29 Тектонический режим, формации и магматизм позднегеосинклинальной подстадии

Позднегеосинклинальная (островодужная) подстадия. Начало этой подстадии совпадает с прекращением общего расширения геосинклинальной системы и переходом к сжатию, которое концентрируется вдоль зон ВЗБ. Число зон ВЗБ возрастает, и в их висячих боках формируются все более мощные вулканические островные дуги. Поэтому позднюю подстадию называют также островодужной (А.В. Пейве) или зрелой геосинклинальной подстадией. В эту подстадию в разных частях геосинклинали накапливаются следующие формации.

В эвгеосинклинальной части системы продолжают формироваться зоны ВЗБ и вулканические дуги, которые могут возникать в разных сочетаниях: на краю континента, посредине окраинного моря, над более древней дугой и т.д.

Для вулканизма этой подстадии весьма характерна закономерная смена толеит-базальтово-го состава лав андезитовым (от андезито-базальтового до дацит-риолитового). Это приводит к образованию типичной для подстадии базальт-андезит-риолитовой (непрерывной) вулканогенной формации большой мощности, в строении которой большая роль принадлежит пирокластической субфации. Установлено, что очаги андезитовых магм лежат над участками зон ВЗБ глубиной 100-150 км. Считается, что андезитовые расплавы образуются либо при плавлении мантии в висячих крыльях зон ВЗБ, либо при переплавлении океанской коры при ее погружении в зонах ВЗБ.

Для интрузивного магматизма очень типичной формация умеренно кислых гранитоидов, в химическом составе которых натрий преобладает над калием. Она представлена небольшими батолитами и штоками гранодиоритов, плагиогранитов, тоналитов и кварцевых диоритов. С ней связаны скарновые месторождения железа, вольфрама, олова, молибдена, полиметаллов и гидротермальные месторождения меди, кобальта, вольфрама, олова, полиметаллов, золота и серебра.

Помимо вулканических островных дуг в эту же подстадию образуются невулканические дуги. Одни из них образуются в краевых или центральных частях окраинных морей, ближе к вулканическим дугам. Другие расположены на внешней (океанской) стороне вулканических дуг между дугой и глубоководным желобом, где они формируются за счет смятия и скучивания осадочно-вулканогенной толщи при поддвиге океанической коры под континентальную.

Вулканические и невулканические островные дуги представляют собой новообразованные геоантиклинали, которые возникли на месте ранее существовавших более широких прогибов. Этот процесс преобразования отрицательных структур в положительные В.В. Белоусов назвал частной инверсией в развитии геосинклиналей (инверсия – это обращение или смена знака движений).

Вулканические и невулканические дуги являются поставщиками обломочного материала, который слагает типичную для позднегеосинклинальной подстадии осадочную формацию - флишевую. Флишевая формация состоит из терригенных или карбонатно-терригенных пород и отличается закономерным строением. Она имеет мощность несколько километров и сложена несколькими тысячами дециметровых циклитов. Каждый циклит состоит из сменяющих друг друга вверх по разрезу слоев гравелитов, песчаников, алевролитов, аргиллитов или глин. В карбонатном флише между алевролитами и аргиллитами присутствуют слои известняков и мергелей. Такая текстура флиша с закономерным уменьшением размера обломков вверх по разрезу называется градационной. Она образуется при отложении обломочного материала из мутьевых (турбидных) потоков, поэтому такие породы называются турбидитами. Градационная текстура является доказательством глубоководного образования флиша; до ее установления флиш считался мелководным.

В миогеосинклинальной части системы в это время накапливаются типичные для этой зоны шельфовые формации: терригенная песчано-глинистая, терригенно-карбонатная и карбонатная. В пределах континентального подножия пассивных окраин может отлагаться флиш, который образует конусы выноса на подводном продолжении крупных рек, впадающих в океан (например, Индийский и Бенгальский конусы выноса в Индийском океане). Этот флиш отличается кварцевым составом песчаников благодаря сносу обломочного материала с платформы. Ближе к континенту, в зоне перикратонных опусканий пассивных окраин, накапливаются мощные толщи паралических, прибрежно- и мелководно-морских осадков.

Конец позднегеосинклинальной подстадии и ортогеосинклинальной стадии в целом является главным рубежом в развитии геосинклинальных систем. С этим рубежом обычно совпадает главная фаза складчатости. Складчато-надвиговые деформации к этому времени охватывают не только внутренние, но и внешние зоны геосинклинали. По мере продолжающегося сжатия геосинклинальной системы происходит столкновение или коллизия островных дуг. При этом прогибы превращаются в синклинории, а поднятия - в антиклинории, и формируются складчатые сооружения (системы). Сжатие геосинклинали сопровождается образованием тектонических покровов, перед фронтом которых появляются олистостромы - подводно-оползневые и обвальные образования с крупными глыбами и пластинами твердых пород в глинисто-алевролитовом матриксе. Флиш, обогащенный олистостромами, называется грубым или диким флишем.

Главная фаза складчатости фиксирует начало общей инверсии (по В.В. Белоусову) в развитии геосинклинальной системы, когда вся система превращается из области погружения в область поднятия. При этом в одних случаях океанская кора пододвигается под континентальную или островодужную, что получило название субдукции (например, Курильская, Японская и др. дуги). В других случаях происходит надвиг океанской коры на континентальную (или поддвиг континентальной коры под океанскую), который называется обдукцией. При этом офиолиты эвгеосинклинали оказываются надвинуты на мио- или мезогеосинклинальные зоны и даже на платформы (например, в Сирии и Омане) с горизонтальной амплитудой перемещения до 200-300 км.

В результате субдукции происходит "захлопывание" былого океана и почти полное исчезновение океанской коры с поверхности. От нее остается лишь узкая полоска офиолитового меланжа, которая называется офиолитовым швом и является свидетельством былого развития океанской коры в геосинклинальной системе. "Захлопывание" океана происходит и в процессе обдукции. В этом случае океанская кора оказывается выдавленной поверх континентальной коры на окраине геосинклинальной системы и образует тектонический покров.

В итоге всех этих деформаций возникает складчатое сооружение, которое в дальнейшем выступает по отношению к окаймляющим его прогибам в качестве мегантиклинория.

Одновременно со складчато-надвиговыми деформациями осадочно-вулканогенные толщи эвгеосинклинали испытывают региональный метаморфизм зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. В зонах субдукции океанской коры проявляется своеобразный метаморфизм низкой температуры и высокого давления - так называемой фации голубых сланцев.

В это же время происходит внедрение основной части крупных постскладчатых гранитных батолитов, которые всегда являются многофазными. В отличие от ранних доскладчатых гранитоидов эти граниты характеризуются преобладанием калия над натрием и их образование сопровождается калиевым метасоматозом. Крупные гранитные батолиты образуются при вторичном плавлении более древней континентальной коры над зонами субдукции и размещены обычно в зонах метаморфизма амфиболитовой фации.

Внедрение постскладчатых гранитных батолитов завершает формирование континентальной коры при ортогеосинклинальном режиме. При этом складчато-надвиговые деформации, метаморфизм и внедрение гранитных батолитов происходит не одновременно на всей площади геосинклинали, а сначала в ее центральных частях и с определенным опозданием на периферии.