» » Формации собственно геосинклинальной стадии развития Земли

Формации собственно геосинклинальной стадии развития Земли

02.08.2016

Эвгеосинклинали (табл. 22). Собственно геосинклинальная стадия эвгеосинклиналей характеризуется большой контрастностью глыбово-волновых колебательных движений. Осадконакопление иногда начинается с образования «нижнетерригенной» глинисто-сланцево-граувакковой или глинистосланцевой (аспидносланцевой) формации, нередко с локального проявления инициального базальтового вулканизма (см. табл. 22, тип A-III), как это имеет место на ранней собственно геосинклинальной стадии альпийского цикла Большого Кавказа (вулканогенно-глинистосланцевая формация, по Г.М. Заридзе). На южном склоне Большого Кавказа в Гагра-Джавской тектонической зоне в средней юре в пределах активной континентальной окраины (Закавказский срединный массив) заложилась эвгеосинклиналь. Здесь на ранней собственно геосинклинальной стадии в байосе образовалась базальт-андезитовая формация (см. табл. 22, тип A-I), которая в поздней собственно геосинклинальной стадии подверглась зеленокаменному преобразованию (зеленосланцевая фация метаморфизма), в результате чего возникла зеленокаменная (спилит-днабаз-порфиритовая) формация.
Формации собственно геосинклинальной стадии развития Земли
Формации собственно геосинклинальной стадии развития Земли

Байосская эвгеосинклиналь в верхнем байосе — бате подверглась складчатости. Возникла частная геоантиклиналь (кордильера) и сформировались раннеорогенные (батские) гранитоиды (габбро-кварцмонцонит-гранитоидная формация (см. табл. 22, тип Б-II). Гальки этих пород содержатся в нижнемеловых отложениях; они найдены также в верхнеюрских осадках.
По О.Г. Сорохтину, в соответствии с гипотезой тектоники литосферных плит геосинклинали возникают в зонах, где литосфера в результате сходящихся астеносферных течений испытывает сжатие, т. е. над нисходящими конвективными потоками вещества в нижней мантии.
В основу гипотезы тектоники литосферных плит легли гипотеза дрейфа континентов, гипотеза О. Ампферера и современные геологические материалы, особенно материалы, полученные со дна океанов.
Всестороннее изучение магматизма в Грузии и на Кавказе в целом еще в 1947 г. позволило объяснить развитие процессов вулканизма и плутонизма с позиции подкоровых течении на фоне тектонического развития области. В результате расширения базальтовой постели (мантии) возникают магматические токи, ищущие себе свободное пространство. Они увлекают плавающие на них континентальные массивы, которые перемещаются к областям погружения и складкообразования и собирают их в складки. Это перемещение имеет характер толчков, так как, по-видимому, накопление энергии происходит периодически.
Согласно С. А. Ушакову, на зрелой стадии развития океана, когда происходит уменьшение его площади в результате погружения в мантию и переработки литосферы, в краевой зоне имеет место поддвигание океанической литосферы либо под океаническую с образованием островной дуги, либо под континентальную с возникновением сопряженной с глубоководным желобом горной гряды типа Андийской.
Эвгеосинклинальные вулканогенно-осадочные породы, обращенные к континенту и отвечающие вулканическим островным дугам и активным окраинам континентов, преобразуются в высокотемпературные региональнометаморфизованные породы низких давлений. Для них характерны андезитовый вулканизм (покровы, пирокластолиты, силлы, жилы-магмоподводящие каналы) и гранитоидный плутонизм. Te же вулканогенно-осадочные породы, обращенные к океану и отвечающие глубоководным желобам, подвергаются региональному метаморфизму высоких давлений. Вулканизм в этой зоне имеет толеитбазальтовый состав, образуются также гипербазиты (серпентиниты). Метаморфиты этих двух типов, а также переходный тип умеренных давлений, порой встречаются рядом, реже сменяют друг друга.
В районе Санбагава (о. Сикоку) слои основных сланцев (преобразованные пирокластолиты) порой на протяжении многих километров согласно переслаиваются с глинистыми сланцами, Серпентиниты обычно залегают поблизости от основных сланцев в виде обособленных масс. В базитах и ультрабазитах определенная стратиграфическая последовательность отсутствует. Такие офиолиты Ак. Миясиро называет нестратифицированными.
В массиве Троодос на Кипре и комплексе Вуринос в Греции офиолиты залегают в неметаморфизованной части альпийского региона, которые возможно представляют собой базальтовые вулканы древних островных дуг. Здесь устанавливается более или менее правильная стратиграфическая последовательность снизу вверх: ультрабазиты, габбро, базальты. Такие офиолиты Ак. Миясиро называет стратифицированными. Хорошо выраженные метаморфические пояса высокого давления обычно сопровождаются офиолитами; считается, что они генетически связаны.
В островодужных поясах, в частности Курильско-Камчатской зоне (Сахалин, Курильские острова), В.Н. Шилов выделяет два этана вулканизма: допозднемеловой (толеитовые лавы, изливавшиеся в глубоководных условиях) и позднемеловой —кайнозойский (основные, среднекремнекислотные, кремнекислотные лавы известково-щелочной серии, изливавшиеся в мелководно-морских, прибрежных и субаэральных условиях). В результате подсчетов устанавливается преобладание базальтов в островодужных поясах (среднее содержание среднекремнекислотных и кремнекислотных вулканитов составляет 20—25%), что противоречит распространенному мнению о весьма широком проявлении в этих поясах андезитового вулканизма (андезитовая линия). В вулканитах активных континентальных окраин Тихоокеанского тектоническою пояса содержание кремнекислотных пород составляет 39—75%, а основных 15—53%. В островодужных поясах Малых Курил мафитовые вулканиты составляют 90—100%, а Сахалина 50%. В последнем поясе кремнекислотные вулканиты достигают 26% и это не позволяет относить мезозойские окраинно-континентальные пояса к палеоаналогам островодужных поясов.
Вдоль окраин азиатского и американского континентов, ограниченных впадиной Тихого океана, и на Земле Грейама в Антарктиде в мезозое на различных геоструктурах (древних платформах и срединных массивах, палеозойских и мезозойских складчатых образованиях) заложились и развились весьма протяженные окраинные вулканические пояса — Чукотско-Катазиатский, Кордильерский, Центральноамериканский и Андийский. Они образовали почти замкнутое тихоокеанское тектоническое кольцо мезозойских эв- и миогеосинклинальных систем, а также систему вулканических поясов с сопряженными гранитоидами, прорывающими, аналогично грузинским батским гранитоидам, относительно более ранние габброиды.
Различные отрезки крупных составляющих этих поясов, в частности Чукотско-Катазиатского, по данным М.С. Нагибиной и В.Н. Шилова, закладывались и развивались разновременно: Охотско-Чукотский отрезок — апт — палеоген, Катазиатский — конец верхней юры —нижний мел, Сихотэ-Алинский — верхний мел — палеоген.
Е.К. Устиев, подробно изучивший Охотско-Чукотский отрезок пояса, установил три этапа его развития. Первый раннемеловой (допозднемеловой, по В. Н. Шилову) характеризуется длительным, преимущественно андезитовым вулканизмом (последовательность излияний — андезиты, андезито-липариты, андезиты; см. табл. 22, тип A-II). В конце этапа отмечается фаза складчатости, в связи с чем образовались «охотские» интрузии, имеющие преимущественно гранодиоритовый состав (последовательность формирования горных пород — габбро, диориты бескварцевые и кварцевые, гранодиориты, плагиограниты, граниты; см, табл. 22; тип. Б-II). Охотские интрузии прорывают и метаморфизуют вулканогенно-осадочные отложения нижнего мела и перекрываются верхнемеловыми осадками следующего структурного яруса. Гальки «охотских» интрузий содержатся в сеноман-туронских конгломератах. На втором и третьем этапах развития Охотско-Чукотского отрезка пояса, характеризующихся процессами магматизма, формируются второй и третий консолидированные структурные ярусы.
Приведенные данные показывают, что «охотские» гранитоиды, как нижнемеловые, так и верхнемеловые, аналогично батским гранитоидам южного склона Большого Кавказа, относятся к ран-неорогенному типу, поскольку их становление связано с фазами складчатости. Здесь, видимо, имеются две интрузивные формации — нижнемеловая габбро-плагиогранит-гранодиоритовая и верхнемеловая гранит-порфировая (см. табл. 22, тип. Б-II), Меловых вулканических формаций также две —нижнемеловая андезитовая и верхнемеловая — андезит-дацит-липаритовая (см. табл. 22, тип A-II). К вулканической формации относится также неогеновая базальтовая формация (финальная; см. табл. 22, тип Б-I V).
Все гранитоидные интрузии как фанерозойские, так и древние, связанные с развитием вулканогенных геосинклиналей, образовались в стадии складчатости (орогенезиса) вмещающих интрузии горных пород. Отметим лишь, что древние гранитоиды глубоко обнажены, а вмещающие их вулканогенные геосинклинали метаморфизованы вместе с приуроченными к ним гранитоидами. Неприемлемым представляется применение особого термина «вулкано-плутоническая формация» для вулканических и плутонических образований Охотского-Чукотского отрезка пояса и однотипных геосинклинальных образований.
В различных поясах (эвгеосинклинальных, островодужных, континентальных окраин) вулканические формации разнообразны. Среди них встречаются: базальт-андезитовая, или андезит-базальтовая, дацит-исландит-толеитбазальтовая, риолит-дацит-андезитовая (известково-щелочной ряд), трахит-муджиерит-гавайит щелочнооливинбазальтовая (щелочной ряд) и другие кайнотипные формации (см. табл. 22, тип A-II); спилит-кератофир-диабаз-порфиритовая, спилит-диабаз-порфиритовая, спилит-кератофировая и другие палеотипные формации, которые можно объединить в спилит-кератофир-диабаз-порфиритовый формационный тип (см. табл. 22, A-III).
Офиолитовый комплекс пород (толеитовые базальты, гипербазиты, глубоководные кремнистые отложения) является типичным для эвгеосинклиналей (зоны глубоководных желобов), заложенных на океанической коре. Глубина прогиба измеряется несколькими километрами, о чем свидетельствует характер осадков, сменяющих глинистосланцево-граувакковую формацию.
Альпинотипные гипербазиты (серпентиниты) в ассоциации с толеитбазальтами и метагабброидами часто образуют тектонически выжатые из мантии, обычно протяженные линзовидные тела (факолиты), с мощностями до 1 км.
Составляющие офиолитовый комплекс магматические образования, видимо, следует объединить в единую толеитбазальт-габбро-гипербазитовую (ультрамафитовую) формацию. В тех же сверхглубоких разломах возникают глаукофановые сланцы (см. табл. 22).
Миогеосинклинали. На собственно геосинклинальиой стадии миогеосинклинали инициальный липарит-дацитовый вулканизм проявляется слабо. Для него типично полное отсутствие офиолигового комплекса горных пород. Альпийская миогеосинклиналь Большого Кавказа и средне- позднепалеозойская миогеосинклиналь Балхашской зоны Центрального Казахстана характеризуются слабо выраженным в этой стадии развития инициальным вулканизмом (см. табл. 22).
Парагеосинклинали. В условиях геосинклинали данного типа начальный вулканизм обычно отсутствует, а в инверсионной стадии гранитонды не образуются и метаморфизм не проявляется. Примером такой парагеосинклинали может служить Донецкий бассейн, однако в некоторых парагеосинклиналях, в частности в парагеосинклиналях северо-восточной части Большого Кавказа (Дагестан) и западной части южного склона Большого Кавказа (Абхазия), андезит-базальтовый магматизм проявлен в виде пластовых и секущих тел.
Срединные массивы. На срединных массивах, сильно разбитых разломами, порой проявляется интенсивный эффузивный и интрузивный магматизм (см. табл. 22). Состав магматитов на срединных массивах разнообразный — встречаются как щелочноземельные, так и щелочные породы, преимущественно базальты, андезиты, трахиты, тешениты, фонолиты, монцолиты, сиениты, гранитоиды.
В орогенную стадию геосинклинального развития в островных дугах и на активных континентальных окраинах образуются гранитоиды и другие магматиты и метаморфиты (см. табл. 22, типы Б-1, Б-П).
Раннеорогенный доплагиогранитовый прогрессивный региональный метаморфизм (тип Б-I) осуществляется в низкотемпературных условиях преимущественно по горным породам эвгеосинклиналей, далее на стадии формирования плагиогранитов (габбро-плагиогранитовый формационный тип) происходит высокотемпературный прогрессивный метаморфизм (тип Б-II) по ранее метаморфизованным горным породам (тип Б-I). Затем в позднеорогенную стадию наблюдается спад степени метаморфизма и по предыдущим метаморфитам образуются регрессивно-региональнометаморфизованные породы (диафториты), а также высокощелочные гранитоиды и другие плутониты (тип Б-ПТ). Завершающаяся орогенная (финальная) стадия характеризуется возникновением формаций малых интрузий пестрого состава и базальт-липарит-дацит-андезитовых (тип Б-IV).