы увидим ниже,­ Уральский пояс. Эти пояса отличаются также

сильной линейностью своих структур, особой ме­ таллогенией и нередко их относят к уральско-кор­

дильерскому типу.

ская, Южно-Каспийская), формирование кото­

рых связано с длительным воздействием ман­ тийных плюмов. Такой мантийный плюм в Северо-Американских Кордильерах реставриру­

ется только в районе плато Колорадо и провин­ ции Бассейнов и Хребтов.

Гранитные интрузии в Альпийско-Иран­

ском поясе присутствуют в минимальном коли­

честве, но их распространенность увеличивает­

ся в Памирско-Гималайском сегменте этого по­

яса. Сходными с Альпийским поясом являются Карибский пояс (Кубинско-Венесуэльский) и часть Западно-Тихоокеанского кайнозойского

Наиболее симметричный пояс реставриру­

ется как Аппалачско-Каледонский до раскрытия

Атлантики (см. рис 7.2, в) [Wi1liams, 1984]. Одна­

ко разные части этого пояса заметно отличаются,

в частности, выделяются скандинавский и

шотланд ский типы [Dewey, 1988; Мiyashiro, 1994].

Для скандинавского типа, как мы отмечали в раз­

деле 6.9, характерна комбинация крупныix надви­

гов, особенно во фронтальнойчасти, с диапирами

в тыловой части, более молодыми, чем надвиги. В диапирах и протрузиях выводятся глубинные по­

роды, в том числе гранатовые перидотиты и экло­

гиты [Anderson et al., 1991]. Скандинавский тип

орогенов предполагает интенсивное фронтальное сжатие и утолщени~ коры, достигающее 80100 км. Гравитационная нестабильность утолщен­ ной литосферы приводит к коллапсу - быстрым

надвигам типа гравитационного соскальзывания

и быстрому глубинному диапиризму.

При менее интенсивной или косоориенти­ рованной коллизии значительного утолщения не

происходит, и сжатие реализуется в виде сдвигов

Складчато-надвиговые структуры этой мегазо­

ны являются результатом наложения двух эта­

пов деформации: поздневендской и средне-по­ зднепалеозоЙскоЙ. Пограничный Башкирский антиклинорий в западной части структурно бли­ же к Западно-Уральской мегазоне, в восточной - к центральной. Здесь выделяются Белорецкий, Кувашский и Златоустовский метаморфические

комплексы, в которых проявлены поздневенд­

ский и палеозойский этапы метаморфизма и маг­

матизма..

Наиболее интересны в этой мегазоне экло­

гит-глаукофансланцевые комплексы. Это преж­

де всего Максютовский комплекс в составе ан­

тиформы Урал-Тау (вместе с зеленосланцевым

Суваньякским комплексом (см. рис. 6.57). Далее

.'