Помимо вулканических островных дуг в эту же стадию образуются невулканические дуги. Одни из них занимают более внешнее положение в геосинклинальной системе, протягиваясь с океанской стороны между вулканической дугой и глубоководным желобом; они формируются за счет смятия, скучивания осадочной (осадочно-вулканогенной) толщи, накапливающейся в промежутке между дугой и желобом. Само это скучивание является результатом поддвига вулканической коры под континентальную в зонах ВЗБ. Примерами подобых невулканических дуг могут служить дуга Малых Зондских островов в Индонезии или подводный хребет, увенчанный остром Барбадос в Антильско-Карибской области. Другой тип невулканических дуг занимает в геосинклинале более внутреннее положение. Дуги данного типа возникают в краевых или центральных частях окраинных морей, также ближе к оси последних по отношению к вулканическим дугам. К данному типу принадлежала, очевидно, центральная антигеоклиналь Большого Кавказа, образованная в начале средней юры в процессе смятия раннеюрской аспидной формации Бльшекавказского окраинного моря и отделившая эпиконтинентальный бассейн северного склона Большого Кавказа от глубоководного бассейна (желоба) южного склона.
Становление вулканических и невулканических островных дуг – геоантиклиналий – рассматривается В.В. Белоусовым как проявление частной инверсии (инверсия – изменение знака движения на противоположный) в развитии геосинклиналий, так как оно представляет новообразование поднятий в пределах ранее существовавших более широких прогибов.
Вулканические и невулканические дуги, вероятно, в основном последнее, служат поставщиками обломочного материала, слагающего характернейшую осадочную формацию поздней геосинклинальной стадии – флишевую формацию. Впервые установленная в Альпах (флиш – народное название), где она имеет поздний меловой раннепалеогеновый возраст, эта формация широко распространена по всему альпийскому Средиземноморскому поясу от Пиренеев до Гималаев, появляясь как на Большом Кавказе уже в верхней юре. На Урале известен флиш возраста поздний палеозой, в Южном Тянь-Шане – средний палеозой, в Центральном Казахстане – ранний палеозой. Имеются сведения и о позднепротерозойском флише. Флишевая формация состоит из терригенных, или карбонатно-терригенных пород и выделяется, прежде всего, по своему строению – при мощности в несколько км., её слагают тысячи дециметровых циклитов, закономерно сменяющих друг друга слоёв гравелитов, песчаников, алевролитов, неизвестковистые глины. Песчанистые и пелитоморфные известняки, мергели присутствуют только в карбонатном флише.
Обломочные породы нижней части циклита связаны постепенным переходом и в целом имеют очень характерную текстуру – с постепенным убыванием размера обломков вверх. Это так называемая градационная текстура – свидетельства отложения обломочного материала из мутьевых турбидных потоков; соответственно, такие обломочные породы называются турбидитами. Одновременно это свидетельство глубоководного образования флиша (до установление этой особенности флиш обычно считался мелководным).
Происхождение мелкой флишевой цикличности наиболее логично связывать с периодическим сбросом мутьевыми потоками в глубоководный желоб обломочного материала, накапливающегося на склоне островной дуги (промежуток – дуга - жёлоб). Сейсмическая активность могла служить толчком для начала деятельности мутьевых потоков. Поступивший на дно обломочный материал разносится течениями, на что указывают борозды, обычно покрывающие нижнюю поверхность гравелитов или песчаников – основания циклитов.
Образование флиша начинается, как правило, в более внутренних зонах геосинклинальной системы, часто за счёт сноса с вулканических дуг, возникших на океанском офеолитовом основании. В дальнейшем, по мере сжатия геосинклинальноцй системы и роста, а нередко слияния (коллизии) островных дуг, зона флишеобразования мигрирует в сторону континента. Иногда флиш присутствует поверх шельфовых формаций. Обычно же шлиф в направлении континентального шельфа замещается карбонатной, реже песчаной глинистой формацией.
Иногда в данной стадии имеет место процесс, обратный коллизии островныхдуг- ращепление и образование внутридуговых (междуговых) грабен-прогибов- вторичных поздних интрагеосинклиналей.
Примером может служить Аджаро-Триалетский прогиб, возраста - палеоген, на малом Кавказе. К более позднему времени приурочен – Марианский трок внутри Марианской дуги в Тихом океане.
Конец поздней геосинклинальной стадии и тем самым всего этапа является главным рубежом в развитии геосинклинальных систем, с которым обычно совпадает основная эпоха складчато-надвиговых деформаций. К этому времени охватываются не только внутренние, но и только внешние зоны геосинклиналий, превращая прогибы – в синклинории, поднятия – в антиклинории, создавая тектонические покровы в шарьяжи и формируя складчатые сооружения (системы). По В.В. Белоусову, это начало общей инверсии в развитии геосинклинальной системы, когда она превращается из области погружения в область поднятия. При этом офиолитовый комплекс, нередко превращённый в тектоническую брегчию – меланж, оказывается надвинутым и часто шарьированным с большой (до 200-300 км) горизонтальной амплитудой на образование внешних мезо- или миогеосинклинальных зон, а иногда даже платформ (Сирия, Аман), то есть. Присходит надвиг океанской коры на континентальную – обдукция, или подвиг континентальной коры под океанскую – субдукция. Некоторые исследователи считают, что обдукция лишь разновидность субдукции – результат расщепления океанской литосферы при её поддвиге под континентальную, которому способствует меньшая плотность океанской коры. Так как астеносфера находится ближе к поверхности Земли под океанской корой и ввиду меньшей мощности последней, океанская кора находится в более разогретом состоянии по сравнению с материковой. Это подтверждается присутствием в подошве надвинутой офеолитовой пластины гранатовых амфиболитов – продуктов контактного мктаморфизма.
Существует мнение, достаточно обоснованное, что обдукция начинается часто уже во внутриокеанских условиях, как надвиг океанской коры на океанскую на склонах срединных хребтов. (Н.А.Богданович).
В результате субдукции может происходить почти полное исчезновение океанской коры с поверхности и свидетелем былого её развития в данной геосинклинальной системе оказывается лишь приуроченная к разлому узкая полоска меланжа – так называемый офиолитовый шов. Пример- Восточные Карпаты.
Процесс обдукции характерен «захлопыванием» океанского пространства с образованием тектонических окровов. При этом более лёгкая континентальная кора, да ещё погруженная в зону более высоких температур всплывает из под океанской , образуя гранитно-гнейсовые купола и создавая ложное впечатление о том , будь то офиолитовая ассоциация накапливалась на континентальной коре. Подобную картину можно наблюдать наУрале, в Альпах и др. местах.
Дальнейшее развитие деформаций, вызванных общим сжатием, регионального метаморфизма, причём низкотемпературного в условиях высокого давления даёт происхождение фации голубых сланцев.
Наконец завершение формирования гранитных батолитов, которые в отличие от более ранних гранитоидов характеризуются заметным преобладанием калия знаменуют развитие континентальной коры в процессе геосинклинального развития.
3. Описание типов разломов земной коры
Деление по глубине проникновения позволяет разделить глубинные разломы на три группы:
· Общекоровые
· Литосферные
· Мантийные
Общекоровые разломы, достигающие поверхности Мохо, возникают в результате реакции на напряжения, охватывающие всю толщу земной коры, в то время, как обычные приповерхностные разрывы нарушают строение складчатых и других форм залегания осадочных и магматических горных пород верхней части коры и не проникают глубже двух – трёх десятков км. Их существование на больших глубинах по-видимому невозможно, так как при давлениях, существующих на этих глубинах, разрывы сменяются поверхностями пластического течения пород. Приповерхностные разрывы, в отличие от глубинных, связаны с конкретными складчатыми структурами, нарушая их строение. Глубинные разломы, вероятно представляют на глубине зоны диффузных перемещений и сами генерируют широкую гамму структур. Нередко к приповерхностным разрывам приурочены тела магматических пород, или иные явления, связанные с глубинным магматизмом, но во всех подобных случаях эти разрывы лишь создают зоны повышенной проницаемости пород, в которые устремляются глубинные расплавы, направляясь к верхним частям земной коры.
Литосферные разломы – нарушают строение всей литосферы и «затухают» в астеносфере. Вероятно они являются наиболее распостранёнными. Помимо геофозических данных их надёжным признаком является связь с современным вулканизмом (палеовулканизмом). Важное значение имеет также концентрация в литосферных разломах гипоцентров землетрясений и приуроченность к ним тел гипербазитов.