16.4. Развитие складчатых поясов
16.4.2. Плейттектоническая концепция
Спрединговая (межматерикового океанического рифтогенеза, океанических рифтов, рифтогенно-спрединговая) стадия (рис. 16.5, 16.6, табл. 16.2) сменяет во времени стадию внутриконтинентального рифтогенеза. Движущей силой, инициирующей раздвижение литосферных плит, по современным представлениям являются функционирующие в астеносфере разнонаправленные конвекционные течения (потоки). В процессе и результате раздвижения (расхождения) литосферных блоков формируется «ансамбль» геологических структур (рифтогенно-спрединговые структуры, абиссальные океанические впадины и пассивные континентальные окраины), развитие каждой из которых осуществляется в определенном (одноименном) геодинамическом режиме.
Рис. 16.5. Палеогеодинамические обстановки и структурные элементы подвижных поясов неогея (рифтогенно-спрединговая стадия).
Рис. 16.6. Условные обозначения к рисункам 16.5, 16.7, 16.8.
Геодинамические комплексы и геологические формации
спрединговой стадии развития подвижных поясов
спрединговой стадии развития подвижных поясов
| Геодинамические режимы | Геодинамические обстановки | Геодинамические комплексы | Геологические формации,входящие в состав геодинамического комплекса,и их ассоциации |
|---|---|---|---|
| Эпиплатформенного внутриконтинентального рифтогенеза (континентальных рифтовых зон) и горячих точек | Осадочные континентальные аквальные терригенные формации грабеновых фаций | ||
| Осадочные континентальные формации склонового ряда межрифтовых массивов | |||
| Вулканогенные формации бимодальной риолит-базальтовой и щелочно-базальтовой серий | |||
| Вулканогенные толеит-базальтовые и долеритовые формации | |||
| Интрузивные щелочно-ультрамафитовые с карбонатитами формации | |||
| Кимберлитовая формация | |||
| Интрузивная формация агпаитовых и щелочных гранитов | |||
| Рифтогенно-спрединговый | Спрединговых центров (срединно-океанических межконтинент. хребтов) | Спрединговых СОХ | Дунит-гарцбургитовая |
| Натриевых базальтов (спилит-диабазовая, кремнисто-спилит-диабазовая, фтанитова и др.) | |||
| Габбровая | |||
| Карбонатно-кремнистая пелагическая | |||
| Офиолитовая ассоциация нерасчлененная | |||
| Абиссальных глубоководных впадин | Абиссальных глубоководных впадин | Группа глубоководных осадочных формаций (глинисто-кремнистая, глинисто-известняково-кремнистая, глинисто-известняковая и др.) океанических равнин | |
| Група вулканических и вулканогенно-обломочных формаций (толеит-бальзатовая, бимодальная, натриевых и калиевых щелочных бальзатов океанических островов (режим горячих точек)) | |||
| Пассивных континентальных окраин древних платформ и палеомикроконтинентов | Пассивных континентальных окраин | Шельфовые и прибрежно-морские терригенные формации | |
| Шельфовые карбонатные и карбонатно-терригенные формации | |||
| Флишевая,турбидитная и терригенно-карбонатно-кремнистая формации континентального склона и подножия | |||
| Дорифейские метаморфические комплексы основания палеомикроконтинентов складчато-коллизионных зон неогея и фундамента древних платформ |
Океанические рифты (рифтогенно-спрединговые структуры), представляют собой области генерации новообразованной океанической коры. Современные структуры этого типа (срединно-океанические хребты-СОХ) представляют собой горные сооружения высотой до 3 км над ложем океана, шириной до тысячи и протяженностью во многие тысячи километров. Они характеризуются сильно расчлененными горными склонами. В осевых частях СОХ наблюдаются грабенообразные рифтовые долины шириной 30-60 км и глубиной до 2-3 км. Дно этих долин неровное, размах высот рельефа составляет 500-700 м.
В срединно-океанических хребтах современных океанов, аналогами которых являются, вероятно, древние зоны офиолитогенеза, субслоистое строение офиолитов нигде достоверно не установлено и лишь предполагается. Более того, из схематических разрезов, иллюстрирующих строение рифтовых зон современных срединно-океанических хребтов [6,10], следует, что верхняя часть океанической коры в пределах современных рифтогенно-спрединговых структур представлена интенсивно серпентинизированными ультрамафитами и метасоматически измененными габброидами, слагающими дискретные, ограниченные разрывными нарушениями блоки, которые перекрыты покровами базальтоидов и маломощным чехлом осадочных пород.
Среди моделей строения современной океанической литосферы зон СОХ наиболее реалистично отражающей их геологическое строение и физические характеристики является модель, разработанная Д. Клагью и П. Стрейли, в соответствие с которой поверхность Мохо, разделяющая океаническую кору и мантию в этих структурах, является границей между интенсивно серпентинизированными и нижележащими неизмененными ультрамафитами.
Мощность земной коры в пределах современных зон офиолитогенеза (зоны срединно-океанических хребтов) характеризуются небольшой мощностью (до 6-10 км по [2,7]). Она рассечена большим количеством разломов и, как следствие, характеризуется большой проницаемостью для ювенильных (мантийных) флюидов, морских вод и базальтоидных магм, формирующих в пределах срединных трогов формацию недифференцированных толеитовых базальтов (спилит -диабазовая или натриевых базальтов формация).
Под маломощным (сотни метров – до 1-2 км) покровом глубоководных осадков и вулканитов в рифтах залегает геологический комплекс, носящий название «габбро-серпентинитового слоя». По данным драгирования и наблюдениям с глубоководных обитаемых аппаратов этот «слой» имеет клавишное строение и представлен дискретными, ограниченными разломами, линейно вытянутыми блоками, сложенными в различной степени серпентинизированными ультрамафитами (серпентинитами, дунитами , периодитами и пироксенитами) и габброидами. По мере удаления от осевой зоны (на склонах СОХ) мощность осадочного чехла постепенно возрастает.
Описанный комплекс пород, включающий ультрамафиты, мафиты (габбро и базальты) и глубоководные осадки, носит название офиолитовой ассоциации. В древних структурах типа СОХ в его состав входят ультрамафиты дунит-гарцбургитовой формации, вулканиты спилит-диабазовой (натриевых базальтов) и плутониты габбровой формаций, ассоциирующие и перекрываемые глубоководными (терригенными, терригенно-кремнистыми, кремнистыми, черносланцевыми) осадками.
Ультрамафиты представляют собой рестит – тугоплавкий остаток, образующийся при деплетировании (процессе выплавления из вещества примитивной мантии базальтовой составляющей) пиролита , и в виде блоков (диапиров) проникший в верхние, приповерхностные части рифтогенно-спрединговых структур – области относительно пониженного давления.
Следующим в направлении к континентальным блокам элементом «ансамбля» являются абиссальные океанические впадины (равнины), располагающиеся на глубинах 3,5-7 км. Они представляют собой плоские или чаще – холмистые равнины с подводными горами и хребтами вулканического происхождения высотой от первых сотен метров до 1 и более километра.
Абиссальные равнины разделены горными хребтами и валообразными поднятиями, среди которых различают: 1) океанические кряжи (глыбовые горы тектонической природы); 2) подводные плато; 3) цепи вулканических гор и отдельные вулканы; 4) плосковершинные подводные вулканические горы (гайоты) на глубинах до 2,5 км.
Среди вулканических комплексов, слагающих подводные (и частью выходящие на дневную поверхность) горы, преобладают вулканиты щелочно-базальтовой формации (толеитовые базальты: TiO2=2,5%, K2O=0,3-0,4%; щелочные базальты: TiO2=2,7-8%, K2O>1%), перекрывающие офиолитовую по составу океаническую кору. Выше и ниже этих пород залегают глубоководные глинисто-известковисто-кремнистые по составу геологические комплексы, в том числе железо-марганценосные.
Пассивные окраины континентов (атлантический тип континентальных окраин, по В.В.Белоусову) и микроконтинентов представляют собой вовлеченные в опускание периферийные (обращенные к океану) части литосферных материковых блоков, функционирующие на океанической стадии развития подвижных поясов.
В составе пассивных окраин в направлении от континента к океану выделяются следующие элементы (в скобках генетические и формационные типы формирующихся отложений):
- прибрежная низменность (терригенная аллювиальная, дельтовая, лимническая, лагунная, прибрежно-морская формации);
- шельф (материковая отмель), располагающийся между береговой линией и линией крутого перелома профиля дна к материковому склону; внешний край шельфа находится в среднем на глубине 180-200 м (от 50-60 до 400 и более метров; песчано-конгломератовая, песчаная и др. терригенные и карбонатные формации прибрежно-морского типа);
- континентальный (материковый) склон крутизной от 3-5 до 10-15°, располагающийся между бровкой шельфа и ложем океана до глубин 2000-3500 м; поверхность склона неровная, имеет обычно сбросово-ступенчатый характер; характерной формой его рельефа являются прорезающие его поперек, врезанные в скальные или рыхлые породы подводные каньоны длиной в сотни км, глубиной до 1 км и шириной 1-1,5 км, в устье которых располагаются мощные конусы выноса (терригенные, терригенно-кремнистые и кремнисто-карбонатные формации), в нижней части склона – оползневые отложения;
- материковое (континентальное) подножие, представляющее собой полого (первые градусы) наклонную к океану равнину, окаймляющую основание материкового склона полосой до 1000 км в ширину и представляющее собой аккумулятивный шлейф, нижняя кромка которого находится на глубине 3-5 км (терригенно-карбонатные, часто нефтеносные отложения большой мощности).