Univerzitet u Beogradu Rudarsko-geološki fakultet

Milun Marović Geotektonika

(autorizovana skripta)

Beograd, 2005.

Digitalnu štampu skripte omogućio Geološki institut Srbije, Beograd

Štampa: Čugura print, Beograd

Priređivanje skripte Geotektonika, Miluna Marovića, u formi koja je pred čitaocem, je pokušaj da se stručnoj javnosti stavi na uvid autorovo viđenje Tektonike ploča, kao paradigmatičnog globalnog tektonskog modela. Planirano je da ovaj manuskript preraste u knjigu koja bi čitaoca upoznavala sa pokretima i deformacijama zemljine kore i gornjeg omotača (tektonosfere), a u vezi sa razvojem Zemlje kao celine, sa aspekta Tektonike ploča. U oktobru 2009. godine, u Libijskoj pustinji, tragično je nastradao Milun Marović. Priprema za štampu ove integralne verzije skripte Geotektonika je mali doprinos trajnijem čuvanju materijala koji je i do sada služio kao osnovna literatura studentima geologije na Rudarsko-geološkom fakultetu za predmete Geotektonika i Tektonika. Da bi se skripta učinila funkcionalnijom, nedostatak grafike, koja bi pratila pojedina poglavlja, kompenziran je kroz Apendiks. Apendiks sadrži kompilaciju prezentacija koje se koriste na predavanjima iz Tektonike, a koje sadrže najvažniju prateću grafiku. Beograd, novembar 2010. Marinko Toljić

1

Sadržaj

1. UVOD............................................................................................. 5

1.1. Definicija, predmet i zadaci geotektonike .................................. 5

1.2. Geotektonske discipline ............................................................ 6

1.3. Geotektonika i druge nauke ....................................................... 7

1.4. Pregled istorijskog razvoja geotektonike .................................... 8

1.5. Teorija i praktični značaj geotektonike .................................... 12

2. GRAĐA I SVOJSTVA ZEMLJE .................................................... 14

2.1. Oblik Zemlje .......................................................................... 14

2.1.1. Rotacija Zemlje .................................................................. 15

2.1.2. Gravitaciono polje Zemlje ................................................... 17

2.1.3. Izostazija............................................................................ 18

2.1.4. Magnetno polje Zemlje ....................................................... 20

2.2. Unutrašnja građ Zemlje ........................................................... 21

2.2.1. Zemljina kora ..................................................................... 21

2.2.2. Omotač .............................................................................. 23

2.2.3. Jezgro ................................................................................ 23

2.3. Eustazija – promene nivoa mora i okeana................................. 24

2.3.1. Toplotni režim i konvekcijska strujanja u unutrašnjosti Zemlje ................................................................................ 26

3. TEKTONSKI POKRETI ................................................................ 30

3.1. Opšti pojmovi i klasifikacija ................................................... 30

3.2. Uslovi nastanka tektonskih pokreta.......................................... 32

3.2.1. Izvori sila koje izazivaju naprezanja .................................... 32

3.2.2. Energija koja obezbeđuje funkcionisanje tektonskih pokreta 33

4. TEKTONSKI PROCESI I STRUKTURE DIVERGENTNIH GRANICA PLOČA .............................................................................................. 39

2

4.1. Opšti pojmovi ......................................................................... 39

4.2. Kontinentalna riftogeneza – kontinentalni riftovi ..................... 39

4.2.1. Morfologija kontinentalnih riftova ...................................... 39

4.2.2. Geološki sastav kontinentalnih riftova ................................. 39

4.2.3. Geofizičke karakteristike riftova ......................................... 40

4.2.4. Mehanizmi formiranja riftova ............................................. 40

4.2.5. Mehanizam hidrauličkog uklinjavanja ................................. 41

4.2.6. Geneza kontinentalnih riftova ............................................. 42

4.3. Transformacija kontinentalnog rifta u okean – geneza pasivne kontinentalne margine ............................................................. 43

4.4. Građa i procesi u domenu pasivne kontinentalne margine ......... 45

4.5. Okeanska riftogeneza .............................................................. 50

4.5.1. Opšti pojmovi..................................................................... 50

4.5.2. Formiranje okeanske kore u zonama spredinga .................... 51

4.5.3. Linearne magnetne anomalije i određivanje brzine širenja u oblasti srednjookeanskog grebena ........................................ 51

4.5.4. Segmentacija zona širenja srednjookeanskih grebena – transformni rasedi ............................................................... 52

4.5.5. Uzdužni razvoj i preskakanje osa spredinga ......................... 53

4.5.6. Sastav magmatskih stena u zoni širenja okeanskog dna ........ 53

4.5.7. Korelacija oblasti malih i velikih brzina širenja okeanskog dna ..................................................................................... 55

4.6. Glavni strukturni elementi unutrašnjih delova okeanskih prostora .................................................................................. 55

4.6.1. Srednjookeanski grebeni ..................................................... 56

4.6.2. Transformni rasedi ............................................................. 57

4.6.3. Abisalne ravnice ................................................................. 58

4.6.4. Izdignuća unutar okeana ..................................................... 59

4.6.5. Mikrokontinenti.................................................................. 60

3

4.7. Starost i poreklo okeana .......................................................... 61

5. TEKTONSKI PROCESI I STRUKTURE KONVERGENTNIH GRANICA PLOČA .............................................................................................. 67

5.1. Opšte...................................................................................... 67

5.2. Subdukcija.............................................................................. 67

5.2.1. Opšte, definicija pojma ....................................................... 67

5.2.2. Morfologija subdukcionih zona ........................................... 67

5.2.3. Tektonski položaj i tipovi subdukcije .................................. 68

5.2.4. Geofizička izraženost subdukcionih zona............................. 69

5.2.5. Geološke osobenosti subdukcionih zona .............................. 72

5.2.6. Kinematika subdukcije ........................................................ 78

5.2.7. Tektonski režim subdukcije................................................. 81

5.2.8. Segmentacija subdukcionih zona ......................................... 83

5.3. Obdukcija ............................................................................... 84

5.3.1. Obdukcija na obodu okeanskog basena ................................ 85

5.3.2. Obdukcija nastala pri zatvaranju basena okeanskog tipa ....... 86

5.4. Kolizija .................................................................................. 87

5.5. Aktivni kontinentalni obodi ..................................................... 87

5.6. Ubrani pojasevi - orogeni ........................................................ 93

5.6.1. Unutrašnja građa ubranih pojaseva ...................................... 94

5.6.2. Genetski tipovi ubranih pojaseva ......................................... 99

6. TEKTONSKI PROCESI I GRAĐA KONSOLIDOVANIH DELOVA LITOSFERNIH PLOČA.....................................................................108

6.1. Opšti pojmovi ........................................................................108

6.2. GRAĐA I RAZVOJ KONTINENTALNIH PLATFORMI .........110

6.2.1. Osnovna obeležja platformi................................................110

6.2.2. Unutrašnja građa fundamenta starih platformi .....................112

4

6.2.3. Građa površine fundamenta i sedimentnog pokrova platformi ............................................................................115

6.2.4. Sedimentne formacije platformnog pokrova i razvoj strukturnog plana platforme ..................................................................118

6.2.5. Magmatizam platformi .......................................................120

6.2.6. Razvoj platformi................................................................121

6.3. EPIPLATFORMNI OROGEN.................................................123

6.3.1. Opšte osobine ....................................................................123

6.3.2. Magmatizam epiplatformnih orogena..................................127

6.3.3. Vremenski odnosi deformacija epiplatformnih orogena .......127

7. GLAVNE FAZE RAZVOJA ZEMLJINE KORE.............................129

7.1. “Pregeološka etapa” (pre 4,6 – 4,0 milijardi godina): Nastanak Zemlje ...................................................................................129

7.2. Donji arhaik (pre 4,0-3,5 milijardi godina): formiranje protokontinentalne kore .........................................................130

7.3. Srednji i gornji arhaik (pre 3,5-2,5 milijardi godina): nastanak prave kontinentalne kore, prva Pangea ....................................131

7.4. Donji proterozoik (2,5-1,7 milijardi godina): raspad prve Pangee, uobličavanje platformi i prvi mobilni pojasevi ........................132

7.5. Srednji proterozoik (1,7-1,0 milijardi godina): delimičan raspad kontinenata i ponovno uspostavljanje Pangee ..........................133

7.6. Gornji proterozoik - donji paleozoik (1,0-0,4 milijardi godina): destrukcija donjoproterozojske Pangee, formiranje mobilnih pojaseva neogeikuma .............................................................133

7.7. Gornji proterozoik - donji mezozoik (0,4-0,2 milijardi godina): formiranje Pangee ..................................................................134

7.8. Kasni mezozoik - kenozoik (0,2-0,0 milijardi godina): raspad Pangee, obrazovanje mladih okeana i formiranje savremenih struktura i reljefa Zemlje........................................................135

APENDIKS-Prezentacije sa pratećom grafikom .....................................137

5

1. UVOD 1.1. Definicija, predmet i zadaci geotektonike

Geotektonika je deo geologije (dinamičke) definitivno osamostaljen i artikulisan u posebnu disciplinu tridesetih godina dvadesetog veka. Međutim, naziv je znatno starijeg datuma i potiče od nemačkog geologa Naumana (1860). U korenu pojma geotektonika nalaze se grčke reči: gea – Zemlja i tektonikos – građa. To je nauka o strukturama, pokretima i deformacijama zemljine kore i gornjeg omotača (tektonosfere), a u vezi sa razvojem Zemlje kao celine. Predmet njenog proučavanja su osobenosti građe i razvoja litosfere koje su rezultat mehaničkih procesa izazvanih endodinamičkim silama.Geotektonika utvrđuje zakonitosti ovih procesa i proučava njihove uzroke.

Elementarni pojam u geotektonici jeste objekat – materijalna pojava u prirodi koju čine minerali, stene, facije, formacije, kompleksi. Pod građom (strukturom) se podrazumeva neravnomernost u rasporedu stenskih masa različitog sastava, porekla, položaja i povezanosti. Stene unutar Zemlje obrazuju brojna geometrijska tela – masivna, slojevita, ubrana i rupturno deformisana. Pokreti litosfere predstavljaju mehaničko pomeranje određenih delova litosfere u vertikalnom (izdizanja i spuštanja) i horizontalnom pravcu. Oni mogu biti praćeni i drugim kvalitativnim promenama morfološkog i kinematskog karaktera, a često i izmenama u unutrašnjosti stenskih masa. Ove promene označavaju se kao tektonske deformacije. Krajnji rezultat deformacija jesu novi strukturni oblici koji mogu biti: naborni, rasedni i injektivni (magmatogeni). Sve strukture i objekti kao i ispoljavanje tektonskih procesa smešteni su u određenom prostoru koji je i vremenski definisan.

Geotektonika ne proučava hemijske ili fizičko-hemijske procese koji utiču na formiranje različitih stenskih masa. Međutim, ukoliko su ti procesi povezani sa tektonskim pokretima i deformacijama i oni će biti obuhvaćeni geotektonskim proučavanjima. Na primer, magmatizam se u geotektonici ne izučavao kao fizičko-hemijski proces već kao objekat genetski vezan za tektonske pokrete u litosferi.

Mehanički procesi u domenu litosfere su proizvod endogenih i egzogenih sila. Geotektonika proučava ove poslednje. Međutim, ponekad granicu između endogenih i egzogenih mehaničkih procesa nije lako povući. Drugim rečima, u određenim slučajevima teško je razdvojiti tektonske od atektonskih pokreta.

Ipak, glavni izvori tektonskih pokreta i deformacija nalaze se u samoj litosferi i još dublje u unutrašnjosti Zemlje – u astenosferi. Stoga je ovaj prostor označen kao tektonosfera. Ima mišljenja da se glavni uzroci tektonske aktivnosti nalaze još niže – u donjem omotaču Zemlje, sve do jezgra. Neki čak smatraju da se tektonosferom može smatrati čitava unutrašnjost Zemlje, dakle uključujući i jezgro.

Budući da je geotektonika geološka disciplina to se njeni osnovni zaključci odnose na koru i kao takva ima ograničene mogućnosti prodora u građu i procese u unutrašnjosti Zemlje. Za rešavanje opštih problema koji se tiču pokreta i deformacija zemljine kore i zakonitosti razvoja krupnih strukturnih objekata moraju

6

se uključiti i dublji delovi unutrašnjosti Zemlje, jer su oni direktno povezani. U tu svrhu geotektonika koristi rezultate geofizičkih i geohemijskih istraživanja.

Predmet istraživanja i putevi saznanja geotektonike su različiti i usmereni su na analizu:

-strukturnih fenomena, odnosno njihovih morfoloških i kinematskih svojstava,

-položaja pojedinih regiona u okvirima geotektonskih kategorija,

-horizontalne i vertikalne mobilnosti litosfere,

-sila i mehanizama – generatora tektonske aktivnosti.

Polazeći od ovoga pred geotektoniku se postavljaju sledeći zadaci:

-utvrđivanje prostornog rasporeda strukturnih oblika litosfere različitih taksonomskih kategorija,

-definisanje istorije razvoja strukturnih oblika litosfere i objašnjenje tektonske aktivnosti koja je uzročnik njegovog nastanka, utvrđivanje postupnosti, uzajamne povezanosti i zakonitosti ispoljavanja tektonskih procesa i pokreta,

-razrada geotektonskih koncepcija i teorija koje bi celovito i sveobuhvatno sagledale tektonske pojave i objasnila uzroke i sile odgovorne za njihov nastanak i razvoj.

1.2. Geotektonske discipline

Geotektonika se sastoji od nekoliko delova koji se mogu smatrati i samostalnim disciplinama. To su morfološka geotektonika (češće upotrebljavani sinonimi su: strukturna geologija i tektonika), regionalna geotektonika, istorijska geotektonika, neotektonika, savremena (aktuo) tektonika, seizmotektonika, opšta tektonika, eksperimentalna tektonika i tektonofizika.

Morfološka geotektonika (strukturna geologija, tektonika) je najstariji deo geotektonike. Začeta je 20-30 tih godina, a punu artikulaciju dobila je 80-90 tih godina 19. veka. Ona se bavi proučavanjem elemenata sklopa i deformacija objekata male i srednje razmere (nabori, rasedi, folijacija, klivaž, rovovi, horstovi i dr.). Veće strukturne celine tipa ubranih pojaseva, kontinenata i okeana su predmet proučavanja geotektonike.

Regionalna geotektonika se bavi izdvajanjem i proučavanjem strukturnih elemenata pojedinih područja različitog reda veličina – sve do kontinenata i okeana pa i čitave planete Zemlje. Ona sumira činjenički materijal i utvrđuje prostorni raspored strukturnih fenomena nekog regiona i prati istoriju njegovog razvoja. Ovaj segment geotektonike često se izjednačava sa regionalnom geologijom.

Istorijska geotektonika proučava etapni razvoj struktura litosfere na globalnom i regionalnom planu. Dobar deo ovih problema je predmet istraživanja

7

istorijske geologije. Hain (1973) kao poseban deo istorijske geotektonike izdvaja neotektoniku, smatrajući je poslednjom etapom razvoja litosfere. Međutim, s obzirom na brojne specifičnosti kako neotektonskih struktura tako i metodologije njihovog proučavanja, ona je već u potpunosti samostalna geotektonska disciplina.

Neotektonika proučava elemente sklopa i strukture koje su rezultat endogene aktivnosti ispoljene uglavnom u neogenu i kvartaru. Jedan njen deo, onaj koji se bavi proučavanjem savremenih tektonskih pokreta i gde postoji mogućnost njihovog instrumentalnog registrovanja označen je kao savremena (aktivna) tektonika.

Neotektonika i savremena tektonika imaju veliki značaj kod ocene seizmičke opasnosti. Iz toga je proizašla posebna disciplina koja proučava povezanost seizmičikih manifestacija sa mladim tektonskim strukturama i procesima, koja se naziva seizmotektonika.

Specifični delovi geotektonike usmereni na otkrivanje mehanizma tektonskih deformacija su eksperimentalna tektonika, koja se bavi fizičkim modeliranjem različitih tipova tektonskih struktura i tektonofizika, koja pored fizičkih uključuje i matematička modeliranja.

Opšta geotektonika koristi rezultate svih geotektonskih disciplina sa ciljem da objasni zakonitosti prostornog rasporeda struktura i istorije njihovog razvoja. U tom smislu, a na osnovu postojećih podataka, formira geotektonske koncepcije i teorije paradigmatičnog karaktera sposobne da sagledaju sveobuhvatno tektonske procese na Zemlji i prateće sadržaje (sedimentološke, magmatogene, metamorfne, seizmičke i dr.).

Vrlo bliska geotektonici naročito opštoj jeste geodinamika. Ona proučava i utvrđuje sile čijim dejstvom se generišu procesi koji učestvuju u formiranju i izmenama građe litosfere. To nisu samo tektonski, već i seizmički, magmatski i metamorfni procesi. Da bi se ovi procesi proučili neophodni su podaci ne samo geologije nego i geofizike i geohemije. Takođe, veliki značaj pridaje se matemtičkom i fizičkom modeliranju.

1.3. Geotektonika i druge nauke

Geotektonika zauzima vežno mesto u okviru geoloških nauka. S obzirom da je njen osnovni cilj proučavanje struktura i istorije njihovog razvoja i utvrđivanje sila koje upravljaju tim razvojem, ona u velikoj meri absorbuje i inkorporira podatke mnogih geoloških disciplina. Ova povezanost ima i povratni interakcijski karakter. Stoga mnogi geotektoniku nazivaju „kraljicom geologije“ ili „srcem geologije“. Gotovo da nema geološke discipline sa kojom geotektonika na neki način nije povezana. I ne samo sa geološkim naukama nego i mnoge druge nauke o Zemlji su u tesnoj vezi sa geotektonikom.

Geotektoniku sa astronomijom i astrofizikom povezuje Zemlja kao nebesko telo – planeta, i procesi koji se u tom okriženju odvijaju i imaju odgovarajući uticaj na ponašanje tektonosfere.

Sedimentologija daje podatke bitne za rekonstrukciju depozicionih prostora

8

i time se neposredno vezuje za tektonske događaje i procese kojima su pripremljeni takvi sadržaji. U istom smislu koriste se i podaci analize facija i debljina naslaga, a pored toga i za ocenu vertikalne mobilnosti litosfere.

Petrologija plutonskih i vulkanskih stena daje informacije relevantne za rekonstrukciju strukturnih oblika koji su genetski povezani sa ovim magmatskim produktima. Petrološki podaci svedoče o uslovima formiranja magmatskih rastopa u unutrašnjosti Zemlje i na taj način se mogu definisati takvi parametri kao što su pritisak, temperatura i rupturna izdeljenost, što u krajnjem slučaju ima i određene geodinamičke implikacije.

Stratigrafija, biostratigrafija i izotopska geohronologija datiraju događaje (relativna i apsolutna starost) iz geološke prošlosti, a samim tim i iz istorije razvoja tektonskih procesa. Sličnu, ali i još složeniju ulogu ima istorijska geologija koja pored datiranja događaja obavlja i čitav niz drugih proučavanja usmerenih na rekonstrukciju facijalnih (formacionih), paleogeografskih, fizičko-geografskih i drugih sličnih sadržaja geološke prošlosti Zemlje bitnih i za sagledavanje tektonske aktivnosti.

Geomorfologija, odnosno njeni metodi istraživanja su među najvažnijim za detekciju neotektonskih pokreta. S druge strane, za pravilno shvatanje reljefa zemljine površine neophodno je poznavanje neotektonskih procesa i strukturnih sadržaja. Ovakav interakcijski odnos je razlog da neki neotektoniku slikovito označe „dušom geomorgfologije“.

Inženjerska geologija svojim metodima laboratorijskog istraživanja utvrđuje mehaničke osobenosti stena zemljine kore kao što su elastičnost, čvrstoća, zatim unutrašnji pritisci, sposobnost tečenja i druge. Ovakvi parametri mogu biti inkorporirarni u geodinamičke sinteze i poslužiti za bolje razumevanje mehaničkih procesa u unutrašnjosti Zemlje.

Geofizika je uključena u rešavanje geodinamičkih problema vezanih za kruženje i transformaciju materije u Zemlji.

Geodezija (metodima ponovljenog nivelmana i trijangulacije i trilateracije i sa visoko sofisticiranim instrumentarijumom) omogućava precizno utvrđivanje savremene vertikalne i horizontalne mobilnosti površine zemljine kore.

Geotektonika je povezana i sa nekim delovima fizike, na primer, onima koji se bave elastičnim i plastičnim deformacijama. Na taj način omogućuje se precizije definisanje porekla i mehanizama tektonskog oblikovanja u unutrašnjosti Zemlje. Na tim osnovama formirana je i posebna geotektonska disciplina - tektonofizika.

1.4. Pregled istorijskog razvoja geotektonike

Razvoj geotektonike kao u ostalom i čitave geologije bio je kontrolisan i stimulisan zahtevima istraživanja ležišta mineralnih sirovina i rešavanja različitih tehničkih zadataka (izgradnja urbanih i saobraćajnih objekata i dr.). Stoga i naučni pristup u geotektonici upravo korespondira sa vremenom industrijskog razvoja i tehničkog napretka civilizacije, a to je početak 18. veka. Raniji period bi se mogao

9

definisati kao nenaučni stadijum razvoja geotektonike.

Prve predstave o mobilnosti zemljine kore i promenama na zemljinoj površini nastale su još u antičko vreme. To je na neki način i razumljivo jer su antički narodi živeli u mediteranskom prostoru koji je tektonski vrlo aktivan i bili su svedoci vulkanskih pojava i jakih zemljotresa kojima su uništavana čitava naselja, gradovi, civilizacije i kulture. Vrlo rano, stari učenjaci su primetili da je zemljina površina podložna promenama. Na mnogim mestima zapažali su potopljene razvaline naselja ili su se pak naselja na obalama mora postepeno, tokom dužeg vremena „udaljavala“ od obala na rastojanja od više kilometara. Tako na primer, Ksenofan je u petom veku pre nove ere, na osnovu nalazaka morskih školjaka pisao da su ti prostori bili prekriveni morem. O pomeranju obalskih linija nailazi se i u spisima čuvenog grčkog učenjaka Herodota. Slična mišljenja o ovim fenomenima imali su Stradon i Aristotel. Međutim, vrlo često su antička objašnjenja prirodnih pojava bila prožeta mitovima i legendama.

U antičko vreme utemeljena su dva osnovna pravca za objašnjavanja tektonskih i drugih prirodnih procesa: neptunistički, koji preferira egzogene procese i rastvarajuće dejstvo voda i plutonistički, koji ističe primarnost unutrašnjih sila ispoljenih kroz izdizanje magmatskih rastopa.

Sve ove ideje su u srednjem veku, u ostalom kao i čitava nauka, bile potisnute uticajima crkvene dogme, da bi tek sa epohom Renesanse ponovo oživele. Što se tiče unutrašnje građe Zemlje i njenog reljefa i u 16. i u 17. veku i dalje postoje neodređena mišljenja često filozofskog karaktera. Ona još nisu bila oslobođena od fantastike i uticaja tamne strane antičkog i srednjovekovnog skolastičkog zaključivanja.

Borbu za racionalni pristup u ovoj oblasti počeo je Nikolaus Steno (1669). Pre njega sa puta fantastike i spekulacija iskočili su Leonardo da Vinči i Agrikola. Tako na primer, Leonardo da Vinči je utvrdio da su stene uslojene i istakao je značaj fosilnih nalazaka u njima smatrajući ih svedocima morske egzistencije. Agrikola je pravilno procenio destruktivnu ulogu površinskih tokova u formiranju nekih oblika reljefa, a bavio se i problemima geometrije rudnih tela (uglavnom žica).

Počev od Stena, dalji razvoj geotektonike po Hainu (1973, 1995) može se sagledati kroz pet etapa.

Prva etapa (druga polovina 17. i prva polovina 18. veka)

N. Steno je formulisao postulate koji predstavljaju temelje tektonike: (1) sedimentne stene su u početku zauzimale horizontalan položaj; njihov drugačiji položaj posledica je naknadnih deformacija; (2) ako preko nagnutog leži horizontalan sloj to znači da je do poremećaja prvog došlo pre taloženja drugog i (3) planine nisu postojana veličina. Deformisanje slojeva i obrazovanje neravnina u reljefu Steno je objašnjavao obrušavanjem slojeva u pećinske prostore ispod njih koji su obrazovani dejstvom „podzemnog ognja“ i voda. Svoju koncepciju Steno je razradio na primeru geološkog razvoja područja Toskane u Italiji.

Poznati naučnici 17. veka, Dekart i Lajbnic, istakli su da je Zemlja imala

10

složen i dugotrajan razvoj. Oni su pretpostavili da je u početku Zemlja bila rastopljena, a zatim hlađenjem dobila tvrdu koru. Kondenzacijom para koje su je okruživale nastala su mora i okeani, a silazak voda u podzemlje doveo je do formiranja kopna uključujući i planine (Lajabnic). Ideje Dekarta i Lajbnica razvio je u 18. veku, francuski prirodnjak Bifon. Pravilniji pristup o uzrocima kretanja i deformacijama zamljine kore imali su Huk (Hook), Moro i Rihman. Huk je bio mišljenja da tzv. biblijski potop o kome se tada često govorilo nije bio dovoljan da objasni krupne promene reljefa Zemlje. Smatrao je da postoje višekratna pomeranja kopna i mora koja su proizvod „podzemnog ognja“ ili zemljotresa. Moro (1740) je obrazovanje planina objašnjavao širenjem podzemnih gasova koji su posledica „podzemnog ognja“ planete. Slično mišljenje imao je i Rihman. Sva trojica samatraju se nastavljačima starogrčkih plutonista.

Druga etapa (druga polovina 18. veka – prva četvrtina 19. veka)

U ovoj etapi formirana je naučna geologija. U početku, neptunističko učenje dostiže procvat zahvaljujući autoritetu poznatog saksonskog mineraloga Vernera. Na takvim osnovama manje rigidni neptunisti Palas i Sosir čine pokušaj formiranja prve hipoteze o nastanku i razvoju struktura Zemlje. Ističu zonalnost građe planinskih sistema u čijem centru se nalaze graniti koji su periklinalno prekriveni: prvo škriljcima, zatim krečnjacima i na kraju rastresitim naslagama predstavljenim peskovima, glinama i laporcima sa obilnim fosilnim sadržajem.

Sasvim druge poglede na način obrazovanja planinskih sistema imali su plutonisti. Lomonosov je u tom smislu istako vodeću ulogu endogenih procesa („podzemnog ognja“) i između ostalog izdvojio nekoliko tipova tektonskih pokreta među kojima se izdvajaju: brzi i lagani. Govoreći o laganim pokretima, Lononosov je već tada istakao evolucionistički princip u razvoju Zemlje, oštro se suprostavljajući, u to vreme, široko rasprostranjenoj ideji katastrofizma. Naime, za ovu etapu karakteristična je vladavina katastrofizma. Saglasno tom učenju razvoj Zemlje odvijao se kroz periodično smenjivanje katastrofičnih događaja (izumiranje živog sveta, formiranje novih planina i mora) izazvanih neobjašnjivim natprirodnim silama.

Učenju katastofizma suprostavio se i Haton koji je bio aktivan propovednik evolucionizma. On je (1782), „podzemni oganj“ u unutrašnjosti Zemlje vezivao za vulkanizam i magmatizam uopšte i smatrao ga uzročnikom vertikalnih pokreta (izdizanja).

Krajem 19. veka, rasplamsava se borba neptunista i plutonista, koja je završena porazom ovih poslednjih. Ideje Hatona nisu bile prihvaćene. Njegovo delo je kasnije do kraja doveo Č. Lajel i time potisnuo neptunistička shvatanja. U približno isto vreme, sledbenici neptuniste Vernera, Humbolt i L. F. Buh, prešli su u tabor plutonista.

L. F. Buh je u prvoj plovini 19. veka, postavio prvu naučnu tektonsku hipotezu, poznatu kao hipoteza „kratera izdizanja“. Ona je definitivno uticala na silazak neptunizma sa scene.

Č. Lajel je smatrao da se razvoj Zemlje odvijao postepeno. On je i tvorac principa aktualizma, tj., da su procesi koji se danas ispoljavaju bili prisutni i u

11

geološkoj prošlosti. Svojim učenjem Lajel je uticao na Darvina koji je svojim radovima doprineo inkorporiranju evolucionističkih ideja u geologiju.

Tokom 19. veka, zahvaljujući razvoju geološkog kartiranja, pojvila se i sistematika nabornih struktura. Razrađena je hipoteze izdizanja (Študer) koja je između ostalog objašnjavala i nastanak nabora i planinskih sistema.

Treća etapa (druga polovina 19. veka)

Ovu etapu obeležila je kontrakciona hipoteza Eli de Bomona, zasnovana na Kant-Laplasovoj kosmogoniji, primarno jako zagrejane Zemlje koja se postepeno hladila što je bilo praćeno sažimanjem kore i smanjenjem zapremine. Ova hipoteza je na bolji način objašnjavala poreklo planinskih sistema. Na njoj je zasnovano i učenje o geosinklinalama (Hol, 1859, Dena, 1873) koje je kasnije postalo paradigma u geologiji. Kao antipod geosinklinalama, francuski geolog Og, je izdvojio oblasti konsolidovane kore, koju je nazvao platformama. U Evropi i Americi, velika pažnja posvećuje se geosinklinalama, a u Rusiji platformama (Pavlov, Karpinski). U ovoj etapi formiran je pojam izostazije (Daton, Eri, Prat).

Kraj ove etape obeležio je austrijski geolog E. Zis, koji je na osnovama kontrakcione hipoteze prikazao tektonsku građu čitave Zemlje. U isto vreme, francuski geolog M. Bertran, utvrdio je da su urbane zone kontinenata različite starosti i da su formirane tokom četiri glavna ciklusa orogeneze: huronskog (prekambrijumskog), kaledonskog, hercinskog i alpskog.

Četvrta etapa (prva polovina 20. veka)

Za ovu etapu vezana je kriza kontrakcione hipoteze. Tome su, svakao, dopinela nova shvatanja u astronomiji i otkrića u fizici i geologiji. Kant-Laplasova „vruća“ kosmogonija, zamenjena je „hladnom“ Milton – Čemberlenovom hipotezom o nastanku Zemlje. Otkrivena je prirodna radioaktivnost. To znači, da se raspadanjem radioaktivnih elemenata generiše i obezbeđuje stalna toplota u Zemlji. Otkriveni su veliki šarijaži za čiji je nastanak neophodno znatno smanjenje zapremine Zemlje u kratkom vremenskom periodu, što se nije uklapalo u kontrakcionu hipotezu. Na kraju, konstatovano je da na Zemlji postoje i oblasti širenja, a ne samo sažimanja.

Sve ovo je uticalo da kontrakciona hipoteza izgubi na značaju i bude povod za traženje novih rešenja. Ampferer (1906), iznosi hipotezu potkornih strujanja. Reaktiviraju se hipoteze izdizanja: oscilaciona Harmana, undaciona van Bemelova (1933), radiomigraciona (1944). Iz ovog vremena vredno je pomenuti još i hipoteze: širenja Zemlje (Linderman, 1927, Hilgenberger, 1933, Tetaev, 1934), pulsacionu (Buher, 1933, Usov, 1939, Obručev, 1940) i kretanja kontinenata (Tejlog, 1910 i Vegener, 1915). Ova poslednja se radikalno razlikovala od svih dotadašnjih, a i kasnijih, iz ove etape razvoja geotektonike. Ona predstavlja začetak jednog novog pravca u geotektonici – mobilizma, koji dopušta krupna horizontalna premeštanja kontinentalnih entiteta Zemlje. Sasvim je suprotna do tada (a i kasnije) vladajućem fiksizmu, koji priznaje samo vertikalna kretanja. Ova etapa obeležena je borbom između mobilista i fiksista. Još nedovoljno artikulisana, mobilistička koncepcija, nije mogla da zaživi, tako da je fiksizam ostao vladajući pravac u

12

geotektonici.

Inače, učenje o geosinklinalama se i dalje razrađuje naročito u Evropi i Americi (Štile, Obuen, MekKej), ali i u Rusiji (Arhangelski, Šatski, Beolusov, Pejve, Janšin, Bogdanov, Muratov, Hain i dr.). Obavljaju se detaljna istraživanja u Alpima i ostalim područjima alpske tektogeneze (Kober, Štile, Kosmat, Nopča Loci i dr.). Vode se polemike oko priznavanja navlačenja (napisti) ili negiranja navlačenja (antinapisti). U Rusiji se velika pažnja posvećuje platformama (Arhangelski, Šatski, Čerski i dr.). Nastalo je učenje o dubinskim rasedima (Pejve, 1945), formirane su nove geotektonske discipline: neotektonika (Obručev, 1948, Nikolajev, 1949, Šulc, 1949) i seizmotektonika (Gubin, 1950). Geotektonika kao samostalna disciplina je u pootpunosti formirana.

Peta etapa (početak 60. tih godina. 20. veka – danas)

Sredinom pedesetih godina 20. veka, zahvaljujući naučno-tehničkom napretku, geologija, geofizika i geohemija su dobile nov instrumentarijum, koji im je omogućio preciznije definisanje građe i razvoja zemljine kore i tektonosfere u celini. Zahvaljujući tome u geotektonici (i ne samo njoj, već i čitavoj geologji) dogodila se „revolucija“ čiji je nosilac bila geofizika.

Počelo se sa istraživanjem dna okeana, utvrđivane su znatne razlike između okeanske i kontinentalne kore, otkriveni su: sistemi srednjookeanskih grebenova i širenje okeanskog dna, remanenti magnetizam stena i periodične promene magnetnog polja Zemlje, potvrđeno je postojanje astenosfere i dr. Sva ova i druga otkrića uputila su na netačnost fiksističkih koncepcija tektogeneze i prouzrokovala povratak mobilizmu u novom obliku, koji je nazvan tektonika litosfernih ploča (1961-1968). Fiksističke koncepcije su se postepeno povlačile i savremeni razvoj geotektonike i drugih nauka o Zemlji je pod vladavinom neomobilizma.

U ovoj poslednjoj etapi došlo je do znatnog napretka geološke metodologije kao što je: radiometrijsko datiranje starosti stena koje omogućava da se bolje upozna geotektonska problematika prekambrijuma i uopšte tendencija razvoja zemljine kore, daljinsko detekciono osmatranje površine Zemlje i seizmička analitika (seizmička stratigrafija, duboko seizmičko sondiranje i seizmička tomografija) kojom se precizira unutrašnja građa Zemlje do različitih dubinskih nivoa – sve do jezgra.

Tektonika ploča može se, danas, smatrati u pravom smislu geotektonskom naučnom teorijom paradigmatičnog karaktera, a ne samo hipotezom. Od momenta njenog utemeljenja ona je stalno nadograđivana novim elementima kojima je u mnogome izmenjen njen prvobitni sadržaj i dobijena je nova forma takođe podložna daljem uobličavanju.

1.5. Teorija i praktični značaj geotektonike

Geotektonika je pre svega fundamentalna geološka disciplina i zato ima veliki teorijski značaj. Objašnjavajući zakonitosti i uzroke tektonskih pokreta litosfere, ona otkriva osnovne probleme razvoja Zemlje i tu se jednim delom prepliće i sa kosmogonijom. Geotektonika formira teoretske osnove, delom opštegeološkog značaja, koje nalaze mesto u gotovo svim geološkim disciplinama i

13

uopšte naukama o Zemlji.

Osim teoretskog, geotektonika ima i ne mali praktični značaj kod: (1) izrade geoloških karata i profila, (2) istraživanja ležišta mineralnih sirovina i (3) utvrđivanje seizmičnosti.

Precizna izrada geoloških karata i profila (naročito interpretacija dubljih delova zemljine kore), uveliko zavise od poznavanja rasporeda stenskih masa u zemnljinoj kori i strukturnih oblika i njihovih uzajamnih odnosa. U tom smislu geotektonika daje mogućnosti predikcije prostornih pozicija ovih elemenata duboko ispod površine terena.

Ležišta mineralnih sirovina (metali, nemetali i kaustobioliti), između ostalog, kontrolisana su i tektonskim uslovima. U određenim tektonskim objektima i režimima formiraju se i odgovarajuća ležišta mineralnih sirovina. Njihova dalja pozicija takođe zavisi od tektonske aktivnosti i stepena deformisanosti (postrudna tektonika). Stoga poznavanje morfologije, kinematike i geneze struktura zemljine kore u mnogome olakšava pronalaženje i eksploataciju mineralnih sirovina.

Bez pravilnog sagledavanja struktura i tektonskog razvoja nisu mogući: precizno seizmološko rejoniranje, lokacija i predviđanja žarišta i procena jačine zemljotrtesa. Poznavanje ovih elemenata ima veliki značaj kod obezbeđivanja blagovremene zaštite infrastruturnih objekata.

Bilo da je reč o teorijskom ili praktičnom značaju geotektonike, vidnu ulogu ima i izrada tektonskih karata, odnosno tektonska kartografija.

Reč je o grafičkim konstrukcijama na kojima je dat sintezni prikaz strukturnih elemenata, njihova uzajamna povezanost, odnosi i razvoj.

14

2. GRAĐA I SVOJSTVA ZEMLJE 2.1. Oblik Zemlje

Dugo vremena je trebalo da prođe da bi se precizno definisao oblik Zemlje. U početku (ne računajući nenaučne spekulacije o Zemlji kao ploči i slično), se smatralo da je Zemlja oblika lopte poluprečnika 6 371 km. Njutn je prvi predvideo da, s obzirom da se obrće oko svoje ose, Zemlja ima oblik rotacionog elipsoida blago spljoštenog na polovima tzv., sferoida. To je kasnije i potvrđeno i izračunato je da ekvatorijalni poluprečnik iznosi 6 378,160 km, a polarni 6 356,775 km. Dakle, poluprečnici se razlikuju za 21,386 km, odnosno efekat spljoštenosi je 1:298,25. Povećanje gustine Zemlje ka centru dovodi do otklona njene površine od elipsoida za svega 3 metra.

Docnija instrumentalna geodetska merenja su pokazala da je oblik Zemlje još složeniji i da odstupa od elipsoida za +120 i -160 metara. Ovako utvrđena površina nazvana je geoidom. Njen izgled zavisi od veličine i pravca sile teže. Pod geoidom se podrazumeva površ koja je u svakom svom delu upravna na pravac sile teže. U svim tačkama na ovoj površini potencijal sile teže je postojana veličina koja zavisi od rasporeda masa na površini i unutar Zemlje, njihovih reoloških svojstava, gustine, dinamičkih procesa, rotacije kosmičkih faktora i dr.

Uobičajno je da se površ koja odgovara srednjem nivou voda u okeanima smatra kao osnovni geoid i u geodeziji uzima kao „matematički nivo“ ili „nivo mora“ u odnosu na koji se računaju visine tačaka na zemljinoj površini. Kako i u geološkoj istroji, pa i novijoj, dolazilo do čestih promena u rasporedu i uređenju masa unutar Zemlje, njene rotacije i stepena spljoštenosti planete, menjao se i oblik geoida, što se manifestovalo na naponska stanja u litosferi, gustinu Zemlje, vertikalna i horizonatlna kretanja blokova i dr.

Postoji veći broj modela površi geoida. Na osnovu osmatranja kretanja veštačkih satelita pokazalo se da je površ geoida na južnom polu blago depresirana, a na severnom ispupčena usled čega Zemlja u stvari ima srcolik oblik (kardioidnalni elipsoid). Na osnovu gravimetijskih podataka i osmatrnja putem veštačkih satelita dobijena je precizna slika morfologije geoida, koja pokazuje izrazitu undulaciju njegove površine pri čemu se izdvaja pet velikih depresija i ispupčenja.

O uzrocima undulacije geoida postoje različita mišljenja. Neki smatraju da je to u vezi sa promenama gustine u omotaču od 100 - 200 kilometara ispod površine, pa sve do jezgra. U novije vreme u više navrata globalnim izmenama „reljefa“ geoida tokom novije geološke istorije Zemlje, bavio se švedski geofizičar N. A. Merner (N. A. Morner). Prema njegovom mišljenju današnja konfiguracija geoida nije statična već se menjala saglasno promenama sile teže i rotacionog režima Zemlje. Proučavajući brojne geomagnetne i geološke elemente relevantne za promene geoida, Mernert je došao do zaključka da se svi ovi procesi mogu odigravati relativno brzo. Oni mogu direktno uticati na morfologiju geoida ili pak indirektno preko drugih pojava koje takođe utiču na njegov oblik (promene brzine rotacije, tektonski pokreti, magnetne promene, eustatička kolebanja i dr.).

15

Vremenski interval u kojem se odvija preuređenje ovih sadržaja iznosi približno 1 000 godina, a prostorno su ovim efektima obuhvaćena: kora, omotač, granica omotač - jezgro pa čak i samo jezgro.

2.1.1. Rotacija Zemlje

Rotaciji Zemlje posvećena je obimna literatura u kojoj su razmotreni problemi njenog nastanak, promena i uticaja na različite endogene i egzogene procese, računanje vremena i dr. Zemlja se oko svoje ose okrene za 24 časa i pri tome se generiše ogromna kinetička energija od oko 1029 J/s. Ova rotacija obavlja se sa ubrzanjem od rω2, gde je r - poluprečnih Zemlje, ω - uglovna brzina rotacije. Ubrzanje je po drugom zakonu dinamike povezano sa silama, a to su u ovom slučaju inercione sile – centrifugalna i koriolsova, koje nastaju samo u rotacionim sistemima. One svojim dejstvom „teraju“ čestice materije od polova ka ekvatoru istežući na taj način Zemlju u istom smeru. Stoga je spljoštenost Zemlje upravo dokaz njene rotacije. Inercione sile izazivaju čitav niz efekata na Zemlji. Tako na primer, koriolisovom silom objašnjava se asimetrija rečnih dolina (reke na severnoj polulopti koje teku pravcem S - J više eroduju svoju desnu, a na južnoj polulopti levu dolinsku stranu - Berov Zakon), ubrzava kretanje vozova na železničkim magistralama pravca S - J, promena pravaca vazdušnih strujanja (pasati) i dr.

Zemljina osa nema postojan položaj. Još u 2. veku nove ere Hiparh je utvrdio da se ona pomera oko ose ekliptike i napravi pun krug za 25 729 godina. Ova pojava naziva se precesija. Bredli (1737) je otkrio manja kolebanja ose rotacije Zemlje koja su superponovana na precesione i imaju perod kolebanja 18,6 godina. Ovakve promene ose raotacije označene su kao nutacije. Primenjujući teoriju rotacije tvrdog tela oko nepomične tačke - centra težine tela na Zemlji, Ejler (1758) je utvrdio da trenutna osa rotacije Zemlje opisuje konus oko najmanje ose glavnog momenta inercije zemljinog sferoida sa periodom od prebilžno 305 zvezdanih dana. Ovaj period označen je kao ejlerov. Kako Zemlja nije apsolutno tvrda, već elastično telo sposobno da se deformiše, to se ovaj period nešto produžava (438 zvezdanih dana) i naziva se slobodna nutracija.

Složenost unutrašnje građe Zemlje uzrok je pojave još jednog perioda slobodne nutacije koji iznosi skoro 24 časa (23 časa i 56 minujta zvezdanog vremena). Različite atmosferske pojave, cirkulacija atmosfere, promene godišnjih doba i dr., dovode do sezonske neravnomerne rotacije Zemlje. (U aprilu se Zemlja okreće nešto brže, a u avgustu nešto sporije).

Sumnje u postojanost brzine rjotacije nastale su posle Galilejevog (1695) otkrića o sekularnom ubrzavanju kretanja Meseca. Prvo je Kant (1755) izneo mišljenje o laganom vekovnom usporavanju rotacije Zemlje, koje je izazvano plimatskim uticajima Meseca. Već u 19. veku je utvrđeno da rotacija Zemlje nije pravilna, odnosno da su brzina i položaj ose skloni promenama. Ove nepravilnosti ispoljavaju se u različitim vremenskim intervalima: od kratkootrajanih – dnevnih do onih koji se mere stotinama miliona godina.

U tom smislu izdvojene su: (1) vekovne, sekularne, (2) periodične (dvadesetčetvorosatne, sezonske, polugodišnje i godišnje) i (3) nepravilne, skokovite promene brzine rotacije.

16

Na nepravilnost rotacije Zemlje utiču astronomski i geološki faktori. Promene položaja ose rotacije mogu biti dvojake – u odnosu na udaljene (fiksne) zvezde i u odnosu na samu Zemlju. Ove prve su prouzrokovane uglavnom spoljašnjim silama kao što su gravitaciona interakcija Zemlje, Sunca, Meseca i drugih planeta sunčevog sistema. Najbolji primer za to su precesije i nutacije. Promene položaja ose rotacije u odnosu na fiksni položaj Zemlje su prouzrokovane pretežno premeštanjem masa u unutrašnjosti Zemlje, u hidrosferi i atmosferi. Ovi pokreti masa su indukovani promenama momenta inercije. Kako je Zemlja deformcioni medijum usled ovakve aktivnosti njena ose će se prilagođavati novonastaloj situaciji, ali bez promena u odnosu na udaljene zvezde.

Smatra se da se brzina rotacije od postanka Zemlje do danas, generalno posmatrano, smanjivala. Utvrđeno je da se za poslednjih dve hiljade godina brzina rotacije smanjivala za 0,000024 sekunde na godinu dana. Ovakva tendencija opadanja brzina rotacije objašnjava se uglavnom plimatskim uticajima Sunca i, naročito, Meseca. Prema nekim proračunima, Zemlja se odmah po formiranju okretala oko svoje ose za 2 časa; pre 4 milijarde godina, kada je međusobni razmak Meseca i Zemlje bio daleko manji nego današnji, za 4-5 sati; u proterozoiku 17, a u devonu 22 sata.

Pored brzina menjao se i nagib ose rotacije. Tako na primer, u paleozoiku je iznosio prosečno 50-60°, a u drugoj polovini mezozoika 33°; u oligocenu je dostigao čak 60°, na granici oligocen-miocen 36°, a u pleistocenu 10° (Orlova, 1978). Izmene nagiba zemljine ose dovodile su do klimatskih promena - zahlađenja i otopljenja. Postoji mišljenje da nabig ose zavisi od brzine rotacije. U slučaju usporavanja rotacije, koju prouzorokuje privlačna sila Meseca, raste ugao između površine ekvatora i ekliptike, a sa povećanjem brzine rotacije on se smanjuje. Na taj način, Mesec saglasno zakonu o održanju momenta kretanja, dolazi na bliže rastojanje od Zemlje i time ponovo počinje proces usporavnja brzine rotacije. Prisutnost većeg broja ledenihh doba u istoriji Zemlje svedoči o tome da se nagib ose rotacije često menjao. Shodno tome menjala se i brzina rotacije (povćavala i smanivala).

Ovako empirijski utvrđeni odnosi su verovatno mnogo složeniji uzme li se u obzir zemljina unutrašnjost koja je u horizonalnom i vertikalnom pravcu heterogena, izgrađena od stena različite gustine i agregatnog stanja. U svakom slučaju promene rotacije Zemlje imaju primetnu ulogu u kreiranju i kontrolisanju mnogih endogenih i egzogenih procesa. Promenom brzine obrtanja Zemlje formiraju se geodinamička naprezanja u svakoj tački rotacionog sistema Zemlje, čime se narušava postojeće ravnotežno stanje planete. Uspostavljaju se nova naponska stanja, koja se odražavaju na elastične deformacije, izostatičku ravnotežu i samim tim na oblik Zemlje. Geološke i geomorfološke posledice ovakvih manifestacija jesu: vetikalna i horizontalna mobilnost litosfernih entiteta, transgresije i regresije mora, pomeranja obalskih linija mora, okeana i velikih jezera, trasiranje rečnih sistema, hipsometrijska denivelacija i dr.

Kratkotrajne fluktuacije rotacije se veoma dobro objašnjavaju promenama u rasporedu atmosferskog pritiska i zonama vetrova (Lambeck, 1980). Promene reda veličina od nekoliko desetina godina – dekadne fluktuacije, su proizvod promena angularnog momenta između spoljašnjeg jezgra i donjeg omotača. One su povezane

17

i sa promenama jačine magnetnog polja (Le Mouel et al. 1992).

Dugotrajne varijacije su uglavnom prouzrokovane tajdalnim promenama angularnog momenta između Zemlje i Meseca, a u manjoj meri između Zemlje i Sunca. Sekularno smanjenje brzine rotacije je prouzrokovano činjenicom da se Zemlja okreće brže oko svoje ose nego što je mesečeva revolucija oko Zemlje i zbog toga što Zemlja nije idealno elastična. Kao rezultat toga linija Zemlja-Mesec se ne poklapa tačno sa linijom između centra Zemlje i mesta na površini koje poseduju vrednosti tajdalnog maksimuma. Ovakvim odnosima obrazuje se mreža obrtnih momenata koja usporava zemljinu rotaciju, a ubrzava rotaciju Meseca oko Zemlje.

Kod sagledavanja rotacionog režima posebno se moraju uvažavati specifičnosti oblika Zemlje, odnosno njena asimetričnost koja je markirana nejednakim vredostima sile teže na južnoj i severnoj hemisferi što povlači za sobom i verovatno nejednake brzine rotacije. Ova pojava izaziva spreg koji prouzrokuje smicanje prema istoku južne u odnosu na severnu poluloptu. Verovatno da usled neravnomernosti rotacije nastaju i oslabljene zone u zemljinoj kori predisponirane za buduće mobilne pojaseve.

2.1.2. Gravitaciono polje Zemlje

Materija poseduje univerzalno svojstvo – privlačenje. Ono se sastoji u tome da se sve materijalne čestice počev od atoma i molekula pa do znatno većih tela međusobno privlače nezavisno od njhovih fizičkih i hemijskih svojstava i sredine koja ih razdvaja. Oko svake matarijalne čestice bez obzira na njen oblik postoji polje privlačenja. Ono poseduje takvu osobinu da na svaku česticu koja se u njemu nađe deluje sila određene veličine i pravca.

Zemlja u Svemiru, takođe predstavlja “česticu“ okruženu poljem u kojem deluje sila privlačenja (gravitaciono polje). Na svaku materijalnu česticu u tom domenu deluje sila privlačenja i što je objekat bliži Zemlji to je ona veća. Na samoj Zemlji usled njene rotacije, deluje i centrifugalna sila. Ona zajedno sa silom privlačenja čini silu teže. Sila teže je prostorno i vremenski promenljiva veličina. Promenljivost je posledica: (1) rasporeda mase u unutrašnjosti Zemlje i tesno je povezana sa njenim oblikom, zatim (2) geotektonske aktivnosti i (3) položaja vazdušnih masa na njenoj površini.

Morfologiju gravitacionog polja najbolje markira ubrzanje sile zemljine teže. Ono je takođe promenljivo i na zemljinoj površini se kreće u intervalu: 9.78 m/s2 (na ekvatoru) do 9.83 m/s2 (na polovima). Idući ka unutrašnjosti Zemlje ubrzanje sile teže se uglavnom povećava tako da na granici sa spoljašnjim jezgrom iznosi 11 m/s2, a zatim se naglo smanjuje i u centru jezgra vrednost mu je nula

Proučavanje gravitacionog polja Zemlje svodi se u stvari na definisanje dva elemnta: (1) normalnog polja sile teže i (2) odstupanja mernog od normalnog polja tzv., anomalije sile teže. Odstupanja od normalnog polja na Zemlji iznose od +0.669 m/s2 (na Havajskim ostrvima) do -0.338 m/s2 (u domenu Antilskih ostrva). Uglavnom, proučavanje gravitacionog polja svodi se na determinisanje anomalija tog polja.

18

Na gravitaciono polje Zemlje utiču različiti faktori. Neki od njih su toliko mali da praktično ne utiču na njegove vrednosti. Vrednosti ubrzanja sile teže kontrolisane su plimatskim uticajima Sunca i Meseca i to su periodične izmene. Promene gravitacionog polja koje nisu vezane za plimatske uticaje Sunca i Meseca mogu imati: globalni (za Zemlju kao celinu), regionalni i lokalni karakter.

Teoretski, uzroci globalnih izmena gravitacionog polja su: (1) neravnomerna rotacija Zemlje, (2) transformacija zemljine kore, (3) izmene položaja ose rotacije Zemlje, (4) geodinamička aktivnost, (5) sezonska kolebanja nivoa svetskih mora i okeana, (6) globalna pomeranja atmosferskih masa. Međutim, uticaj svakog od ovih uzroka na izmene gravitacionog polja Zemlje nije veliki.

Regionalne i lokalne promene ubrzanja sile teže mogu nastati kao posledica vulkanske aktivnosti. I ove promene su zanemarljivo male.

2.1.3. Izostazija

Prva proučavnja koja su posle dovela do otkrića izostazije obavljena su na području Anda 1735 i 1745. godine, i bila su usmerena na merenje luka meridijana. Tada je utvrđeno da se usled uticaja andskog masiva pojavljuje otklon klatna po vertikali, ali ne u onoj meri teoretski sračunate vrednosti za to područje. Slično je kasnije utvrđeno i na Himalajima. Ovaj fenomen objašnjen je deficitom mase u domenu ovih planinskih masiva. Deficit mase je približno jednak i prostorno se poklapa sa opterećenjem koje izaziva planinski masiv. Za definisanje ove pojave Daton (Dutton, 1988), uveo je termin izostazija (od grčkog izo-isti, stazis-položaj). Međutim, prvo objašnjenje izostazije dali su gotovo istovremeno Eri (G. B. Airy, 1855) i Prat (J. H. Pratt, 1859), na dva različita načina.

Po mišljenju Erija, zemljina kora je postojane gustine ali različite debljine i kompenzacija se odigrava na račun nejednakih visina pojedinih blokova koji po zakonima hidrostatike „plivaju“ po gušćoj (žitkoj) potkornoj osnovi. Veličina blokova i dubina do koje dopiru u potkorno područje najveće su ispod planinakih masiva, a najmanje ispod okeanskih depresija.

Po hipotezi Prata izostatička kompenzacija se vrši prema razlikama u gustini stena, a pri postojanoj debljini kore. Drugim rečima: što je stena lakša to je blok istaknutiji i stoga se ispod planianskih venaca nalaze stene manje, a ispod okeanskih depresija, veće gustine.

Prema jednoj i drugoj shemi, izostatička kretanja počinju da deluju kod blokova zemljine kore prečnika oko 100 kilometara, međutim neki smatraju da se ona aktiviraju i na manjim objektima.

Hipotezu Erija dalje je razvio Vening-Mejnes (Vening-Meinesz, 1940), koji smatra da se kompenzacija odigrava u regionalnim razmerama bez toga da je zemljina kora izdeljena na blokove.

Sa prikupljanjem novih činjenica o građi litosfere i astenosfere menjale su se i predstava o izostaziji i njenoj ulozi u pokretima zemljine kore. Pojavljivali su se novi modeli i shvatanja od onih koji su njom objašnjavali većinu tektonskih procesa od onih koji su je u potpunosti negirali. U svakom slučaju, otkrićem

19

astenosfere, izostazija ima smisla. U tom slučaju blokovi litostere „plivaju“ po plastično-fluidnoj osnovu astenosfere i tome se uključuju u jedan hidrostatički sistem u kojem je uspostavljena ravnoteža njegovih gradivnih elemenata. Reč je, dakle, o primeni Arhimedovog zakona u gornjim slojevima Zemlje. To znači da na i ispod dubine kompenzacije, gde vlada hidrostatički pritisak, opterećenje vertikalnih stubova litosfere istog preseka mora biti isto.

Iz opštih pojmova o izostaziji je vidljivo da je kinematsko stanje litosfere i astenosfere kontrolisano uglavnom masom, gustinom i debljinom stenskih kompleksa. Ukoliko su ova tri parametra neizmenjena, svi stenski blokovi koji se nalaze iznad površine kompenzacija su u stanju vertikalnog tektonskog mirovanja. Međutim, ukoliko se samo jedan od parametar promeni, blokovi zemljine kore će se pokrenuti na više ili na niže ili još i u stranu u astenosferi, na nove hipsometirjske nivoe koji odgovarju novouspostavljenim odnosima.

Gravimetrijska i satelitska osmatranja su pokazala da se veći deo geostrukturnih elemenata zemljine kore nalazi u izostatičkoj ravnoteži. Okeani i kontinenti, u širem smislu, su kompenzovani. Evidentno je, međutim, da je u određenim strukturnim oblastima ova ravnoteža poremećena. To se odnosi, pre svega, na destruktivne obode litosfernih ploča (ostrvske lukove i kontinentalnu marginu andskog tipa) u kojim su konstatovane veće izostatičke anomalije. I pokreti koji se u tim oblastima obavljaju usmereni su ne na uspostavljanje, već na narušavanje izostatičke ravnoteže.

Poznati su mnogi procesi koji narušavaju izostatičku ravnotežu u zemljinoj kori i gornjem omotaču:

-Velika horizontalna premeštanja litosfernih ploča, subdukcija i obdukcija, formiranje orogenih pojaseva, nabornih sistema, navlaka, šarijaža (zadebljanje zemljine kore), riftovanje, formiranje okeana, unutrašnjih mora (istanjenje zemljine kore).

-Rotacioni režim Zemlje (Tjapkin, 1980), odnosno sistematsko smanjivanje centrifugalne sile izazvano usporavanjem rotacija.

-Duboka erozija zemljine kore u oblastima štitova i fundamenata starih platformi.

-Akumulacija sedimenata debelih više kilometara u mnogim basenima na Zemlji.

-Obrazovanje i otapanje debelih pokrovnih glečera na površini Zemlje tokom pleistocena i u recentno vreme.

-Promene zapremine vodenih masa svetskih mora i okeana, što je praćeno transgresijama i regresijama (hidroizostazija).

-Tehnogena delatnost.

Kompenzacija masa se najčešće izvodi na tri načina: (1) lateralnim izmenama gustine stena u kori, (2) varijacijama debljine zemljine kore, (3)

20

lateralnim promenama gustine gornjeg dela mantla.

Prema savremenim gledištima izostatička kompenzacija prisutna je u početku približno na nivou Mohorovičićevog diskontinuiteta (po shemi Erija), a krajnja ravnoteža uspostavlja se na nivou astenosfere (po shemi Prata).

2.1.4. Magnetno polje Zemlje

Problem magnetizma kosmičkih tela, u tom smislu i Zemlje, privlačio je pažnju mnogih istaživača. Sve do početka 20. veka, vladalo je mišljenje da je uzročnik magnetizma Zemlje jedno jako namagnetisano područje u njenoj unutrašnjosti. Kasnije su se javljala i drugačija tumačenja geomagnetnog polja. Savremeno shvatnje geomantetizma podržano je modelom dinamo-mehanizma koji deluje u unutrašnjosti Zemlje, tačnije u njenom jezgru. Naime, smatra se da žitko spoljašnje jezgro Zemlje podseća na dinamo-mašinu. U njemu, gravitacionom ili toplotnom konvekcijom, dolazi do hidrodinamičkog tečenja. Ovo tečenje je analogno kretanju provodnika. Ako u jezgru postoji bilo kakvo spoljašnje magnetno polje to će u ovakvim uslovima nastati jak električni tok. Električni tok obrazuje magnetno polje koje pri povoljnoj geometriji tečenja može pojačati prethodno spoljašnje magnetno polje.

Preko 90% savremnog geomagnetnog polja može biti predstavljeno dipolom. Osa dipolnog polja je u odnosu na osu rotacije pomerena za oko 11,5°. Magnetno polje koje dipolno okružuje Zemlju naziva se magnetosfera. Do početka kosmičkih proučavanja smatralo se da je magnetosfera simetrični dipol. Međutim, merenjem magnetnog polja u kosmičkom prostoru pokazalo se da je ono jako asimetrično: prema Suncu je komprinovano do rastojanja 10 R (R-poluprečnik Zemlje), a suprotno od Sunca je istegnuto i obrazuje izduženi (do jedan milion kilometara) magnetosferni „rep“ (sl. ). Ovakav izgled magnetosfere posledica je uticaja „sunčevog vetra“. Plazma „sunčevog vetra“ obtiče magnetosferu nadzvučnom brzinom. Tom prilikom se ispred magnetosfere obrazuje udarni talas odvojen od magnetopauze jednom prelaznom oblašću. Front udarnog talasa se nalazi na rastojanju od nekoliko desetina hiljada kilometara od magnetopauze. Na tom frontu plazma „sunčevog vetra“ menja pravac, dolazi do smanjivanja usmerene brzine kretanja i povećava se haotična (toplotna) brzina kretanja. Kao kranji rezultat, u prelaznoj oblasti plazma se zagreva do desetak miliona stepeni i biva izložena jakoj turbulenciji. Linije sile geomagnetnog poja udaljavajući se od Sunca formiraju „magnetosferni rep“. On je magnetoneutralnim slojem podeljen na dva sektora: severni i južni. U severnom sektoru, magnetno polje je usmereno ka Zemlji, a u južnom od Zemlje. Magnetne linije sile sektora vezane su za polarne oblasti Zemlje.

Magnetno polje Zemlje je promenljiva veličina i te promene mogu biti: kratko i dugoperiodične (vekovne, sekularne). Njima je sklono i dipolno i nedipolno geomagnetno polje.

Do promena geomagnetnog polja dolazilo je i u geološkoj prošlosti. Na to upućuje remenantni magnetizam stena (naročito prisutan kod vulkanskih stena), stečen tokom njihovog formiranja u tada postojećem magnetnom polju. Na osnovu podataka remanentnog magnezitma mogućno je određivanje položaja magnetnih polova zemljine prošlosti. Pokazalo se da su tokom geološke istorije Zemlje smer

21

magnetnog polja više puta manjao, odnosno bio i suprotno postavljen u odnosu na današni položaj. Ovakav polaritet označen je kao reversan. Drugim rečima, u geološkoj prošlosti Zemlje (izuzev perma) često je dolazilo do smene normalne i reversne polarnosti. Reversni polaritet se može objasniti: bilo autoinverzijom u odnosu na postojeće magnetno polje u toku formiranja stena, bilo periodičnim inverzijama samog geomagnetnog pola. Podaci o paleomagnetizmu imaju veliki značaj kod utvrđivanja horizontalne mobilnosti litosfernih entiteta geološke prošlosti

2.2. Unutrašnja građ Zemlje

Saznanja o unutrašnjoj građi Zemlje formirana su na osnovu geofizičkih, geohemijskih i petroloških podataka. Najviše informacija o njenoj savremenoj dubinskoj geološkoj građi pružaju geofizički, pre svega seizmički podaci, odnosno, brzine prostiranja uzdužnih i poprečnih seizmičnih talasa kroz unutrašnjost zemljinog tela. Na osnovu svih tih elemenata danas je uobičajeno i opšte prihvaćeno gledište o zonarnosferičnoj građi Zemlje i vertikalnoj i horizontalnoj heterogenosti njene unutrašnosti. Pri tome najčešće se izdvajaju tri dobro individualisane sfere: kora, omotač i jezgro.

Prema promenama brzine seizmičkih talasa utvrđene su dve osnovne površi koje odeljuju izdvojene sfere. Jedna se nalazi na dubini od oko 35-40m km, pod okeanima koja razdvaja zemljinu koru od mantla i naziva se Mohorovičićev diskontinuitet. Druga se spušta do budine od 2900 km, gde razdvaja mantl i jezgro i označena je kao Vihert-Gutenbergov diskontinuitet. Pored njih postoji i veći broj slabije izraženih seizmičkih granica koje se nalaze na različitim dubinama u unutrašnjosti Zemlje.

2.2.1. Zemljina kora

Spoljašnji tvrdi sloj (sfera) Zemlje, debeo mestimični i preko 70 km, naziva se korom. Brojni su geološki i morfostrukturni elementi kontrolisani građom zemljine kore, njenim sastavom i debljinom. Najčešće se izdvajaju dva osnovna tipa kore: okeanski i kontinentalni koji se razlikuju po litološkom sastavu, debljini i drugim osobenostima.

Okeanska kora je debela 5-10 km, prosečno oko 7 km, i u okviru nje je moguće razlikovati tri sloja. Prvi je izgrađen od nekonsolidovanih sedimenata (sedimentni sloj) debljine najviše 1 km, prosečno 0,3-0,4 km, ali u prelaznim oblastima prema kontinentu (obodna i unutrtašnja mora) može da bude i znatno deblji. Brzina prostiranja uzdužnih seizmičkih talasa u ovoj sredini je prosečno 2 km/s.

Drugi sloj (bazaltni) nalazi se ispod sedimentnog; ponekad se njegovi delovi smenjuju sa sedimentima i kontinuiranog je rasprostranjenja. Debljine je promenljive, najčešće 1-2 km, mestimično do 4-5 km, a brzina prostiranja uzdužnih seizmičkih talasa je oko 5,1 km/s. Izgrađen je od toleitskih bazalta i jastučastih lava, mestimično sa doleritskim dajkovima u podini.

Teći sloj, pravi okeanski, sastoji se uglavnom od stena tipa gabrova i kontinuiranog je rasprostrnjenja. Debljine je do 5 km, s tim što se ona u oblastima

22

okeanskih grebena smanjuje, a u područjima vulkanskih arhipelaga povećava. Prosečna brzina prostiranja uzdušnih seizmičkih talasa u ovom sloju je oko 6,7 km/s.

Kontinentalna kora je prosečne debljine 35-40 km, međutim, ispod orogenih planinskih sistema dostiže 50-70 pa i više kilometara (Andi 70-74 km, Alpi 65 km). Prema tradiocionalnoj shemi, u okviru nje se izdvajaju: sedimentni, granitni (granitsko-metamorfni, granitsko-gnajsni) i bazaltni (granulitno-bazaltski) slojevi.

Sedimentni sloj je u kontinentalnoj kori za razliku od svog okeanskog ekvivalenta debeo preko 20-25 km, a starost naslaga je i preko 1 700 miliona godina.

Ispod sedimentnog su granitni i bazaltni sloj koji se često objedinjeno nazivaju konsolidovana kora. Granitni sloj je prosečne debljine 15-20 km, a ispod visokih planinskih sistema i preko 30 km, dok je brzina kretanja uzdužnih seizmičkih talasa 5,5-6,3 km/s. Bazaltni sloj je prosečno debeo 15-20 km, pod kontinentima 20-35 km, a brzina rasprostiranja seizmičkih talasa u njemu 6,5-7,2 km/s.

U konsolidovanoj kori postoji nekoliko slabije izraženih seizmičkih granica. Najpoznatija je tzv., Konradov diskontinuitet (K), koji se nalazi između granitnog i bazaltnog sloja, gde se brzina seizmičkih talasa naglo povećava od 6,1 do 6,4-6,7 km/s. U poslednje vreme je sve više mišljenja da je s obzirom na vertikalnu i horizontalnu heterogenost stena u kontinentalnoj kori ovaj dikontinuitet nestalan, odnosno, nije kontinuirano rasprostranjen. Čak se smatra da su ova seizmička granica i još neke u kontinentalnoj kori posledica razdvajanja različitih zona metamorfizma, ili je reč o mehaničkim površima (škriljavost na prime), a ne smeni litološkog sastava. (Pavlenkova, N. I., 1985.).

Granica između zemljine kore i gornjeg mantla označena kao Mohorovičićev diskontinuitet (M), je dosta markantna, a obeležena je naglim skokom brzine prostiranja uzdužnih seizmičkih talasa od 7,5-7,7 do 7,9-8,2 km/s, a često i više u odnosu na brzine u zemljinoj kori.

Smatra se da položaj Mohorovičićevog diskontinuiteta i događaji na ovoj granici neposredno utiču na nastanak i razvoj struktura zemljine kore. Međutim, i dalje je nejasno definisan uzročno-posledični odnos: da li je morfologija Mohorovičićevog diskontinuiteta i procesi koji se u okviru njega odvijaju utiču na razvoj struktura zemljine kore (uzrok) ili je slučaj obrnut, da strukture zemljine kore kontrolišu izgled ove granice (posledica). U poslednje vreme ima mišljenja da granica Mohorovičićevog diskontinuiteta nije samo jednostavna površ, već složena višeslojna zona prelaza zemljine kore u mantl.

Zemljina kora uključujući i gornji omotač je brojnim rasedima, koji je presecaju do različitih dubina, izdeljena na veliki broj ploča i blokova. Ova blokovsko-slojevita građa zemljine kore i gornjeg omotača je jedan od najvažnijih strukturno-materijalnih sadržaja spoljašnje sfere Zemlje koji se odražava u velikoj meri i u neotektonskoj aktivnosti.

23

2.2.2. Omotač

Prostor između Mohorovičićevog diskontinuiteta pa sve do dubine od 2 900 km – do granice sa jezgrom zauzima srednju zemljinu sfera-mantl (omotač). Sudeći prema brzinama prostiranja seizmičkih talasa ovu sferu karakteriše velika vertikalna i horizontalna heterogenost. Na osnovu ovih i drugih pokazatelja mantl je podeljen na dva dela: gornji i donji.

U gornjem mantlu, koji je pretežno izgrađen od ultrabazičnih stena, odmah ispod Mohorovičićevog diskontinuiteta brzina seizmičkih talasa se postepeno smanjuje sve do dubine od oko 250 km, da bi se na niže sve do 400 km, ponovo lagano povećavala. Na granici od 400 km, postoji jedan skokoviti porast brzine seizmičkih talasa, a između 400 km i 700-900 km, opet je uglavnom lagan rast i prosečna brzina od 11,5 km/s, što odgovara prelaznom ili srednjem sloju između gornjeg i donjeg omotača, a u blizini granice sa jezgrom dostiže 13,9 km/s. Na samoj granici sa jezgrom poprečni seizmički talasi se dalje ne prostiru, a brzina uzdužnih je 7,5 km/s.

Sloj sa smanjenim brzinama seizmičkih talasa u gornjem omotaču naziva se astenosfera. Prvobitno je bila izdvojena od strane Dž. Barela (Barrell J., 1914), kao omotač u kome se odigrava izostatička kompenzacija. Materijal u astenosferi je malog viskoziteta blizak žitkom stanju sa sposobnošću konvekcijskog tečenja. Astenosfera se nalazi na različitim dubinama unutar Zemlje. Smatra se da se ispod kontinenata nalazi na dubini od 100-250 km, a ispod okeana 50-400 km. Pretpostavlja se da je astenosfera mesto odvijanja procesa koji su najbitniji za horizontalna i vertikalna kretanja zemljine kore.

Deo gornjeg omotača iznad astenosfere i cela zemljina kora, zajedno, označeni su kao litosfera. To je tvrdi zemljin omotač velike čvrstoće i bez oštrih granica prema astenosferi. Za litosferu su karakteristične elestične deformacije u gornjem, i elastično-plastične u njenom donjem delu.

Mantl, posebno njegov gornji deo u koji je uključena i astenosfera, ima velikog odraza na tektogenezu i zajdeno se litosferom čini tektonosferu, odnosno, prostor u kome se najvećim delom generišu tektonski pokreti i procesi i oblikuju se strukture. S obzirom na heterogenost u rasporedu materije i labilnost komponenti donjeg mantla, neki smatraju, da pojam tektonosfere treba proširiti sve do granice mantla sa jezgrom, a po Ju. A. Kosiginu (1983), još i šire na celu Zemlju.

2.2.3. Jezgro

Jezgro zauzima središnji deo Zemlje i predstavlja 32,5% cele njene mase i 16% obima. Metaličnog je sastava, preovlađuju uglavnom gvožđe. Uobičajeno je da se izdvajaju spoljašnje i unujtrašnje jezgro i između ova dva dela jedna prelazna zolna. Smatra se da je spoljašnje jezgro u žitkom, a unutrašnje, usled velikog pritiska, u čvrstom stanju. Jedna od najvažnijih osobenosti jezgra jeste da se u njemu generiše geomagnetno polje.

Na granici mantla prema jezgru, na duabini od 2 900 km, dolazi do skokovite izmene brzine uzdužnih seizmičkih talasa sa 13,5 km/s na 7,5 km/s i potpunog prestanka prostiranja poprečnih talasa. Ova činjenica upućuje na prelaz

24

materije iz čvrstog stanja u mantlu, u žitko stanje u spoljašnjem jezgru. I gustina je u odnosu na prethodne sfere izrazito veća, tako da na granici mantla sa jezgrom iznosi 9,9 g/cm3.

Građa jezgra i procesi koji se unutar njega odvijaju i iz njega dalje razvijaju i do danas su dosta zagonetni. Smatra se da je materijalni sastav jezgra formiran tokom evolucije planete Zemlje iz primarne materije diferencijacom lakšeg materijala u više slojeve i spuštanjem težeg u niže delove Zemlje. Po nekima ovom aktivnošću objašnja se konvenciono kretanje koje se smatra osnovnim uzrokom magnetnog polja Zemlje. Mnogi u procesima koji potiču i odvijaju se u jezgru, a prenose se kroz mantl sve do zemljine kore, vide glavne-primarne generatore tektonske aktivnosti.

Neki geofizičari smatraju da je granica izumeđu jezgra i mantla neravna - sa razlikama u visini od nekoliko kilometara, i da je ta površ promenljiva. Kako se pretpostavlja, ova pojava ima za posledicu učestalost promena geomagnetnog polja, desetogišinje fluktuacije dužine dana i noći, utiče na lokalne anomalije graviatacionog polja i reflektuje se na morfologiju geoida i na različite druge geodinamičke procese i manifestacije u zemljinoj kori.

Pojavom nove globalne tektonike izmenjena je i sve više se potiskuje tradicionalna klasifikcija makrojedinica Zemlje, u vertikalnom i horizontalnom smislu. Tako su u vertikalnoj podeli umesto kore, omotača i jezgra, veća pažnja posvećuje funcionalnostima pojedinih delova zemljinih sfera, pa se razlikuju: rigidna litosfera (kora i gornji deo omotača), mobilna astenosfera, mezosfera i barisfera. U horizontalnoj podeli, umesto okeana i kontinenata kao geotektonske jedineice najvišeg reda izdvajaju se ploče kao rigidna stena tela litosfere..

2.3. Eustazija – promene nivoa mora i okeana

Hipsometrijske promene površine litosfere koje su posledica tektonskih i denudacijsko-akumulacijskih procesa registruju se u odnosu na savremeni nivo svetskih mora i okeana. Na taj način, određuje se i amplituda vertikalnih neotektonskih pokreta. Kako nivo mora i okena tokom geološke istorije Zemlje nije bio postojan to njegovo korišćenje u smislu nepromenljivog repera, kao što je to slučaj u istorijskoj geologiji, može se prihvatiti samo uslovno.

Praćenjem vertikalne neotektonske aktivnosti, na primer, putem utvrđivanja visinskog položaja eroziono-denudacionih nivoa i terasa, mogućno je markiranje samo relativnog kretanja, odnosno razlika pložaja tačaka na kopnu u odnosu na površinu okeana čiji je nivo nepostojan. Stoga usled tektonske mobilnosti povaršinskih delova litosfere i nepostojanosti okeanskog nivoa često dolazi do interferencije i superponovanja ovih pokreta. To su veoma složeni odnosi i zahtevaju postupno praćenje promena nivoa mora i okeana tokom čitave neotektonske etape.

Pojava globalnih kolebanja nivoa svetskih mora i okeana naziva se eustazija (od grčkog ev-sadašnji, istiniti i stazis-položaj). Većina istaživača smatra da je ona posledica izmene zapremine vodene mase u morima i okeanima ili izmene dubina okeanskih depresija. Poznavanje eustatičke aktivnosti od velikog je značaja za razumevanje geodinamike litosfere, a time i uslova pojavljivanja neotektonskih

25

pokreta i procesa.

Termin eustatički pokreti potiče od E. Zisa (E. Suess, 1888), koji je njime označio promene visina obalskih linija. Zis je razlikovao dva tipa eustazija i to: negativno i pozitivno pomeranje obalskih linija. Prvo prouzrokovano obrazovanjem okeanskih depresija i drugo kao posledica istiskivanja voda iz okeanskih prostora usled odlaganja sedimenata. Njegov savremenik R. Ju. Leint (1893), promene nivoa okeana tumači pokretima kopna - denivelacionim i pokretima vodenih masa koje naziva geokinetičkim. Slično je i A. P. Pavlov (1896), definisao pokrete obalskih linija i to kao: geokratske i hidroktarske. Pod prvima je podrazumevao odstupanja, a pod drugima nabiranja mora, bez određenja da li je reč o pokretima zemljine kore ili o kolebanjima mora i okeana.

Mehanizmni koji dovode do kolebanja svetskih mora i okeana i do danas su ostali nejasni. O tome postoje različita mišljenja. Jedni smatrju da je tokom geološke istorije zapremina hidrosfere bila postojana, drugi da se smajivala, a treći da se povećavala. Očigledno je da problem hidrosfere treba rešavati nerazdvojeno od nastanka i razvoja ostalih sfera Zemlje.

U tom smislu razrađene su dve hipoteze. Prema prvoj, u ranoj geološkoj istoriji Zemlje, diferencijacijom materije na sfere obavljena je i degazacija mantla i izdvajanje velikih količina vode, tako da je već u proterozoiku i paleozoiku vodena masa stabilizovana i da se do danas neznatno promenila. Drugim rečima prema ovoj teoriji negiraju se brza i velika kolebanja okeanskog nivoa i u novijoj geološkoj etapi razvoja Zemlje.

Prema drugoj hipotezi proces izdvajanja voda iz mantla jeste bio postojan, međutim formiranjem okeana voda se u njima skupljala neravnomerno, saglasno sa oblikovanjem okeanskih depresija tokom geološke istorije Zemlje. Tokom mezozoika i kenozoika, paralelno sa obrazovanjem prostranih i dubokih okeanskih depresija, a kao posledica deserpentinizacije-dehidratacije serpentinisanih ultrabazita, povećavala se i masa voda. Gubitkom vode na taj način povećala se gustina kore što je prouzrkovalo dalja spuštanja pojedinih blokova. Po voj teoriji kolebanja okeanskog nivoa su posledica tektonskih pokreta i geohemijskih procesa. Ideja o gigantskim spuštanjima dna okeana uz kompenzaciono izdvajanje juvenilnih voda, a da se pri tome sačuva postojeći salinitet i ne izmene uslovi života u okeanu, jeste dosta iskonstruisana, pa čak i da se ona prihvati, ne mogu se njome objasniti kolebanja nivoa okeana u novijoj geološkoj etapi.

U poslednje vreme problemima estatičnih kolebanja svetskih mora i okana bavili su se mnogi istraživači. Formirani su novi modeli u koje su uklučeni brojni faktoi počev od kosmičkih preko tektonskih i sedimentacionih sve do klimatskih. Preciznije su određena globalna kolebanja nivoa mora i okeana za kvartarni period. Utvrđeno je da je za vreme glacijacija kada je veliki deo voda bio „zarobljen“ u obliku leda na kontinentima, nivo okeana bio niži za 110-140 metara, da bi se nakon njegovog otapanja povećao. Takođe je ustanovljeno da kolebanja okeanskog nivoa nisu uniformna za sve oblasti, već da svako okeansko područje ima svoje specifičnosti.

Kao rezultat seizmostratigrafskih istraživanja u globalnim razmerama dobijeni su podaci koji određenije govore o opštim izmenama nivoa mora i okeana

26

u različitim delovima Zelje. Utvrđeno je da se tokom fanerozoika nivo mora i okeana menjao ciklično. Konstatovana su dva ciklusa prvog reda trajanja 200-300 miliona godina, 14 cikluca drugog reda trajanja 10-18 miliona godina i oko 80 ciklusa trećeg reda trajanja 1-10 miliona godina. Pretpostavlja se da je nivo mora i okeana bio najviši za vreme kampana (300 metara iznad savremenog), a da je na primer u donjoj juri iznosio 100 m, u srednjem oligocenu 250 i u gornjem miocenu 200 m, ispod savremenog nivoa mora.

Od svih faktora koji utiču na globalna kolebanja nivoa svetskih mora i okeana tektonski i glacijalni procesi traju toliko dugo i intenzivno, tako da se njima mogu objasniti mnogi ciklusi trećeg i neki ciklusi drugog reda, naročito oni krajem kenozoika. Glavini uzroci izmena nivoa mora i okeana prvog često i drugog reda vezni su za geotektonske procese. Određeni ciklusi drugog i trećeg reda mogu se objasniti i glacijalnim procesima. U vezi s tim utvrđeno je da se niži nivoi mora i okeana mogu vezati za hladnije klimatske uslove i obratno.

2.3.1. Toplotni režim i konvekcijska strujanja u unutrašnjosti Zemlje

Glavni izvor u unutrašnjosti Zemlje koji obezbeđuje tektonsku i magmatsku aktivnost jeste toplotna energija. U nju se većinom transformišu i mnogi drugi vidovi energije, stoga se i energetsko stanje unutašnjosti Zemlje može proceniti preko produžavanja toplotnog toka. Toplotni tok na jedinicu povaršine određen je proizvodom temperaturnog gradijenata i koeficijenta provodljivosti toplote. Povećanje temperature od površine u dubinu, markirano je geotermskim stupnjem koji iznosi prosečno oko 20°C/km. U domenu srednjeokeanskog grebena i ostrvskog luka vrednost je daleko veća i iznosi oko 200°C/km, u području Japana bočno rapidno menja vrednosti od 10-80°C/km, dok je u tektonski stabilnim područjima u intervalu od 15-30°C/km. Konvekcijskom prenosu toplote u unutašnjost Zemlje ide u prilog činjenica da su prosečne vrednosti toplotnog toka ispod okeana i u domenu kontinenata približno iste. Saglasno mišljenju da je glavni uzrok toplote u Zemlji raspadanje radioaktivnih elemenata i kako je njihova zastupljenost mnogo veća u kontinentalnoj nego okeanskoj kori u tom odnosu, a nisu, trebalo bi da budu i raspored i vrednosti toplotnog toka. Jedno od prihvatljivih objašnjenja za ovakvu nesaglasnost jeste ono da se toplota u unutrašnjosti Zemlje prenosi konvekcijskim putem, pa je zato i moguće da ispod okeana budu prosečno visoke vrednosti toplotnog toka, pojedinačno čak i veće nego u oblasti kontinenata.

Pod konvekcijom se podrazumeva kretanje materije u tečnoj sredini usled graviatacione nestabilnosti, odnosno razlika u gustini pojedinih čestica. Do razlika u gustini može doći narušavanjem toplotne ili hemijske ravnoteže materije. Prema vladajućim mišljenjima glavni uzročnik prenosa toplote u Zemlji je upravo toplotna konvekcija koja se odvija u gornjem omotaču, odnosno u astenosferi.

Toplotna konvekcija nastaje kao posledica zagrevanja homogene tečnosti u donjem delu. Povećana temperatura dovodi do širenja tečnosti i smanjenja njene gustine u nižim delovima. Zagrejane i lakše čestice se izdižu prema višim nivoima, hlade se, postaju gušće i kao takve ponovo vraćaju nazad. Prilikom kretnja čestica manje gustine na više i gušćih na niže, generiše se gravitaciona energija i pri tome zagrejane mase prenose toplotu. Razlike u gustini nastaju i išćezavaju brzo i na taj način obezbeđuje se postojanost i kontinuitet konvekcije. Ovakav tip kretanja mase

27

karakterističan je za toplotnu konvekciju, odvija se u idealnoj njutnovskoj tečnosti čiji je viskozitet postojan i ne menja se prilikom promene naprezanja, pritiska i temperature.

Konvekcija otpočinje onog trenutka kada zanemarljivo mala veličina nazvana Rejlijev (Rayleigh, 1916), broj bude manji od 660. Rejlijev broj predstavlja količnik proizvoda elemenata koji omogućavaju kovekciju (koeficijent toplotnog širenja, temperaturni gradijent, ubrzanje sile teže, debljina tečnog sloja) i proizvoda elemenata koji je onemogućavaju (provodljivost temperature, kinematski viskozitet). Kasnije su Džefris (Jefreys, 1930) i Knopov (Knopoff, 1964), za uslove omotača uveli određene popravke, pre svega zamenili temperaturni adiabatičkim gradijentom koji iznosti 0,3°C/km. Saglasno ovom podatku, na dubini od oko 100 kilometara t.j., u podini litosfere - u astenosferi - temperatura iznosi 1 300 do 1 500°C, odnosno odgovara tački topljenja bazalta. Sa dubinom geotermski gradijen postaje blizak adijabatičkom t.j., promena temperature je u zavisnosti od promene pritiska. Na dubini od oko 400 kilometara, temperatura ne bi trebalo da prelazi 1 600°C, a na granici jezgra i omotača iznosila bi 2 500-5 000°C.

Do otkrića radioaktivnosti smatralo se da je glavni uzročnik i izvor toplotnog toka unutar Zemlje, hlađenje primarno jako zagrejanog tela. Ovakvo objašnjenje počivalo je na Kant-Laplasovoj kosmogoniji jako zagrejane Zemlje s početka njenog formiranja. Prema savremenim predstavama Zemlja je nastala kao „hladno“ telo, akrecijom čestica protoplanetarnog „oblaka“, a najveći deo toplote stekla je usled raspadanja dugoživećih izotopa uransko-torijumskog i kalijumskog niza. Verovatno da je oslobađanje toplote u dalekoj zemljinoj prošlosti bilo intenzivnije nego danas, jer se kao posledica ovog procesa permanentno smanjivala količina radioaktivnih elemenata.

Priraštaju toplote u manjoj meri mogli su da doprinesu i: raspadanje nekih kratkoživećih radioaktivnih izotopa, zatim tranformacija kinetičke u toplotnu energiju ispoljena prilikom sudaranja protoplanetarnih čestica u momentu stvaranja Zemlje i transformacija rotacione u toplotnu eneragiju kao posledica usporavanja rotacije usled plimatskih uticaja Meseca i Sunca. Neznatna količina toplote mogla bi da potiče od Sunca (samo u najvišim - površinskim delovima Zemlje), ili da se oslobodi prilikom zemljotresa.

Jedan od glavnih problema zemljinog toplotnog toka jeste objašnjenje mehanizama prenosa toplote i njene unutašnjosti. Manji deo se prenosi zahvaljujući toplotnoj procedljivosti stena, ali za tako nešto je potrebno veoma dugo vreme. Tako na primer, toplota sa dubine od 500-600 kilometara, na ovakav način može dospeti na povaršinu za oko 300 miliona godina, a sa granice jezgra i omotača za vreme duže nego što je Zemlja stara. Svaka ekstrapolacija geotermi (sračunatih za gornjih 100-200 kilometara), na veću dubinu, neizbežno upućuje da je pri odgovarajućem pritisku u tom prostoru temperatura znatno iznad tačke topljenja materije. Stoga se kao mehanizam prenosa toplote može pojaviti: ili neobično visoka toplotna provodljivost stena omotača, ili konvekcijsko strujanje.

Efektivnost konvekcije izražava se Nuseltovim brojem On predstavlja odnos količine konvekcijski prenošene toplote i toplote koja se prenese posredstvom toplotne provodljivosti. Odnos Rejlijevog i Nuseltovog broja pokazuje da u uslovima koji postoje u unutrašnjosti Zemlje, toplotna konvekcija u donjem

28

mantlu nije moguća. Takođe, smatra se da rotacija Zemlje bitno ne utiče na konvekciona strujanja (Bot, l974).

Konvekcijska kretanja osim što omogućuju prenos toplote u Zemlji, obezbeđuju i transfer toplotne u mehaničku energiju i stoga predstavljaju glavni generator tektonske aktivnosti (kretanje litosfernih ploča, izdizanja i spuštanja blokova zemljine kore, formiranje orogenih projaseva, riftova, basena i dr.).

Slobodna toplotna konvekcija u astenosferi odvija se preko konvekcijskih ćelija. Na uzlaznim krilima ovih ćelija transportuju se na više zagrejani lakši materijali koji se nakon disperzije ispod čvrste litosfere hlade i kao teže na silaznim granama deportuju nazad u niže nivoe. O veličini i broju konvekcijskih ćelijha postoje različita mišljenja. Uglavnom se smatra da konvekcija u astenosferi može da bude jedno ili dvoćelijska. Iznad uzlaznih konvekcijskih tokova dolazi do raskola litosfere, njenog razmicanja i formiranje nove okeanske kore. Na silaznim granama konvekcijske ćelije okeanska kora se uništava i tone u astenosferu. Osim toga, područja litosfere iznad velikih konvekcijskih tokova se izdižu, a u slučajevima hlađenja astenosferno materijala, spuštaju.

Postoje različita shvatanja o interakcijskim odnosima konvekcijskih tokova i čvrste litosfere. Prema jednom od najčešće korišćenih modela konvekcijska strujanja nose litosferne ploče kao pasivne objekte. Suprotno ovome, prema modelu Elzaser-Orovan (Elsasser, 1969, Orowa, 1965), konvekcija je proizvod sistema litosfera-astenosfera, u kojem litosfera predstavlja gornje horizontalno krilo konvekcije, dok se u astenosferi odvijaju suprotna tečenja. Mobilnost litosfere prouzrokovana je njenim: ili hlađenjem i tonjenjem u astenosferu, ili gravitacionim klizanjem .

Interesantan način prenosa toplote u unutrašnjost Zemlje daje model „vruće tačke“ (Vilson, Wilson, 1963), ili „mantlnih struja“ (Morgan, 1972). Reč je o fiksiranim izvorima toplote na granici jezgra i omotača odakele se mantlnim strujama iznose i disperguju u asenosferu jako zagrejani materijali koji predstavlju generatore tekonske aktivnosti. Ovi izvori toplote na površini markirani su vulkanskim pojavama (Havaji, Island, Azorska ostrva i dr.). Ima mišljenja (Savostin, 1977, 1979), da se „vruće tačke“ javljaju kao posledica izdvajanja dopunske toplote nastale na račun konvekcijskog trenja u astenosferi.

O bilo kojem slučaju da je reč, konvekcija u gornjem omotaču Zemlje je vrlo složen proces koji bi se u dobaroj meri mogo razlikovati od teorijski formiranog modela. Pri tome se moraju uzeti u obzir i sledćei elementi: 1) materija u astenosferi poseduje složenija reološka svojstva od idelne njutnovski viskozne tečnosti, 2) uzroci toplote mogu se nalaziti ne samo ispod konvekcijskih ćelija nego i iznad njih, 3) na konvekcju može da utiče i čvrsta litosfera i mehanizmi njenih deformacija.

Pored modela toplotne konvekcije u astenosferi i raličitih pogleda na kinematske odnose konvekcijskih tokova i rigidne litosfere, postoje i mišljenja o konvekciji koja je rezultat diferencijacije materije na granici jezgra i donjeg omotača (Monin, 1977, Bot, 1974, Sorohtin, 1974, Artjuškov, 1979, Pejve i Saveljev, 1982). Prema Sorohtinu (1974), u procesu formiranja jezgra koje neprekidno traje od formiranja Zemlje do u recentno vreme, na granici donjeg

29

omotača i jezgra (sloj Berzona), odvija se diferencijacija materije gravitacionim putem. Pri tome se iz donejg omotača izdvajaju čestice veće gustine, pre svega gvožđe, i kao teže spuštaju i koncentrišu u jezgru povećevajući na taj način njegov obim i zapreminu. Diferncijat koji ostaje neposredno iznad jezgra formira viskozni sloj ultrabazičnog silikatnog sastava, bez gvožđa, i stoga manje gustine ne samo od jezgra već i od omotača koji se nalazi iznad njega i koji u manjim količinama sadrži i gvožđe. Na taj način ostvareni su uslovi da se diferencijat određenim „kanalima“ pokrene na više i smesti u astenosferu. Brzo premeštanje zagrejanog materijala na više dovodi do njegove redukcije u zoni diferencijacije. To se kompenzira opštim laganim pomeranjem omotač ka jezgru tako da njegovi donji delovi ponov dospevaju u domen gravitacione diferencijacije. Smatra se da ovakva konvekcija donosi u astenosferu veliku količinu zagrejanog materijala. Na taj način uspostavlja se visoka pokretljivost astenosfere čime se realizuju gotovo svi oni geodinamički fenomeni koje savrašeno objašnjava tektonika litosfernih ploča.

Prema proračunima Sorohtina u ovakvom slučaju konvekcijska kretanja mogu biti jedno i dvoćelijska. Kada su jače naglašeni procesi diferenijacije na granici jezgra i donjeg omotača konvekcija se odvija po dvoćelijskom obrascu (kao što se to dešava od jure do danas) i ima za posledicu „razbijanje“ i razmicanje kontinenata. Redukcijom diferencijatra na grnici jezgra i omotača uspostavlja se jednoćelijska konvekcija koja usmerava litosferne ploče na ponovno okupljanje u jednu celinu. Geološka istorija, dobrim delom, upravno je obležena sa nekoliko smena jedno i dvoćelijske konvekcije u njenoj unutrašnjosti, koje su prouzrokovale naizmenično okupljanje i razilaženje litosfernih ploča.

30

3. TEKTONSKI POKRETI 3.1. Opšti pojmovi i klasifikacija

Tektonski pokreti se javljaju kao reakcija na naponska stanja u tektonosferi i u Zemlji uopšte, što ima za posledicu nastanak deformacija. Sudeći prema deformacijama, tektonski pokreti mogu biti različitog tipa, intenziteta i ispoljavaju se u prostorima različitog reda veličina (lokalnom, regionalnom i planetarnom). Mehanizmi koji ih realizuju nalaze se ne samo u litosferi već i u dubljim delovima Zemlje. Oni su posledica brojnih procesa koji se u tom domenu odvijaju kao što su: fizički, fizičko-hemijski, geohemijski, petrološki, geofizički, a zatim i onih drugih van Zemlje (kosmičkih). Deformacije koje su njima izazvane i složene nizom drugih procesa i pojava dovode do značajnih kvalitativnih izmena zemljine kore.

Tektonski pokreti se mogu proučavati direktno - instrumentalnim merenjima i osmatranjima samo kad je reč o savremenim manifestacijama (zemljotresi, vulkani, lagana sekularna kretanja, glacioizostatički i kratkoperiodični pokreti). O pokretima koji su se odvijali u starijim geološkim etapama razvoja Zemlje može se suditi samo na osnovu posledica njihovog delovanja, odnosno deformacija i odgovarajućih strukturnih fenomena, analize facija, formacija i debljina tvorevina, intenzivnosti fizičko-geoloških procesa, reljefa i dr. Ova činjenica predstavlja osnov za najveći broj klasifikacija tektonskih pokreta, gde se kao kriterijumi uzimaju posledica - glavni strukturni oblici, koji su njima formirani, a ne uzroci porekla pokreta. Određivanje genetskih karakteristika je vrlo teško i najčešće se obavlja vrlo uprošćeno pri čemu se ne uzima u obzir višeznačnost pokreta zemljine kore i mehanizama koji ih realizuju.

Od momenta kada je H. Džilbert (Gilbert, 1890) izdvojio epirogene i orogene i E. Zis (Suess, 1885-1909) radijalne i tangencijalne pokrete pa do danas, formiran je veći broj različitih, ali i sličnih klasifikacija tektonskih pokreta. Oba ova termina dugo su se zadržala, između ostalih i danas se često upotrebljavaju.

Džilbert je pod epirogenim podrazumevao pokrete usmerene na oblikovanje kontinenata, a pod orogenim kretanja koja dovode do formiranja planinskih venaca. Prema Zisu radijalne deformacije su rezultat vertikalnih, a tangencijalne horizontalnih pokreta. Štile (Stille, 1913), takođe izdvaja dve grupe pokreta, epirogene i orogene. Epirogenim smatra lagana i dugotrajna kolebanja prostranih oblasti zemljine površine koja ne dovode do suštinskih strukturnih izmena, a orogenim, relatvno kratkotrajne i „epizodne“ pokrete praćene intenzivnim preobražajem struktura i učešćem u formiranju planinskih venaca. Osnovni nedostatak Džilbertove i Štileove klasifikacije jeste činjenica da su pod pojmom orogeneze objedinjena dva tipa pokreta i deformacija: oni po njima nastaju naborne i rasedne strukture i pokreti vezani za formiranje planinskih venaca.

U periodu od 30-tih do 60-tih godina dvadesetog veka, od strane ruskih tektoničara prikazan je veći broj klasifikacionih shema tektonskih pokreta. M. Teatajev (1934) izdvaja: promenljive (ili epirogene), naborne i magmatske pokrete, a kasnije (1955): orogene, epirogene i oscilacione; Belousov (1948): promenljive, naborne, magmatske i razlomne; Šatski (1956): pokreti spuštanje, izdizanje

31

(emerzije), kvazielastične (glaciozostatičke), undacione i naborne, a 1958: glavne ili osnovne (subsidentne, emerzione, undacione i regmatske) i sekundarne (naborne); Zonder (1956): epirogene, tafrogene (vertikalna kretanja blokova), forogene (kretanje kontinenata) i pirogene (magmatogene); Bubnov (1960): epirogene, taktogene i plutogene; J. A. Kosigin (1956, 1969, 1980) saglasno Harmanu (Haarman, 1930) i Van Bemelenu (Bemellen, 1931) razlikuje: dubinske (primarne) i dislokacione (sekundarne) pokrete.

Jednu zanimljivu podelu tektonskih pokreta zasnovanu na neki način na genetskom principu, jer se kao kriterijum uzimaju dubinski nivoi, odnosno procesi koji se u okviru njih manifestuju, dao je Hain (1957). Izdvojio je četiri grupe tektonskih pokreta: gornjokorne, korne, potkorne i pokrete ispod mantla. Isti autor (1973) ovu shemu nešto modifikuje i daje sledeću podelu tektonskih pokreta: opšti (planetarni) pulsacioni ultradubinski ili vrlo duboki, dubinski, pokreti u kori, površinski i egzotektonski. Sličnu klasifikaciju, samo detaljnije, razrađenu sa većim brojem nižih kategorija i tipova unutar svake grupe prikazao je N. I. Nikolajev (1962, 1965, 1988). On je izdvojio: planetarne, potkorne, pokrete u kori i površinske pokrete.

Pejeve je mišljenja da postoje dva tipa tektonskih pokreta: (1) plastični, koji su svojstveni dubljim zonama zemljine kore, ali se mestimično javljaju i u višim delovima kore i (2) rasedno-blokovski, koji se pretežno ispoljavaju u gornjim delovima litosfere, ali u okviru koji se u određenim uslovima mogu manifestovati i mehanizmi plastičnog kretanja.

Pejve i Saveljev (1982) uvode jednu novu i po malo neobičnu klasifikacionu shemu tektonskih poreta gde izdvajajau: brze i dugoperiodične (u okviru tektonskih epoha), kratkoperiodične (u okviru tektonskih faza i epizoda) koji se nadovezuju na prethodne pokrete, pokrete vezana za izostatičke kompenzacije, pokrete sa impulsnim manifestacijama (zemljotresi) i periodična elastična kolebanja zemljine kore.

Uzimajući u obzir različite poglede, mišljenja i saznanja o tektonskim pokretima, N. I. Nikolajev (1988) utvrđuje devet principa za njihovo klasifikovanje. Tako, tektonski pokreti se mogu klasifikovati prema:

-metodima istraživanja i vremenu pojavljivanja: seizmički, savremeni, istorijski, mladi ili holoceni, kvartarni ili pleistoceni, neotektonski, stari i tehnogeni pokreti;

-preovlađujućem pravcu i smeru kretanja: vertikalni (spuštanja i izdizanja), horizontalni (navlake, transkurentni rasedi, kretanje kontinenata ili ploča);

-brzini manifestovanja: lagani (vekovni), brzi (impulsni, zemljotresi);

-intenzivnosti: orogeni (sa velikim gradijentima pokreta), plenogeni (sa malim gradijentima pokreta);

-režimu ispoljavanja: a) pozitivno usmereni, negativno usmereni, inversni (ritmički, promenljivi), b) povratni i nepovratni, c)

32

promenljivi, rotacioni, regmatski, dislokacioni;

-izraženosti u reljefu: amorfogeni (slabo izraženi ili neizraženi u reljefu), morfogeni (izraženi u reljefu);

-vezi sa strukturnim formama: autonomni, zavisni, nasleđeni, superponovani;

-prirodi: atektonski, egzotektonski, litogeni, elastični ili kvazielastični, izostatički, gravitacioni, planetarni, inercioni;

-dubini pojavljivanja i mehanizmima: gornjokorni, korni, potkorni, pokreti ispod mantla (Hain); korni, potkorni, dubinski, planetarni (Nikolajev).

Posledice nesaglasnosti oko izdvajanja i podele tektonskih pokreta posledica su različitog shvatanja njihove suštine. Jedni smatraju, da tektonski pokreti predstavljaju samo mehanička pomeranja u kori, koja dovode do izmene njene građe; drugi su mešljenja, da kretanja izazivaju ne samo promene struktura u kori, već i u gornjem omotaču; treći, osim mehaničkom, veliku ulogu daju i drugim procesima kao što su fizičko-hemijski, geohemijski, planetarni i dr.

3.2. Uslovi nastanka tektonskih pokreta

3.2.1. Izvori sila koje izazivaju naprezanja

Naponska stanja u litosferi reflektuju se kroz tektonsku aktivnost, a izazvane su silama različite veličine, pravca delovanja i porekla. Uzroci koji dovode do naponskih stanja, odnosno tektonskih kretanja, brojni su i mogu biti izazvani endogenim i egzogenim procesima. Prema N. I. Nikolajevu (1962), izvori sila koje izazivaju naprezanja, odnosno deformacije, nalaze se na različitim dubinama, imaju različite kvalitativno-kvantitativne efekte i proučavaju se različitim metodima. Polazeći od ove konstatacije, a saglasno novim podacima, u domenu Zemlje mogu biti izdvojeni različiti nivoi generisanja sila relevantnih za pojavu naprezanja.

U površinskom delu litosfere naprezanja mogu biti izazvana sledećim uzrocima:

-zamrzavanjem i odmrzavanjem tla, koje može da dovede do vertikalnih pomeranja površinskih horizonata Zemlje;

-promenama nivoa mora (plime, oseke, bure i sl.) koje izazivaju opterećenja i rasterećenja masa i dovode do elastičnih deformacija;

-kretanjima ciklona, kojima nastaju mikroseizmičke pojave;

-sezonskim promenama temperature tla (tzv. „disnje tla“, elastične deformacije;

-litogenim procesima (kompakcija sedimenata, hidratacija i dehidratacija stena, promena nivoa podzemnih voda i dr.) kojima dolazi do

33

vertikalnih pomeranja površinskih delova zemljine kore;

-plimatskim uticajima na zemljinu koru (elastične deformacije);

-različitim procesima denudacije i akumulacije (krasifikacija, padinski procesi kao što su klizišta, odroni, soliflukcija i dr.), glacijacija, delatnost čoveka i dr.

Nabrojani izvori sila dovode do naprezanja koja izazivaju pretežno povratne - elastične, ređe i nepovratne deformacije. Nepovratne deformacije se javljaju u samom površinskom delu zemljine kore i predstavljene su naborima i rasedima i drugim strukturama koje su označene kao atektonske ili egzotektonske.

U kori i gornjem omotaču naprezanja mogu biti izazvana:

-različitim procesima koji dovode do narušavanja izostatičke ravnoteže, odnosno do kompenzacionih kretanja (izdizanja i spuštanja) kao što su promene u debljini i gustini kore, obrazovanje i otapanje kontinentalnog leda, erozija i akumulacija, promene vodenog stuba u morima i okeanima, promena gustine u astenosferi i dr.;

-energijom radioaktivnog raspadanja koja je glavni generator toplote u Zemlji. Kao posledica takvih procesa jesu konvekcikono strujanje u astenosferi, kretanje litosfernih ploča, a samim tim i pojava naprezanja i deformacija, magmatizma, metamorfizma, orogeneze, riftovanja i dr.

Unutar Zemlje (u omotaču i jezgru) naprezanja koja dovode do različitih deformacija mogu biti izazvana planetarnim procesima, odnosno građom Zemlje kao posledicom njenog kosmičkog ustrojstva. Uzroci su različiti:

-rotaciona energija Zemlje koja izaziva centrifugalnu silu i koriolisovo ubrzanje, precesiju rotacije i druge efekte, što se posredno odražavaju na izmenu oblika Zemlje i dr.;

-plimatski uticaji Sunca i Meseca na granična područja hidrosfere i litosfere i jezgra i omotača, koji mogu da izazovu izmenu brzine rotacije, oblika Zemlje, a samim tim i naprezanja koja se odražavaju na raspored planetarnih razloma i drugih krupnih struktura i na njihovu kinematiku.

Izdvojeni izvori sila dovode do naprezanja i formiranja složenih spektara tektonskih pokreta i deformacija koji se nadovezuju jedni na druge i pri čemu dolazi do multipliciranja strukturnih sadržaja.

3.2.2. Energija koja obezbeđuje funkcionisanje tektonskih pokreta

Složenost tektonsikih pokreta i deformacija posledica su različitih izvora sila koje izazivaju naprezanja, odnosno u krajnjem slučaju energije koja obezbeđuje njihovo funkcionisanje. Prema mnogim mišljenjima izvori energije su vezani za samu Zemlju, sunčev sistem i materijalni sastav Kosmosa. Izvori energije se najčešće prepliću i nadovezuju jedan na drugi i pri tome formiraju složena polja

34

naprezanja koje dovode do konvergentnosti strukturnih fenomena. Stoga je ponekad teško razdvojiti prave tektonske od egzotektonskih pokreta.

Energetski kapacitet Zemlje je izuzetno velik. On je proizvod procesa koji se odvijaju u njenoj unutrašnjosti ali i spoljašnosti, a u poslednje vreme i tehnogenih uticaja. Glavni izvori i oblici unutrašnje (telurske) energije Zemlje su: toplotna, gravitaciona i kinetička (rotaciona), a spoljašnje (kosmičke) sunčeva aktivnost i celokupan materijalni sistem Kosmaosa.

Svakako da je najmoćnija energija Zemlje toplotna, odnosno energija generisana raspadom radioaktivnih elemenata. Danas je vladajuće mišljenje da je radiogena-toplotna energija osnovni uzročnik endogenih procesa, odnosno tektonskih pokreta, magmatiztma i metamorfizma. Gravitaciona energija transformisana u toplotnu verovatno je značajniju ulogu imala u starijim etapama geološke i u pregeološkoj istoriji Zemlje. Kinetička energija koja se oslobađa prilikom rotacije Zemlje i centrifugalna sila trebalo bi da utiču i na tektonske procese, međutim veličina tog uticaja i posledice nisu još dobro proučeni. Jedno vreme se čak smatralo da je ova energija glavni kontrolor tektogeneze (rotaciona hipoteza), ali je to kasnije opovrgnuto. U svakom slučaju kinetička energija Zemlje nema toliko velikog uticaja na endogene procese.

Složeni izvor energije čiji je učinak teško procenti jeste sistem Sunce - planeta Zemlja. Reč je o energijama: privlačenja i heliogenoj (energija koja je proizvod sunčevog zračenja). Količina energije koju Zemlja direktno dobija od Sunca je velika, međutim samo njen manji deo prodre u dubinu ne veću od nekoliko metara. Mnogo je značajnija sunčeva energija transformisana u svetlosnu i toplotnu, koju Zemlja apsorbuje i koja služi kao regulator klime, atmosfere, hidrosfere i kao pokretačka snaga živog sveta. Površinski procesi na Zemlji koji se ispoljavaju razaranjem stena, transportom i redepozicijom materijala dovode do preraspodele masa zemljine kore, do izmene njenog supstrata, na koje deluju tektonske sile. Saglasno tome u njihovim interakcijskim odnosima dolazi i do promene karaktera tektonskih pokreta. Postoje mišljenja da spoljašnja – heliogena energija akumulirana u stenama može uticati i na endogene procese i do većih dubina, dopunjavajući unutrašnji energetski kapacitet Zemlje.

Materijalni sistem Kosmosa kao generator sila koje izazivaju naprezanja u domenu Zemlje ne može se precizno definisati i odrediti. U svakom slučaju reč je o energijama zračenja i privlačenja koje dejstvuju ne samo na Zemlju već i na ceo Sunčev sistem.

Pored telurskih (unutrašnjih) i kosmičkih (spoljašnjih) izvora energije, u površinskom delu litosfere dejstvuju još dva procesa koji mogu izazvati naprezanja i deformacije. Prvi je vezan za unutarstenske, odnosno litogene procese, a drugi za inženjersko-tehničku delatnost čoveka (tehnogeni procesi).

Svi ovi izvori energije dovode delove ili celu Zemlju u naponska stanja koja prouzrokuju tektonske pokrete i deformacije. Kretanja se manifestuju mehaničkim premeštanjima stenskih masa, elastičnog su i neelastičnog karaktera i dovode do formiranja struktura različitog reda veličina. Nastale deformacije su bez ili sa izrazitim kvalitativnim promenama materije.

35

3.3.Tektogeneza i neke teorije o njenim uzrocima

Pod tektogenezom se podrazumeva sveukupnost tektonskih procesa čijim delovanjem u okvirima kontinentalne i okeanske kore dolazi do obrazovanja različitih strukturnih oblika. Procesi tektogeneze mogu biti: konstruktivni (stvarajući) i destruktivni (razarajući).

Konstruktivna tektogeneza usmerena je na zadebljavanje zemljine kore. Ovi procesi su praćeni znatnom akumulacijom sedimenata i produkcijom magmatita, zatim formiranjem nabornih struktura i sistema, šarijaža i velikih navlaka, planinskih venaca i dr.

Destruktivni procesi tektogeneze dovode do istanjivanja zemljine kore pri čemu usled ekstenzije dolazi do ogoljavanja njenih nižih delova (iščezavanje granitnog sloja na primer)! Izmene u građi kore nisu samo rezultat tektonskih procesa već i erozijsko-denudacijskih koji, takođe mogu istanjiti ne samo sedimentni nego i granitni sloj.

Jedan od glavnih problema u geotektonici jeste objašnjenje procesa koji dovode do tektogeneze. U tom smislu putevi traženja rešenja bili su različiti. Dugo vremena vodeća uloga u oblikovanju zemljine površine davana je vulkanskim procesima i zemljotresima (od Aristotela do A. Humbolta i L. F. Buha. Kasnije, i dalje, u velikoj meri svi ovi fenomeni dovođeni su u vezu sa delovanjem „unutrašnjeg ognja“, ali i sa druge strane tumačeni su kao posledica spuštanja morskog dna, odlaganja sedimenata i njihovog naknadnog razaranja (neprunistička koncepcija).

Kao rezultat pobede plutonističke koncepcije nad neptunističkom, u 18. i do sredine 19. veka, uspostavljena je prva opšta geotektonska paradigma u obliku hipoteze kratera izdizanja. Pripremljena je od strane Huka (Hoock), Moroa (Moro), Hatona (Hatton, 1788) i Lomonosova (1763), a potpunu artikulaciju dali su A. Humbolt i L.F. Buh, početkom 19. veka i Študer (Studer, 1847). Saglasno ovoj hipotezi planinski sistemi su nastali dejstvom vertikalno usmerenih sila na više, koje su genetski vezane za izdizanje magmi iz unutrašnjosti Zemlje. Ubranost je u tom slučaju sekundarna, odnosno prateća pojava ovih procesa i nastala je kliženjem sedimenata ili sa „kratera izdizanja“ ili deformisanjem između njih.

U drugoj polovini 19. veka, hipoteza kratera izdizanja se pred novim činjenicama, koje joj nisu išle u prilog, povukla sa scene i ubuduće se pominjala isključivo kao istorijski događaj. Međutim, kao ideja, obnovljena je u prvoj polovini 20. veka, i to u obliku hipoteza: oscilacione (Hermana), unadcione (Van Bemelena) i na neki način i radiomigracione i dubinske deformacijacije (Beolusov).

Jedno vreme visok rejting u geotektonici imala je kontrakciona hipoteza Eli de Bomona (Eli de Beaumont, 1830 i 1852). Zasnovana je na Kant-Laplasovoj kosmogoniji prvobitno jako zagrejane i rastopljene Zemlje koja se hladila i skupljala. Hlađenjem formirana kora nije mogla da prati dalje skraćivanje unutrašnjih masa i zbog toga je sažimana i „gužvana“, i saglasno tome se primicala jezgru. Nakon toga nastalo bi smirivanje procesa sve dok ne bi došlo do

36

napredovanja hlađenja čime se sličan mehanizama obnavljao.

Na osnovama kontrakcione teorije formirano je učenje o geosinklinalama (Hol, Dena, Og i drugi), koje će se razvijati i vladati skoro 100 godina. Prema ovom učenju na Zemlji postoje stabilne oblasti - platforme, a između njih i po obodima raspoređeni su mobilni pojasevi ili geosinklinale. Geosinklinale su labilni prostori, mesta izrazite sedimentacije, magmatizma, metamorfizma i tektonske aktivnosti koje se u kasnijim fazama transformišu u ubrane sisteme -' orogene i planinske vence. Zemljina kora se na taj način konsoliduje i prerasta u mladu platformu, drugim rečima dolazi do postepenog uvećavanja stabilnih oblasti - platformi na račun sažimanja i skraćivanja geosinklinala.

Krajem 19. i početkom 20. veka, dolazi do krupnih otkića u geologiji, fizici i astrofizici koja su se konfrontirala sa postavkama kontrakcione hipoteze:

-Otkrivena je radioaktivnost i kao glavni uzročnik toplote u Zemlji, označeno je raspadanje radioaktivnih elemenata u stenama, tako da više nema potrebe za stalnim hlađenjem i kontrakcijom.

-Pojavila se „hladna kosmogonična“ hipoteza čvrste aglomeracije, tako da više nema mesta hlađenju i kontrakciji.

-Izdvojeni su prostrani šarijaži čija kinematika velikih horizontalnih premeštanja i navlačenja nije mogla biti objašnjena kontrakcionom hipotezom.

-Otkrivene su oblasti širenja zemljine kore koje kao takve nisu bile ukomponovane u shemu sažimanja.

Zbog svega ovoga kontrakciona hipoteza je gubila na značaju i tražila su se nova rešenja tektogeneze. Traženje jedne nove geotektonske koncepcije koja bi imala paradigmatičan karakter odvijao se u raznim pravcima. Bez obzira na postojeće razlike sve su ove koncepcije u suštini postavljene na dva osnova:

-Vertikalni pokreti su glavni kreator svih geostruktura i njihovih interakcijskih odnosa (fiksistička koncepcija).

-Visoka mobilnost segmenata litosfere u horizontalnom pravcu je uzrok većine endodinamičkih procesa na Zemlji (mobilistička koncepcija).

Kao i prethodne dve hipoteze i ove koje su usledile su većinom bile na fiksističkim pozicijama. Ideja mobilizma razvijala se paralenomo sa njima, ali je ostajala usamljena i teško se održavala sve do 50-60-tih godina 20. veka. Sredinom 19. veka, definisana je izostazija (Dž. Prat i Dž. Džolij), da bi je već 1892. godine, Daton (Dutton) iskoristio za objašnjenje tektonskih procesa i pokreta (hipoteza izostazije). Prema toj koncepciji u zemljinoj kori postoji težinski debalans blokova koji je posledica: denudacije (u oblasti izdignutih) i sedimentacije u oblasti spuštenih blokova. Usled toga olakšani blokovi se izdižu, a oni u domenu kojih se odvija depozicija materijala spuštaju. Ravnoteža kojoj streme blokovi zemljine kore narušava se spoljašnjim i unutrašnjim silama (privlačno dejstvo Sunca i Meseca, formiranje i otapanje kontinentalnog leda i dr). Prema ovoj hipotezi prilikom

37

izdizanja i spuštanja blokova zemljine kore dolazi i do bočnog premeštanja viskoznog potkornog materijala, što ima za posledicu generisanje kompresionih procesa i pojave ubiranja. Vremenom, izostazija je pretrpela mnoge dopune i izmene, međutim, i pored toga ona ne može predstavljati osnovu za objašnjenje geneze tektonskih pokreta, ali se kao sekundarna pojava u tom procesu ne može zanemariti čak i u najnovijim mobilističkim koncepcijama (mada to neki opovrgavaju).

Tridesetih godina 20-og veka, formirana je pulsaciona hipoteza (Rotplec, Grebau, Buher). Zasnovana je na smenama transgresija i regresija, odnosno na zakonitim naizmeničnim promenama obima Zemlje. Periodične smene širenja i sažimanja Zemlje označena su kao pulsacije. U fazama širenja dolazi do obrazovanja geosinklinala koje se zapunjavaju sedimentima, a u epohama sažimanja, do ubiranja deponovanih tvorevina. U suštini, u osnovi ove hipoteze jeste kontrakcija, a faza širenja ima epizodnu ulogu.

Hipoteza širenja Zemlje, koju je definisao O. Hilgenberg (1933), a kasnije razradili Rid (Read), Hicen (Hezzen), Keri (Karey) i dr., počiva na pretpostavci o stalnom širenju Zemlje i povećavanju njenog obima. Kao rezultat takvog procesa dolazi do istezanja litosfere i obrazovanja okeana. Kontinenti se udaljuju jedan od drugog, ne putem drajfa po astenosferskom sloju, već kao rezultat rasta okeana. Povećanje mase kao produkt širenja kompenzovano je smanjenjem specifične težine stena.

Početkom 30-tih godina 20. veka, revitalizovane su ideje izdizanja ovog puta u novoj formi, kao na primer hipoteze: oscilaciona (Harmana), kasnije undaciona (Van Bemelena) i hipoteze dubinske diferencijacije (Beolusova).

Prema oscilacionoj hipotezi (Harman, 1930), usled privlačnog delovanja Meseca, površina kontinentalne kore Zemlje se naizmenično diže (geotumori) i spušta (geodepresije). Sedimentne stene pod uticajem sile teže klize na krilima geotumora prema geodepresijama i pri tome se ubiraju i rasedaju.

Slična oscilacionj je undaciona hipoteza (Van Bemelen, 1933). Prema ovoj hipotezi kao proizvod dubinske diferencijacije u donjem omotaču prikupljaju se kiseli magmatski produkti koji izazivaju izdizanja gornjeg omotača i kontinentalne kore, što je praćeno formiranjem bazaltne okeanske kore (megaundacije), geosinklinala (geoundacije) i orogena (mezoundacije). U toku ovih procesa gotovo na svim nivoima dolazi do narušavanja gravitacione ravnoteže, što se kompenzira gravitacionom tektogenezom i obrazovanjem navlaka, nabora i raseda.

Jednu varijantu hipoteze izdizanja koja se u mnogom razlikuje od Van Bemelenove koncepcije, dao je 40-tih godina 20. veka V. V. Beolusov. Suština ove hipoteze koja se u početku zvala radiomigraciona, a od 50-60-tih godina našeg veka, astenolitna predstavlja dubinska diferencijacija materije u unutrašnjosti Zemlje. Ona se odvija u donjem omotaču, pri čemu se teža frakcija usmerava ka jezgru, a lakša izdiže u astenosferu izazivajući njeno „impulsno pobuđivanje“. Dalji transport viskoznog materijala bazaltnog i ultrabazičnog sastava iz astenosfere odvija se ka litosferi i to u obliku astenolitskih dijapira i beskorenih astenolita. Prema Belousovu, upravo iznad ovakvih područja litosfere obrazuju se mobilni pojasevi sa geotektonskim režimom koji je svojstven eugeosinklinalama,

38

orogenima, riftovima i kontinentalnim obodima tihookeanskog tipa.

Kao posledica razrade izostatičke koncepcije iznedrila se između ostalih i hipoteza potkornih konvekcijskih tečenja (O. Amferer, 1906; R. Šviner, 1919; Grigs, 1939; A. Holms, 1946; E. Kraus 1951, 1959; Vening-Majnes, 1952-1957). Prema ovoj hipotezi mobilnost zemljine kore prouzorkovana je konvekcijskim strujanjima u gornjem omotaču. Pri tome, zagrejani materijali dolaskom u podinu kore se bočno rasprostiru, hlade i spuštaju, odnosno vraćaju nazad u dublje nivoe omotača. Između uzlaznih i silaznih grana konvekcijskih tokova strujanja su horizontalna, koja u interakcijskim odnosima (trenjem) sa korom, prouzrokuje naprezanja ispoljena kompresijom i dilatacijom. Poreklo potkornih konvekcijskih tečenja objašnjavano je različitim uzrocima: hlađenjem Zemlje, izmenom njenog obima, kristalizacijom i diferencijacijom materije omotača i na kraju (posle radova Dž. Džolija) radioaktivnim raspadanjem. Model potkornih konvekcijskih strujanja ugrađena je kasnije u mobilističku koncepciju tektonike ploča.

Savremeno tumačenje tektogenetskih procesa zasnovano je na tektonici litosfernih ploča i ono će biti posebno prikazano.

39

4. TEKTONSKI PROCESI I STRUKTURE DIVERGENTNIH GRANICA PLOČA 4.1. Opšti pojmovi

Glavni geodinamički proces u domenu divergentnih granica ploča jeste riftogeneza. Reč je o procesu kojim se generiše nova kora pa se često ovakvi obodi označavaju kao akrecioni ili konstruktivni. Riftogeneza može biti kontinentalna i okeanska. Okeanska riftogeneza predstavlja nastavak kontinentalne, međutim neke riftogene strukture mogu biti formirane direktno i u domenu okeanske kore. Najkrupniji strukturni elementi formirani kontinentalnom riftogenezom su kontinentalni riftovi, a okeanske srednjookeanski grebeni i okeani (uključujući sve stadijume razvoja i marginalna mora sa okeanskom korom).

Model riftogenih procesa najbolje reprezentuju savremene riftne zone. Većina njih povezana je među sobom obrazujući globalni sistem koji se pruža preko kontinenata i okeana. Zahvatajući skoro čitavu Zemlju sistemi savremenih riftnih zona pokazuju geometrijsku pravilnost i na specifičan način su postavljeni u odnosu na njenu osu rotacije. Riftne zone obrazuju skoro pun krug oko Južnog pola na geografskoj širini od 40-60° i još tri meridijalno postavljena sistema (istočno-tihookeanski, atlantnski i indookeanski). Neki uslovno izdvajaju i četvrti sistem – zapadnotihookeanski pojas koji je formiran kao rezultat riftnih procesa iznad subdukcionih zona. Van globalnog riftnog sistema nalazi se manji broj riftova kao što su rajnski, bajkalski i šenvejski (Šansi u Kini).

4.2. Kontinentalna riftogeneza – kontinentalni riftovi

Kontinentalnom riftogenezom otpočinje proces razmicanja litosfernih ploča. Tom prilikom formiraju se riftni pojasevi i manje taksonomske kategorije kao što su riftne zone i riftne grane. Reč je o embrionima budućih okeana i marginalnih mora, odnosno pasivne kontinentalne margine.

Glavni savremeni pojas kontinentalne riftogeneze proteže se meridionalno više od 3000 kilometara, kroz Istočnu Afriku (istočnoafrički riftni pojas), formirajući pri tome brojne manje zone i grane koje sve zajedno formiraju složenu strukturnu sliku.

4.2.1. Morfologija kontinentalnih riftova

Kontinentalni riftovi ograničeni su gravitacionim rasedima dugačkim više stotina pa i hiljade kilometara. Često su asimetrične građe. U unutrašnjim delovima izgrađeni su od manjih rovova i horstova. Centralni položaj zauzima riftna dolina širine 40-50 kilometara, ograničena gravitacionim rasedim. Takva dolina često je formirana u domenu svodovskog izdignuća visine ponekad i do 5000 metara (najčešće 3000-3500 m).

4.2.2. Geološki sastav kontinentalnih riftova

Od sedimentnih tvorevina u riftovima preovlađuju terigene grubozrne

40

naslage (jezerske i aluvijalno-proluvijalne). U aridnim oblastima mogućno je formiranje i naslaga slanih jezera (evaporita). U oblastima ispoljavanja vulkanizma moguće je i obrazovanje specifičnih hemogenih tvorevina karbonatnih, silicijskih, sulfatnih i dr. Debljina ovih naslaga najčešće je 3-4 km, a dostiže i do 7 kilometara.

Kontinentalnu riftogenezu prati i specifičan magmatizam. Produkti magmatizma često su asimetrično raspoređeni u domenu rifta, obično su više zastupljene na višoj strani riftne doline. Preovlađuju bazalti, alkalni i alkalno-olivinski i pri tome izrađuju prostrane platoe. U osnim delovima rifta česti su i toleitski bazalti slični okeanskim. Na periferiji riftnih zona izlivaju se alkalne lave, mestimično u asocijaciji sa alkalno-ultrabazičnim plutonskim telom. Uporedo sa bazaltima po pravilu široko su rasprostranjeni i magmatiti kiselog sastava. Alkalni derivati vode poreko iz omotača, a kiseli iz kore (bimodalni magmatizam).

4.2.3. Geofizičke karakteristike riftova

Prema geofizičkim podacima debljina zemljine kore u domenu riftova je relativno smanjena. Ona na području Bajkalskog rifta iznosi 30-35 km, Rajnskog 22-25 km, Kenijskog do 20, a u severnom delu u dolini Afar samo 13 km.

Brzina prostiranja uzdužnih seizmičkih talasa u omotaču ispod riftova je u intervalu od 7,2-7,8 km/s, što govori o sniženim elastičnim svojstvima ovog dela unutrašnjosti Zemlje.

Seizmičnost riftova je relativno slaba ali postojana. Uglavnom je reč o zemljotresima sa hipocentrima na dubini od 15 do 35-40 km. Fokalni mehanizmi zemljotresa ukazuju na gravitaciona ređe i transkurentna rasedanja.

Bliskost zagrejane astenosfere, vulkanizam i visoka propustljivost zemljine kore izazvana brojnim razlomima razlog je visokog termalnog fluksa u riftnim zonama.

Za kontinentalne riftove karakteristične su negativne vrednosti anomalija sile teže. One su prouzrokovane pozicijom i stanjem stena i omotača. Pored toga prisutne su i još oštrije negativne anomalije u zonama riftnih depresija koje su ispunjene terigenim tvorevinama i pozitivne anomalije prouzrokovane utiskivanjem bazičnih i ultrabazičnih magmatskih tela.

4.2.4. Mehanizmi formiranja riftova

Fizički model obrazovanja riftova vezan je za koncentraciju ekstenzionih procesa u relativno uskim zonama gde dolazi do odgovarajućeg istanjenja zemljine kore. Duž oslabljenih zona dolazi do razlamanja i razmicanja kontinentalne kore progresivno sve dok ta oblast ne počne da se popunjava kristalnim produktima okeanskog afiniteta.

U klasičnom modelu riftogeneze ekstenzija je praćena gravitacionim pokretima blokova simetričnih deformacija. Prema nekim proračunima sumarni efekat aktivnosti duž gravitacionih raseda daje efekat ekstenzije od 10-50% u Sueckom zalivu, 50-100% u Kalifornijskom zalivu pa sve do 200% u olasti Basena i Gorja (SAD). Varijacije ovog modela su: (1) da se ispod zone mehaničkih

41

deformacija prostire područje plastičnih deformacija, odnosno da relativno strmi rasedi sa dubinom postaju sve blaži do horizontalni (posledica većeg pritiska i temperature) i (2) da u srednjem delu kore postoji područje iseparisano brojnim manjim dijagonalnim i subhorizontalnim rasedima po kojima se odvijaju smicanja litona sočivstog izgleda.

Kod svih ovih varijanti istezanje i istranjenje zemljine kore se obavlja simetrično u odnosu na osu rifta. Po nekim autorima kvalitativna posledica ovakovog istanjenja kore jeste izostatičko spuštanje kore i izdizanje astnosfere koje pri tome ima pasivnu ulogu.

Uzimajući u obzir podatke o dubinskoj građi kontinentalnih riftova i njihovu asimetričnost, Vernike (1981) je predložio jedan nov model ekstenzione aktivnosti. Vodeću ulogu u tom modelu ima krupan gravitacioni razlom blagog pada (10-20°). Napredovanjem ekstenzije, u zoni povlatnog krila formira se veći broj manjih kaskadno postavljenih listričnih raseda, a na području podinskog krila dominira površ magistralnog raseda. U domenu ovog drugog razloma prisutan je i dinamotermalni metamorfizam, a daljim smicanjem gornjeg krila na niže po njemu može doći i do otkrivanja metamorfnog kristalastog jezgra na površini terena. Ovaj vid ekstenzije označen je kao asimetričan. On u dobroj meri objašnjava čitav niz osobenosti u građi i razvoju asimetričnih riftova. Istanjenjem kore smicanjem po blagom gravitacionom rasedu astenosferski dijapir se ne nalazi u osnom delu rifta kao u slučaju simetrične ekstenzije, već je smešten ispod povlatnog krila ovakvog razlomnog sistema. To potvrđuje i vulkanizam koji je lokalizovan upravo u istom području.

Brojni geofizički podaci pokazuju i raznovrsnost dubinske građe oblasti kontinentalnih riftova tako da se ni jedan od pomenutih modela ne može smatrati univerzalnim. Mehanizam formiranja riftova se menja i zavisi od takvih uslova kao što su: debljina i građa zemljine kore, temperaturni režim i brzina ekstenzije.

4.2.5. Mehanizam hidrauličkog uklinjavanja

Suština prethodnih modela je da je istezanje kore kompenzira njenim mehaničkim deformacijama, smanjenjem debljine kore i formiranjem riftnog rova. Mehanizmu se pri tome daje pasivna uloga. Međutim, u slučaju da u dubini postoje ognjišta bazaltne magme sa visokim reološkim stojstvima, onda nastupaju sasvim drugačiji mehanizmi.

Postoje nesumnjivo dokazi da brzo izdizanje magme ka površini izaziva u zonama istezanja kore tzv., „efekat uklinjavanja“. To se može zaključiti na osnovu linearnih dajkova i sistema dajkova (koji se mogu shvatiti kao ohlađeni magmatski klinovi). Naime, utvrđeno je da su dajkovi penetrirani u domenu vertikalnih pukotina i to kao posledica razmicanja zidova ruptura bez bitnih deformacija stena oko dajkova. Gravitaciona i transkurentna kretanja tokom penetracije dajkova nisu zapažena. Dajkovi obrazuju subparalelne sisteme čija je debljina nepromenljiva. Dokazano je da je pri formiranju ovih dajkova aktivnu ulogu imala magma. Njena inkoproracija duž pukotina upravna je na osu minimalnog kompresionog stresa i pri tome magmatski rastop ima efekat klina sukcesivno napredujući i povećavajući dužinu rupture. Kvantitativno obrazloženje mehanizma utiskivanja dajkova postalo je moguće kasnije kada je razrađena teorija „hidroraseda“. Naime, izvedena je

42

anologija sa veštačkim hidrorasedom (kod eksploatacije nafte) i utiskivanjem u zemljinu koru magmatskih rastopa (dajkova) u zoni rifta.

Hidrauličko rasedanje (hidrorasedanje) je proces obrazovanja ruptura (pukotina) u stenskim masama pod pritiskom fluida u ovom slučaju magmatskog rastopa. Istezanje zemljine kore je praćeno formirnajem tenzionih pukotina samo do dubine od oko 2-3 km, unutar zemljine kore. Dublje, sa povećanjem pritiska i temperature, ovakve deformacije se sve slabije ispoljavaju i zemenjene su smicanjima po većem broj rupturnih površi, da bi još dublje prešle u plastične manifestacije. Kako sistemi bazaltnih dajkova počinju na većim dubinama, njihovo formiranje putem pasivnog zapunjavanja pukotina je isključeno. Jedini mogućni mehanizam njihovog formiranja u tom slučaju jeste aktivno utiskivanje efektom „hidrauličkog rasedanja“ stena što je imalo za posledicu razmicanje zidova pukotina.

Za razvoj „hidroraseda“ dovoljno je da pritisak fluida (magmatskog rastopa) bude neznatno veći od minimalnog kompresionog stresa. Tom prilikom se obrazuje hidraulički klin i tada front fluida dolazi do blizu završetka vertikalne rupture (odozdo na više), ali ga nikada ne dostigne. Gubitak toplote magmatskog rastopa u hidrauličkim klinovima kompenzira se na račun trenja na kontaktima stena i bazaltnih rastopa (generiše se nova toplota), tako da nema bitnih promena viskoziteta magme.

Penetracija vertikalnih dajkova je moguća kada je osa minimalnog kompresionog stresa horizontalna. Paralelni dajkovi koji pripadaju jednom roju utisnuti su postupno: svaki sledeći hidraulički klin formira oreol kompresionih naprezanja što predstavlja ograničenje za nove injekcije magmatskog rastopa, a koja se dalje postepeno smanjuje tektonskim istezanjima. Na taj način, ako u dubini litosfere postoji rezervoar žitke magme nastaju uslovi za stalni priraštaj litosfernih slojeva dejstvom brojnih paralelnih hidroraseda i pri tome pritisak magmatskog rastopa dovodi do permanentnog razmicanja stena u koje je klin inkorporiran.

Magmatska ognjišta ispod litosfernog paketa sa dajkovima imaju potpunu slobodu horizontalne mobilnosti. Mogućno je ispoljavanje naizmenično i zajedničko kako hidrauličkog uklinjavanja tako i mehaničkog istezanja u jednoj riftnoj zoni.

Za kontinentalne riftove mehanizam hidrauličkog uklinjavnja zanačajan je u završnim fazama njihovog razvoja, kada se istanjena kora približava kritičnoj veličini, a smanjenje pritiska na astenosferski dijapir omogućava lakše izdizanje bazaltnih rastopa.

4.2.6. Geneza kontinentalnih riftova

Nastanak riftova vezan je za izdizanje jako zagrejanog astenosferskog dijapira. Taj proces se odvija kroz nekoliko faza:

1)U prvoj fazi izdizanjem astenosferskog dijapira formira se na površini terena svod eliptičnog oblika. On je obično razbijen sa tri sistema raseda koji su postavljeni pod uglom od 120° (trostruki spoj: rift-rift-rift).

43

2)Daljim istezanjem formira se graben. Njegova širina je 30-100 km, visina obodnih strana 1,5 km, a dužina više stotina pa i hiljada kilometara (200-2000 i više).

3)Daljom ekstenzijom kontinentalni rift se transformiše u okean. Osa rifta postaje granica ploča i u tom području počinje da se generiše okeanska kora. More koje je do tada imalo epizodnu ulogu potpuno ispunjava rift.

Astenosferski dijapir koji se pojavljuje ispod rifta može biti svojakog porekla:

-formiran na grani uzlaznih konvenkcijskih strujanja – primarni riftovi (Arabijsko-etiopiski),

-formiran kao proizvod hidrostatičkog izdizanja i zapunjavanja prostora koji je bio izložen tenzionim uslovima i istezanju litosfere – sekundarni riftovi (bajkalski, rajnski).

Dalji razvoj riftova usmeren je na:

-formiranje okeana i obodnih mora,

-izumiranje, kada usled prestanka riftogeneze i hlađenja astenosferskog dijapira dolazi do spuštanja i transformacije rifta u avlakogen.

Ostaci riftnih struktura sačuvani su vrlo često na pasivnim obodima kontinenata.

4.3. Transformacija kontinentalnog rifta u okean – geneza pasivne kontinentalne margine

Kontinentalni rift se transformše u okean tokom nekoliko faza. Tokom ovih procesa dolazi ne samo do formiranja krupnih struktura – tipa okeana već i oblikovanja graničnog područja između okeana i kontinenta poznatog kao pasivna kontinentalna margina.

Za stadijum kontinentalnog rifta karakteristično je da je to početak raskola kontinenta. Osnovna obeležja ovog stadijuma kako je već i rečeno su:

-prisustvo kontinentalnih jezerskih i fluvijalnih tvorevina,

-lagunski sedimenti (evaporiti),

-plitkovodni morski sedimenti,

-pretežno izolovani baseni,

-pokrovi lava i

-vulkanogeno-sedimentne stene u smeni

Za stadijum Crvenog mora karakterističan je:

44

-dalji raskol kontinentalne litosfere,

-pojava uskog polja okeanske kore,

-u oblast depresije transgresira more,

-počinje formiranje šelfa i kontinentalne padine,

-dolazi do lokalnog klizanja u basen i pojave mutnih tokova,

-kada je basen relativno uzan i zbog toga je onemogućena cirkulacija voda u dubinama većim od 1 km, onda je reč o sredini povoljnoj za konzervaciju organske materije i formiranje sapropela i crnih glina,

-ukoliko se dotok vode ne kompenzira isparavanjem, raste sadržaj soli što znači i povoljne uslove za taloženje evaporita,

-vulkanizam je praćen intenzivnom hidrotermalnom aktivnošću,

-za stadijum Crvenog mora karakteristično je jako spuštanje blokova kontinentalne kore, a na izdignutim grebenima formiranje koralskih sprudova,

-u ovoj etapi razvoja posebno kontinentalne margine kako je već rečeno formiraju se sedimenti bogati organskom materijom, koji kao posledica daljeg spuštanja mogu biti izloženi povećanoj temperaturi i pritisku i preobratiti se u naftu i gas i

-evaporiti pod dejstvom sopstvene težine postaju mobilni i formiraju oblike povoljne za obrazovanje ležišta nafte i gasa.

Za stadijum mikrookeana („unutrašnjeg mora“) karakteristično je:

-iščezavanje grebena na obodnim delovima rifta,

-dalje spuštanje,

-udaljavanje zone kontinentalnog oboda od zone akrecija okenske kore,

-hlađenje kore i dalje spuštanje,

-transgresija mora preko krila nekadašnjeg rifta koja su bila izdignuta. Obodni grebeni više ne predstavlju prepreku za prinos terigenog materijala mutnim tokovima u basen. Dubokovodna depresija se ispunjava turbiditima koji se smenjuju sa hemipelaškim sedimentima. More ipak nije još dovljno otvoreno da bi se odvijala normalna cirkulacija voda, tako da se sedimentacija dalje odvija u uslovima zatvorene sredine. Ipak, organske materije je manje u sedimentima. Međutim, terigeni materijal i dalje sadrži izobilje organskih produkata (crni turbiditi),

-U priobalskim i obodnim delovima riftne zone formiraju se evaporiti. Iza zone evaporita nastaje pomeranje kontinentalne padine prema otvorenom moru (progradacija). Na račun spuštanja oboda kontinenta (stadijum kontinentalnog

45

rifta, stadijum Crvenog mora), sedimenti neritske zone formiraju prizme (klin) čija se debljina povećava prema otvorenom moru,

-Dalje spuštanje obeleženo je sve većom količinom turbidita, zatim obrušavanjem spoljašnje zone šelfa i pomeranjem kontinentalne padine,

-Kontinentalna padina je oblast prinosa sediemata mutnim tokovima prema kontinentalnom podnožju i abisalnoj ravnici. Pri tome se formira progradacioni front, kada se kontinentalna padina pomera prema otvorenom moru. Istovremeno to je i oblast lagane pelaške sedimentacije (pri slabom prinosu terigenog materijala) i obrazovanja tzv., kondenzovanih sedimentnih serija. To je i područje erozije, ako se nagib morskog dna toliko poveća da se sedimenti ne mogu zadržati i

-U stadijumu mikrookeana opterećenje izazvano stubom morske vode i težine istaloženih sedimenata može da dovede do produbljavanja depresija (hidroizostazija). Ovo dodatno opterećenje deformiše prethodno formirane evaporitske naslage i dovodi do obrazovanja dijapirskih struktura u njima.

Atlantski stadijum obeležen je daljim širenjem okeana. Formiraju se strane okeana koje se prostorno nalaze u različitim klimatskim uslovima. Pri tome dolazi do uvođenja hladnih arktičnih voda u okean, što izaziva dobru cirkulaciju voda, a što se neposredno odražava i na sedimentaciju. Cirkulacijom se na veće dubine dovodi hladnija i gušća voda bogata kiseonikom, što se odražava na živi svet. Dodatno tečenje zahvata terigeni materijal i prenosi ga na veća rastojanja. Kao rezultat tečenja u dubine, neki delovi morskog dna bivaju erodovani, a neki, obrnuto oni gde se brzina trečenja smanjivala, izloženi akumulaciji. Najveća debljina sedimenata je u kontinentalnim podnožjima i posledica je ne samo turbiditne aktivnosti već i dodatnog tečenja strujanjima voda.

S druge strane spuštanja kontinentalnog oboda postepeno slabe. Na šelfu nema većih spuštanja, smenjuju se transgresije i regresije izazvane eustatičkim kolebanjima nivoa okeana, što dovodi do smanjivanja subaeralne erozije i morske sedimentacije. Do eustatičkih kolebanja dolazi usled klimatskih promena (glacijal-interglacijal) ili promena tempa širenja okeanskog dna (intenziviranje) formiranja okeanske kore u zonama srednjookeanskih grebena dovodi do njihovog izdizanja i zasvođavanja, što se na okolnim obodima manifestuje transgresijama. Intenzivnost progradacije kontinentalne padine ne zavisi od prinosa terigenog materijala. Proširivanje kontinentalnog podnožja je povezao sa njegovim položajem u oblasti okeana. Na primer, u Atlanskom okeanu kontinentalno podnožje je bolje razvijeno nego u evropskom delu. To je posledica većih tečenja okeanskih struja duž Severne Amerike.

Proces dijapirizma se i dalje razvija i u atlantskom stadijumu. Razvoj ovakvih struktura vezan je kako je već rečeno, za opterećenje sedimenata u domenu kontinentalnog podnožja na ranije istaložene evaporite.

4.4. Građa i procesi u domenu pasivne kontinentalne margine

Pasivni kontinentalni obod je važan element litosfere. Izdvojio ga je još E. Sis (1885), ukazujući na razlike dva tipa obala: atlantskog sa prostranom

46

priobalskom ravnicom i tihookeanskog sa prisustvom brojnih ostrvskih lukova. I jedan i drugi predstavljaju oblasti prelaza kontinenta u okean.

Pasivni obodi, u današnje vreme, karakteristični su za mlade okeane: Atlantski, izuzev delova u domenu Antilskog i Sendvičkog vulkanskog luka, Indijskog, osim područja Sundskog ostrvskog luka, Severnog Ledenog i antarktičkog dela Tihog okeana. Ovi pasivni obodi obrazovani su u procesu raskola superkontinenta Pangee počev od pre 200 miliona godina, zaključno sa eocenom.

U građi tipičnih pasivnih oboda izdvajaju se tri krupna elemnta: šelf, kontinentalna padina i kontinentalno podnožje.

Šelf obično predstavlja podvodni produžetak priobalske ravnice kontinenta. On je blago nagnut prema moru, promenljive je širine koja dostižei više stotina kilometara. Spoljašnji kraj šelfa markiran je odsekom koji se nalazi na dubini od oko 100 m, a ide čak i do 350 m. Površ šelfa obično predstavlja akumulativnu, ređe abrazionu zaravan, međutim u tom domenu najčešće su zastupljena oba procesa: abrazija i akumulacija.

Kontinentalna padina po pravilu je relativno uska, ne šira od 200 km. Nagnuta je prema okeanu (moru) prosečno oko 4°, ali i znatno više 35-90°. U delu kontinentalne padine povećava se dubina okeana od 100-200 pa sve do 1 500-3 500 metara. Granica sa šelfom i kontinentalnim podnožjem obeležena je oštrim pregibom.

Kontinentalno podnožje se nalazi ispod kontinentlane padine i može biti znatne širine više stotina pa i hiljada kilometara. Blago je nagnuto prema abisalnoj ravnici (strmije nego šelf, ali mnog blaže nego kontinentalna padina), a na samom prilazu ka njoj je gotovo horizontalna. Kontinentalno podnožje nalazi se na dubini od oko 5 000 m. Izgrađeno je od sedimenata ponekd debelih i više od 15 km (severno-američki obod Atlantika). Kontinentalno podnožje je područje depozicije terigenog materijala dospelog sa kopna.Često, ono predstavlja i oblast akumulacije materijala podvodnih lepeza dospelog podvodnim kanjonima i dolinama urezanim u kontinentalnu padinu – delimično i kontinentalno podnožje. Posebno veliki konusi nalaze se u Indijskom okeanu – u Bengalskom zalivu na produžetku delete Ganga i Bramaputre. Slične pojave zapažene su u Atlanskom okeanu u produžetku delta reka: Orinoka, Amazona, Nigera i Konga i Sredozemnog mora u nastavku delte Nila.

Još jedan element građe ali ne tako čest u domenu pasivne kontinentalne margine su obodni platoi. To su periferni delovi šelfa spušteni do dubina od 2-3 km, i kaskadno odvojeni od njega odsekom tipa kontinentalne padine ili rovom riftnog porekla (Kvinslendski obodni plato). Primeri obodnih platoa su još i: Eksmut i Volbi na zapadnom obodu Australije, Vering na obalama Norveške, Iberijski zapadno od Portugala, Sanpaolski istočno od Brazila u Atlantiku. Širina ovih platoa je reda veličina prvih stotinu kilometara.

Podaci dubokih bušotina u podmorju i seizmičih profila su pokazala da područja šelfova i obodnih platoa obično imaju kontinentalnu koru, ali istanjenu (25-30 km), koja je iseparisna rasedima i isprobijana dajkovima bazičnih stena. U gornjem delu obično se nalazi sukcesija horstova, rovova i polurovova

47

naizmenično poređanih. Baza rovova i slojevi nataloženi u njima nagnuti su prema kontinentu, a u istom smeru dolazi i do povećavanja debljina naslaga. Gravitacioni rasedi koji razdvajaju horstove i rovove su često listričnog tipa čiji pad se smanjuje sa dubinom i prema okeanu, tako da se u srednjem delu kore ili na Mohorovičićevoj granici mogu „sliti“ u jednu rasednu površ. U rovovima su deponovane kontinentalne terigene tvorevine u uslovima vlažnog klimata i ugljonosne su, a u aridnim oblastima i crvene serija često u smeni sa pokrovima toleitskih bazalta.

Ovakav sklop formiran je u riftnom stadijumu budućeg kontinentalnog oboda kada još nije obavljeno potpuno razdvajanje kontinenata već je samo naglašen njihov raskol.

Deponati riftnog stadijuma prekriveni su postriftnim sedimentima, u aridnom klimatu to su u početku često evaporiti koje kasnije zamenjuju pravi morski sedimenti. Kod svih ovih naslaga zapaža se povećanje debljine prema šelfnom odseku. Njihova debljina srazmerna je intenzitetu tektonskog spuštanja. Međutim, ako je prinos materijala znatno veći od kapaciteta sedimentacionog prostora šelfa, tada se on akumulira iza šelfa i na taj način šelfni odsek biva pomeran ka okeanu (progradacija šelfa). U takvim uslovima koji traju duže vremena tipično je superponovanje većeg broja progradacija u vidu sedimentnih klinova ili prizmi, tako da se šelf ponekad predstavlja isključivo kompleks takvih naslaga.

U aridnim oblastima u uslovima ograničenog pristupa terigenog materijala sa kopna u okean, šelfni odseci su mesta formiranja barijernih sprudova. Upravo ovde su najbolji uslovi za njihov nastanak (prozračna voda, dobra aeracija, relativno mala dubina, postojano i dugotrajno lagano spuštanje). Na taj način danas se razvija Veliki barijerni sprud SI – Australije. U geološkoj prošlosti, u donjoj kredi čitav pasivni kontinentalni obod Severne Amerike bio je okružen barijernim sprudovima – od Meksika do Njufaundlenda.

U bazi barijernih sprudova i opšte oboda šelfa seizmičkim profiliranjem često se otkrivaju fosilni obodni platoi koji mogu predstavljati delove fundamenta horstovske građe ili magmatska tela (ova poslednja su markirana još i geomagnetskim anomalijama)

U slučaju suficita terigenog materijala tada on može podvodnim kanjonima, koji presecaju barijerne sprudove i kontinentalnu padinu, dospeti u oblast kontinentalnog podnožja gde se obrazuje debeo paket naslaga.

Postriftni sedimentni kompleks, posebno u svom donjem delu često je deformisan gravitacionim rasedima (obod Meksičkog zaliva, obala Brazila, podvodna delta Nigera). Ovi rasedi se razvijaju paralelno sa sedimentacijom (konsedimentacioni rasedi), tako da je debljina sedimenata veća na njihovim nižim – povlatnim, nego na višim podinskim krilima. U mnogim slučajevima, posebno na atlantskom obodu Brazila, u njegovom gornjem delu gde vlada tenzija obrazuju se gravitacioni razlomi, a u donjem koji je pod uticajem kompresije, formirani su linearni nabori sa karakterističnom lučnom pozicijom osa.

Prisustvo kompleksa evaporita u bazi postriftnih naslaga osnov je za pojavu i razvoj sonog dijapirizma veoma dobro izraženenog duž brazilske, gabonske i

48

angolske atlanske pasivne kontinentalne margine. Na granici šelfa i kontinentalne padine može da dođe do obrazovanja sonih izdignuća linearne građe (Meksički zaliv). Pojave dijapirizma na pasivnim kontinentalnim obodima nisu karakteristične samo za soli već i za plastične gline (delta Nigera i Misisipija), pa čak utvrđeno je isitiskivanje serpentinisanih delova gornjeg omotača (podvodni atlanski obod Portugala).

Kontinentalne padine i unutrašnji delovi kontinentalnog podnožja poseduju prelaznu ili subokeansku koru, tj., jako istanjenu primarnu kontinentalnu koru koja je često isprobijana dajkovima bazičnih stena. Granica ovakve i prave okeanske kore može se provući središnjim delom kontintalnog podnožja, ali je uglavnom teško markirati ispod debelih naslaga sedimenata. U svakom slučaju, granica kontinent-okean ne sme se automatski vezivati za oblast kontinentalne padine, kako se ranije smatralo, jer je položaj kontinentalne padine ponekad određen ne tektonskim već egzogenim faktorima. Tako na primer, ako je šelf izgrađen od sukcesije progradacionih sedimentnih klinova onda je kontinentalna padina pomerena prema unutrašnjosti okeana i nalazi se u oblasti razvoja okeanske kore (delta Nigera u kenozoiku). Ili, suprotno, pod uticajem erozione aktivnosti koja je posledica tečenja izazvanog morskim strujama može doći do destrukcije kontinentalne padine i samim tim njenog pomeranja ka kontinentu (na primer: uticaj Golfske struje na južni deo severnoameričkog oboda Atlantika u eocenu).

Nastanak kontinentalne pasivne margine, kako je to već detaljno prikazano, odvijao se tokom nekoliko faza. Generalno posmatano, razvoj pasivne kontinentalne margine može se pratiti tokom tri stadijuma: (1) preriftnog, (2) riftnog i (3) postriftnog.

U predriftnom stadijumu budući pasivni kontinentalni obodi mogu biti zahvaćeni izdizanjima, ali to nije obavezna pojava i u svakom slučaju ne dolazi do uništavanja erozijom ranije formiranog platformnog sedimentnog pokrova. Tvorevine ovog pokrova označene su kao predriftne.

U riftnom stadijumu kontinentalna kora je podvrgnuta razaranju obično listričnog tipa, što je praćeno obrazovanjem rovova, polurovova i horstova. Rovovi su ispunjeni terigenim kontinentalnim tvorevinama, a osim njih, prisutni su i proboji dajkova bazičnih stena i izlivi bazalta tipa kontinentalnih toleita. Kontinentalna kora je istanjena, što je posledica ekstenzionih procesa. U poodmaklom slučju riftogeneze kontinentalnu koru zamenjuje prelazni tip – subokeanska kora.

Prelaz od riftnog ka postriftnom stadijumu – to je prelaz od riftovanja, gde još nije došlo do narušavanja kontinuiteta kontinentalne kore ka potpunom raskolu kontinentalne kore i spredingu obeleženom formiranjem okeanske kore. Ovaj prelaz je markiran diskordantnim položajem postriftnog kompleksa preko riftnog, odnosno prekrivanja kako horstovskih pikova fundamenta tako i sedimenata koji su ispunjavali rovove (engl. Breakup unconformity). Na osnovu ovakvih odnosa mogućno je datirati početak spredinga u okeanskom basen, kada to nije moguće obaviti nekim drugim metodama. Inače, početak spredina (širenja okeanskog dna) moguće je utvrditi i na osnovu linearnih magnetskih anomalija okeanske kore, zatim na osnovu smene kontinentalnih toleita sa okeanskim, starosti dajkova i dr.

49

Postrifni stadijum karakteriše se kako opštim tako i kaskadnim spuštanjima već formirane pasivne kontinentalne margine prema novoobrazovanoj okeanskoj depresiji što je u krajnjem slučaju imalo za posledicu progradaciju šelfa, a takođe i dalji razvoj kontinentalne padine i podnožja i sve veći pristup sedimenata u te prostore. Ovo spuštanje kontinentaalnog oboda objašnjava se hlađenjem litosfere sa udaljavanjem od ose širenja okeana. Na ovaj proces superponovana su i spuštanja prouzokovana težinom istaloženih sedimenata i debljinom vodenog stuba (sedimentoizostazija i hidroizostazija).

U početnoj fazi otkrivanja basena sa okeanskom korom, u aridnim uslovima, kada se formira morfološki tip sličan današnjem Crvenom moru (stadijum Crvenog mora) i pri tome je ovakav basen delimično izolovan od otvorenog okeana, on se transformiše u soni. Tada se u bazi postriftnog pokrova akumuliraju debele naslage evaporita (Angolsko-brazilski segment južnog Antlantika u aptu). U drugim slučajevima u ovoj početnoj fazi može da dođe do intenziviranja subaeralnog bazaltnog vulkanizma (početkom kenozoika na JZ - Grenlandu i na obodnom platou Vering u primorju Norveške).

Važno je istaći da osa širenja okeana ne mora da je kongruentna sa osom prethodnog rifta, već može biti pomerena na jednu ili na drugu stranu (na primer: osa spredinga u Centrlanom Atlatiku pomerena je ka istoku u odnosu na osu nekadašnjeg kontinentalnog rifta).

U nekoj kasnijoj fazi otkrivanja mladog okeanskog basena kada je on već dovoljno širok, može da dođe do toga da on ne ostvaruje slobodnu komunikaciju sa otvorenim okeanom. U takvim uslovima na njegovom dnu i obodu u nedostatku kiseonika odlažu se crni glinci obogaćeni organskom materijom (u gornjoj kredi u Atlantskom i Indijskom okeanu).

Idući odozdo na više u stubu postrifnog kompleksa zapaža se pravilnost u izmeni sastava sedimenata sa sve višom zastupljenošću onih formiranih u oblasti otvorenog mora. Ova pravilnost može biti komplikovana uticajima eustatičkih kolebanja nivoa okeana, izazivajući na taj način smene plitkovodnih i dubokovodnih tvorevina i često prekide u sedimentaciji.

Proces riftogeneze ponekad može biti obnovljen i u postriftnom stadijumu (atlantski obod Brazila krajem gornje krede, dakle nakon postriftnog stadijuma koji je počeo u albu).

Pasivni obodi kontinenata poprečnim razlomima raščlanjeni su na segmente. Ovi razlomi predstavljaju produžetake transformnih raseda srednjookeanskih grebena. Segmenti pasivne kontinentalne margine se međusobno razlikuju po građi i razvoju što može da dovede do toga da se u domenu šelfa i kontinentalnog podnožja obrazuju novi sedimentni baseni (obod Severne Amerike).

Savremeni pasivni kontinentalni obodi razvijali su se proteklih 200 miliona godina. Međutim, prvi pasivni kontinentalni obodi pojavili su se znatno ranije, još u donjem proterozoiku, pre više od 2 milijarde godina. Takva tipično šelfna tvorevina pasivnog kontinentalnog oboda je supergrupa Huron u oblasti Kanadskog štita, otkrivena u severozapadnom primorju Velikih jezera. Ona predstavlja stratotip donjeg proterozoika. Na periferiji Tihog okeana strukture tipa pasivne

50

kontinentalne margine nalaze se u srednjem i donjem rifeju Severne Amerike i Australije. U kambrijumu pasivni kontinentalni obodi su već bili razvijeni na svim kontinentima.

U svom daljem razvoju stari pasivni kontinentalni obodi podvrgnuti su naguravanju na, ili pre, podvlačenju pod susedne kontinente i mikrokontinente (sa ili bez ostrvskih lukova). Kao rezultat takve aktivnosti, sedimentni kompleksi koji izgrađuju pasivne obode bivaju izloženi kompresiji i odgovarajućim deformacijama, što je dovelo do formiranja struktura tipa nabora, kraljušti, navlaka i raseda (pretežno reversnih). Pri tome, mnogi od navlačenih stukturnih sistema razvijeni su duž površi nekadašnjih listričnih gravitacionih raseda koji su učestvovali u oblikovanju rovova i okeanskih basena, da bi kasnije ti isti sistemi tokom obrazovanja novih okeanskih prostora na frontu ubranih oblasti opet bili aktivirani i transformisani u gravitacione rasede.

U ubranim pojasevima geološke prošlosti oblasti pasivnog kontinentalnog oboda su njihove spoljašnje zone i predgorne depresije ispunjene molasama. U tradicionalnoj geosinklinalno-orogenoj terminologiji pasivni kontinetalni obodi izloženi naborno-navlačnim deformacijama označeni su pojmom „miogeosinklinala“.

Poseban tip pasivne kontinentalne margine je onaj koji je transformnog divergentnog karaktera. U savremenim uslovima takvog porekla je atlantski obod Afrike na delu severnog primorja Gvinejskog zaliva. Tu je Afrički kontinent „zasečen“ ekvatorijalnom zonom razloma Atlantika i ima obeležja transformnog divergentnog oboda. Karakteriše ga uski šelf, uska i veoma strma kontinentalna padina, oštra tektonska granica između kontinenta i okeana praktično bez prelazne kore između njih i slabo razvijeno kontinentalno podnožje. Na granici kontinent-okean postoje kako gravitacioni tako i transkurentni rasedi tj., granica je transtenzionog karaktera. Sličan obod razvijen je u Atlantiku duž južnog dela Njufaundlanda, odseka Severne Amerike, duž južnog oboda Foklandskog platoa i duž jugoistočnog oboda Južne Amerike. Ova dva poslednja genetski su vezani za aktivnost transformnog foklandsko-arguljanskog razloma.

U Indijskom okeanu transformni karakter ima istočni obod Madagaskara i njegovo podvodno produženje JI-obod Arabijske ploče, a takođe i neki delovi SZ i J-oboda Australije. U Tihom okeanu ovakav tip pasivne margine razvijen je na severnom obodu Novozelandskog platoa.

4.5. Okeanska riftogeneza

4.5.1. Opšti pojmovi

Suštinu okeanske riftogeneze predstavlja razmicanje litosfernih ploča mehanizmima magmatskog uklinjavanja, pa se na taj način može smatrati i nastavkom kontinentalne riftogeneze. Međutim, mnoge savremene riftne zone začete su i na okeanskoj kori kao posledica transformacije kretanja ploča i odumiranja starijih riftnih zona.

Područja okeanske riftogeneze su prostori formiranja nove zemljine kore. Pretpostavku o formiranju zemljine kore u zonama srednjookeanskih grebena, a pod

51

uticajem konvekcijskih strujanja prvi je izneo 30-40-tih godina prošlog veka Holms. Ovu ideju je dalje razvio H. Hes (1960). Dic je uveo termin spreding (širenje) morskog dna. Bodvarson i Voker (1964) prikazali su mehanizam formiranja nove okeanske kore modelom inkorporiranja dajkova. Danas se ovaj proces može direktno osmatrati na Islandu koji se upravo nalazi na srednjookeanskom grebenu, dakle u oblasti generisanja nove kore, ali i u oblastima koje su pod morem. Indirektne podatke daju stare divergentne granice, danas materijalizovane ofiolitskim tvorevinama.

4.5.2. Formiranje okeanske kore u zonama spredinga

Obrazovanje drugog sloja okeanske kore sa bazaltima na vrhu i kompleksom paralelnih doleritskih dajkova u donjem delu već je razmotreno kao rezultat postupanog hidrauličkog uklinjavanja magmatskog mateijala. Ognjišta bazaltnih rastopa koja prihranjuju magmatske klinove u savremenim divergentnim zonama mogu se registrovati instrumentalno i to samo u zonama srednjih i velikih brzina razmicanja litosfernih ploča. Ova ognjišta su izdužena, prosečne širine oko 1 km, i visine svega nekoliko stotina metara i nalaze se na dubini od 1-2 km, od površine. Iznad njih u drugi okeanski sloj mogu se intrudovati štokovi gabro-dijabaza i mikro-gabrova, a i oni sami mogu biti ispresecani kasnijim kompleksima dajkova. Sa pomeranjem novoobrazovane kore od ose spredinga ona se udaljava i od oblasti prihranjivanja, odnosno magmatskog ognjišta. Ona se više ne popunjava novim bazaltnim rastopima iz astenosfere. Na taj način se hladi, što ima za posledicu ostvarivanje uslova povoljnih za kristalizacionu diferncijaciju. Tako se ispod drugog formira treći okeanski sloj – raslojeni kompleks gabroida predstavljen gradacijama: od leukokratnih vrsta na vrhu do dunitskih kumulata u bazi. Manja količina rezidualnog rastopa obrazuje manje intruzije plagiogranita.

Kasnije, tokom premeštanja još dvoslojne okeanske kore iz domena osne zone na padini srednjookeanskog grebena postoji mogućnost akumulacije sedimenata, odnosno formira se prvi okeanski sloj. U principu, ovaj sloj se generiše tokom čitavog vremena postojanja okeana. Istovremeno, na niže, u bazi kore otpočinje hlađenje i konsolidacija astenosferskog restita, koji je zaostao posle izdvajanja bazaltnih rastopa. Kristališu peridotiti (uglavnom harcburgiti) i pri tome se okeanska litosfera zadebljava, tako da u domenu okeanske kore jurske starosti iznosi i više od 80 km. Priraštaj peridotita u profilu okeanske kore dovodi i do povećanja njene srednje gustine i samim tim do izostatičkog reagovanja spuštanjem.

Tokom konsolidacije peridotita u bazi litosfere, u njima dolazi do fiksiranja orijentacije olivina i drugih minerla koji markiraju pravce tečenja astenosferskog materijala. Sudeći po brzinama azimutalne anizotropije astenosfere pod savremenim srednjookeanskim grebenima takva tečenja usmerena su od grebena. To se može utvrditi i strukturološkim istraživanjima stare okeanske kore koju reprezentuju ofioliti.

4.5.3. Linearne magnetne anomalije i određivanje brzine širenja u oblasti srednjookeanskog grebena

Proučavanje linearnih magnetnih anomalija koje su obeležene smenom normalnih i reversnih polariteta počelo je još 60-tih godina ovog veka i utvrđene su

52

sledeće zakonitosti:

-Linearne magnetne anomalije paralelne su seizmički i magmatsko aktivnoj osi riftne zone okeana i razmeštene su simetrično u odnosu na nju,

-U svakoj aktivnoj riftnoj zoni svetskih okeana prepoznaje se jedan isti niz anomalija, u kojem se ponavljaju karakteristične crte svake anomalije,

-Rastojanje među istoimenim anomalijama u različitim riftnim zonama može biti različito. Ono nije postojano ni duž jedne te iste riftne zone,

-U određenim slučajevima simetrija sistema linearnih anomlija u odnosu na riftnu zonu je narušen, tako da su sa jedne strane riftne anomalije razređene, a sa druge zgusnute.

Najbolje objašnjenje ovih zakonitosti i uopšte linearnih magnetnih anomalija dali su Vajn i Metjuz (1963). Uzimajući u obzir ideje Hesa i Dica o spredingu, oni su izneli pretpostavku da prilikom kristalizacije bazaltne magme u zonama razmicanja litosfernih ploča termostatički magnetizam biva fiksiran u stenama sa geomagnetnim karakteristikama. Tokom formiranja okeanske kore u zoni spredinga slično magnetnoj traci zapisane su promene geomagnetnog polja, u tom smilu i inverzije njegovog polariteta. Kako do priraštaja kore dolazi sa obe strane ose spredinga obrazuju se dve strane. Rastojanje između istih anomalija je promenljivo i zavisi od brzine širenja okeanskog dna. Ono čak može biti različito i na istom profilu, ako se jedna strana okeanskog dna brže širi od druge.

Ukoliko se utvrdi starost magnetnih anomalija nekim od metoda apsolutnog datovanja stena u kojima se one nalaze, tada mogu da se iskoriste za sračunavanje brzine širenja okeanskog dna. Rezultati dobijeni na taj način pokazuju da se okeansko dno širi brzinom od 1.5-18 cm, godišnje, a za istočni deo tihookeanskog grebena 13-23 cm/god. Linearne magnetne anomalije su u stvari izohrone okeanske kore, što je u potpunosti potvrđeno podacima bušenja. Formirana je i skala magnetnih anomalija od 1-34, od kojih poslednja ima normalni polaritet i one markiraju širenje okeanskog dna sve do krede. Utvrđene su i dalje anomalije, sve do 171 miliona godina (do jure). Ovi podaci su veoma važni jer omogućavaju praćenje evolucije okeana i relativnog premeštanja ploča u kasnom mezozoiku i u kenozoiku.

4.5.4. Segmentacija zona širenja srednjookeanskih grebena – transformni rasedi

Za riftne zone okeana karakteristični su bojni poprečni razlomi koji su doveli do segmentacije ovih struktura. Oni pripadaju kategoriji transformnih raseda (T. Vilson, 1965). To je kinematski poseban tip raseda sa horizontalnim smicanjima krila koji transformiše horizontalne pokrete litosfere od jedne do druge aktivne granice (divergentne ili konvergentne).

Transformni rasedi riftnih zona odgovaraju tipu rift-rift (greben-greben), odnosno markiraju horizontlna naprezanja između dva dela riftnih zona. Na nekim delovima središnjeg okeanskog grebena Atlantika riftne zone su iseparisane

53

transformnim rasedima na svakih 50-100 km, i još manje.

Uzroci akumulacije naprezanja između segmenata srednjookeanskog grebena posledica su neravnomernosti širenja u zoni grebena. Duž grebena menja se brzina širenja okeanskog dna, simetični spreding može biti u susedstvu sa asimetričnim. Stoga se razvoj riftnih procesa u segmentima koji su ograničeni transformnim rasedima može u značajnom stepenu odvijati odvojeno (posebno). Susedni segmenti se mogu nalaziti u različitim fazama ovog procesa.

U svim slučajevima transformni rasedi sekundarni su u odnosu na riftogeno razmicanje i to opredeljuje smer horizontalnog smicanja. Tako da može doći i do lažnog utiska kretanja duž ovih raseda, suprotno od realnog.

Ako tokom širenja okeanskog dna dođe do manje reorganizacije divergentnog kretanja ploča, tj., kada ugao između pravca njihovog razmicanja i pružanja rifta odstupa od pravog, tada se pojavljuje komponenta kretanja upravna na transformni rased. U zavisnosti od geometrijskih odnosa tada se u zoni razloma ispoljava kompresija („transpresija“) ili tenzija („transtenzija“). U prvom slučaju narušava se slobodno smicanje i dolazi do kompresionih deformacija i izdizanja koja su izražena u podvodnom reljefu. U dugom slučaju dolazi do razmicanja, obrazovanja procepa strmog pada i do izvlačenja iz dubljih delova gornjeg omotača tektonskih klinova serpentinizovanih peridotita često jače zagrejanih. Lep primer predstavlja procep duž razloma Roman u ekvatorijalnom Atlantiku, gde je južna padina visine oko 4 500 m, skoro cela izgrađena od peridotita.

4.5.5. Uzdužni razvoj i preskakanje osa spredinga

Kod nastanka novih osa širenja okeanskog dna i tokom daljeg razvoja moguće je njihovo uzdužno napredovanje i produžavanje. Lep primer nalazi se u jednom delu istočno-tihookeanskog grebena za koji su karakteristične visoke brzine širenja okeanskog dna. Prvo su formirane ešelonirano razmeštne zone spredinga na malom bočnom rastojanju i bez transformnih granica. Zatim, je došlo do uzdužnog produžavanja ose širenja pa onda spajanja i na kraju sjedinjavanja u jedinstvenu zonu spredinga.

Ponekad uzdužno napredovanje ose spredinga čak i penetrira i transformni rased i ulazi u sledći segment rifta. Tad dolazi do zaustavljanja aktivnosti i na tom segmentu odgovarajući deo ose spredinga odmumire.

Brojni su primeri preskoka ose spredinga kada se ona oštro bočno pomeri i pri tome sačuva prvobitno pružanje. Ukoliko do pomeranja ose spredina dođe na većem rastojanju tada jedna od zona širenja okeanskog dna odumire. Na primer, otvaranje Severnog Atlantika (krajem krede): srednjookeanski greben Rokol postepeno je zamanjen novom zonom širenja okeana nekoliko stotina kilometara zapadnije (Rejkjanes).

4.5.6. Sastav magmatskih stena u zoni širenja okeanskog dna

Tektonomagmatski procesi u zoni spredinga obrazuju okeansku koru od materije koja vodi poreko iz omotača. Smatra se da se tokom jedne godine formira 3-3.5 km2, nove okeanske kore. Danas ova kora izgrađuje najveći deo svetskih

54

mora i okeana i formirana je tokom 170 miliona godina. Međutim, tokom ovog vremena pored ove kore jedan veliki i neprocenjen deo je konzumiran u subdukcionim zonama i vraćen u omotač. Zajedno sa njom i određena količina sedimentnog materijala kontinentalnog afiniteta dospeva u omotač, da bi ponovo akrecionim procesima u zoni spredinga ponovo ušla u sastav okeanske kore (engl. recycling).

Poznavanje magmatskih stena u domenu savremenih okeanskih grebena, proučavanje promena njihovog sastava u zavisnosti od morfologije i građe zone spredina, kinematike i stadijuma razvoja, neobično je važno ne samo za razumevanje riftogenih procesa već i za razumevanje paleotektonskih problema. To predstavlja i osnovu za proučavnje i interpretaciju fragmenata stare okeanske kore (predstavljene danas ofiolitima). U tom smislu informacije se dobijaju proučavanjem bazaltnih, gabroidnih i peridotiskih stena u zonama savremenih srednjookeanskih grebena.

Bazaltna magma, odnosno različiti oblici njene kristalizacije koji daju stene drugog i trećeg sloja okeanske kore ima iste osobine sastava u svim zonama spredinga, što omogućava izdvajanje posebnog geohemijskog tipa bazaltoida označenog kao stene MORB (engl. Mid oceanic ridge basalts) afiniteta. U okviru ovog tipa bazaltoidnim stenama izvojeni su: N-MORB i E-MORB ili P-MORB, podtipovi.

N-MORB se karakteriše niskim sadržajem mobilnih tzv., nekoherentnih elemenata kao što su kalijum, stoga se smatra kao proizvod rastapanja geohemijski istrošenog (osiromašenog – depleated) omotača, koji se nalazi na relativno manjim dubinama. Pri tome je stepen rastapanja polaznih stena bio visok, što se odrazilo obogaćivanjem rastopa elementima grupe gvožđa. Ovakve stene se obično nazivaju normalnim toleitima.

Suprotno njima su bazalti geohemijski obogaćenog tipa E-MORB (engl. enriched) ili P-MORB (engl. plume). Oni se često javljaju u domenu srednjookeanskih grebena (Island, na primer), zajedno sa prethodnim i vezani su za aktivnosti „vrućih tačaka“, sadrže natrijum iz neosiromašenih delova omotača. Naročito je u njima visoko prisutvo elemenata iz grupe retkih zemalja.

Postoji i treći geohemijski tip T-MORB (engl. transit), kod kojijh se stepen obogaćivanja povećava sa približavanjem vrućim tačkama.

Za ovakve rekonstukcije pripadnosti bazalta posebno su važni podaci o sadržaju takvih elemenata kao što su: tantal, hafnijum i torijum, koji su dosta otporni na sekundarne izmene stena.

U slučajevima diferencijacije primarne bazaltne magme u zonama spredinga obično se javlja tzv., „toleitski“ trend akumulacije gvožđa u ranim stadijumima ovog procesa. Ovakvi pokazatelji, uporedo sa sastavom, veoma se mnogo koriste za raspoznavanje i razgraničavanje bazaltoida različitih geohmijskih karakteristika.

Promena sastava bazalta u srednjookeankim grebenima otkrivaju vezu sa tektonskom segmentacijom. Tako na primer, krupni, više stotina kilometara široki segmenti zone spredinga odlikuju se takvim geohemijskim osobinama bazalta koje

55

se mogu objasniti nejednakim sastavom stena omotača. Promene sastava segmenata reda veličina desetak kilometara prouzrokovane su prvenstveno stepnom parcijalnog rastapanja. Kod još sitnije segmetacije reda veličina nekoliko kilometara do promene sastava bazalta dolazi usled različite dubine rastapanja stena. Na sve ovo nadovezuju se i promene sastava bazalta prouzrokovane brzinom spredinga.

4.5.7. Korelacija oblasti malih i velikih brzina širenja okeanskog dna

Brzine širenja okeanskog dna variraju od 1.5 do 15-18 cm/g, i na određeni način su povezane sa karakteristikama dubinske građe i režima, sa površinskim tektonskim strukturama i reljefom, a takođe i sa karakteristikama vulkanizma i petrografskim i geohemijskim osobenostima njegovih produkata. Uobičajno je da se pod malim brzinama podrazumevaju brzine spredinga manje od 3 cm/g, srednjim 3-7 cm/g i velikim > 7 cm/g.

Tektonotip malih brzina spredinga jeste okeanska kora Atlantskog okena. Pri malim brzinama širenja okeanskog dna obrazuje se relativno uski podvodni greben sa dobro akrtikulisanom riftnom dolinom u čijim osnim delovima je prisutan određeni vulkanizam.

Tektonotip velikih brzina širenja okeanskog dna je Tihi okean. Tokom brzog spredinga obrazuje se prostrani litosferni svod duž kojeg se umesto centrlne riftne doline pruža sistem malih grabena i horstova. Izdizanje litosfere povezuano je sa slobodnijim izdizanjem zagrejane astenosfere i izostatičkom reakcijom.

Izdizanja u domenu srednjookeanskih grebena izazivanju istiskivanje vode iz okeana na kontinentalni šelf. Brzina spredinga, u tom slučaju, kontroliše eustatička kolebanja nivoa svetskih mora i okeana („tektonoeustazija“).

Izdvajanje bazaltnih magmi, koje prethodi njihovom transportu ka površini, takođe zavisi od brzine širenja okeanskog dna. U zonama spredinga malih brzina magmatska ognjišta do sada nisu konstatovana, izdizanje bazaltnih rastopa po svoj prilici nije koncentisano, na šta ukazuju i osmatranja o nepostojanosti ose pukotinskog izlivanja u takvim zonama, za razliku od spredinga velikih brzina.

Kod malih brzina spredinga bazaltna magma dolazi do površine pri tepmperaturama i viskozitetu koji odgovara obrazovanju jastučastih lava, koje se nagomilavaju neposredno iznad dovodnih pukotinskih koridora. Što je veća brzina spridinga to su bolji uslovi za brzo izdizanje magmi, zbog toga je veća i njena temperatura i mobilnost, što pogoduje formiranju izliva lave. Pri tome ona sve manje poseduje sferičnu građu i sve češće se umesto jastučasnih lava javljaju podvodna pukotinska izlivanja koja daju bazaltne pokrove nalik platobazaltima na kontinetima. Mobilnost bazaltnih lava u takvim uslovima može biti veoma visoka tako da se mogu formirati bazaltni pokrovi debljine svega 0,2 m.

4.6. Glavni strukturni elementi unutrašnjih delova okeanskih prostora

Dva su glavna strukturna elementa u unutrašnjim delovima okeanskih

56

prostora: (1) srednjookeanski grebeni i (2) abisalne ravnice osložene različitim tipovima izdignuća.

4.6.1. Srednjookeanski grebeni

Najmarkantnije mesto u današnjim svetskim okeanima zauzimaju strukturni elementi poznati kao srednjookeanski grebeni.

Morfologija:

Ukupna dužina današnjih srednjookeanskih grebena iznosi oko 60 000 kilometara, srednja dubina 2 500 km, hipsometrijska pozicija iznad dna okeana 1 000 do 3 000 metara. Širina grebena od više stotina kilometara do 2 000-4 000 km (Tihi okean).

Rasprostranjenje:

Srednjookeanski grebeni razvijeni su u svim današnjim svetskim okeanima. Najbolju osnovu da se tako nazovu imaju u Atlanskom okeanu, gde upravo prolazi njegovim aksijalnim delom. Severni produžetak atlanskog srednjookeanskog grebena je greben Hakel u Severnom ledenom okeanu. Na krajnjem jugu u oblasti ostrva Buve, atlanski srednjookeanski greben se raščlanjava (trostruki spoj). Kratka zapadno-jugozapadna grana označena je kao američko-antarktički greben. Druga grana je afričko-antarktički greben. Ova druga grana dalje prelazi u jugozapadno indookeanski greben. Ovaj se zatim skoro u centru sučeljava sa dvema drugim grebnovima istog okeana: arabijsko-indijskim i JI-indookeanskim. JI-indookeanski prelazi u australjijsko - antarktički greben, a ovaj u južnotihookeanski (izdignuće). Južnookeanski se dalje na severoistoku vezuje za istočnotihookeansko izdignuće koje nije na sredini Tihog okeana, već je jako pomereno na istok prema američkom priobalju i na kraju ulazi u Kalifornijski zaliv i razlom San Andreas se produžuje na sever sve do razloma Mendozino. Severno od tog razloma u okeanu se ponovo pojavljuje greben koji se u južnom delu zove greben Horda, a u severnom Huan de Fuka. Južno, preko puta čileanskog primorja od istočnotihookeanskog grebna ka jugoistoku ide grana koja se naziva zapadnočileansko izdignuće.

Građa

U domenu srednjookeanskih grebena obično se izdvajaju tri zone: (1) aksijalna, koja je predstavljena riftnom dolinom (rovom), (2) zonom grebena (sa obe strane riftne doline sa jako raščlanjenim reljefom) i (3) zonom krila ili padine grebena koja se postepeno spušta prema abisalnoj ravnici.

Riftna dolina se pruža osnim delom srednjookeanskog grebna i područje je aktivnog spredinga. Duboka je 1-2 km, i široka nekoliko kilometara. Građena je kao složeni rov sa kaskadno spuštenim blokovima u aksijalnom delu rova. Na dnu riftne doline nalaze se tenzione rupture (na Islandu su otkrivne na površini poznate kao hijau). Tu se naleze i brojni centri vulkanske aktivnosti markirani često izdignućima visine 200-300 metara. Tokovi bazaltnih lava imaju oblike levkova, a u poprečnom preseku loptasto-jastučastih formi, što je karakteristično i za njihove starije analoge na kopnu. Često su oni vrlo mladi o čemu svedoči skoro potpuno odsustvo sedimenata preko njiih. Međutim, savremeno izlivanje nigde još nije

57

uočeno, osim onog na južnom obodu Islanda.

Sa obe strane mladih vulkanskih centara otkrivne su hidroterme (Crveno more, Tihi okean, Atlantski okean). One su vrlo bitne, jer se tu odlažu sulfidi i oksidi cinka, bakra, gvožđa, obrazujući akumulacije debljine i do desetak metara. Delatnost hidrotermi posledica je uzajamnog dejstva bazaltnih magmi sa morskom vodom.

Riftne doline, po pravilu, nisu zapunjene sedimentima. Izuzetak su odroni i klizanje u podnožjima riftnih rovovskih strana. To je uglavnom blokovski materijal izgrađen od stena okeanske kore: bazalta, gabrova, peridotita, koji obrazuju poseban tip naslaga koga neki označavaju kao edafogeni. U profilu drugog okeanskog sloja on se često može smenjivati sa jastučastim lavama i masivnim bazaltima.

Riftne doline nisu rasprostranjene u svim okeanima (na primer, u Tihom okeanu). Umesto njih, u aksijalnom delu spredinga nalaze se horstovi. Zbog njihove velike širine i relativno slabe raščlanjenosti ovi prostori se i ne nazivaju srednjookeanskim grebenima, već izdignućima. Odsustvo riftnih dolina vezano je za velike brzine spredinga.

Zona grebena zauzima mesto sa obe strane riftne doline ili aksijalnog dela horstova. Širine je prvih 100 km. Odlikuje se, po pravilu, jako raščlanjenim reljefom i blokovskom građom, što je obeleženo smenom više ili manje izdignutih struktura linearne orijentacije, koje su ograničene subvertikalnim rasedima. U ovom delu srednjookeanskih grebena pojavljuje se sedimentni pokrov, ali on nije kontinuirano raspoređen.

Zona padine srednjookeanskog grebena je veoma široka, reda vličina više stotina pa i hiljada kilometara i nalzi se sa obe strane neposredne zone grebena. To je područje opšteg snižavanja reljefa prema abislanim ravnicama. Sedimentni pokrov ni ovde nije kontinuirano rasprostranjen. Njegova debljina postepeno raste prema abisalnim ravnicama.

4.6.2. Transformni rasedi

Srednjookeanski grebeni, u manjoj meri i abisalne ravnice, iseparisani su upravno na pružanje razlomima koje je Vislon (1965) nazvao transformnim. Oni dele srednjookeanske grebene na manje segmente koji u, u planu, pomereni jedan u osnosu na drugi. Amplituda pomeranja je reda veličina stotine kilometara, a i znatno više, preko 1 000 km (razlom Mendozino u SI-delu Tihog okeana, Eltanin u JI-delu Tihog okeana).

Na prvi pogled transformni rasedi predstavljaju transkurentne dislokacije, međutim oni se od njih principijelno razlikuju tako što se suprotni smer pomeranja krila nalazi samo na odseku koji spaja ose spredinga. Iza njega oba krila se kreću u istu stranu, mada se brzine ovih pokreta mogu razlikovati. Ova osobina je potvrđena i podacima seizmologije, odnosno zemljotresi se javljaju samo na delu između osa spredinga. Trajektorije transformnih raseda ne samo da su upravne na srednjookeanski greben, već ih slede i u malim krugovima čiji su centri u stvari centri rotacije ploča prilikom njihovog horizontalnog drajfa. U nekim oblastima

58

transformni rasedi u zoni srednjookeanskog grebena orijentisani su koso u odnosu na osu spredinga. Ovi slučajevi zahtevaju posebna objašnjenja.

Morfološki, transformni rasedi su markirani odsecima ponekad višim od 1 km, duž kojih su smešteni uski procepi dubine i do 1,5 km, u najistaknutijoj zoni grebena do 0,5 km na njegovim krilima. Relativno je izdignuto uvek ono krilo koje je izgrađeno od mlađih stena, što je i saglasno sa zakonitošću da što je litosfera starija to je podložnija subdukciji.

Duž transformnih raseda ispoljava se vulkanska i hidotermalna aktivnost i protruzije serpentinizovanih stena gornjeg omotača.

Transformni rasedi razlikuju se po veličini i značaju. Najveći su tzv., magistralni ili transokeanski. Oni presecaju okeane s kraja na kraj, ne samo srednjookeanske grebene, već i abislne ravnice i mogu se produžiti na susedne kontinente. Dužine su i nekoliko hiljada kilometara (Mendozino, Kanion, Kliperton u Tihom okeanu, Čarli-Džips, Azorsko-gibraltarski u Atlanskom i dr.). Ovi rasedi dele okeane na segmente koji su otkriveni u različito vreme.

Procepi duž magistralnih razloma ponekada su relativno široki i vrlo duboki i prevazilaze dubine abisalnih ravnica (Roman u ekvatorijalnom delu Atlantika 7 728 m). S druge strane, takođe duž ovih razloma u kompresionim uslovima (transpresija) može doći do navlačenja jednog krila razloma preko drugog i da stene dubljih delova okeanske kore čak i gornjeg omotača mogu biti na višem hipsometrijskom nivou od gornjih delova okeanske kore (peridotiti preko bazalta).

Osim magistralnih postoje još tri kategorije transformnih raseda manjih razmera. Najkrupniji od njih su reda veličina 100-200 km, i delom se produžavaju u abisalne ravnice. Razlomi sledeće kategorije ne izlaze iz domena srednjookeanskih grebena i nalaze se na rastojanju od desetak kilometara. Najmanji transformni razlomi presecaju samo riftnu zonu i zonu najužeg dela grebena.

4.6.3. Abisalne ravnice

Po površini koju zauzimaju abisalne ravnice su važan elemenat građe okeanskog dna. Nalaze se između srednjookeanskog grebena i kontinentalnog podnožja. One poseduju koru uglavnom preoligocenske starosti. Nalaze se na dubini od 4 000-6 000 m. Kora u oblasti abisalnih ravnica odgovara normalnom tipu okeanske kore, i uopšte, postojane je debljine, s tim što se sedimentni sloj prema kontinentalnom podnožju povećava i javljaju se sve starije tvorevine (sve do bat-keloveja srednje jure). Povećavanje debljine sedimenata često je posledica pristupa terigenog i vulkanskog materijala sa kopna turbiditskim ili eolskim putem ili unošenjem od strane velikih reka (deltna sedimentacija).

Što se tiče morfologije, neke abisalne ravnice u Atlanskom i Indijskom okeanu imaju skoro idealno ravn reljef, dok druge, prvenstveno u Tihom okeanu karakterišu se bregovitim reljefom, koji obično odražava neravnine fundamenta tj., bazaltnog sloja nastala još u periodu njegovog formiranja i feze razvoja na srednjookeanskom grebenu.

Abisalne ravnice su krupnim podvodnim izdignućima izdeljene na manje

59

depresije. Te depresije su obično ovalno-izdužene forme čija duža osa iznosi i više od hiljadu kilometara. Primeri takvih depresija su: Severnoamerička, Brazilska, Argentinska, Iberijska, Kanarska, Gvinejska, Angolska, Kapska (u Atlantiku); Somalijska, Madagaskarska, Mozambička, Maskarenska, Kroze, Bengalska, Vortonska, Severno-australijska, Pertska (u Indijskom okeanu), Gvatemalska, Kokosova, Peruanska, Naska, Čileanska (u Tihom okeanu).

4.6.4. Izdignuća unutar okeana

Osim sredjookeanskih grebena u okeanima postoji i veći broj drugih izdignuća koja su najvčešće prekrivena vodom i drugačijeg su porekla. Ova izdignuća na okeanskom dnu su različitog oblika i veličine (više ili manje izometrična, ovalna). Neka od njih su zaravnjena i prekrivna sedimentima i zovu se platoi. Druga su linearno izdužena i pružaju se ponekad hiljadam kilometara pri širini od oko 100 km. Treća se pružaju u nekoliko pravaca. Svi ovi grebeni i izdignuća su hipsometrijski iznad susednih dubokih depresija 2-3 km, i više, ponekad izlaze iznad nivoa mora u vidu ostrva (Bermudska ostrva, Korize, Kergelen i dr.). Linearni grebeni se razlikuju od srednjookeanskih jer su uglavnom aseizmički, ali i tu ima odstupanja (Maldivi).

Većina ovih izdignuća je, očevidno, vulkanskog porekla. Za Imperatorsko-havajski greben to je i dokazano na osnovu savremnog vulkanizma ostrva Havaja, a vulkanska priroda ostalih ostrva havajskog niza utvrđena je podacima bušenja. Takođe, na osnovu podataka bušenja rekonstrisani su stari vulkanski aparati na području ostrva Lain u Tihom okeanu, zatim Istočnoindijskom i Maldivskom grebenu u Indijskom okeanu. Savremeno aktivni ili nedavno ugašni vulakani ubedljivo svedoče o poreklu Kanarskih ostrva u Antlantiku i Komorskih u Indijskom okeanu. Na Bermudskom, Rio Grande i drugim izdignućima i grebenim u Atlantiku i Maskarenskom u Indijskom okeanu pod sedimentnim pokrovom otkriveni su bazalti povećane alkalnosti, karakteristične za intra litosferni (okeanski) magmatizam. Na nekim ostrvima (Kergelen i dr.) prisutne su intruzivne stene - diferencijati alkalno-bazaltnih magmi. Sve ovo pokazuje da je dobar deo (ali ne i sva) izdignuća unutar okeana magmatskog porekla. U domenu ovih izdignuća znato je povećana i debljina zemljine kore (čak i preko 30 km), odnosno da je približno jednaka kontinentalnoj (izdignuća Šatskog, Hesa). Ovi podaci su dali povoda da se neka od ovih izdignuća svrstaju u kategoriju mikrokontinenata, međutim detaljnim seizmičkim istraživanjima njihove kore pokazalo se da i ona imaju troslojnu građu tipičnu za okeansku koru i sa brzinama prostiranja seizmičkih tlasa koje su karakteristične za slojeve okeanske kore.

Okeanska priroda kore ovih izdignuća potvđena je i sastavom vulkanita drugog sloja, što je i utvrđeno bušenjima. Povećanje ukupne debljine posleldica ja porasta debljine sva tri sloja odvojeno. Za drugi i treći sloj to se objašnjava povećanjem intenzivnosti magmatizma, koji je veći u odnosu na magmatizam zone spredinga, a takođe i dugotrajnošću njegovog ispoljavanja. Na taj način ostvarna je mogućnost da se normalna okeanska kora nadograđuje vulkanitima, a u nekim slučajevima i intruzijama. Debljina sedimentog sloja na izdignućima, takođe može biti povećana naročito ako se gornja površ izdignuća nalazi iznad granice rastvorljivosti karbonata i ne na velikoj dubini, što pogoduje razvoju biohermi.

Nastanak izdignuća unutar okeanske litosfere obično je objašnjavan

60

dejstvom vrućih tačaka – stacioniranih izvora zagrejanog i fluidnog materijala, koji se generiše na granici jezgra i donjeg omotača, a za koje je tipičan alkalno-bazaltni magmatizam. Jedan deo izdignuća, odnosno vrućih tačaka, smešten je u području trostrukog spoja srednjookeanskih grebena. Drugi, veći deo ovih izdignuća nalazi se na preseku srednjookeankih grebena i krupnih transformnih raseda. Lep primer ovakvog izdignuća je ostrvo Island. S obzirom na debljinu kore u oblasti Islanda od oko 40 km, smatralo se da ona ima osobine kontinentalne kore, što je kasnije demantovano činjenicom da su to tipični vulkaniti drugog sloja, a i seizmička istraživanja upućuju da je ona okeanska.

Gašenjem vulkanske aktivnosti u domenu vruće tačke, koja se nalzi u osnom delu širenja okeana i daljim spredingom, može doći do toga da ovakve strukture, kao što su na primer Island, budu devastirane i razdovjene na dva dela koji su bočno od zone srednjookeanskog širenja pomerena na određeno rastojanje. Na taj način objašnjeni su parovi izdignuća kao što su Seara i Siera Leone, Rio Grande i izdignuće Kita u Atlantiku; Kergelen i Broke u Indijskom okeanu; Moris Džesup i Ermak u Severnom ledenom okeanu. Razmicanje takvih izdignuća obavljeno je duž polja, koja su paralelna transformnim rasedima tj., kretanju ploča.

Isto tako, velika izdignuća kao što su Istočno-indijsko i Maldivski greben u Indijskom okeanu, paralelna su sistemima transformnih raseda.U istočno-indijskom izdignuću bušenjima je utvrđeno da je ono prvobitno predstavljalo niz vulkanskih ostrva, čija je starost sukcesivno smanjivana od severa ka jugu (od gornje krede do eocena), Maldivi i danas predstavljaju niz koralskih sprudova.

Postoje i vulkanski nizovi koji ne slede pravac pružanja transformnih raseda. Neki od njih su orijentisani i koso u odnosu na pružanje ovih raseda. Takav je, na primer, Imperatorsko-havajski greben, izdignuće vulkanskog poreka vezano za vruću tačku, koje se formiralo saglasno kretanju Tihookeanske ploče. Brojna vulkanska ostrva i gijoti u zapadnom delu centralnog Tihog okeana, gde je sredinom krede bio veoma jak vulkanizam, interpretirana su od nekih autora (Zonenšejn i Kuzmin), ne kao posledica vruće tačke, već kao posledica prostranog „vrućeg platoa“, nastalog na granici donjeg omotača i jezgra. Danas se taj „vrući plato“ nalazi jugoistočnije, u oblasti francuske Polinezije (Tahiti i okolna ostrva ).

Mada je uloga magmatizma, posebno vulkanizma u formiranju izdignuća unutar okeana očevidna, ne mogu se isključiti i drugi faktori, pre svega, tektonski – odnosno blokovska kretanja. Tako na primer, seizmička istraživanja u domenu izdignuća Šatskog, Hesa, Bermudskog i dr., pokazala su da ona imaju blokovksu građu. Smatra se da je takva građa nastala posle gašenja vulkanizma i da je posledica hlađenja i spuštanja okeanske kore (slično kao kod hlađenja i spuštanja normalne okeanske kore sa njenim udaljavanjem od ose srednjookeanskog grebena).

Postoje i neka čisto blokovska nevulkanska izdignuća unutar okeana kao što su Teuantepek, Karnegi i Naska u Tihom okeanu zapadno od Centralne i Južne Amerike. Međutim s obzirom da su to još slabo istraženi predeli moguće je da su i oni vulkanskog porekla.

4.6.5. Mikrokontinenti

U početku najveći broj intraokeanskih izdignuća sa korom debljom od

61

uobičajene za okeane, označeni su kao mikrokontinenti. Kasnijim istraživanjima (seizmičkim i bušenjima), pokazalo se da je broj stuktura takvog naziva znatno manji. Tako, danas, su izdvojeni sledeći mikrokontinenti: Rokol i Orfan (u Atlanskom okeanu, Arguljas na južnom obodu Afrike i Madagaskara, sa južnim produženjem prema Sejšelskim ostrvima (u Indijskom okeanu), Lord-Hau, Norfolk istočno od Australije i Novog Zelanda, zajedno sa novozelandskim podvodnim platoom (u Tihom okeanu), greben Lomonosova i sa velikim znakom pitanja greben Alfa-Mendeljejeva (u Severnom ledenom okeanu).

Mikrokontinenti se karakterišu blagim reljefom, leže na dubini od 2-3 km, ispod nivoa mora, međutim neki imaju izgled plitokovodnih banaka (Rokol) ili čak ostrva koja su vulkanskog porekla (Lord-Hau). Poseban slučaj predstavlja veliko planinsko ostrvo Madagaskar. Mikrokontinenti imaju tipičanu kontinentalnu koru, ali istanjenu.

Sedimentni pokrov mikrokontinenata je tanji u odnosu na onaj koje se formira u abislanim ravnicama i u njemu se mogu javiti i tvorevine koje su prethodile otvaranju okeana.

Vulkanske tvorevine se javljaju diskontinuirano i pripadaju bimodalnoj asocijaciji karakterističnoj za kontinentalne riftove. Starost fundamenta mikrokontinenata je različita: od paleozojske (istočno od Australije) do donjoproterozojske, čak i arhajske u domenu Rokola.

Smatra se da su mikrokontinenti nastali odvajanjem od kontinenata obično u ranijem stadijum i otvaranja okeana, a zatim je došlo do premeštanja ose spredinga u centralni deo savremenog okeana. Početni stadijum formiranja mikrokontinenata jeste obrazovanje obodnog platoa. Neki od njih su još nepotpuno odvojeni od kontinenta riftnim rovovima u kojima je još sačuvana istanjena kontinentalna kora (Kvinsledski plato istočno od Australije). Sledeći stadijum je transformacija kontinentalnog rifta u srednjookeanski greben (primer platoa Rokol krajem krede).

4.7. Starost i poreklo okeana

U današnje vreme, zahvaljujući podacima dubokih bušenja i kartiranju linearnih magnetnih anomalija morskog dna sa dosta sugurnosti se može govoriti o starosti okeana. U Atlanskom i Tihom okeanu najstarija kora je bat-kelovejske (165 miliona godina) starosti (možda i nešto starija); u Indijskom oksfordske (158 miliona godina) i u Arktičkom srednjekredne (100 miliona godina). Za sve okeane sem Tihog ova starost označava početak raskola superkontinenta Pangee i početak spredinga.

Ideja o postojanju jednog takvog kontinenta krajem paleozoika i početkom mezozoika potekla je još od Vegenera i podržana je tada, a i kasnije brojnim dokazoma. Sredinom 60-tih godina engleski geofizičar E. Bulard sa saradnicima, računskom tehnikom rekonstruisao je poziciju kontinenata danas razdvojenih Atlantikom. Slični rezultati dobijeni su i za područja Indije, Austalije i Antarktika. Krucijalnu potvrdu Vegenerove hipoteze konačno su dala paleomagnetna istraživanja. Ona su pokazala da su savremeni okeani „mladi“ – mezozojsko-kenozojske starosti. Međutim, kada je reč o Tihom okeanu, to se ne bi moglo reći.

62

Činjenica je da današnja kora Tihog okeana nije starija od jure, međutim podaci o geološkoj građi okruženja tog okeana navode na zaključak da bi on mogo biti znatno stariji. Na to upućuje, pre svega, rasprostranjenje ofiolita tj., stare okeanske kore skoro po cleoj periferiji u domenu kontinenata, a zatim i njihova starost koja raste od okeana prema unujtrašnjosti kontinenata. Najstariji ofioliti su rifeokambrijumske starosti (JI- Kina), kambarijumske (Tasmanija, Australija, Novi Zeland), ordovičke (Korjakija, Kalifornija, Južni Andi). Može se reći da je reč o iščezloj prejurskoj kori Tihog okeana ili u krajnjem slučaju njegovih obodnih mora.

Dalje, paleogeografske rekonstukcije tihookeanskog okruženja pokazuju da su se transgresije na kontinentalne obode dešavale naizmenično i to sa strane savremenog Tihog okeana! Najstariji pasivni obod pra Tihog okeana je srednjo-gornjorifejske strarosti i sačuvan je u severnoameričkim Kordiljerima, gornjorifejske-donjokambrijumske starosti u Australiji (ubrani sistem Adelaide), a elementi još starijih – donjoproterozojskih aktivnih oboda sa magmatskim pojasevima otkriveni su u kranjem SZ delu Kanadskog štita u oblasti Velikih medveđih jezera i u SI Australiji (Kvinslend).

Paleomagnetni podaci pokazuju da je na mestu današnjeg Tihog okeana morao postojati okeanski prostor u svakom slučaju početkom paleozoika. A uostalom, stoji i činjenica da je nemoguće da se čitava vodena masa Svetskog okeana formirala iz omotača od početka jure do danas i upućuje na postojanje starijih okeana, posebno Tihog u gornjem paleozoiku-donjem mezaozoiku, kada su svi kontinenti predstavljai jedinstven entitet.

Što se tiče Tihog okeana moglo bi se zaključiti da je njegova današnja „mlada“ kora samo posledica obnavljanja, čije formiranje je počelo verovatno još u proterozoiku, ako ne i još ranije, mada je od tog vremena do danas njeagova konfiguracija pretrpela znatne izmene.

Postavlja se pitanje: da li su pre jure postojali i drugi paleookeani? Neki smatraju da nisu, mada brojni geološki i geofizički podaci upravo upućuju na suprotno. Tako na primer, kao i kod Tihog okeana na to ukazuje rasprostranjenje ofiolita. U okviru proterozojskih tvorevina oni su veoma retki, međutim već od početka kambarijuma imaju sve veće rasprostranjenje. Ovi ofioliti ne morju da reprezentuju koru otkrivenog okeana, već mogu da budu marker obodnih mora, ali i ta su mora morla biti deo nekog okeana. Još jedan podatak upućuje na postojanje drugih paleookeanskih entiteta osim tihookeanskog, a to je veliko prisustvo dubokovodnih paleozojskih (a poznati su i proeterozojski) tvorevina kao što su turbiditi, zatim radiolariti, pelaški krečnjaci koji su veoma zastupljeni u palozoiku, a poznati su i u proterozoiku.

Palinspastičkim rekonstrukcijama došlo se do zaključka da bi ovakvi prostori bili mnogo širi nego što su danas i da se približavaju širinama današnjih okeana. Na kraju to i nisu morali biti jedinstveni okeani, već prostori vrlo složene građe u kojem su postojali mikrokontinenti, ostvrski lukovi i obodna mora. Ovo se posebno odnosi na obodna mora čija je kora imala više šansi da se očuva i kasnije uđe u sastav kore današnjih kontinenata procesima subdukcije i naročito obdukcije, nego kora otvorenog pravog okeana, posebno srednjookeanski grebeni koji su u potpunosti mogli da iščeznu u zonama subdukcije pod kontinente i ostrvske lukove.

63

Još jedan ozbiljan argument u prilog postojanja prejurskih okeana jeste i veliko rasprostranjenje ne samo paleozojskih već i prekambrijumskih tvorevina koje su karakteristične za savremene kontinentalne obode. Osim turbidita koji nastaju na dubinama ne manjim od 1 200-1 800 metara, dobar pokazatelj okeanske sredine su i sedimenti poznati kao tajdaliti (vezani za promene plime i oseke, odnosno za procese koji se jače ispoljavaju samo u oblastimja velikih otvorenih okeana). Ovakvog porekla mogli bi biti tzv., stromatoliti koji su imali veliko rasprostranjenje u proterozoiku.

Na okeanske prostore upućuje takođe i prisustvo sedimenata karakterističnih za oblasti izdizanja dubinskih voda duž kontinentalnih oboda. Reč je o tvorevinama koje su obogaćene jedinjenjima fosfora, ugljenika, silicijuma i nekih retkih elemenata.

Protivnici postojanja paleookeana navode dva argumenta u prilog svoje koncepcije: (1) u geološkom stubu starih mobilnih pojaseva nema tvorevina male deljine koje su karakteristične za abisalne ravnice (kondezovane serije), (2) sastav sedimenata ovih pojaseva razlikuje se od sastava sedimenata „mladih“ okeana, posebno po zastupljenosti silicijskih stena (nemaju analoge kod „mladih“ okeana).

Što se tiče prvog argumenta, on baš u potpunosti i ne odgovara stvarnosti. Brojni su primeri postojanja tvorevina male deljine tipa kondenzovanih serija u formacijama i kompleksima počev od donjopaleozojskih do donjomezozojskih. Međutim, ništa ne bi trebalo da je neobično i o postojanju debljih naslaga, jer su na sedimente okeanskog dna tokom razvoja paleookeana superponovane tvorevine ostrvskih lukova vezane za duboke rovove i obodna mora.

Drugi argumet, takođe ne stoji, jer i u „mladim“ okeanima i obodnim morima se akumuliraju silicijski sedimenti slični paleozojskim, a razlike koje postoje objašnjavaju se stepenom dijgenetskih promena i sastavom organizama koji ih izgrađuju.

Paleogeografske i paleotektonske rekonstrukcije su pokazale da su u gornjem proterozoiku i paleozoiku pored Tihog postojala još nekoliko drugih okeana. Jedan od njih bio je okean Japetus, koji je postojao od devona i zauzimao položaj blizak današnjem severnom Atlantiku. To je dalo osnova nekim da govore o ponovnom otvaranju Atlantika u juri. Drugi, znatno veći bio je Paleoazijski (Uraloohotski) okean koji je razdvajao istočno-evropski od sibirskog , a ovaj poslednji od kinesko-korejskog kontinenta. Treći okean prostirao se u ekvatorijalnom domenu, između severnih i južnih kontinentalnih entiteta. Razvoj ovog okeana produžen je do kenozoika pa i u recentno vreme (Sredozemno more). Na kraju, u arktičkoj oblasti tokom paleozoika i mezozoika postojao je Arktički okean.

Starost ovih okeana određivana je prema vremenu otvaranja najstarijeg segmenta okeana. Međutim, otkrivanje okeana nije bilo istovremeno, već se odvijalo po segmentima koji su ograničeni magistralnim transformnim rasedima. Ovo je naročito očevidno na primeru Atlantskog okeana i delom Severnog ledenog okeana.

Krajem srednje jure otkriven je samo centralni deo Atlantika, između

64

azorsko-gibraltarskog razloma na severu i ekvatorijalne zone razloma na jugu. Tokom donje i srednje krede proces otkrivanja okeana proširio se na severni segment između Njufandlenda i Iberijskog poluostrva, koga ograničavaju razlomi azorsko-gibratltarski i Čarli-Gibs. Početkom senona spreding se produžava dalje na sever prolazeći kroz Island prema grenlandsko-farskom pragu. U toj etapi formirana je druga bočna (prvobitno glavna) labradorska zona spredinga po kojoj je krajem eocena Grenland potpuno odvojen od Severne Amerike. Krajem paleocena-početkom eocena širenje okeanskog dna je zahvatilo severni Atlantik kada je formiran norveškogrenlandski basen Arktika, a odmah zatim savladavajući špicbergški transformni razlom i evroazijsa depresija Severnog ledenog mora sa srednjookeanskim grebenom Hakel.

Na sličan način od juga, ka severu, odvijao se proces otkrivanja okeana u Južnom Atlantiku. U gogrnjoj juri, na krajnjem jugu, došlo je do odvajanja Afrike od Južne Amerike i Antarktika i početkom krede otkrivanje okeana se zaustavilo na liniji foklandsko-aguljaskog raseda. U neokomu ono se produžilo na sever do razloma Rio Grande, gde su još severnije u uskom basenu tipa Crvenog mora akumulirane naslage soli. Krajem apta-početkom alba u toj oblasti otkriven je angolsko-brazilski segment, a na granici alba i cenomana savladana je i poslednja barijera koja je tada postojala i pružala se sve do ekvatorijalne zone transformih raseda. Na taj način došlo je do objedinjavanja Južnog i Severnog u jedinstveni Atlantski okean.

Po istom principu, ali nešto složenije, bio je put razvoja Indijskog i Tihog okeana. U Indijskom okeanu spreding je počeo u gornjoj juri i napredovao je ka juugozapadu odeljujući Afriku od Indije, Madaskara i Antarktika, a zatim od severa ka jugu i jugoistoku odvjajući krajem jure i početkom krede Indiju od Australije i početkom senona Australiju od Antarktika. Na severu, u paleogenu spreding se dugo zadržao do razloma Ouen i tek krajem miocena se produžio severnije od njega i razvio se na prostoru današnjeg Adenskog zaliva i Crvenog Mora. Još složenije se razvijao Tihi okean, gde je došlo do transformacije plana spredina i njegov donašnji raspored uspostavljen je tek krajem krede.

Problemima porekla i mehanizma formiranja okeana bavili su se još učenjaci antičkog vremena i srednjeg veka. Tada je vladalo mišljenje da je u početku zemljine istorije okean prekrivao celu Zemlju, a zatim je voda počela ulaziti u podzemne šupljine i na taj način otkrivalo se kopno. Povod za takvo shvatanje bile su neke činjenice kao što su: (1) da se na veoma visokim planinama nalaze školjčani ostaci, (2) veoma razvijeni kraški procesi (naročito podzemni) u Sredozemlju. Pojavom naučne geologije, kada su aktivirane hipoteze izdizanja, ideje o ulasku vode u podvodne šupljine brzo su zaboravljene i progresija kopna na račun okeana objašnjavana je izdizanjem.

Sa pojavom učenja o geosinklinalama i orogenezama, hipoteze izdizanja su transformisane u predstave o ekspanziji kontinentalne kore i skraćivanja okeanskihih površina – procesa koji su se odvijali u uslovima horizontalne imobilnosti i fiksnog položaja segmenata zemljine kore. Drugim račima okeani su ostajali na istom mestu, ali više ili manje redukovani.

Sumnje u postojanost okeana prvi je izneo E. Zis krajem devetnestog i početkom dvadesetog veka. On je izneo ideju o postojanju superkontinenta

65

Gondvane i sekundarnosti okeana koji su rezdvojili njegove pojedijne delove. Međutim, E. Zis, a zatim i neki drugi geotektoničari su smatrali da su uzroci raspada Gondvane i obrazovanje „mladih“ okeana spuštanje središnjih dolova kontinentalne kore. Takovo mišljenje se zadržalo do 50-tih godina ovog veka, kada su dokazane Vegenerove pretpostavke o postojanju superkontinenta Pangee i o kretanju litosfernih ploča praćenih otvaranjem novih okeana. Takođe, utvarđene su velike razlike izumeđu okeanske i kontinentalne kore. U današnje vreme mobilistička koncepcija o ulozi spredinga kod obrazovanja okeana je paradigmatičkog karaktera, odnosno njoj se priklonila većina geologa.

Sasvim suprotna mobilističkim su fiksistička vertikalistička shvatanja u stvari reaktivirane hipoteze izdizanja koje su plasirali Belousov i van Bemelen. Njihove hipoteze o poreklu okeana počivaju na transformaciji kontinentalne kore u okeansku putem njenih bazifikacija ili okeanizacije. Taj proces se po njima odvijao izdzanjem vleikih masa zagrejanog bazalta u podnožje kontinentalne kore kojima se ona zasićuje, a ostatak vraća u omotač – u astonosferu. Na određen način ove hipotezhe su i prihvatljive za oblasti prelaza kontinentlne riftogeneze u okeansku i takva kora prelaznog tipa (ili subokeanska) prisutna je danas u zonama kontinentalnih padina i podnožja i najčešće je širine oko 100-150 km. Nije isključeno da se slična kora formirala u gološkoj prošlosti u oblastima relativno dubokih obodnih i unujtrašnjuih mora širokih i do 300 km. Međutim, ovakvim mehanizmima se ne može objasniti nastanak abisalnih ravnica. Kora abisalnih ravnica po svojim seizmičkim karakteristikama, po građi, debljini i sastavu u potpunosti je istovetna kao kora srednjookeanskih grebena. Njene petro i geohemijske karakteristike nikako ne govore o kontaminaciji tj., da se tu nalazi rastvorena kontinentlna kora. Takođe ksenoliti u lavama vulkanskih ostrva prestavljani su peridotitima omotača i nikakve primese kontinentalne kore (gnajsevi, graniti) u njima nema. Ovde se zapažaju i linearne magnetne anomalije mada na velikom prostoru koji je obrazovan tokom apt-turonskog mirnog magnetsnog polja one odsustvuju. Osim toga one su izrazito slabije nego kod srednjookeanskih grebena zbog oksidacije feromangantskih minerala i pokrivenosti sedimentima.

Sve ovo pokazuje da nisu samo srednjookeanski grebeni nastali spredingom, već čitavo okeansko dno i to počev od mezozoika. Na taj način teorija spredinga i uopšte tektonika litosfernih ploča daju najpotpunije najzadovoljavajuće objašnjenje porekla okeana. Samo spredingom se može objasniti:

1) Sistematsko povećavanje starosti drugog bazaltnog sloja i sedimenata koji ga prekrivaju od osnog dela zone širenja okeana prema kontinentu,

2) Povećanje debljine sedimentnog sloja od ose spredinga (nulta vrednost) prema kontinentu,

3) Povećanje dubine okeana saglasno povećanju starosti kore i prelazu od plitkovodnih ka dubokovodnim sedimentima,

4) Prisustvo u bazi sedimentnog sloja metalonosnih tvorevina formiranih uticajima hidrotermi u osnoj zoni spredinga,

5) Povećanje debljine i gustine litosfere idući od osnih delova srednjookeanskih

66

grebena ka kontinentu,

6) Smanjenje intenziteta magnetnih anomalija u istom smeru,

7) Smanjenje vrednosti toplotnog toka u istom smeru.

67

5. TEKTONSKI PROCESI I STRUKTURE KONVERGENTNIH GRANICA PLOČA 5.1. Opšte

Glavno strukturno obeležje konvergentnih granica litosfernih ploča jeste aktivna kontinetalna margina (prelaz okean-kontinent). Ona može biti dvojakog karaktere (1) sa sistemom ostrvskih lukova i obodnih mora i (2) kao kontinentalni obod andskog tipa. Najupadljiviji strukturni element najvišeg reda formiran u oblasti konvergencije litosfernih ploča jesu ubrani pojasevi – orogeni. Glavni tektonski procesi ispoljen u konvergencijskim granicama su: subdukcija, obdukcija i kolizija. U celini i šire posmatrano ovakve prostore karakteriše i jaka magmatska aktivnost i metamorfizam.

5.2. Subdukcija

5.2.1. Opšte, definicija pojma

Tridesetih godina prošlog veka duž dubokomorskog rova Indonezije otkivene su negativne vrednosti anomalija sila teže. Vening-Majnes je na osnovu toga zaključio da se u ovim terenima u omotač inkorporiraju stene iz domena kore. U isto vreme Leik razmatra izgled i razmeštaj ostrvskih lukova. Smatra da su oni nastali presecanjem zemljine sfere nagnutim ravnima duž kojih je Azijski kontinent naguran prema Tihom okeanu. Ovu ideju podržali su seizmolozi: Gutenberg, Rihter i Beniof i geolog Zavaricki.

Krajem pedesetih godina Štile je izneo mišljenje da je obrazovanje dubokomorskih rovova praćeno negativnim anomalijama sile teže povezano sa strmim podvlačenjem okeanske kore gde se ona na određenoj dubini rastapa i daje materijal za vulkanizam koji se ispoljava paraleno pružanju rova. Ovaka shema je bila dosta bliska savremenoj predstavi subdukcije.

Sam termin subdukcija dao je pedesetih godina prošlog veka Amštuc. Na primeru Alpa subdukcijom je nazvao podvlačenje jednih sijaličkih komponenti pod druge takođe sijaličke mase što naravno nije definicija subdukcije. Pojam i termin subdukcija je uveden da označi složene dubinske procesa koji ranije nisu bili poznati. Subdukcija se ne sme shvatiti ni kao podvlačenje ni kao navlačenje litosfernih ploča. Njihovo zbližavanje pri subdukciji predstavlja zbir vektora kretanja dvaju konvergirajućih ploča pri čemu se mogu uspostaviti različiti odnosi smerova i veličine ovih vektora. Osim toga, u slučajevima kada dolazi do brzog gravitacionog tonjenja jedne od litosfernih ploča u astenosferu, njihovo uzajamno dejstvo komplikovano je regresivnim rolingom subdukovane ploče. Utvrđeno je da se subdukcija razvija različito u zavisnosti od odnosa vektora kretanja ploča, starosti subdukovane litosfere i drugih faktora.

5.2.2. Morfologija subdukcionih zona

Sam čin konvergentnog dejstva litosfernih ploča pri subdukciji markiran je

68

u reljefu asimetričnošću. Liniju aktivnog kontakta predstavlja dubokomorski rov. Dužine je nekoliko hiljada kilometara, a širine 50-100 km. Izgleda je obično lučnog sa ispupčenjem prema subdukovanoj litosferi. Prostiru se uglavnom pod pravim uglom u odnosu na smer subdukcije (ortogonalnost subdukcije) ili ređe pod uglom koji je bliži pravnom uglu. Profil rova je uvek asimetričan: sudukovano krilo je blagog pada (oko 5°), a povlatno strmije (10° ređe 20°). Detalji reljefa variraju u zavisnosti od naprezanja, režima subdukcije i dr. Često je okeanska strana rova usložena grebenima i horstovima, a suprotna strana sistemima strmih raseda. Usko i blago dno rova širine ponekad samo nekoliko stotina metara ispunjeno je sedimentima.

Na okeanskoj strani rova nalazi se izdignuće lučnog izgleda širine 200 km, i visine 200-400 metara. Antiformni izgled ovog izdignuća posledica ja savijanja okeanske litosfere prilikom njenog spuštanja u astenosferu. Ovo izdignuće nije uravnoteženo izostatički. Tamo gde je frikciono trenje ploča veliko i njegova visina je veća.

Na suprotnoj strani rova u domenu povlatnog krila paralelno rovu nalaze se visoke „terase“ i grebeni različite građe i porekla. Ako je subdukcija usmerena neposredno pod obod kontinenta (i dubokomirski rov je primaknut tom obodu) obično se obrazuje priobalski greben i odvojen je od njega uzdužnom dolinom glavni greben čije je reljef usložen vulkanima (primer – Andi). U slučaju da se subdukciona zona formira pod ostrvski luk tada je ona markirana (idući od okeana ka kontinentu) nevulkanskim (spoljašnjim) lukom (neposredno nad dubokomorskim rovom) i glavnim unutrašnjim vulkanskim lukom između kojih je depresija. Ponekad spoljšnji deo luka odsustvuje i zamenjuje ga strmi odsek prema dubokomorskom rovu. Većina savremenih ostrvskih lukova nalazi se u zapadnom okruženju Tihog okeana. Uticaj sebdukcijonih zona na reljef zapaža se na rastojanju 600-700 km, od dubokomorskog rova što u krajnjem slučaju zavisi od nagiba subdukcione zone.

5.2.3. Tektonski položaj i tipovi subdukcije

Većina savremenih subdukcionih zona nalazi se na periferiji Tihog okeana. Subdukcioni sistemi Malih Antila i Skotija, mada se nalaze u Atlanskom okeanu, genetski su vezani za evoluciju struktura istočnog tihookeanskog okruženja. Takođe, naizgled samostalni subdukcioni Sundski sistem tesno je povezan sa razvojem Tihog okeana. Samo nekoliko relativno malih i po mnogim osobenostima specifičnih subdukcionih zona razmešteno je u Sredozemnom moru (Egejska, Kalabrijska).

U geološkoj prošlosti Zemlje pre raspada permske Pangee, subdukcione zone su skoro u potpunosti okruživale ovaj superkontinent. Raspadom supekontinenta i centrifugalnim premeštanjem njegovih delova razvijale su se subdukcone zone pred frontom mobilnih litosfernih ploča. Ovaj proces još nije prekinut i traje sve do današnjih dana. Kako je savremeni Tihi okean prostor koji je ostao od Pantalase (superokeana) to su subdukcione zone u njegovom okruženju velikim delom fragmenti subdukcionog pojasa koji je okruživao permsku Pangeu.

Subdukcione zone Sredozemnog mora su specifične i nisu vezane za oblasti širenja okeanskog dna kao tihookeanske. Verovatno predstavljaju završni čin

69

zatvaranja Tetisa – markantne grane okeana Pantalase.

Postoje dva glavna tipa subdukcionih zona: (1) Obodno-kontinentalni i (2) Okeanski (Marijanski). Prvi tip se formira tamo gde okeanska kora tone pod kontinentalnu koru. Drugi tip nastaje spuštanjem okeanske kore pod okeansku.

Kod prvog tipa subdukcije postoje tri varijetata: andski, sundski i japanski.

a) Andski varijetet karakteriše blag nagib subdukcione zone. Subdukuje se mlada okeanska kora, preovlađuju strukture kompresije, obrazuje se orogen i debela zemljina kora.

b) Sundski varijetet subdukcione zone obeležava istanjena kontinentalna kora povlatnog krila čija je površina ispod nivoa mora i strmiji nagib subdukcione zone.

c) Japanski varijetet subdukcije markiran je obodnim morskim basenom sa novoobrazovanom korom okeanskog ili subokeanskog tipa i ensijalični ostrvski luk.

Kod drugog tipa subdukcije, tzv., marijanskog, teža i starija okeanska litosfera subdukuje se pod mlađu, takođe okeansku litosferu i pri tome se obrazuje ensimetrični ostrvski luk.

Sve su ovo slučajevi kada se subdukuje okeanska kora. Kada u konvergentne odnose dođu elementi sa kontinentalnom korom (kontinenti, mikrokontinenti, ostvrski lukovi) tada se debela i kora male gustine ne može subudkovati. U njoj dolazi do raslojavanja i formiranja vrlo složenih sutrukturnih odnosa sa navlačenjima pojedinih paketa kontinentalne kore jednih preko drugih.

Ovakav tip subdukcije je označen kao alpinotipni (A – subdukcija) i u stvari predstavlja koliziju.

5.2.4. Geofizička izraženost subdukcionih zona

Informacije o dubinskoj građi subdukcionih zona daju metodi seizmologije, gravimetrije, magnetometrije, magnetotelurskog sondiranja.

Višekanalno seizmičko profilisanje daje informacije o subdukcionim zonama do dubine od nekolikoi desetina kilometara. Seizmička tomografija prati subdukcione zone duboko u omotač, čak i na koji način subdukovana litosfera preseca glavni astenosferski sloj i ulazi u donji omotač sve do dubine od oko 1200 km. Posebno važne informacije daju seizmološka istraživanja ognjišta zemljotresa do dubine od nekoliko stotina kilometara koja obrazuju tzv., Beniof zone.

Konvergentna aktivnost u subdukcionim zonama dovodi do naprezanja koja narušavaju izostatičku ravnotežu. Gravimetrijska istraživanja otkrivaju velike anomalije sile teže. Ispred dubokomorskog rova u okeanu obično su prisutne pozitvne anomlalije sile taže (40-60 mGala). Odgovaraju izdignuću ispred rova, koje je nastalo elastičnim savijanjem okeanske litosfere u procesu njegovog tonjenja u astenosferu. U domenu samog rova nalaze se visoke negativne anomalije sile teže (120-200 ređe 300 mGala) koje se mogu tumačiti uticajem tektonskog

70

reljefa litosfere i porasta debljine sedimenata. Na drugoj strani dubokomorskog rova u domenu povlatnog krila subudkcione zone nalaze se visoke pozitivne anomalije (100-300 mGala) čiji je uzrok najverovatnije subudkcija gušćih stena hladne litosfere u astenosferu. U sistemima ostrvskih lukova – u zonama obodnih mora prisutne su takođe velike pozitivne anomalije.

Subdukcione zone su markirane i geomagnetnim anomalijama. Na kartama linijskih magnetnih anomalija basena okeanskog tipa jasno se razlikuju grane riftogene i subdukcione prirode. Pri spuštanju okeanske kore u domenu dubokomorskog rova intenzitet linijskih anomalija se snižava nekoliko puta što se objašnjava razmagnetisavanjem stena, a u vezi sa naprezanjima koja dovode do savijanja ploče.

Geotermička istraživanja otkrivaju snižavanje toplotnog toka u zonama subudkcije što se objašnjava spuštanjem relativno hladne litosfere pod ostrvski luk ili kontinent. Međutim, sa približavanjem pojasu aktivnih vulkana, toplotni tok se naglo povećava.

Beniof zone

Beniof zone predstavljaju najbolji pokazatelj savremenih subdukcionih procesa. Reč je o seizmofokalnim zonama i njihovom rasporedu po dubini. Tridesetih godina ovog veka Vadati je pod japanskim ostrvljem prvi put ustanovio jednu takvu zonu. Sledećih desetak godina Gutenberg i Rihter su dali informacije o većini ostalih seizmofokalnih zona. Zavaricki (1946) je izneo mišljenje o primarnoj ulozi tektonsikih procesa u obrazovanju ovih zona. Beniof (1949-1955) je proučavao ove fenomene i kako je to vreme formiranja nove globalne tektonike pri čemu su takvi podaci imali izuzetan značaj njemu je pripala čast da se ove zone nazovu njegovim imenom. Čini se da bi pravilnije bilo nazivati ih Vadati-Zavaricki-Beniof zonama. Postupak proučavanja Beniof zona kao markera subdukcionih odnosa zasniva se lokaciji zemljotrea, dubini, magnitudi i mehanizmima rasedanja u žarištima potresa.

5.2.4.1.1. Dubina Beniof zona

Na osnovu razmeštaja hipocentara zemljotresa, a i poređenjem sa podacima seizmičke tomografije utvrđeno je da se subdukovana litosfera do određene dubine ponaša kao elastični objekat koji generiše zemljotrese, a dalje je subdukcioni proces uglavnom aseizmičan. Ova aseizmičnost je posledica zagrevanja tonuće litosfere.

Dubina Beniof zone zavisi od zrelosti subdukovane okeanske litosfere. Što je litosfera starija to je veće gustine i hladnija. Iz tog razloga neke seizmofokalne zone dopiru do dubine 600-700 km, pa čak i 850 km. Tamo gde se subdukcija obavlja u blizini srednjookeanskog grebena (mlada litosfera) seizmičnost je prisutna do dubine od 100-200 kilometara.

Drugi važan regulator dubine Beniof zona jeste brzina subdukcije. Pri velikim brzinama subukcije (9-10,5 cm/g) litosfera stara 80-40 miliona godina, sačuvala je svoja elastična svojstva do dubine od oko 600 kilometara. Manje vrednosti brzina subukcije (2-3,5 cm/g) čine litosferu iste starosti aseizmičnom već

71

na dubini 250-300 kilometara.

Dubina Beniof zona se često menja u okviru jedne te iste subdukcione zone, što je posledica njihove segmentacije. Vertikalni raspored hipocentara zemljotresa u Beniof zonama nije ravnomeran. Njihov broj je vrlo veliki u višim zonama, a zatim se smanjuje do dubine 250-300 km, pa ponovo raste i dostiže maksimum u intervalu 450-600 km.

5.2.4.1.2. Nagib i profil Beniof zona

Sve Beniof zone su više ili manje nagnute. U obodno-kontinentalnim subdukcionim sistemima uvek su nagnute prema kontinentu. U oblastima okeanske subdukcije (Marijanski tip) smer nagiba nije kontrolisan blizinom kontinenta već se spušta ona ploča koja ima stariju okeansku koru.

Nagib svake seizmofokalne zone menja se sa dubinom. Najveći je pri površini (10-35°), a sa dubinom se povećava, u početku neznatno, a zatim naglo u pojedinim slučajevima sve do vertikalnog. Profil Beniof zone u stvari trasira položaj subudukcione zona. Srednji nagib ploče upravno je proporcionalan starosti subdukovanie litosfere, a obrnuto proporcionalan brzini subdukcije. Tako na primer, velika brzina subdukcije omogućava da povlatno krilo prekrije okeansku ploču pri čemu se obrazuje blag do gotovo horizontalan odrezak Beniof zone (Centralni Andi).

5.2.4.1.3. Unutrašnja građa Beniof zona i naprezanja u seizmičkim ognjištima

Rešenja fokalnih mehanizama rasedanja u ognjištima zemljotresa daje orijentacije naprezanja. Utvrđeno je da se dinamički parametri subdukcionih zona zakonito menjaju, a u vezi sa tim, menja se i položaj ognjišta zemljotresa.

Blizu površine – pod dubokomorskim rovovima, a često i na okeanskoj strani rova, ognjišta zemljotresa nalaze se unutar litosfere uglavnom u njenom gornjem delu gde provlađuje tenzija prouzrokovana elastičnim savijanjem ploče pred njeno spuštanje u zonu subdukcije (gravitacioni rasedi).

Direktan konvergencijski odnos dvaju litosfrnih ploča markiran je maksimalom seizmičkom aktivnošću. Hipocentri su raspoređeni prvenstveno na kontaktu litosfernih ploča. Preovlađuje kompresija i reversna rasedanja. Dubina ovog odreska Beniof zone određena je debljinom povlatne litosfere: 60-70 km, unutar okeanskih zona subdukcije, a 100 i više kilometara kod subdukcije pod kontinentalni obod.

U subdukcionim zonama sa relativno slabim trenjem litosfernih ploča u ovom domenu nastaju brojni, ali ne i jaki zemljotresi. Ponekad na malim dubinama (20-25 km), dolazi i do aseizmičkog smicanja (kripa). Ovo se objašnjava smanjenjem trenja među pločama usled pornog pritiska voda izdvojenih iz sedimenata ili iz bazalta okeanske kore. Tamo gde je trenje među pločama veliko nastaju retki ali veoma jaki zemljotresi.

Dublje, u oblasti gde je subdukovana litosfera već okružena astenosferom

72

reversnih kretanja nema. Ovde se zemljotresi generišu u samoj ploči i vezani su za istezanje. Ploča je još hladna i kao takva sklona deformacijama koje se razlikuju od deformacija okolne sredine.

5.2.5. Geološke osobenosti subdukcionih zona

Sedimentacija u subdukcionim zonama

Tektonski reljef u subudukcionim zonama utiče na razmeštaj sedimentacionih basena i karakterističnih formacija.

Kod kontinentalnih oboda andskog tipa gde je prisutan niz sedimentacionih basena: dubokomorski rov, frontalni basen, pozadinski basen, sedimentacija je ispoljena na sledeći način:

Za dubokomorske rovove su karakteristične: flišne tvorevine, terigeni i tufogeni turbiditi. Materijal vodi poreklo sa kontinentalne padine i često sadrži proizvode erozije granitno-metamorfnog fundamenta. Zapažen je i uzdužni transport materijala duž dubokomorskog rova.

Frontalni i pozadinski baseni sadrže kontinentalne i plitkovodne morske tvorevine molasnog tipa i debljine nekoliko kilometara. Pri tome frontalni basen koji se nalazi između nevulkanskog i glavnog vulkanskog grebena asimetrično je zapunjavan: sa jedne strane terigenim, a sa druge kako terigenim tako i vulkanogenim materijalom. U pozadinskom basenu takođe su prisutni produkti razaranja glavnog grebena i njegovog vulkanskog materijala. U ovaj basen dopire i materijal sa unutrašnjih kratonskih izdignuća.

U sedimentacionim prostorima sistema ostrvskih lukova akumulirani su materijali drugačijeg karaktera. Flišne tvorevine dubokomorskih rovova ovde sadrže manje terigenog materijala. Ispred ensimetričnih ostrvskih lukova javljaju se i prozvodi razaranja gabrova, ultrabazita i drugih stena okeanske kore koje su otkrivene na strani rova prema luku. U sistemu ostrvskih lukova u svojstvu frontalnog basena postoji predlučni (for arc) basen koji je ispunjen morskim flišoidnim, tufogeno-sedimentnim tvorevinama velike debljine. Kao pozadinski u ovom sistemu postoji i izalučni ili međulučni (back arc) basen. On je formiran na istanjenoj kontinentalnoj ili novookeanskoj kori i u njemu se odlažu deble morske flišoidne tvorevine. Drugim rečima, umesto molasoidnih plitokovodnih morskih i kontinentalnih tvorevina koje su karakteristične za sedimentacione prostore kontinentalne margine andskog tipa u subdukcionim zonama sistema ostrvskih lukova javljaju se dubokomorske prvenstveno flišne tvorevine.

Za dubokomorske rovove u principu važi jedinstven obrazac akumulacije sedimenata. Nezavisno od dugotrajnosti subdukcionih zona u njima se nalaze samo mladi – pleistocenski i holocenski sedimenti čija debljina obično ne prelazi nekoliko stotina metara. Leže skoro horizontalno na okeanskoj strani rova, a na onoj strani rova prema kontinentu ili ostrvskom luku njihov položaj zavisi od tektonskog režima subdukcije. U pojedinim slučajevima podilaze pod gornju ploču i nisu deformisani. U drugim slučajevima sedimenti u blizini konvergentne granice formiraju složenu naborno-kraljušastu strukturu – akrecioni klin. Specifičnost sedimentacije u dubokomorskom rovu sastoji se u tome da se sedimenti u zoni rova

73

nalaze u pokretu pred subdukovanje kao na traci transportera gde stariji materijal stalno ustupa mesto mlađem.

Glavni kontrolor debljine naslaga u dubokomorskim rovovima nije spuštanje, kao što je to uobičajeno kod ostalih depresionih struktura, već fizičko-geografski faktor. Tamo gde su fizičko-geografski uslovi takvi da obezbeđuju veći prinos terigenog materijala u rovu će se deponovati deblje naslage i obrnuto. Ako je prinos materijala tliko veliki, a brzina subdukcije mala, rov se može zapuniti tako da nije batimetrijski disponiran i može se detektovati samo na geofizčkim profilima.

Tektonske deformacije u subdukcionim zonama

Uzajamno dejstvo litosfernih ploča u subdukcionim zonama dovodi do jakih tektonskih deformacija koje su posebno izražene u blizini same konvergentne granice i mnoge su seizmogne.

Na okeanskoj ploči ispred dubokomorskog rova prisutni su kaskadno raspoređeni gravitacioni rasedi i grebeni. Oni su genetski vezani za savijanje litosfere pred početak njene subdukcije. Nalaze se na okeanskoj strani rova ređe i na samom lučnom izdignuću. U procesu formiranja ovakvih struktura može doći i do obnavljanja ranijih longitudinalnih raseda (paralelnih magnetnim anomalijama) smeštenih u osnoj zoni srednjookeanskog rifta. Ovakva revivacija raseda zapažena je kada se subdukuje mlada okeanska kora. Sklop ovog područja znatno se komplikuje kada se subdukcija odvija pod oštrim uglom. Tada se obrazuje romboidalni raspored rovova i grebena, a kao posledica reaktiviranja longitudinalnih raseda paralelnih dužoj osi srednjookeanskog rifta i novoformiranih raseda u zoni savijanja kore pred njenu subdukciju.

Mnogo krupniji razlomi tipa reversnih i pravih navlaka fomiraju se u oblasti u kojoj se ispoljavaju jake sile smicanja, a to je upravo područje direktnog kontakta dveju ploča. Rasedi su vergentni prema okeanskoj ploči, a sa udaljavanjem od nje i u višim delovima mogu imati čak i suprotnu vergencu.

Na blagom dnu dubokomorskog rova mladi sedimenti, uglavnom turbiditi su nedeformisani – skoro horizontalni, bez obzira na blizinu konvergentne granice gde su naprezanja izuzetno velika. Ova anomalija objašnjava se nesposobnošću nevezanih sedimenta da realizuju, prenose kompresiona naprezanja. Međutim, u samoj blizini povlatnog krila subdukcione zone (gornje ploče) pod njegovim „buldožerskim“ dejstvom deo sedimenata dubokomorskog rova ulazi u okvir jako deformisanog (prevrnuti nabori, kraljušti) akrecionog klina (prizme). Ako subdukcija nije praćena obrazovanjem akrecionog klina tada se u blizini povlatnog subdukcionog krila foriraju brojni reversni i gravitacioni razlomi.

Uporedo sa obrazovanjem longitudinalnih u subdukcionim zonama formiraju se i poprečni razlomi koji prouizrokuju njeno segmentiranje.

Subdukcija i magmatizam

Magmatizam je jedna od najupadljivijih pojava dubinskih procesa u zonama subdukcije. Postoji jasno utvrđena zakonitost ispoljavanja magmatskih procesa u

74

subdukcionim zonama. Stoga su magmatski kompleksi najbolji informator kod paleotektonskih rekonstrukcija i proučavanja subdukcionih zona geološke prošlosti.

Još je pedesetih godina ovog veka Štile tvrdio da je „andezitski krug“ Tihog okeana posledica rastapanja okeanske kore pri njenom dospeću u omotač. Sa pojavom ideja o litosfernoj subdukciji, magmatizam ostrvskih lukova i aktivnih kontinentalnih oboda andskog tipa tumečen je upravo ovim procesima.

5.2.5.1.1. Razmeštaj vulkanskih pojaseva u odnosu na zonu subdukcije

Konstatovana je upadljiva prostorna povezanost pojaseva savremenog vulkanizma sa dubokomorskim rovovima i zonama Beniofa. Tako na primer, još je Vadati koji je otkrio seizmofokalnu zonu u domenu Japanskog ostrvskog luka, utvrdio da su nizovi aktivnih vulkana Japana razmešteni iznad srednje dubine Beniof zone. Dubina Beniof zona ispod vulkanskih pojaseva varira od 80-350 km, ali je magmatska aktivnost najveća u intervalu od 100-200 km. Saglasno ovoj činjenici je i razmeštaj vulkanskih pojaseva u odnosu sa susedne dubokomorske rovove. Udaljenost vulkanskih pojaseva od rova obrnuto je srazumeran nagibu Beniof zona. Što je veći nagib Beniof zone, to je vulkanski pojas bliži dubokomorskom rovu. Zamišljena linija koja ograničava vulkanski pojas prema rovu naziva se vulkanski front. Rastojanje ovog fronta od kraja dubokomorskog rova (arc trench gap) varira od 50-300 km, najčešće je 125-250 km. Suprotna strana vulkanskog pojasa (ona prema obodnom moru ili kontinentu) nije tako oštra i nalazi se na udaljenosti od oko 400 km (u centralnim Andima i do 500 km). Širina vulkanskog pojasa u domenu subdukcione zone varira od 175-200 km, ponekad i više.

5.2.5.1.2. Dubina magmatskih ognjišta pod subdukcionim zonama

Odavno je zapaženo da u domenu subdukcionih zona koje prate vulkanski pojasevi postoje aseizmički prekidi u zonama Beniofa. A isto tako u subdukcionim zonama bez vulkanskih pojava takvih prekida nema. Kako se na odgovarajućoj dubini subdukovana ploča kreće unutar astenosfere, seizmogena ognjišta se nalaze unutar litosfere. Aseizmički prekidi pod vulkanskim pojasevima označavaju, pre svega, smanjenje elastičnih osobina tonuće ploče usled njenog zagrevanja i delimičnog rastapanja. Na taj način aseizmički prekid markira magmatska ognjišta, odnosno subdukovani odrezak o kome se generiše magmatizam. Njegovo generisanje se dalje nastavlja iznad subdukovane kore sve do blizu površinskih magmatskih ognjišta u bazi vulkana.

Dubina ovih odrezaka gde se generiše magma varira ne samo od jedne do druge subdukcione zone, već i od segmenta do segmenta jedne iste subdukcione zone. Od toga i zavisi sastav vulkanskog materijala koji dolazi na površinu.

Razvojem subdukcije, odrezak u kome se generiše magmatizam formiran na dubini od nekoliko desetina kilometara, postepeno migrira po padu do dubine od prvih stotina kilometara.

5.2.5.1.3. Specifičnost sastava magmi nad zonama subdukcije

75

U formiranju magmi koje prihranjuju subdukcioni vulakanizam učestvuje materijal sa subdukovane okeanske kore, tvorevine astenosferskog klina i stene kore i omotača povlatnog krila – fundamenta vulkanskog pojasa.

Jedna od najvažnijih specifičnosti obrazovanja magmi pri subdukciji, jeste premeštanje materije okeanske kore tj., sedimentnog pokrova duboko u omotač i astenosferu, što daje i odgovarajuće geohemijske osobenosti magmama. Pored toga i velika količina vode koja se tom prilikom uvodi u omotač vidno menja uslove rastapanja peridotita u zonama subdukcije i iznad njih. Iz tako obrađenog omotača moguće je izdvajanje ne samo bazalntnih nego i andezitskih rastopa.

5.2.5.1.3.1. Faktori koji utiču na sastav vulkanita

Dubina Beniof zone

Nagib subducione zone određuje asimetriju vulkanskog pojasa, njegovu poprečnu geohemijsku zonalnost i polarnost. Udaljavanjem od dubokomorskog rova po padu Beniof zone, raste sadržaj K, Rb, Sr, Ba i drugih litofilnih elemenata. Saglasno tome raste odnos kalijuma prema natrijumu, lakih retkih elemenata prema teškim. U isto vreme smanjuje se odnos gvožđa prema magnezijumu i zasićenost stena silicijom. Imajući ovo u vidu idući od rova ka kontinentu ili ostrvskom luku toleitsku seriju smenjuje kalk-alkalna, a ovu na kraju vulkanskog pojasa šošonitska.

Geohemijska zonalnost magmatizma nad subdukcionim zonama reflektuje se i u razmeštaju orudnjenja. Tako na primer, u centralnim Andima,bakarna orudnjenja po padu subdukcione zone zamenjuju polimetalična (uglavnom cinkova sa znatnim sadržajem srebra) i dalje sa povećanjem dubine ležišta olova i volfrma.

Građapovlatnog krila subdukcione zone

Sastav vulkanita u savremenim subdukcionim zonama zavisi od građe i debljine zemljine kore povlatnog krila (gornje ploče). Najveće razlike zapažaju se između ensijaličnog (japanskog) tipa ostrvskog luka s jedne, i ensimatičnog (marijanskog) tipa s druge strane. U prvom slučaju prisutna je ne samo kontaminacija dubinskog bazaltnog rastopa materijom sijalične kore, već i rastapanja ove kore pri čemu se formiraju unutarkorna ognjišta koja daju riolitski magmatizam, ignimbritskog ispoljavanja.

Uticaj korenog supstrata jedan je od faktora petroloških razlika vulkanskih pojaseva, koji se formiraju nad subdukcionim zonama različitog tipa. Tako, na primer, kod ensimatričnih ostrvskih lukova gde se javljaju toleitska i kalk-alaklna serija, preovlađuju toleiti (90° i više). Kod ensijaličnih ostrvskih lukova za koje je karakteristična šošonitska serija preovlađuju kalk-alkalije. Kod aktivnih kontinentalnih oboda andskog tipa u lateralnim vulkanskim nizovima preoblađuje kalk-alkalna serija.

Brzina subdukcije

Zavisnost sastava vulkanita od brzine subdukcije nije tako oštro naglašena kao na primer, u oblastima divergencije litosferskih ploča i širenja okeanskog dna. Ipak, utvrđeno je da sa povećanjem brzine konvergencije ploča u zonama

76

subdukcije raste sadržaj bazalta, a opada sadržaj andezita, snižava se sadržaj alkalija, a raste odnos gvožđa preme magnezijumu.

Evolucija subdukcije

Promene vulkanskog sastava prouzrokovane su i kontinuiranošću i (ne)postojanošću konvergentnog dejstva ploča u zonama subdukcije. Promene se zapažaju od momenta rađanja vulkanskog pojasa do njegovog zrelog stadijuma.

Primećeno je da sa napredovanjem subdukcionih procesa postoji i opšta tendencija porasta alkalnosti vulkanizma: povećanju andezitskih i dacito-riolitskih stena i smanjenje bazaltoida. Ovo se objašnjava time što se u početnoj fazi subdukcije magmatogeneza odvija na dubini od 50-75 km, a zatim sa spuštanjem ploče spuštaju se i geoterme, a time i magmatska ognjišta migriraju na niže. Ovakvu aktivnost prati povećanje alkalnosti vulkanita. Istovremeno raste i debljina kore i saglasno tome mogućnost formiranja magmatskih obnjišta u kori što u krajnjem slučaju daje sve veću kiselost magmatitima.

Lateralna migracija vulkanizma

Savremeni raspored vulkana nad subdukcionim zonama obično predstavlja nastavak vulkanske aktivnosti začete još u mezozoiku i kenozoiku. Razmeštaj vulkanizma različite starosti u takvim oblastima obično pokazuje da je tokom vremena došlo do pomeranja ose magmatizma u odnosu na dubokomorski rov. Drugim rečima, lateralna migracija vulkanskih pojaseva je karakteristična crta nad subdukcionim zonama.

Migracija vulkanskih pojaseva nad subdukcionim zonama zavisi od nekoliko faktora:

-izmene nagiba subdukcione zone

-promena dubine magmatskih ognjišta

-subdukcione akrecije

-subdukcione erozje.

Avulkanska subdukcija

Mnoge subdukcione zone lišene su vulkanizma. Utvrđeno je da je skoro trećina subdukcionih zona avulkanska. Uzroci avulkanske subdukcije su različiti kao na primer:

-kada u subdukcionu zonu uđe aseizmički greben ili nizovi vulkana ili uopšte delovi sa debljom zemljinom korom;

-kada se litosfera subdukuje skoro horizontalno, odnosno kada između konvergentnih litosfernih ploča nema astenosferskog materijala.

Blaga subdukcija zadebljale okeanske litosferne ploče povećavanja trenja i smicanja između ploča, a time i kompresioni stres, što se reflektuje formiranjem

77

kompresionih strukturnih sadržaja iza kontinentalnog oboda gornje ploče.

Subdukcija i metamorfizam

Termički i barički efekat subdukcije utiču na premeštanje fluida, magmi i hidrotermi i određuju metamorfne procese. Međutim, za razliku od vulkanizma, ovi procesi nisu dostupni direktnom proučavanju, već indirektnom na osnovu događaja geološke prošlosti „zapisanih“ u stenskim sadržajima.

Po Mijaširu, u subdukcionim zonama obrazuju se parni metmorfni pojasevi.

U zoni dubokomorskog rova gde se subdukuje hladna litosfera i gde je trenje najveće, vlada visok pritisak i niska temperatura. Za takve uslove karakteristične su metamorfne facije tipa „plavih škriljaca“ (mineralna asocijacija sa glaukofanom – glaukofanski škriljci). Važnu ulogu, pri tome, ima i brzina subdukcije. Glaukofanski škriljci zajedno sa zelenim škriljcima i ofiolitima obrazuju se na račun uvlačenja u zonu subdukcije bazaltoidnih i morskih sedimenata.

Sa udaljavanjem od dubokomorskog rova ka kontinentu ili ostvrskom luku raste temperatura, a opada pritisak. U takvim uslovima generiše se metamorfizam amfibolitske facije. Obrazovanje takvih stena vezano je sa uticajem fluida magmi i uopšte za porast geoizotermi.

Ponekad se između metamorfnih pojaseva javljaju i polja nemetamorfnih stena.

Širina parnih metamorfnih pojaseva i rastojanje između njih su u obrnutoj srazmeri sa uglom nagiba subdukovane litosfere.

Glavni strukturni nizovi subdukcionih zona

Subdukcione zone karakterišu određeni strukturni nizovi čija morfologija i redosled zavise od toga: da li se subdukcija odvija u domenu aktivnog kontinentalnog oboda andskog tipa ili pod sisteme ostrvskih lukova.

U subdukcionim zonama kontinentalnog oboda andskog tipa od okeana prema kontinentu formira se sledeći strukturni niz:

-obodno izdignuće,

-dubokomorski rov,

-priobalski greben (ponekad podvodno izdignuće ili terasa),

-frontalni basen,

-glavni greben (pre svega vulkanski),

-predgorna depresija.

Za oblasti subdukcionih zona koje su razvijene u domenu ostrvskih lukova

78

karakteristična je sledeća sukcesija struktura:

-obodno izdignuće,

-dubokomorski rov,

-spoljašnji (nevulkanski) ostrvski luk,

-predlučni basen,

-izalučni basen (na istanjenoj kontinentalnoj ili novoformiranoj okeanskoj kori,

-„izumrli“ luk.

5.2.6. Kinematika subdukcije

Kinematski parametri

U osnovi kinematskog modela subdukcije nalaze se vektori brzina „apsolutnih“ kretanja: (a) horizontalnog smicanja dveju konvergentnih ploča i (b) gravitacionog spuštanja donje ploče. U poslednjem slučaju potrebno je uzeti u obzir odgovarajući regresivni roling šarnira subdukovane kore (linija pregiba u rovu). Polazeći od vektora „apsolutnih“ brzina određuju se i relativni pokreti ploča duž subdukcionih zona.

Jedan od kinematskih modela subdukcije u koji su inkorporirani mnogi drugi dao je Dž. Đuji (1980). U tom modelu uključene su mehaničke osobenosti: donje ploče (U), gornje ploče (O) i frontalnog dela gornje ploče (F).

Tri glavna vektora izražavaju brzinu „apsolutnih“ kretanja:

-smer horizontalnog vektora (Vu) ili brzina smicanja donje ploče,

-smer horizontalnog vektora (Vo) ili brzina smicanja gornje ploče,

-smer vertikalnog vektora (Vg) ili brzina gravitacionog spuštanja donje ploče u astenosferu.

Plovnost mlade okeanske litosfere u površinskim uslovima (do blizu granice povećanja gustine na račun faznih transformacija) jednaka je nuli. Ona verovatno postaje znatno veća za stariju litosferu i povećava se sa njenom starošću. Posledica gravitacionog spuštanja je i prateći regresivni roling šarnira subdukcione ploče sa brzinom:

Vr = Vg ctgθ Gde je θ padni ugao ploče blizu površine.

Vektori horizontalnog kretanja litosfernih ploča mogu biti orijentisani kako pod pravim, tako i pod oštrim uglom u odnosu na dubokovodni rov. U poslednjem slučaju smer unakrst pružanja rova čine ravni ovih vektora: Vusinα i Vosinβ, gde su α i β uglovi između vektora i pružanja rova. Suma ovih dvaju komponenti

79

predstavlja brzinu konvergencije ploča u odnosu na pružanje rova. Prva veličina brzine konvergencije ploča određuje se vektorom V dobijenim zbrajenjem Vu i Vo, orijentisanim pod određenim uglom u odnosu na pružanje rova. Ostali vektori kretanja (Vs, Vt i Vb) izražavaju relativna horizontalna kretanja u rovu i na granici koja odvaja gornju ploču od njenog frontalnog dela. U slučaju koso orijentisane subdukcije duž ove granice razvijaju se uzdužni rasedi horizontalnog tipa.

U slučajevima velikih brzina kretanja gornje ploče kao i u slučajevima gde se subdukuje relativno laka ili debela okeanska litosfera, gornja ploča zauzima položaj iza linije šarnira donje ploče i prekriva je (Vosinβ > Vr). Shodno tome formira se zona Beniofa blagog pada (centralni deo Anda). U obema litosfernim pločama preovlađuje kompresija i formiraju se strukture vezane za nju. Suprotno, kada se subdukuje stara i teža ploča obrazuju se uslovi gde gornja ploča (gornje subdukciono krilo) zaostaje pri svom kretanju u odnosu na regresivni roling šarnira donje subdukcione ploče (Vosinβ < Vr). Ovakav kinematski odnos realizuje se po oslabljenim zonama nad zonom subdukcije kada se otvarju međulučni ili izalučni baseni (obodna mora) (eng. Back arc). Ovakav događaj određen je vektorom relativnog kretanja frontalnog dela gornje litosferne ploče Vb.

Razmotreni kinematski modeli predviđaju, uporedo sa pojmom brzina konvergencije V, takođe i pojam brzine subdukcije Vm, kao rezultat zbrajanja u vertikalnoj ravni dva ranije pomenuta vektora: Vu (brzina smicanja donje ploče na nagnutom odsečku iza linije subdukcionog šarnira) i Vg – brzina gravitaciong spuštanja ove ploče u astenosferu. Iz ovoga sledi da je vektor brzine subdukcije orijentisan pod većim uglom nego pad tonuće ploče. Takva brzina subdukcije (Vm = Vu + Vg) određuje smer i brzinu tonuće – donje ploče u omotač (tj., njeno „apsolutno kretanje“ i računa se bez učešća kretanja gornje litosferne ploče.

U radovima iz geotektonike pod brzinom subdukcije obično se podrazumeva jedan od parametara relativnog kretanja litsfernih ploča, u stvari brzina njihove konvergenicje u odnosu na pružanje dubokomorskog rova. Vrednost Vm za razliku od brzine subdukcije bolje je nazivati brzina tonjenja (spuštanja).

Pravilo ortogonalnosti subdukcije

Odavno je zapaženo da se konvergencija litosfernih ploča pri subdukciji odvija pod velikim uglom u odnosu na pružanje rova. Ovo je statistički dokazano i u više od 30% slučajeva taj ugo je veći od 60°. Ako je smer konvergencije određivan ne polovima rotacije već rešenjem fokalnih mehanizama zemljotresa taj procenat je znatno veći. Na taj način empirijski je utvrđena približna ortogonalnost subdukcije.

Kako se pretpostavlja, prilikom postepenog rotiranja gornjeg krila subdukcije (a samim tim i konvergentne granice ploča) dužno je da se saglasno tome menja i pravac subdukcije što je i dokumentovano formiranjem okeanske litosfere koja je markirana odgovarajućim magnetnim anomalijama. Posledica je raspad jedinstvene subdukovane ploče na manje delove koji se kreću u različitim smerovima (primer: ploča Faralon u kasnom mezozoiku kada je od nje formirano nekoliko manjih ploča kao što su Huan de Fuka, Koks, Naska).

Primarnost orijentacije dubokovodnih rovova i prilagođavanje njima

80

(sekundarnost) orijentacije vektora subdukcije najočevidniji su za aktivne kontinentalne obode andskog tipa. Za sisteme ostrvskih lukova, posebno okeanskih, u mnogim slučajevima mogući su i obrnuti slučajevi. Ako spoljašnji faktori jako menjaju smer subdukovane ploče, tada dolazi do odumiranja prethone subdukcione zone i formiranja nove.

Uticaj globalnih odnosa u sistemu litosfera - astenosfera na kinematiku subdukcionih zona

Kako je već istaknuto, većina savremenih subdukcionih zona razvijena je oko Tihog okeana. Davno je zapaženo da postoji asimetrija ovih subdukcionih zona. Na zapadu gde se stara i teška okeanska kora strmo spušta u omotač, subdukcija se odvija po sistemu ostrvskih lukova, međulčnih i izalučnih basena. Na istoku, relativno mlada i okeanska kora male gustine, blago se spušta u omotač pod kontinentalni obod andskog tipa, gde se iza vulkanskog pojasa pretežno formiraju kompresione strukture. Kao glavni razlog različitosti ovih subdukcija mnogi smatraju globalno kretanje litosfernih ploča u odnosu na astenosferski tok u zapadnom smeru. Takvo ponašanje litosfernih ploča moglo bi biti prozrokovano plimatskim dejstvom, a takođe i režimom rotacije Zemlje. To je i potvrđeno i brzinama apsolutnog kretanja ploča (i njihovih granica) sračunatih u odnosu na „vruće tačke“. Smatra se da se Atlanska i tihookeanska osa širenja okeana (spreding) pomera na zapad i pri tome je brzina širenja okeana na njegovom zapadnom delu veća nego na istočnom. Za kontinentalne ploče koje okružuju Tihi okean, takav zapadni drajf sabira se sa vektorima njihovog centrifugalnog kretanja u sistemu raspada Pangee. To povećava brzinu nadiranja severne i južnoameričke ploče na istočno krilo litosfere Tihog okeana. Za evroazijsku ploču, naprotiv, vektori su usmereni jedan prema drugom i osmatrana ekvatorijalna kretanja su bliksa nuli. Tihookeanska osa spredinga se na taj način približava istočnom okruženju okeana gde je na južnom delu razloma Mendozino već ušla pod obod kontinenta. Na suprotnom – zapadnom obodu Tihog okeana znatno udaljenom od ose spredinga u zonu subdukcije dolazi zrela okeanska litosfera velike gustine. Njena subdukcija praćena je gravitacionim spuštanjem u astenosferu i imla je kao posledicu pomeranje dubokomorskog rova prema okeanu što je prouzrokovalo rotaciono kretanje astenosferske materija u odnosu na litosferu. U uslovima stabilnog položaja kontinentalnog oboda to je dovelo do otvaranja međulučnih i izalučnih basena, koji su nastali ekstenzijom i spredingom iznad zone subdukcije, gde su kako se pretpostavlja locirane uzlazne struje astenosferskog materijala.

Geneza i kinematika ostrvskih lukova

Tektonski uslovi koji obezbeđuju nastanak ostrvskih lukova i njihova zakrivljenost bila su predmet mnogih istraživanja i još nisu u dovoljnoj meri jasni. Jedno od prvih mišljenja potiče od Leika, koji je smatrao da se oblik ostrvskog luka formirao kao posledica preseka zemljine sfere sa nagnutom površi. Ovo je kasnije bilo u suprotnosti sa seizmološkim i drugim geofizičkim podacima. Drugu „geometrijsku“ hipotezu predložio je Frenk (sličnu), i došao do zaključka da je radijus krivine u direktnoj zavisnosti od pada, proporcionalno sinusu polovine tog ugla.

Još početkom prošlog veka Hobs je pretpostavio da se tokom razvoja luka krivina povećava. Saglasno poznatom modelu Kariga, ta izvijenost je posledica

81

izdizanja astenosferskog dijapira ili ostrvskog luka, a nad zonom subdukcije.

U zapadnom delu Tihog okeana mogućnost otvaranja izalučnih basena povezana je sa regresivnim rolingom šarnira subdukcione zone.

Luk bi mogao biti i pravolinijski u slučaju istih brzina subdukcija na čitavom njegovom pružanju. Suprotno, kada su brzine različite formira se zakrivljenje. Relativno debela i laka kora se takođe suprotstavlja subdukciji i pruža otpor u sistemu ostrvskog luka što se odražava na njegov izgled.

Edukcija kao mogućni kinematski efekat konvergencije

Sudeći po magnetnim anomalijama dna okeana tokom mezozoika i kenozoika, dolazilo je i do ulaska srednjookeanskih grebena u zonu subdukcije i prekrivanja istih gornjom pločom. U gornjoj ploči iznad subdukovanog srednjookeanskog grebena ispoljava se toplotna, magmatska i deformaciona aktivnost kao posledica izdizanja i devergencije astenosferskog materijala u dubini (primer: oblast Basena i gorja, plato Kolorado).

U slučaju da je srednjookeanski greben uvučen u subdukciju i da njegova brzina širenja nadmašuje brzinu spuštanja grebena pod kontinent, onda produžena divergenicja može izneti ponovo na površinu tektonite i metamorfite, koji su obrazovani u ranijoj subdukciji. Ovakav proces naziva se edukcija (lat. Eductio – izvlačenje). Ekshumacija ispod gornje ploče ranijih subdukcionih zona mogućna je i bez učešća širenja srednjookeanskog grebena i to u slučaju oštre promene relativnog kretanja ploča, ako ortogonalnu subukciju zameni koso orijentisana subdukcija ili čak i transformno smicanje ploča. Ukoliko je subdukciona granica nepravilna (iskrivljena, uglasta), onda pri longitudinalnim – transkurentnim smicanjima ploča, takođe može doći do edukcije manjih delova okeanske ploče ispod gornje ploče. Tamo gde je brzina spredinga manja od brzine subdukovanja srednjookeanskog grebena do edukcije ne dolazi.

Jedan od najlepših primera edukcije smatra se poznati francska kanski kompleks Kalifornije. To je u osnovi melanž izgrađen od dubokovodnih sedimenata (turbidita) i ofiolita. Karakterističan metamorfizam u faciji plavih škriljaca sa glaukofanom asocira na visoki pritisak i nisku temperaturu, što je svojstveno sploljašnjem pragu metamorfnih pojaseva subdukcionih zona. Pretpostavlja se da je edukcija melanža i metamorfita počela još u donjem miocenu i da se proširivala saglasno napredovanju kontinentalnog oboda Amerike preko istočno – tihookeanskog grebena. Na dalje, desni transkurentni razlom San Andreas skratio je pružanje edukcione granice Tihookeanske i Severnoameričke ploče i danas je sačuvano samo na jednom manjem odresku na dužini od oko 150 km, od Kejp-Mendozina do Point Arene.

Pretpostavlja se, da je u nekim subdukcionim sistemima posebno mladim, pojava plavih škriljaca metamorfnih pojaseva nije posledica njihovog otkrivanja erozijom, već edukcijom.

5.2.7. Tektonski režim subdukcije

Proučavanjem savremenih subdukcionih zona uočeni su različiti tektonski

82

efekti uzajamnog dejstva litosfernih ploča. U zavisnosti od toga, razlikuju se tri subdukciona režima: (1) režim subukcione akrecije, (2) režim subdukcione erozije i (3) neutralni režim.

Režim subdukcione akrecije

U početku kada je definisan pojam subudkcije pretpostavljeno je da kraj gornje ploče predstavlja veliku prepreku koja zadržava i „struže“ nelitifikovane sedimente na tonućoj donjoj ploči. Pri tome, slojevi obrazuju nabore koji su jako iskraljuštani sa padovima raseda u smeru subukcije. Na taj način formira se tzv., akreciona prizma. Ona ima složenu izoklinu i kraljušastu građu i na taj način nadograđuje kontinentalni obod ili ostrvski luk.

Novija istraživanja su pokazala da se na površini donje ploče zadržava samo deo sedimentnog materijala, dok se drugi deo subdukuje. Nekada svi sedimenti budu uvučeni u subdukciju i u omotač.

Što se tiče mehanizma obrazovanja akrecione prizme smatra se da na to ima veliki uticaj sa jedne strane „buldozersko“ i dejstvo gornje ploče, a sa duge strane stalno podvlačenje sedimenata pod akrecionu prizmu gde dolazi do njihovog odslojavanja sa okeanske kore i samim tim do narastanja prizme. Kod geneze akrecionih prizmi trebalo bi uzeti u obzir i reološke parametre akrecionog kompleksa sa visokim sadržajem vode.

Kod geneze akrecionih prizmi koristi se i model koji su sedamdesetih godina prošlog veka predložili Karig i Sile, a on počiva na klinastom utiskivanju stalno novih porcija sedimenata koji podupiru i izdižu starije delove prizme. Stoga, pad slojeva idući na više raste i pojavlju se sve stariji delovi akrecione prizme.

Ponekad je izoklino-kraljušasti akrecioni kompleks usložen melanžiranjem, zatim pojavom glinovitih dajkova i grajzenskih vulkana. U najvišim delovima akrecione prizme gde su slojevi strmiji, mogu se javiti navlake sekundarnog porekla koje prethodne strukture seku pod oštrim uglom i imaju istu vergencu. U pozadini akrecionih prizmi, kasnije, može da dođe do naborno-rasednih deformacija suprotne vergence.

Subudkciona akrecija odvija se kako na račun pokrova okeanske kore (uglavnom pelaški i semipelaški sedimenti) tako i na račun tvorevina dubokomorskog rova (uglavnom turbidita). Vrlo često oni se i smenjuju. Odnos materijala zavisi od količine turbidita koji dospevaju u rov, a to je određeno klimatskim i drugim fizičko-geografskim uslovima.

U većini slučajeva širina akrecione prizme ne prelazi prvih desetak kilometara. Međutim, ima primera gde iznosi stotine kilometara (Barbados u sistemu Malih Antila, oko 300 km).

Režim subdukcione (tektonske) erozije

Davno je utvrđeno da je uzrok moćnog andezitskog vulkanizma na tihookeanskom obodu Amerike materijal sialične kore uvučen u subdukcione zone i tektonski transportovan u dubinu u oblast obrazovanja magmi. Proces razaranja

83

gornje ploče i uvlačenje tog materijala u subdukciju nazvan je tektonska erozija ili subdukciona erozija (raniji nazivi: abrazija, korozija, erozija). Za razliku od subukcione akrecije koja je jasno markirana stvaranjem akrecionog kompleksa, o subdukcionoj eroziji svedoči malo pouzdanih podataka (neki važniji istorijsko-geološki elementi, geohemijske osobenosti vulkanita).

Postoje dva načina ispoljavanja subdukcione erozije: (1) erozija donjeg dela gornje ploče kao posledica interakcije sa donjom pločom i (2) (bazalna erozija) devastacija prednjeg kraja gornjeg krila (frontalna erozija).

(1) Bazalna erozija pretpostavlja mehaničko dejstvo subdukovanja (donje) ploče na donju površ gornje ploče. Na taj način smanjuje se debljina gornje ploče u zoni subdukcije i erozije i dolazi do spuštanja ploče. Saglasno nagibu erodovanog dela donje površine skraćuje se i odstupa prednji kraj gornje ploče. Efektivnost ispoljavanja bazalne erozije je direktno zavisna od trenja litosfernih ploča i brzine kretanja ploča u zoni subdukcije. Trenje litosfernih ploča uljučenih u subdukciju zavisi od mnogo faktora. Na osnovu seizmičnosti utvrđeno je da trenje raste sa smanjenjem starosti, a time i gustine subdukovane okeanske litosfere. Ona je relativno velika i kada je Beniof zona blagog pada. Tektonskoj bazalnoj eroziji doprinosi takođe i tektonski reljef subukovane litosfere. Velika količina sedimenata na subdukovanoj litosferi snižava sile trenja.

(2) Frontalna erozija se pojavljuje tamo gde se na površini subdukovane ploče obrazuje raščlanjeni tektonski reljef: sistemi grabena i horstova. Tom prilikom, tokom njenog gravitacionog spuštanja materijal obrušen i klizan sa kontinentalne padine ili ostrvskog luka zapunjava te garbene na površini okeanske kore i biva kasnije uvučen u dubinu subdukcione zone. Intenzivnost procesa kontrolisana je ukupnim delovanjem dva faktora: (1) raščlanjenošću tektonskog reljefa i (2) mehaničkim svojstvima stena koje izgrađuju padinu dubokovodnog rova u oblasti ostrvskog luka ili aktivnog kontinentalnog oboda andskog tipa.

Neutralni režim subdukcije

Postoje subdukcione zone u kojima nema formiranja akrecionih prizmi, a takođe ne postoji ni erozija. Ovakav tip predstavlja neutralni režim subdukcije. Za ovaj prvi slučaj pokazatelj je visok porni pritisak u sedimentima čime je omogućeno da oni slobodno ulaze u subdukcionu zonu. Za drugi slučaj (odsustvo erozije) pokazatelj je da na kontinentalnim obodima nema većih spuštanja.

5.2.8. Segmentacija subdukcionih zona

Segmentacija je svojstvena u gotovo svim savremenih subdukcionim zonama. Po pravilu, jasno izraženi segmenti pružanja su prvih 100 m, međutim u okviru njih postoji i veći broj manjih segmenata.

Segmentacija subdukcionih zona određena je mnogim faktorima, a pre svega heterogenošću subdukovane ploče, promenom kinematskih parametara na preseku transformnih raseda sa dubokovodnim rovom i heterogenošću gornje ploče.

Uticaj heterogenosti subdukovane ploče

84

Saglasno pravilu ortogonalnosti subdukcije konvergetna granica je presečena transformnim rasedima, koji dolaze do dubokovodnog rova, gde se pri tome, subdukuju diferencijalno i delovi okeanske ploče različite starosti, koji takođe imaju različitu debljinu, srednju gustinu, temperaturu i mehaničke karakteristike.

Kada transformni rased preseca konvergentnu granicu to podrazumeva i različitost pada subdukovane ploče, naprezanja i sl. Osim toga, često se bočno po rovu menja i njegova dubina što utiče na akumulaciju turbidita. Menja se rastojanje od rova do vulkanskog pojasa, njegova širina i sastav lava. Poprečno na ostrvski luk ili aktivni obod andeskog tipa obrazuju se rasedi horizontalnog tipa.

Uloga heterogenosti okeanske litosfere (donje ploče) kod segmentacije naročito je velika kada u zonu subdukcije dođe aseizmički greben i podvodni plato. U takvim slučajevima iznad subdukovane zone dolazi do promene ili potpunog prekida vulkanizma, a iza vulkanskog pojasa ispoljava se kompresija praćena formiranjem reversnih raseda, kraljušti, navlaka i izoklinih nabora.

Kod koso orijentisane subdukcije okeanske ploče njeni transformni rasedi pomeraju se duž rova i stoga ne predstaavljaju granice segmenata.

Uticaj heterogenosti gornje ploče

Građa gornjeg krila subdukcione zone pre svega debljina i sastav u dobroj meri utiču na segmentiranost subdukcionih zona. Debljina gornjeg krila utiče, na primer, na različitost ispoljavanja vulknizma. Zatim, veoma je važan i sastav: da li se subdukuje okeanska pod okeansku ili okeanska pod kontinentalnu koru, sve to utiče na građu subdukcionih zona od sedimentacije do magmatizma.

5.3. Obdukcija

Kao što je već rečeno normalno uzajamno dejstvo ploča na konvergentnim granicama izražava se subdukcijom. Samo mestimično i na kratko vreme javljaju se takvi tektonski uslovi prilikom kojih okeanska litosfera biva izdignuta i nagurana ili na drugi deo okeanske litosfere ili na kontinentalni obod. O tome svedoče fragmenti okeanske litosfere veličine desetak do prvih stotina kilometara, koji leže u vidu blagih tektonskih pokrova (ofiolitski alohtoni) preko sedimentnih ili vulkanskih formacija pasivnog ili aktivnog oboda. Ovakav proces naziva se obdukcija.

Danas se proces obdukcije nigde ne odigrava. Mogućno je da će u bližoj budućnosti taj proces početi na spoju čileanskog grebena sa andskom marginom (gde se još u pliocenu tako nešto i desilo).

Termin obdukcija uveo je Kolman (1971). U većini slučajeva utvrđeno je da do obdukcije dolazi vrlo brzo nakon obrazovanja okeanske litosfere kada je litosfera još relativno mlada, tanka, ne ohlađena, male gustine i visokog hipsometrijskog položaja. Ovaj poslednji uslov je jedan od najneophodnijih da bi do subdukcije došlo.

U fragmentima koji su nagurani preko kontinentalne margine nalaze se

85

delovi gornje okeanske litosfere: cela kora (sedimentni sloj, bazaltni i doleritski, gabroidni i raslojeni ultrabaziti) i nekoliko kilometara (do 10) peridotita gornjeg omotača. To znači, da je tokom obdukcije moglo doći do delaminacije gornjih delova okeanske litosfere koji su nagurani na kontinentalni obod, a ostali deo peridotita je subdukovan i u dubini deformisan. Delaminacija gornjih delova litosfere otpočinje u uslovima okeanskog dna kada se pri kompresiji formiraju površi smicanja koje se transformišu u navlake i u mnogim slučajevima duž ovih površi dolazi do udvajanja profila gornjih delova okeanske litosfere i takav paket može biti obdukovan na kontinentalni obod (Anatolija, Mali Kavkaz).

Obdukcija je po pravilu praćena dinamometamorfizmom i termometamorfizmom koji su posledica aktivnosti vrućih peridotita (donji delovi litosfere) na stene autohtona. U slučaju udvajanja delova okeanske kore metamorfizam je prisutan u bazi donje okeanske kore. Ovo su tzv., bazalni metamorfni oreoli. Na samom kontaktu odbukovane i donje ploče nalazi se milonitska zona, iza nje sledi metamorfni oreol debljine nekoliko stotina metara (amfiboliti, mafitski granuliti koji na niže prelaze u zelene škriljce, a zatim u nemetamorfisane vulkanite i sedimentne stene). Metamorfni oreol je formiran u uslovima srednjih (500-850o) ili visokih(700-1000o) temperatura i pritiska od 5-10 kbar.

Geodinamički mehanizmi obrazovanja obdukcije su različiti. Izdvojena su dva osnovna tipa: obdukcija na obodu okeanskog basena i obdukcija pri zatvaranju basena okeanskog tipa.

5.3.1. Obdukcija na obodu okeanskog basena

Ovakav tip obdukcije prisutan je i kod aktivnih i kod pasivnih oboda. On se ispoljava na dva načina:

(1) Dolaskom srednjookeanskog grebena u zonu subdukcije, pod aktivni kontinentalni obod andskog tipa. Jedan od uslova u tom slučaju je paralelnost srednjookeanskog grebena sa obodom kontinenta. Tokom ovog procesa kontinentalna kora prekriva krilo srednjookeanskog grebena koje joj dolazi u susret. Drugo krilo grebena tada biva prebačeno preko kontinentalne kore. Daljim zbližavanjem ploča moguće je obnavljanje subukcije, ali na kontinentu u vidu pokrova ostaje deo okeanske litosfere. Veoma je verovatno da se kod ovakovog mehanizma, odvajanje paketa budućeg autohtona odvija na granici još sasvim tanke litosfere i astenosfere.

(2) Do obdukcije može doći ako se u blizini pasivne margine formira subdukciona, ona sa padom od kontinenta ka okeanu (Murs, 1970). Napredovanjem subdukcije, granično područje okeanske i kontinentalne litosfere približava se dubokomorskom rovu i tada nastupa momenat kada se obod kontinenta spušta pod krilo ostrvskog luka. Mala gustina granitnog sloja kontinentalne litosfere suprostavlja se spuštanju u astensferu, pa dolazi do njenog izostatičkog reagovanja izdizanjam zajedno sa delovima okeanske kore koji se nalaze na njoj. Tokom dalje konvergencije formira se nova zona subdukcije i pasivan obod transformiše u aktivan.

Ovakav mehanizam je uverljiv kada su preko glavnog ofiolitskog alohhtona

86

(gde je prisutna normalna okeanska kora – osnova predlučnih struktura) nagurani vulkaniti ostrvskog luka. Međutim, najčešće su oni malo zastupljeni ili čak odsustvuju. Verovatnije je stoga, da u takvim slučajevima uslovi neophodni za obdukciju nisu kolizija sa ostrvskim lukom već stanje i uslovi kompresije. U okeanskoj litosferi, u blizini kontinentalnog oboda, obrazuju se površi regionalnog smicanja duž kojih dolazi do delaminacije okeanske litosfere. U daljem procesu jedno krilo okeanske kore počinje da se podvlači pod drugo što se može smatrati kao začetak subdukcione zone i ako je ona nagnuta od kontinenta tada može doći i do pojave obdukcije kako je to već izneto po modelu Mursa. Pri tome prisustvo i intenzitet vulkanizma zavise od toga da li je i koliko subdukciona zona dospela do dubine u kojoj se generiše magma.

Zone subdukcije nastale na ovakav način u blizini pasivne kontinentalne margine poseduje određene geodinamičke specifičnosti. Tako na primer, kod alohtonog ofiolitskog masiva Trodos (na Kipru) utvrđeni su paraleleni dajkovi i druge strukture kao i specifičan geohemijski sastav (boniniti) što sve zajedno upućuje na spreding iza ostrvskog luka. Ovakvi ofioliti obrazovani iznad subdukcionih zona označeni su kao suprasubdukcioni i formirani su u uslovima jake tenzije. (Pirs, 1984).

5.3.2. Obdukcija nastala pri zatvaranju basena okeanskog tipa

Mnogi obukovani ofiolitski šavovi Sredozemno-himalajskog ubranog pojasa proizvod su zatvaranja malih okeanskih basena (sličnih Crvenom moru ili Tasmanskom moru). Ako je otvaranje ovih basena brzo zamenjeno njihovim zatvaranjem (ekstenzija zamenjena kompresijom) tada visoki toplotni fluks pogoduje delaminaciji litosfernih ploča. Relativno visok položaj mlade okeanske kore i nizak stepen istanjene kontinentalne kore na kraju takvih basena omogućavaju pojavu obdukcije. Kod potpunog zatvaranja ofiolitski šav se izdiže, a na dnu susednih epikontinentalnih basena formira se površ duž koje se dalje gravitacionim putem obezbeđuje kretanje obdukovanih plasa.

Vrlo detaljnu analizu mogućih tipova obdukcije dao je Đui (1976). Izdvojio je šest situacija u kojima je mogućna obdukcija i svaka od njih je sa dva ili više varijanti.

-Kompresiono teleskopiranje na kontinentalni obod Atlanskog tipa

-Obdukcija ofiolitskih plasa kao posledica parcijalne subdukcije Atlanske margine

-Obdukcija kao posledica kolizije Atlanske margine i ostrvskog luka

-Obdukcija kao proizvod gravitacionog kliženja okeanske kore na kontinentalnu marginu Atlanskog tipa

-Obdukcija kao proizvod transformacije srednjookeanskog grebena u zonu subdukcije

-Obdukcija kao posledica interferencije širenja u domenu srednjookeanskog grebena i subdukcione zone

87

-Obdukcija u domenu obodnog mora

-Obdukcija okeanske kore obodnog mora na kontinentalni obod

-Obdukcija iz domena obodnog mora na ostrvski luk

-Obdukcija ostrvskog luka na kontinent

-Obdukcija nastala tokom kontinentalne kolizije.

5.4. Kolizija

Kada se na konvergentnoj granici sa obe strane nađe kontinentalna litosfera, tada se relativno lak sialični materijal ne spušta u omotač, već istupa u aktivno mehaničko uzajamno dejstvo. Jaka kompresija formira složene strukture i orogen. Tokom ovakvih procesa dolazi do unutrašnjeg tektonskog raslojavanja litosfere, formiranja plasa koje su izložene horizontalnim kretanjima i disharmoničnim deformacijama. U uslovima jakog tektonskog suženja i zadebljanja zemljine kore obrazuju se i palingeni graniti. Ovakvi procesi u domenu konvergentnih granica nazvani su kolizijom. Neki istraživači smatraju da je ovo poseban tip subdukcije koji označavaju kao aplinotipna subdukcija (A-subdukcija). Uporedo sa kolizijom kontinent-kontinent, javlja se i kolizija tipa kontinent-ostrvski luk ili kolizija dva ostrvska luka.

Obrazovanje kolizionih zona mogućno je i prilikom sažimanja relativno uskih basena crvenomorskog tipa, čije je zatvaranje obično praćeno obdukcijom ofiolita. Znatno je češći slučaj zbližavanja kontinentalnih jedinica koje okružuju veće basenske prostore sa odgovarajućom subdukcijom na njihovim obodima. Ovakvo zbližavanje završava se prelaskom subdukcije u koliziju posle potpune konzumacije okeanske kore u omotač (danas granica Evroazije i Australije). U prošlosti kolizioni procesi koji još nisu završeni prisutni su na granici Indijske i Evroazijske ploče (Tibet, Himalaji), Jadranske i Evropske ploče (Alpi) i dr.

Uporedo sa naborno-navlačnim deformacijama za kolizione zone karakteristična je i pojava metamorfizma visokog stupnja.

O zagrevanju koje je posledica porasta debljine zemljine kore svedoče i utiskivanja granita palingenog tipa. Ovakvi graniti vezani za koliziju nazivaju se kolizioni graniti ili S-graniti (sedimentry). Oni se razlikuju od tzv., subdukcionih granita ili I-granita (igneous).

Tokom konvergencije litosfernih ploča heterogene građe izgrađenih od kontinentalnih i okeanskih delova, a takođe i prilikom konvergencije kontinentalnih oboda sa nekoliko različitih ploča i mikroploča zapažaju se po pružanju konvergencijske granice prelazi: od kolizionih zona ka subdukcijskim i obratno (primer: Timorsko - Australijska kolizija – Sundska subdukcija; Alpidi i Dinaridi (kolizija) – helenidi (subdukcija).

5.5. Aktivni kontinentalni obodi

Aktivni kontinentalni obodi su zantno složenije građe i razvoja nego pasivni. Njihovo glavno obeležje je prisustvo aktivne i nagnute subdukcione zone

88

sa kojom je povezana ne samo seizmičnost već i magmtska delatnost, naborno-navlačne deformacije i metamorfizam. Aktivni obod se nalazi u okviru te zone i zauzima prostor između konvergntne granice ploča s jedne i kontinenta s druge strane.

Izdvojena su dva tipa aktivnog oboda : (1) perikontinentalni (istočno-tihookeanski ili andski) i (2) aktivni obod sa ostrvskim lukovima ili zapadno-tihookeanski.

Prvi tip aktivnog oboda je relativno jednostavan. Idući od okeana ka kontinentu čini ga strukturni niz: dubokovodni rov sa strmom unutrašnjom stranom koja je istovremeno i kontinentalna padina i uski šelf, obod kontinenta je izdignut i u njega je inkorporiran vulkansko-plutonski pojas. Tipičan primer savremenog aktivnog oboda ovog tipa jeste istočno-tihookeanski, u okviru kojeg se prostiru visoki planinski venci Anda (otuda i drugi naziv za ovaj obod – andski).

Drugi tip aktivnog oboda je mnogo složeniji. Tu su uključeni sledeći strukturni elementi, (idući od okeana ka kontinentu): (1) periokeansko izdignuće, (2) dubokovodni rov, (3) vulkanski ostrvski luk, (4) dubokovodna depresija obodnog mora i (5) pravi kontnentalni obod koji se malo razlikuje od pasivnog.

Periokeansko izdignuće se nalazi između dubokovodnog rova i abisalne ravnice. U odnosu na dno okeana izdignuto je prvih stotinu metara i izgrađeno je od prave okeanske kore normalne debljine. Poreklo ovog izdignuća vezano je za kompresiju, odnosno savijanje okeanske litosfere u domenu njenog spuštanja u zonu subdukcije. Strana periokeanskog izdignuća nagnuta prema dubokovodnom rovu (prelaz ka spoljašnjoj strani rova) često je ispresecano rasedima gravitacionog, a ponekad i reversnog karaktera (sa kretanjima krila prema rovu).

Dubokovodni rov je jedan od najupadljivijih elemenata građe aktivnih oboda uopšte i tesno je povezan sa vulkanskim lukom. U planu ima lučni izgled. Pruža se više stotina kilometara, nekad i više do 1 000 km. Dubina rova dostiže i 11 km (Marijanski rov 11,22 km – najveća dubina svetskih mora i okeana). Dubina rova u velikoj meri zavisi od toga koliko je rov ispunjen sedimentima.

U poprečnom preseku rov ima V-oblik, ali je uvek znatno asimetričan: unutrašnja strana je strmija i viša nego spoljašnja (ona koja je bliža okeanu). U osnom delu rova na površinu izlazi seizmofokalna zona. Ona je u aktivnom obodu zapadno-tihookeanskog tipa (sa ostrvskim lukovima) strmija nego kod istočno-tihookeanskog (bez ostrvskih lukova). Prema seizmičkim podacima utvrđeno je da se fenomen subdukcije od rova pa na dalje ispod gornje ploče može pratiti na rastojanju od 40 km (Kurilska ostrva) pa sve do 200 km (Aleutski luk).

Unutrašnja strana rova je posebno interesantna jer ona može predstavljati oblast formiranja akrecione prizme (klina) čija širina ponekad može dostići i 300 km (Barbados). U drugim slučajevima akreciona prizma je relativno uska (Marijanski rov) ili potpuno odsustvuje, što znači da se okeanska kora zajedno sa sedimentnim pokrovom u potpunosti apsorbuje u subdukcionoj zoni tj., ulazi u omotač. Osim toga, u nekim oblastima neposredno u blizini ose rova na njegovoj unutrašnjoj strani mogu biti otkrivene i starije tvorevine. To znači da se ovde

89

umesto akrecije odvijala tektonska erozija oboda kontinenta ili ostrvskog luka.

Rastom akrecione prizme njeni stariji delovi mogu se naći iznad nivoa okeana i obrazovati tzv., spoljašnji nevulkanski luk. Između spoljašnjeag i glavnog vulkanskog luka nalazi se frontalna depresija (engl. Forarc basin). Ona je ispunjena sedimentima koji vode poreklo sa nevulkanskog i vulkanskog luka, a predstavljeni su terigenim tvorevinama, posebno grauvakama. Oni diskordantno leže preko podinskih naslaga akrecione prizme, deformisane su ali znatno slabije od podinskih akrecionih tvorevina. Postoje slučajevi kada spoljašnji luk nije tako morfološki izražen, već je zamenjen prelomom, odsekom na strani rova, a predlučna depresija tarasom na toj padini. Međutim, konstatovane su i relativno potpuno ravne strane rova. U domenu nekih ostrvskih lukova (na primer: japanskog), na unutrašnjoj strani rova prisutni su gravitacioni razlomi superponovani na ranije kompresione strukture karakteristične za akrecione klinove.

Vulkanski luk se pruža paralelno rovu na rastojanju od 200-300 km.Ovo rastojanje zavisi od nagiba subdukovane ploče. Širina vulkanskog pojasa nije veća od 50 km, i ona je promenljiva kategorija.

Postoje dva tipa vulkanskih lukova: ensimatični i ensijalnični.

Ensimatični luk se formira na okeanskoj kori, često na mestu transformnog raseda kada se jedno krilo sa starijom korom podvlači pod drugo izgrađeno od mlađe kore i tako formira subdukcionu zonu. U početku, vulkaniti ensimatičnih lukova obično su predstavljeni bazaltima i boninitima. U kasnijem stadijumu razvoja ovih lukova počinju preovladavati andezito-bazalti ili andeziti, ređe i kiseliji derivati. Primeri mladih ensijaličnih lukova su Južnosendvički (Skoti), Tonga-Kermadek, a starijih Marijanski i Aleutski.

Ensijalnički luk se formira na kontinetalnoj kori, obično kori mikrokontinenta odvojenih od kontinenta riftogenim procesima i spredingom. Takvi su danas japanski, kamčatski, delimično filipinski i drugi lukovi. Vulkaniti ensijaličnih lukova pripadaju takođe kalk-alkalnoj seriji, međutim među njima preovlađuju andeziti i još kiselije stene kao što su daciti i rioliti, što se objašnjava, kao i zbog povećanog sadržaja radioaktivnog stroncijuma, kontaminacijom stare kontinentalne kore. U još poznijem stadijumu razvoja ovih lukova povećava se sadržaj alkalija.

U bazi vulkanskih lukova formiraju se granitoidni plutoni – prvesnstveno dioriti, tonaliti i granodioriti kod ensimatičnih i normalni graniti kod enisijaličnih. Erozijom oni mogu biti otkriveni i na površini i stoga bi se pre moglo govoriti o magmatskim nego o vulkanskim lukovima.

Stene koje izgrađuju osnovu i krila ovih lukova, u dubini, podvrgnute su regionalnom metamorfizmu niskog i umerenog pritiska i srednje i visoke temperature tj., metamorfisane su do facije zelenih škriljaca i amfibolita. U isto vreme, tvorevine akrecionih prizmi obrazovane u uslovima jake kompresije podvrgnute su metamorfizmu viskog pritiska i niske temeperature, za koji je karakteristična pojava glaukofanskih „plavih“ škriljaca. Pritisak neophodan za obrazovanje ovih metamorfita dostiže se na dubinama reda veličina 30 km. Njihova

90

pojava na površini zahteva brzo izdizanje, jer u suprotnom oni se transformišu u zelene škriljce, što je česta pojava, tako da se među zelenim škriljcima nalaze samo relikti „plavih“. Takvi uslovi mogu biti ostvareni tokokm kolizije sa krupnim intralitosfernim okeanskim izdignućima, drugim ostrvskim lukom ili mikrokontinentom kada dolazi do zatvaranja subdukcione zone i pri tome gornji delovi akrecione prizme bivaju izgurani prema površini. U tom slučaju subdukciona zona i dubokovodni rov mogu se preseliti na nov položaj. Iz ovog se vidi da se u domenu ostrvskog luka formira parni metamorfni pojas (Mijaširo). Pojas metamorfita visokog pritiska i niske temperature prostire se bliže okeanu, a pojas metmorfita visoke temperature i niskog i usmerenog pritiska bliže kontinentu. Ovo saznanje omogućuje da se kod paleotektonskih rekonstrukcija utvrdi smer i veličina nagiba subdukcione zone.

Izalučna obodna depresija (engl. Back arc), nalazi se između ostrvskog luka i kontinenta. Može biti znatne dubine (i preko 4 000 metara) i posedovati koru okeanskog tipa sa povećanom debljinom sedimentnog sloja. Čitav niz takvih depresija pruža se danas duž zapadnog dela Tihog okeana, duž oboda Azije i Australije. Mnoge od njih obrazovane su ekstenzionim procesima o čemu svedoči istanjena litosfera, povećan toplotni tok i pojava linearnih magnetskih anomalija u kori morskog dna (Filipinska, Južnokineska i dr.).

Početni stadijum formiranja obodnog mora najbolje se može sagledati na primeru rova Okinava. On je nastao krajem miocena-početkom pliocena iza luka Rjukju u Istočnom kineskom moru. U početku je došlo do jake destrukcije kontinentalne kore, što je bilo praćeno bazaltnim vulkanizmom, a na manjem delu došlo je i do spredinga i obrazovanja okeanske kore.

U Japanskom moru, početkom miocena, a zatim u srednjem miocenu obrazovane su dve zone spredinga (difuzni ili rasejani spreding). Ova pojava karakteristična je za brojne basene kod kojih odsustvuju simetrično raspoređene linearne magnetne anomalije. Nešto slično desilo se u gornjem miocenu – pleistocenu u Tirenskom moru. Ovde su posle faze inicijanog riftovanja, u početku, istovremeno otvorila dva uska troga (difuzni rifting), koja su se u južnom delu mora spojila u jedan. Zatim je došlo do preskakanja ose spredinga ka istoku i otkrivanja novog takvog rova.

Sedimenti akumulirani na dnu obodnih mora su različitog porekla. Na strani prema vulkanskom luku odlažu se prvenstveno produkti njegovog razaranja tj., vulkanogeno sedimentne tvorevine koje poseduju gradacione i turbiditne teksture, što im daje karakter tufogenog fliša. Ponekad one mogu biti i znatne deljine. Na suprotnoj strani, onoj prema kontinentu, formiraju se podvodne akumulativne lepeze. Ovde su takođe razvijeni turbiditi i može se formirati fliš. Ovaj fliš se razlikuje od onog formiranog u perilučnoj zoni po tome što peščari i alevroliti sadrže velike količine kvarca. U centralnim, dubljim delovima basena, odlažu se gline – pretežno montmorionitske, biogeni muljevi i eolske tvorevine navejane sa kopna. U velikim depresijama ovakvog tipa maksimalna debljina sedimenata je na njihovim obodima.

Mehanizam obrazovanja marginalnih depresija još nije u potpunosti jasan. Litosferna ekstenzija bi mogla biti izazvana uzlaznim konveksijskim tokovima astenosfere na šta ukazuje visoki toplotni fluks u domenu ovih basena. Raspored

91

ovakvih obodnih mora izaostrvskih lukova, a time i subdukcionih zona upućuje na vezu izalučnog spredinga i subdukcije. Međutim, ova veza je različito tumačena. Jedan od mogućih modela dao je Karig i to objašnjenje je imalo široku popularnost. Prema tom modelu, zagrevanjem usled trenja dvaju konvergentnih ploča aktivira se sekundarna konvekcija izaostrvskog luka i na uzlaznoj grani dolazi do raskola litosfere, njenog istanjenja i obrazovanja depresije obodnog mora. Iz ovog modela proizilazi da subdukcija istovremno izaziva spreding i vulkanizam. Neki podaci iz oblasti filipinskog luka ne potvrđuju postojanje ovakve direktne veze. Pre bi se moglo reći da se faze vulkanizma i spreidnga naizmenično smenjuju. Osim toga i podaci seizmotomografije upućuju na relativno veliku dubinu rađanja sekundarnih konvekcijskih tokova, što nije saglasno sa modelom Kariga. Na kraju, postavlja se pitanje da li frikciona toplota formirana u domenu subdukcionog sistema može da obezbedi toliku energiju koja bi izazvala sekundarnu konvekciju iza luka, ako je poznato da se ona troši na vulkansku aktivnost?

Drugi model koji je prihvatljiviji za objašnjenje nastanka obodnih mora zasnovan je na činjenici da zone subdukcije tokom vremena pokazuju tendenciju pomeranja unazad prema okeanu sa spuštanjem sve novijih delova okeanske litosfere (engl. roll back). Ovo odstupanje prate na isti način dubokovodni rov i vulkanski luk, a u vezi sa tim procesom je i povećanje krivine luka. Frontalno pomeranje luka izaziva ekstenziju u njegovoj pozadini, dekompenzaciju astenosfere i nastanak „astenosferskog dijapira“, što je praćeno destrukcijom i istanjenjem kore i izalučnim spredingom.

U mnogim slučajevima riftovanju je izložen i sam vulkanski luk. U njegovom aksijalnom delu u početku nastaje rov, a zatim se on može transformisati u zonu spredinga, što dovodi do raskola luka i obrazovanja prvo intralučnog, a zatim i međulučnog basena sa korom okeanskog tipa. Pri tome jedan od lukova, onaj koji se nalazi biže zoni subdukcije, sačuvao je svoju vulkansku aktivnost, a drugi je transformisan u remanentni luk (engl. Remanent arc), u domenu kojeg se kora postepeno hladi i samim tim spušta.

Nisu svi baseni ovakve morfologije (koji se nalaze iza ostrvskih lukova), formirani prema prikazanom modelu. Tako, na primer, postoji kategorija obodnih mora nastalih „ograđivanjem“ od glavnog okeana. Smatra se da je takvog porekla Beringovo more, odnosno Aleutska depresija. Takva obodna mora nastala su kao rezultat pojave nove subdukcione zone u perifernom delu okeana i novog ensimatičnog luka koji je odvojio jedan deo okeana i preobratio ga u obodno more. Međutim, neki novi podaci za područje Beringovog mora (Kuper), idu u prilog osporavanju ovakvog tumačenja geneze obodnih mora.

Potpuno drugačiji tip marginalnih basena karakterističan je za pasivne obode, gde oni nisu ni u kakvoj vezi sa sudukcijom, već za procese transformisanja kontinentalne riftogeneze u okeanski spreding i formiranje okeana altentskog tipa. Takvog porekla su danas mora: Crveno, Labradorsko, Bafinsko, Tasmanijsko, Koralsko i Adenski zaliv. Obrazovanje ovakvih mora dovodi do razdvajanja čitavih kontinenata i mikrokontinenata na čijem suprotnim krajevima se mogu formirati zone subdukcije, a iznad ovih ensijalični vulkansku lukovi. Na taj način postupnost događanja je suprotna ranije opisanim: dakle, prvo se obrazuje obodno more, a zatim zona subdukcije pa vulkanski luk.

92

Zone subdukcije često se formiraju i na obodima krupnih izalučnih basena. Primeri takvih odnosa, danas, su zapadni obod Filipinskog luka u Južnom kineskom moru, zatim na jugozapadnom obodu Novohebridskog luka i južnom okruženju luka Sendvičkih ostrva. Nešto drugačije, ali veoma slično, odvija se u obodnim depresijama Crnog mora i Venecuelanske depresije Karipskog mora. Oba ova basena su prekenozojske starosti, njihov spreding je davno završen, međutim na njihovoj periferiji dolazi do naguravanja susednih ubranih oblasti prema basenu, što je dovelo do formiranja struktura sličnih akrecionim klinovima subdukcionih zona. U ovakivim slučajevima aktivne subdukcije (podvlačenje okeanske litosfere pod kontinentalnu ili sistem ostrvskih lukova), nema, već se odvija suprotan proces naguravanje kontinenta na ploče preko okeanske. Neki ovaj proces označavaju kao pseudosubdukcija.

Kao što se vidi, tipične subdukcione zone mogu se nalaziti na različitim stranama vulkanskih lukova – na strani koja je prema okeanu i na strani koja je prema kontinentu ili istovremeno na obe strane (Filipinski luk).

Proces razvoja struktura na aktivnim obodima tipa ostrvskih lukova ima i svoje analoge na obodima perikontinentalnog – andskog tipa. U tim regionima vulkansko-plutonski pojasevi su formirani na obodu kontinenta. Reč je o ensimatičnim vulkanskim lukovima prvenstveno sa andezitskim vulkanizmom iza kojih se nalazi morski baseni koji se razlikuju od njihovih analoga u sistemu ostrvskih lukova plitkovodnim karakterom i pložajem na prerađenoj kontinentalnoj kori. Tokom dalje evolucije vulkanski lukovi se transformišu u vulkanske pojaseve čiji je sastav različit od vulkanita ostrvskih lukova. Zapažen je veći sadržaj silicije i alkalija i povćanje odnosa Rn86/87. U još kasnijem stadijumu razvoja ovih pojaseva raste sadržaj alkalija. Za takva područja vezani su krupni granitski batoliti (Andi). Slično vulkanitima ostrvskih lukova i ovi magmatski pojasevi u zrelom stadijum svog razvoja podvrgnuti su ekstenzionim procesima i formiranju riftova i kao što su to danas na primer oni u Andima (Kito (Ekvador) i Santjago / Čile).

Riftogeneza i njoj svojstven alkalno-bazaltni ili bimodalni vulkanizam prisutni su i iza vulkansko - plutonskih pojaseva (savremeni primer Patagonija), slično kao kod formiranja obodnih mora zapadnotihookeanskog pojasa ili kako je to bilo na područjuu Mongolije i Zabajkala u gornjem paleozoiju i trijasu.

Poseban tip aktivnog kontinenatalnog oboda su oni transformni konvergentni. Oni su danas prisutni u domenu dva segmenta tihookeanskog oboda Severne Amerike: u severnom, zapadno od Kanade i JI-Aljaske, gde je takav karakter margaine određen transkurentnim rasedom duž arhipelaga Kraljice Šarlot i u domenu Kalifornije! Posebno je interesantan primer transformnog konvergencijskog oboda koji je označen kao Kalifornijski bordlend. On predstavlja deo podvodnog oboda južno od Transverzalnih grebena Kalifornije, koji se nalaze između dva transkurentna raseda: San-Andreaskog, koji je trasiran kopnom i transkurentnog raseda koji ograničava bordlend sa okeanske strana. Između njih i unutar samog borlenda nalazi se još nekoliko transkurentnih raseda koji pripadju istom sistemu. Za njih je vezano obrazovanje nekoliko nizova basena ešelonirano raspoređenih i ispunjenih pliocensko-kvartarnim tvorevinama, između kojih se nalaze izdignuti blokovi izgrađeni od starijih stena. Ovaj bordlend u stvari predstavlja nedavno spušteni deo kontinenta na kojem, u susedstu sa njim, su

93

raspoređeni isti takvi baseni.

Tokom geološke istorije Zemlje dolazilo je do čestih tranformacija kontinentalnih oboda pasivnih u aktivne i obrnuto i prelaza jednog tipa aktivnog oboda u drugi.

Pasivna kontinentalna margina može se transformisati u subdukcionu zonu, odnosno aktivnu marginu na dva načina:

U zrelom stadijumu okeana, okeanska litosfera već jako ohlađena i gusta, gušća od one u domenu srednjookeanskog grebena, počinje da tone i da se spušta u omotač. To se obično dešava u tektonski predisponiranim zonama, na obodima okeana i kontinenata. Izračunato je da je za proces izmene gustine litosfere koja obezbeđuje njeno spuštanje u omotač potrebno 180-200 miliona godina. Otuda u savremenim okeanima čak i Tihom za koji se smatra da je najstariji nema okeanske kore starije od jure i trijasa.

Do transformacije pasivnog u aktivni obod može da dođe i usled promene kretanja ploča, promene stresa unutar okeanskih prostora od ekstenzionog u kompresioni. I tada se aktiviraju tektonski predisponirane zone (rasedi bivših riftova ili transformni rasedi), koje predstavlju začetke subdukcionih zona.

Brojni su primeri prelaska jednog aktivnog oboda u drugi. Tako, na primer, tihookeanski obod Azije krajem jure do srednje krede imao je karakter oboda andskog tipa sa moćnim obodnim vulkano-plutonskim pojasem, koji se pružao od Čuhotke do Kalimentana. U keneozoiku je došlo do transformacije i raspada ovog pojasa i ovaj deo oboda Azije dobio je savremeni izgled sa brojnim ostrvima Severne Amerike počev od kraja jure transformisan je u obod andskog tipa kao što je to i danas.

U geološkoj istoriji Zemlje poznati su slučajevi transformacije aktivnog oboda u pasivni (na primer istočni obod Australije posle trijasa).

Proučavanje savremenih aktivnih oboda ima veliki značaj za bolje razumevanje srednjeg stadijuma evolucije unutrašnjih zona ubranih pojaseva u koje su inkorporirani nekadašnji ostrvski lukovi ensijalični i ensimatični vulkanski i nevulkanski, tvorevine akrecionih prizmi, frontalnih, izalučnih i međulučnih basena. U tradicionalnoj “geosinklinalnoj“ terminologiji ove oblasti su označene kao eugeosinklinale.

Kod paleotektonskih i paleogeodinamičkih rekonstrukcija aktivnih oboda geološke prošlosti najveći dijagnostički značaj ima pročavanje petrohemijskih i geohemijskih karakteristika vulkanita i intruziva, ali i sedimentnih formacija.

5.6. Ubrani pojasevi - orogeni

Najmarkantnije strukture konvergentnih granica litosfernih ploča su ubrani pojasevi – orogeni. Krupni ubrani pojasevi dele ili okružuju stare platforme sa prekambrijskim fundamentom. Dužine su više hiljada kilometara, a širine obično oko hiljadu kilometara.

94

Postoje dva glavna tipa ubranih pojaseva. Jedan od njih je međukontinentalni pojas, nastao na mestu sekundarnih okeana obrazovanih tokom destrukcije srednjopreterozojskog superkontinenta Pangea 1. Ovom tipu pripadaju: Uralsko-ohotski, Sredozemno-morski, Severnoatlantski i Arktički orogen. Drugi je obodnokontinentalni, obrazovan na granici Pangee 1 i njenih fragmenata sa Pantalasom – prethodnicom Tihog okeana (Tihookeanski orogni pojas).

Međukontinentalni pojas završava svoj razvoj potpunom konzumacijom i devastacijom okeanske kore i kolizijom kontinentlnih elemenata koji okružuju okeanske basene. Obodnokontinentalni pojas još nije završio svoj razvoj i okeanska kora Tihog okeana nastavlja da se subdukuje pod orogen takvog tipa. Stoga se prvi pojas označava kolizioni, a drugi kao subukcioni.

5.6.1. Unutrašnja građa ubranih pojaseva

Orogeni pojasevi su vrlo složene građe. Svaki takav pojas predstavlja kolaž različitih struktura: delova kontinenata, ostrvskih lukova, delova okeanskog dna i obodnih mora, unutrašnjih okeanskih izdignuća i dr. Prisustvo starijih blokova reda vličina nekoliko stotina kilometara koji su izgrađeni od prekambrijske kontinentalne kore, odnosno delova srednjoproterozojske Pangee, služi za podelu ubranih pojaseva na ubrane sisteme. Nekada su se ovakvi blokovi označavali kao „središnji masivi“, a danas se nazivaju po analogiji sa sličnim strukturama u savremnim okeanima mikrokontinentima. Urbani sistemi zahvataju prostor između mikrokontinenata ili prostore između mikrokontinenata i sadašnjih kontinenata.

Predgorne (obodne) depresije

Ubrani sistemi su od kontinentalnih platformi često odvojeni depresijama koje su označene kao predgorne ili obodne. Ponekad ove depresije odsustvuju i tada su ubrani sistemi neposredno nagurani na platformu desetinu, a ponekad i stotinu i više kilometara. (Skandinavski i Grenlandski kaledonidi, severni Apalači, delovi Urala). U pojedinim slučajevima odsustvo predgornih depresija vezano je za izdizanje fundamenta susedne platforme.

Šatski razlikuje dva tipa kontakta ubrnih sistema sa platformama: duž predgornih (obodnih) depresija i duž obodnih šavova. Prvi tip karakterističan je za kontakt ubrnih sistema sa tablama, a drugi sa štitovima. Takođe, isti autor je smatao da su obodni šavovi markirani dubinskim razlomima, a postoje mišljenja da se oni nalaze u bazi predgornih depresija gde predstavljau granicu između njenih spoljašnjih i unutrašnjih zona. Kasnije se pokazalo da su ovi šavovi u stvri frontalni – čeoni delovi šarijaških struktura blagog pada i ne nalaze se ispod susednih predgornih depresija.

Predgorne depresije nastaju u pozadinskim – proksimalnim delovima pasivnog oboda kontinenta, u zoni unutrašnjeg šelfa. Počinju se oblikovati istovremeno sa izdizanjem susednog orogena. U početku mogu prestavljati duboke basene u kojim se talože glinoviti i glinovito-silicijski sedimenti. Kasnije, u odgovaraućim klimatskim uslovima, u njima se deponuju evaporiti (aridna klima) ili ugljonosne naslage (humidna klima). Sa napredovanjem rasta susednog orogena depresiju zapunjavaju molasni materijali dospeli sa orogena, ali i sa platforme. Intenzitet spuštanja u domenu predgornih depresija još se povećava paraleno sa

95

navlačenjem preko njih tektonskih pokrova iz domena orogena. Kao proizvod razaranja čeonih delova takvih tektonskih pokrova u depresijama dolazi do deponovanja olistiostromskih naslaga.

Daljom kolizijom orogena i platforme deformacije zahvataju unutrašnje delove predgornih depresija tako da je konačni rezultat takve aktivnosti asimetrična građa pregornih depresija: strmo i jako deformisano unutrašnje i blago i slabo deformisane spoljašnje (ono prema platformi) krilo predgorne depresije.

Spoljašnje zone perifernih ubranih sistema

Građa i razvoj spoljašnjih zona ubranih pojaseva su relativno jednostavni. Znatno su manje složenosti nego unujtrašnje zone orogena.

Osnovno obeležje ovih oblasti je da su raspostranjene na istoj kontinentalnoj kori od koje je izgrađen i fundament susedne platforme. Fundament platforme se kaskadno, po listričnim rasedima, spušta pod sedimentni kompleks spoljašnjih zona ubranih sistema. Ovakav sedimentni kompleks obrazovan je na spoljašnjem šelfu i kontinentalnoj padini i pri koliziji biva odvojen sa fundamenta i premešten na zunatno rasojanje više desetina pa i stotina kilometara prema i preko platforme. Pri takvoj aktivnosti nastaju monovergentne kraljušasto-naborne strukture grupisane u krupne šarijaže. Približavanjem platformi, šarirane strukture dolaze na više hipsometriji nivo. Ponekad u površinskim delovima ovakvih struktura nisu zapažena navlačanje, već samo jako asimetrične antiklinale čija su strmija krila u donjim delovima raskinuta.

Osim glavnih navlačnih struktura usmerenih ka platformi zapažaju se i menje navlake suprotnog smera locirane na blažim krilima nabora. Postoje mišljenja da su glavni navlačni sistemi razvijeni po površima rasedanja nekadašnjih listričnih gravitacionih raseda pasivne kontinentalne margine. Granica spoljašnjih i unutrašnjih zona orogena obično se postavlja po prvom od platforme postavljenom ofiolitskom šavu, ali ovo se mora uzeti samo kao uslovno.

Širina spoljašnjih zona orogena je promenljiva i kreće se od prvih desetaka do prvih stotina kilometara, a nekada i mnogo više (i do 900 km).

Tvorevine koje izgrađuju spoljašnje zone orogena taložene su u uslovima spoljašnjeg šelfa i kontinentalne padine. Njihovi najniži delovi mogli bi biti obrazovani još u riftnom stadijumu razvoja pasivne kontinentalne margine. Od litoloških članova zastupljeni su: šelfni karbonati, peskovito-glinovite tvorevine, evaporiti, glinovito-silicijske stene i (ili) flišne tvorevine kontinentalne padine. Karakteristično je odsustvo magmatizma. Ovakve su oblasti u tradicionolnoj geotektonici geosinklinalnog modela označavanje kao „miogeosinklinalne“.

U distalnim delovima spoljašnih zona mogu se javiti i pokrovi stena kristalastog fundamenta koji su prvobitno izgrađivali izdignuća na spljašnjem kraju šelfa.

Unutrašnje zone orogena

Karakteristike koje će biti prikazane odnose se kako na unutrašnje zone

96

perifernih sistema ubranih pojaseva, tako i na sve unutrašnje zone uključivši i one krajnje unutrašnje oblasti.

Kako je već istaknuto građa unutrašnjih zona orogena je vrlo složena. Njen najkarakterističniji element jesu ofiolitski pokrovi. Oni se prostiru preko sedimentnih tvorevina unutrašnjeg kraja spoljašnjih zona ili neposredno preko njihovog kristalastog fundamenta gde su dospeli procesima obdukcije okeanske kore. Pri tome i fundament i sedimenti (ako su prisutni) pod uticajem toplotnog fluksa ofiolitskog pokrova izloženi su remobilizaciji i metamorfnim promenama.

Ofiolitski pokrovi unutrašnjih zona imaju različito poreklo. Neki od njih obrazovani u području otvorenog okeana, drugi u oblasti obodnih mora, treći u zonama ensimetričnih vulkanskih lukova. U ovom poslednjem slučaju ofiolitski pokrovi prekriveni su vulkanskim kompleksima, mada se često zapažaju i obrnuti odnosi.

U unutrašnjim zonama značajno prisustvo imaju ubrane sedimentno-vulkanogene tvorevine prelučnih, međulučnih i tvorevina distalnih delova sistema ostrvskih lukova. Takođe, zapažaju se i fragmenti sprudnih tvorevina formiranih na „izumrlim“ vulkanskim lukovima i biostrome koje predstavljaju pokrov unutar-okeanskih izdignuća.

U kolizionim – međukontinentalnim orogenima u njihovim krajnjim centralnim ili unutrašnjim delovima često se zapažaju pokrovi kristalastih stena koje su nekada pripadale drugoj strani kontinentalnog oboda basena sa okeanskom korom (na primer: pokrovi kristalinikuma Istočnih Alpa koji vode poreklo sa oboda Jadranske ploče).

Kod obodno - kontinentalnih orogena oblast periokeanskog dela izgrađena je od izoklino i kraljušasto deformisanog kompleksa akrecione prizme, gde je uključen i ofiolitski melanž i režnjevi ofiolita. Vergentnost je po pravilu prema okeanu. Takođe, prisutni su i ofiolitski pokrovi obdukovani i na starije elemente oboda orogena. Karakterističan je i metamorfizam visokog pritiska i niske temerature, a iza takvih zona nalazi se pojas batolita i visokotemeperaturnih metamorfita.

Za periferne sisteme međukontinentalnih ubranih oblasti karakteristična je asimetrična građa koju markira vergentnost prema susednim platformama, a ispoljava se kako je već istaknuto, na unutrašnjim krilima predgornih depresija (izuzetak su Veliki Kvkaz i Pirineji). Tako na primer, ubrani sistemi severne grane Alpsko-himalajskog pojasa navlačeni su prema severu, a južne grane prema jugu. To svojstvo pokazuju i Hercinidi Evrope.

Obodno kontinentalne ubrane pojaseve takođe karakteriše divergentna građa. Ona je posledica s jedne strane podvlačenja okeanske kore pod orogen (subdukcija tipa B), a sa druge strane podvlačenje kontinentalne platforme pod orogen (kolizija ili subdukcija tipa A). Primeri za ovakve odnose su Kordiljeri Severne i Južne Amerike

Postoji velika promenljivost u razvoju i u strukturama ubranih pojaseva duž njihovog pružanja. Menja se njihova širina, unutrašnja građa, raspored

97

mikrokontinenata i ubrnih sistema, amplituda navlačenja i šarniranje, stepen razvoja granitoidnog plutonizma, izraženost metamorfizma, vulkanske pojave, a sa svim u vezi i metalogenetske osobenosti. Do ovih izmena dolazi po pravilu skokovito, duž poprečnih raseda koji imaju karakter transformi. Osim poprečnih, veliki značaj u građi ubranih pojaseva imaju i longitudinalni razlomi sa transkurentnim karakterom kretanja koji su obrazovani u orogenoj etapi.

Sve ove promene vezane su za konfiguraciju granica kolizije u procesu konvergencije ploča i činjenice da pokreti nisu uvek ortogonalni na pružanje ovih granica. Nepravilnost konvergenicjskih granica ispoljava se prisustvom konveksnih i konkavnih frontova ubranih pojaseva i lučnom ispoljavanju delova ubranih sistema. Sve to ide u prilog „uzdužnog tečenja stenskih masa“ u orogenu. Takvo tečenje dovodi do bitinih uzdužnih izmena ubranih strukturnih pojaseva. Tako na primer, u slučajevima sužavanja orogenih pojaseva dolazi do izdizanja šarnira nabora, izdizanja i prostornog povećanja antiklinorijuma i smanjenja sinklinorijuma, zbližavanje osa nabora – njihovo sažimanje (sintaksa). U delovima gde se orogen širi, ose nabora se razilaze (tzv., vigracija), šarniri nabora spuštaju, sinklinorijum proširuju na račun aktiklinorijuma.

Tereni kao delovi orogena

Krajem sedamdesetih i početkom osamdesetih godina ovog veka, na primeru Severno-američkih Kordiljera nastala je koncepcija terena. Najime, utvrđeno je da se unutrašnje zone Kordiljera sastoje od velikog broja blokova razdvojenih razlomima (reversnim, gravitacionim i transkurentnim i navlakama), pri čemu svaki takav blok koji je nazvan teren karakteriše specifičan litološko-stratigrafski stub, tektonski sklop i geološka istorija. Njihovo poreklo je različito. U funkciji terena mogu biti: mikrokontinenti, ostrvski lukovi (vulkanski – ensimatični i ensijalični, nevulkanski, unutarokeanska izdignuća (izometrična, linearne, krupni blokovi). Njihov savremeni položaj u orogenima je sekundaran i rezultat je hjihovog horizontalnog transporta. Neka činjenica upućuje da je tako kretanje moglo iznositi više stotina pa i hiljada kilometara. Mnogi tereni imali su horizontalni transport ne samo upravno na obod kontinenta, već i paralelno ili gotovo paralelno sa njim.

Koncepcija terena ne predstavlja nešto izuzetno novo u okviru koncepcije mobilizma koja inače dozvoljava velika horitzontalna kretanja segmenata zamljine kore i litosfere. Novo je sama činjenica da unutrašnje zona mobilnih pojaseva mogu predstavljati kolaž potpuno stranih, jednih u odnosu na druge, jedinica i da su neke od njih mogle prevaliti put od više hiljada kilometara (poprečno ili paralelno kontinentu), da bi se našle u položaju u kojem se danas nalaze. Prihvatanjem ovakve koncepcije, istrorija Severno-američkih Kordiljera u mezozoiku i kenozoiku se odvija kroz, sukcesivno i postupno pripajanje severno-američkom kontinentu sve mlađih terena, njihovo sjedinjavanje i formiranje složenijih terena. Krajem osamdesetih godina ovog veka koncepcija terena proširila se i na druge orogene.

Pokrovi mikrokontinenata („središnjih masiva“) i strukture orogenog kolapsa

Delovi starih platformi – mikrokontinenti u okeanskoj fazi razvoja jednog mobilnog prostora ili „središnji masivi“, u tradicionalnoj geotektonici inkorporirani

98

u orogen imaju nešto drugačiji razvoj od susednih ubranih sistema koje razdvajaju. U pojedinim delovima orogena stari fundament mikrokontinenata sačuvao je svoju hipsometrijsku disponiranost (izdignutost) i označava se kao masiv. U drugom slučaju fundament je prekriven sedimentnim pokrovom, debljine najčešće nekoliko stotina ređe i hiljadu metara, koji je izgrađen od kontinentalnih ili plitkovodnih morskih tvorevina, često sa učešćem vulkanita kiselih ili povećane alkalnosti. U oblastima masiva mogu postojati i depresije sa povećanom debljinom sedimenata (Češki masiv).

Pokrov masiva je neravnomerno deformisan. Najčešće je iseparisan na blokove, a blokovsku aktivnost (izdizanja i spuštanja) prate i odgovarajuće naborne deformacije, naročito ispoljene u dubljim delovima depresija. U ovakve prostore često su utisnuti i mladi intruzivi. Međutim, u samom fundamentu nalaze se i starije intruzivne stene, karakteristične još za platformnu etapu razvoja.

Veliki deo masiva u orogenoj etapi razvoja mobilnog pojasa može biti izložen spuštanju često veoma intenzivnom i pri tom se transformiše u međuplaninsku depresiju. Ona je ispunjena debelim tvorevinama terigenih naslaga – molasa, koje leže preko fundamenta ili preko pokrova „središnjih masiva“. Međutim, međuplaninske depresije nisu ograničene samo na konture mikrokontinenata („središnjih masiva“), već su spuštanja zahvatila i susedne ubrane sisteme, tako da je baza međuplaninskih depresija heterogena.

Lep primer je Panonski basen, čija osnova je izgrađena od starog bloka (Bihorski ili Tisijsko-dakijski blok), ali i od mlađih ubranih stena mezozojsko-paleozojske starosti. Međuplaninske depresije ovakvog tipa nastaju kao posledica gravitacionog kolapsa orogena izazvanog pre svega ekstenzionim, a zatim i termalnim procesima iza subdukciono-kolizionog fronta koji čine orogen i platforma. Depresije ovakvog tipa ispunjene su obično sa dva paketa naslaga. Stariji paket vezan je za ekstenzione procese, i tanje je zemljine kore i zagrejanu litosferu koju prate brza subsidencija i akumulacija u okviru spuštenih blokova sa strogo definisanim rasednim granicama. Mlađi paket naslaga je proizvod laganih spuštanja prouzrokovanih termalnim procesima – hlađenjem litosfere („posttektonska – termalna spuštanja“).

Svodovski delovi orogenih sistema u kasnijim stadijumima razvoja mogu biti izloženi ekstenziji pri čemu nastaju tzv. epirogeni riftovi. Tako na primer, u severno-američkim Kordiljerima u oligocenu i miocenu obrazovn je poliriftni sistem Basena i Gorja, a na njihovm istočnom obodu rift Rio-Grande. Slični grabeni formirani su u novijoj etapi razvoja Anda, u Ekvadoru (graben Kito), u Boliviji (graben Altiplano), u Čileu (graben Središnje doline). Nešto drugačiji primer je Bečki basen superponovan na spoljašnje zone Alpa i Karpata, jer je nastao u zoni izrazite sinistralne transkurencije duž raseda pružanja SI-JZ.

Destrukcija orogenog sistema u kasnijim fazama može da ide toliko daleko da se u okviru njega riftogenim procesima formira nova kora okenskog tipa i obrazuju unutrašnja mora (primeri: Zapadno Sredozemno more, Ligurijsko more, Tirensko more). Početni stadijum obrazovanja ovakvih depresija je Egejsko more i Panonski basen (koji je završio svoj razvoj na tom stadijumu). U njima nije došlo do potpune devastacije kontinetalne kore i njene zamene okeanskom, već se proces

99

ekstenzije ograničio samo na njeno istanjenje.

Činjenica da je pod skoro svim mladim depresijama zapadnog dela Alpsko-himalajskog pojasa prisutna istanjena kontinentalna kora i povećan toplotni tok, upućuje na mogućnosti izdizanja astenosfere u tim područjima („astenosferski dijapir“). „Astenosferski dijapir“ se često shvata kao primaran, nezavisan od konvergencije ploča koje su dovele do formiranja Alpsko-himalajskog orogena. Međutim, mnogo je verovatnije da on pretstavlja bočni efekat kolizije i da je izazvan disipativnim zagrevanjem litosfere.

5.6.2. Genetski tipovi ubranih pojaseva

Ubrani pojasevi kao najmarkantnije strukture konvergentnih granica litosfernih ploča mogu nastati na različite načine. To sve zavisi od tipa građe graničnih područja i stila interakcije ploča koje stupaju u konvergencijske odnose. Shodno tome izdvojeni su sledeći tipovi orogena: (1) kordiljerskog tipa, (2) andskog tipa, (3) nastali kolizijom kontinenta sa ostrvskim lukom i (4) nastali kolizijom kontinenta sa kontinentom. Vrlo često se u jednom orogenu (naročito izraženo kod međukontinentalnog) nalaze elementi više od jednog genstakog tipa (na primer, orogen sa elemntima kolizije kontinenta sa ostrvskim lukom i andskog tipa i dr.).

Orogeni pojasevi kordiljerskog tipa

Ubrani pojasevi kordiljerskog tipa nastaju u uslovima transformacija pasivnog kontinentalnog oboda u aktivni. Do ovakve aktivnosti može doći promenom smera kretanja litosfernih ploča ili usled starosti i zrelosti ploče kada se blizu pasivnog oboda koji nosi debelu prizmu terigeno-karbonatnih nevulkanskih tvorevina formira zona spuštanja i subdukcije. Ovakav geodinamički obrazac podrazumeva i adekvatnu sukcesiju događaja koju obeležava premeštanje prema okeanu režnjeva okeanske kore i gornjeg omotača, akumulaciju flišnih tvorevina, obrazovanje melanža sa učešćem plavih škriljaca. Kada subdukovana litosfera dospe na dubinu od 100 kilometara, dolazi do parcijalnog rastapanja i odgovarajuće vulkanske aktivnosti. Povećanje zapremine izdignute magme bazaltnog i kalk-alkalnog sastava dovodi do formiraja prostranog svoda koje se na više transformiše u embrionalni orogeni šav, a ispod njega se formira jezgro gabro-granodioritske magme. Jezgro se pokreće prema kontinentu i pri tome metamorfiše donji deo sedimentnog stuba kontinentalne padine. Pojavom orogenog grebena iznad morske površine dolazi do jačanja vertikalne erozije i transporta erodovanog materijala prema okeanu, gde se formira flišna prizma i prema kontinentu gde sedimenti postepeno ispunjavaju depresiju između platforme i novoformiranog orogena. Drugim rečima, nastaje polaritet u razmeštanju sedimenata u odnosu na formirani orogeni venac. Dalje izdizanje orogena praćeno je gravitacionim kliženjem stenskih masa sa orogena prema okeanu i kontinentu, a preko divljeg fliša. Ove procese smenjuje premeštanje metamorfnih pokrova iznad mobilnog jezgra prema kontinentu pred čijim frontom u depresijama otpočinje odlaganje molasnih naslaga. Procesi sažimanja u orogenom sistemu praćeni su utiskivanjem magmi; u početku bazičnog i srednjeg sastava. Kasnije u fazi stabilizacije orogena, u orogeni šav se intruduju postkinematski graniti često razbijeni normalnim rasedima duž kojih je izvršeno izlivanje bazaltnih i kalk-alkalnih vulkanita.

100

Smatra se da su na ovaj način nastali severozapadni Apalači i Kordiljeri Severne Amerike, mada među njima i određenih razlika. Danas se po kordiljerskom tipu najverovatnije formiraju ubarani pojasevi južnog dela Aljaske i Malih antilskih ostrava.

Orogeni pojasevi andskog tipa

Ovakvi orogeni formiraju se u uslovima aktivne margine andskog tipa. Oni su se u starijim fazama obarazovanja razvijali kao kordiljeriski tip ili u uslovima kolizije pasivne kontinentalne margine sa ostrvskim lukom. Posle ovakve evolucije, sledi nastavak subdukcije okeanske ploče pod već formiran orogen koji poseduje relativno debelu zemljinu koru.

U savremenim uslovima orogen andskog tipa najbolje je izražen na zapadnoj obali Južne Amerike, gde je markiran velikom hipsometrijskom denivelacijom od oko 15 kilometara (računajući od dna Peruansko-čileaskog dubokomorskog rova do visokih venaca Anda). Planinski venci Anda pod koje se subdukuju delovi Tihookeanske ploče širine su 200-400 km, i izgrađeni su pretežno od intruziva i vulkanita kalk-alkalnog sastava (granodioriti, tonaliti, monconiti i odgovarajući vulkaniti), koji su formirani u prethodnom stadijumu razvoja orogena. Najviše delovi Anda izgrađuju konusi mlađih vulkana – kenozozojskih i savremnih, koji se nalaze na udaljenosti 200-350 km, od subdukcione zone i dubokomorskog rova. Paralelno sa izdizanjem orogena aktivirala se i jaka erozija, a transport erodovanog materijala odvijao se prema susednim predgornim depresijama (molase) i kontinentalnoj padini Tihog okeana.

Uzimajući u obzir blagi pad subdukcione zone po sličnom modelu razvija se danas oblast Sumatre na jugoistočnom obodu Evroazijske kontinentalne ploče.

U oblasti složenije građe sa većim brojem mezo i mikroploča andski tip orogena je teško prepoznati jer mogu postojati i prelazni oblici ili sa aktivnim obodima kordiljerskog tipa ili sa orogenima tipa kolizije ostrvkski luk - kontinent i dr.

Kao primer starijeg oboda andskog tipa često se uzimaju prostrani delovi južnog oboda Evroazijeke ploče u mlađem paleozoiku.

Orogeni nastali kolizijom kontinenta sa ostrvskim lukom

Kolizijom kontinenta sa ostrvskim lukom dolazi do najvećeg priraštaja kontinentalne zemljine kore. Procesu kolizije prethodi subdukcija okeanske litosfere i približavanje kontinenta sa pasivnim obodom ostrvskom luku. Pri takvoj aktivnosti, mali okeanski basen koji je formiran neposredno pred koliziju ispunjava se flišem. Pasivni kontinentalni obod prilazi području dubokomorskog i dalja subdukcija posle potpune konzumacije okeanske ploče nije moguća. Daljom kompresijom obrazuju se nove navlačne plase koje se naguravaju preko pasivne kontinentalne margine. Paralelno sa tim pokretima preko deformisanih tvorevina kontinentalnog podnožja i šelfa dolazi do navlačenja flišnih i melanžnih tvorevina zajedno sa režnjevima okeanske kore. Na drugoj strani luka može da dođe do formiranja nove subdukcione zone.

101

Pretpostavlja se da se proces razvoja orogena kao rezultat kolizije kontinenta sa ostrvskim lukom odvijao u miocenu na severnom delu Nove Gvineje i stoga se ovakav tip označava kao novogvinejski. On je u mnogim elementima sličan sa orogenom kordiljerskog tipa, ali se po nekim osobenostima i razlikuje od njega. Tako na primer, kod novogvinejskog tipa orogena najranije deformacije dešavaju se u zoni suture (ofiolitski fliš), zatim visokotemepersturni metamorfizam i vulkanizam su odvojeni od nevulkanskog pojasa zone šava sa razvojem ofiolita i fliša i na kraju, prisutna polarnost u promeni sastava vulkanskih serija izražena je prema okeanu što je posledica nagiba ploče pod ostrvski luk pre kolizije.

Ima mišljenja da se prilikom zatvaranja obodnog mora pred frontom ostrvskog luka od sedimenata formiranih na pasivnoj margini generišu granitne magme palingenog karaktera. Drugim rečima, samo zreli turbiditi obrazovani od klastičnog materijala andezitskog poreka u morskoj vodi i uvučeni u subdukciju nakon geohemijskog preobražaja mogu dati specifične granitne magme obogaćene elementima kao što su volfram, olovo, tantal, niobijum.

Orogeni nastali kolizijom kontinenta sa kontinentom

Najsloženiji orogeni nastaju pri koliziji krupnih litosfernih ploča koje su velikim delom izgrađene od kontinentalne kore (kontinenti, mikrokontinenti). Pri koliziji ovakvih ploča na jednom ili na oba kontinenta koji stupaju u konvergencijske odnose obrazuje se jedna ili više subukcionih zona u čijem domenu se konzumira okeanska kora. Ako u koliziju stupaju sa jedne strane kontinent sa aktivnom (kordiljerski, andski ili novogvinejski tip), a sa druge kontinent sa pasivnom marginom tada dolazi do takvih integracijskih odnosa koji su obeleženi tektonskim raslojavanjem ovog prvog litosfernog entiteta, formiranjem plasa i njihovim horizontalnim transportom i teleskopiranjem preko drugog litosfernog antiteta. Pri tome nastaje istaknut orogen sa debelom kontinentalnom korom. S obzirom da je ovakav proces obrazovanja orogena najbolje izražen kod Himalaja on je i označen kao himalajski tip.

Proces geneze orogena odvija se nešto drugačije kada u koliziju stupa dva kontinenta, oba sa aktivnom kontinentalnom marginom, odnosno sa zonama subdukcije u kojima se konzumira okeanska ploča i pri tome zatvara okeanki prostor. Posle potpune devastacije okeanske kore i njenog prekrivanja konvergujućim pločama, ostaje još neko vreme da dejstvuje samo jedna zona sežimanja i subdukcije, obično ona razvijena pod krupnijom kontinentalnom pločom. Ovakav tip orogena označen je kao kavkaski, jer se po takvom modelu u mezozoiku i kenozoiku razvijao orogeni sistem Kavkaza.

U složenijim slučajevima između dve konvergentne velike litosferne ploče može da se nađe nekoliko mezo i mikroploča koje imaju karakter mikrokontinenata i ostrvskih lukova. Saglasno tome postoji i nekoliko subdukcionih zona. U savremenim uslovima takav geodinamički obrazac postoji u oblasti Indonežanskog arhipelaga, gde je složeni sistem mezo i miroploča raspoređen između oboda Evroazije i Indonežanske ploče. Slična sutuacija postojala je u okviru današnjeg alpskog ubranog pojasa. Taj prostor predstavlja skup mikrokontinenata i ostrvskih lukova razdvojenih ofiolitsko-flišno-metamorfnim pojasevima, šavovima, koji markiraju nekadašnje dubokomorske rovove i subdukcione zone (nekada i oblasti

102

obdukcije).

Proučavanjem evolucije kolizionih odnosa Indoaustralijske i Evroazijske ploče pokazalo se da kontinenti počinju da stupaju u koliziju svojim prednjim delovima koji postaju mesta intenzivnih naprezanja, navlačenja i formiranja sutura po kojim se sjedinjuju dve kontinentalne ploče. Još tokom zbližavanja ploča deponuju se flišne tvorevina koje se zatim sažimaju u navlačne pakete. U prvom stadijumu kolizije na delovima konvergentnih granica kontinenata razvija se šavna zona – sutura – duž koje se istiskuju ofioliti i tvorevine gornjeg omotača uz obrazovanje ofiolitskih pokrova. U procesu dalje konvergencije kontinetalnih ploča dolazi do njihovog unutrašnjeg tektonskog raslojavanja, formiranja plasa koje su izložene horizontalnim kretanjima kao na pasivnu marginu jednog tako i na aktivnu marginu drugog kontinenta. Sve je to praćeno veoma intenzivnim deformacijama i ubiranjem. Na taj način, na kolizionim obodima dolazi do jakih sažimanja litofacijalnih (formacionih) sadržaja i generisanja debele kontinentalne kore. U graničnim delovima orogena prema platformama pred frontom pokrova i flišnih klinova obrazuju se duboke depresije.Takođe, flišni klinovi i ofioliti istiskuju se i duž strmih dislokacija i uključuju u šarijaške – pokrovne strukture.

Tip ispoljenih deformacija u ovakim orogenima uveliko zavisi od morfologije oboda kontinenata koji stupaju u kolizone odnose. Najintezivnije deoformacije dešavaju se u domenu isturenih delova kontinenata tzv., indentera (na primer: Apulujski i Arabijski indenteri kao istureni delovi Afričke ploče i Indijski indenter kao istureni deo Indoaustralijeke ploče).

Glavne faze razvoja ubranih pojaseva

U dugoj polovini 19. veka, formirano je mišljenje da se ubrani pojasevi rađaju u oblastima intenzivnog spuštanja koje su definisane kao geosinklinalne. U tom smislu razrađena je i dobro artikulisana koncepcija o njihovom daljem stadijalnom razvoju kroz transformaciju: od morskog basena do ubarnog pojasa – orogena. Zemljina istorija bila je obeležena sa više ovakvih krupnih događaja – ciklusa (Bertraunovi ciklusi) tokom kojih su iz nekadašnjih geosinklinala izrasli orogeni pojasevi i sistemi.

Kada je krajem 60-tih godina prošlog veka, utvrđeno da su ofioliti reprezenti stare okeanske litosfere, predstava o stadijalnosti geosinklinalnog procesa pretrpele su određene izmene. Došlo se do zaključka da je glavni proizvod razvoja mobilnih geosinklinalnih pojaseva, u stvari, obrazovanje kontinentalne kore na račun okeanske.

Geosinklinalna koncepcija geneze i razvoja ubranih pojaseva ima dva krupna nedostatka. Prvi je, nemogućnost primene aktualističke interpretacije evolucije geosinklinala, a drugi je vezan za izraziti determinizam, odnosno učenje da se svi mobilni pojasevi uobličavaju uniformno i po strogo definisanoj shemi događaja.

Sa pojavom tektonike ploča istoriju ubranih pojaseva dobila je potpuno novu mobilističku i aktuelističku osnovu. T. Vilson (1968) je dao jednu koherentnu shemu stadijalnog razvoja ubranih pojaseva kroz nekoliko ciklusa koji su nazvani „Vilsonovi ciklusi“. Postoji šest takvih stadijuma kroz koje prolaze pojedini ubrani

103

prostori: (1) Stadijum kontinentalne riftogeneze (savremeni primer – Istočno-afrički riftni sistem), (2) Rani stadijum (Crveno more i Adenski zaliv), (3) Zreli stdijum (Atlanski okean), (4) Kasni stadijum (zapadni obod Tihog okeana), (5) Završni stadijum (Sredozemno mora) i (6) Reliktni stadijum – stadijum geosuture (sutura Inda u Himalajima). Za svaki od ovih stadijuma karakterističan je određen tip tektonskih pokreta i sedimentacije.

Kasnije se pokazalo, konkretizacijom za određene ubrane pojaseve i sisteme, da se razvoj orogena može odvijati na različite načine. Tako na primer, turski gelog Šengor, prema uslovima i istoriji razvoja, izdvaja čak 20 tipova orogena. Međutim, bez obzira na ove različitosti, ipak se ne isključuju i neke opšte osobenosti u razvoju karakteristične i zakonite za sve orogene. To su pre svega, polazno i završno stanje u evoluciji orogena, odnosno postojanje dubokomorskog prostora sa tankom okeanskom korom koji se na kraju transformiše u ubrani pojas – orogen i planinski sistem sa debelom kontnentalnom korom. Drugim rečima, režim istezanja litosfere i subsidencije na kraju je zamenjen režimom sažimanja i izdizanja. Sa druge strane, različitost u razvoju orogena ispoljena je tokom čitavog ciklusa njihovog obrazovanja počev od inicijalnog (izgled i uslovi formiranja depresionih prostora), preko središnjeg (naročito) gde je prisutan čitav spektar strukturnih elemenata i geodinamičkih odnosa, od zavaršnog dela (izdizanja, orogeni kolapsi i sl.).

Generalno posmatrano, bez obzira na brojne razlike, razvoj ubranih pojaseva odvija se kroz više ili manje jasno determinisane stadijume sa specifičnostima geodinamičkog režima.

Lociranost mobilnih pojaseva

Ranije je rešeno da postoje dva tipa kasnoproterozojskih i fanerozojsih mobilnih pojaseva: međukontinentalni i obodno-kontinentalni.

Međukontinentalni pojas kome pripadaju: Severnoatlantski, Uralo-ohotski, Sredozemnomorski i Arktički, locirani su na zreloj kontninetatalnoj kori srednjoproterozoiske Pangee 1, i to na mestima njene riftogene destrukcije. Oni su prošli na svom početku dva prva stadijuma „Vilsonovog ciklusa“: stadijum kontinentalne riftogeneze i istočnoafričkog tipa u rifeju i stadijum međukontinentalne rifogeneze crevenomorskog tipa krajem rifeja i počtkom paleozoika. U prvom stadijumu akumulirani su terigeni materijali jezersko-aluvijalnog porekla, a izlivani su i bimodalni vulkaniti (bazalti, rioliti, alkalni tipovi). U drugom stadijumu pojavili su se evaporiti, zatim morske terigene i karbonatne tvorevine, a od vulkanita, toleitski tipovi. Otpočelo je širenje morskog dna ali do reda veličine od oko 100 kilometara, ređe i nešto više.

Obodno-kontinentalni mobilni pojasevi locirani su na periferiji Pangee 1, t.j., na njenoj granici sa Pantalaskim okeanom. Njihvo rađanje moglo je biti obavljeno na tri osnovna načina:

Riftogenim procesima, odnosno odvajanjem pojedinih blokova reda veličine nekoliko stotina kilometara (mikrokontinenti) od glavnog kontinentalnog entiteta. U tom slučaju između mikrokontinenta i glavnog kontinenta formiran je dubokomorski basen tipa današnjeg Japanskog mora. U takvom depozicionom

104

prostoru odlagane su kontinentalne i morske terigene i terigeno-karbonatne tvorevina, a prisutan je i biomodalni vulkanizam (toleitski bazalti).

Obrazovanje u okeanu na oko 100 kilometara od glavnog kontinenta ensimatičnog vulkanskog luka tipa Aleutskog ili Marijanskog, obično duž transformnog raseda. Tokom daljeg razvoja ovaj luk može biti rascepljen što ima za posledicu obrazovanje još i remanentnog luka (koji je bliži kontinentu) i međulučnog basena (savremeni primer: Filipinsko more). Sa pojavom ostrvskog luka na njegovoj pefireriji umesto dubokovednih glina dolazi do taloženja grauvaka, fliša i piroklastičnog materijala. Suprotno tome, u delu basena koji je bliži kontinentu i koji ima karaktere pasivne margine talože se šelfni terigeni i karbonatni sedimenti

Formiranjem subdukcione zone pod obod kontinenta, kada se mobilni pojas razvija po andskom tipu. U tom sluačjiu, iznad subdukcione zone formira se ensijalični ostrvski luk, a iza njega, rifogenim procesima, obodno more na sialičnoj ili simatičkoj osnovi. Na gornjem krilu subducione zone obrazuje se akrecioni klin, u ensijaličnom obodnom moru talože se plitkovodni, a u ensimatičnom obodnom moru dubokovodni sedimenti.

Početni stadijum razvoja mobilnih pojaseva

U Vilsonovoj shemi ovaj stadijum se naziva zrelim i u savremnim uslovima odgovara Atlantskom okeanu. Reč je o relativno širokom okeanskom prostoru sa pasivnim kontinentalnim obodima. U stvarnosti ovo nije obavezno i svojstveno samo za međukontinentalne pojaseve, jer se i kod obono-kontinentalnih kao pasivna javlja samo margina glavnog kontinenta, dok na suprotnoj strani prema mikrokontinentima i vulkaskim lukovima ona je od samog početka aktivna.

Na pasivnom obodu, u ovom stadijumu, formira se terigeni klin debljine ponekda i više desetina kilometara. U uslovima aridne klime šelf pasivnog oboda je pretežno izgrađen od karbonata često sprudnog habitusa, zatim lagunskih tvorevina (soli). Na kontinentalnoj padini i podnožju, sprudne krečnjake zamenjuju karbonati, fliševi i turbiditi.

Zreli stadijum

Ovaj stadijum je obeležen vrlo složenim geodinamičkim režimom i u celini posmatrano blizak je savremenom zapadnotihookeanskom obrascu. U okenskim basenima u ovom stadijumu može funkcionisati nekoliko osa spridinga (koje su obično formirane u različito vreme), postoji veliki broj ostrvskih lukova – ensijaličnih i ensimatičnih – sa svojim subdukcionim zonama, dubokomorskim rovovima, predlučnim, međuličnim i izalučnim basenima, sa mirokontinentima. U takvim paleogeografskim uslovima deponuju se različite tvorevine, pre svega fliševi i sprudni krečnjaci.

Za razliku od fliša kontinentalnih padina i podnožja ranijeg – početnog stadijuma, gde preovlađuju kvarcni peščari genetski vezani za transport materijala sa platformi, ovaj fliš zbog toga što je vezan za ostrvske lukove grauvaknog je i tufogenog sastava. Sprudni krečnjaci često uokviruju remanentne ostrvske lukove ili se nalaze u domenu unutarokeanskih izdignuća (savremeni primer: Imperatortska

105

ostrva u Tihom okeanu).

Vulkaniti u oblasti ostrvskih lukova variraju po sastavu od toleita do šošenitne i manje subvulkanske intruzije kvarcnih diorita i granitoida utisnute u osnovu vulkanskih lukova.

Kontinentalni obodi mobilnih pojaseva u ovom stadijum mogu pripadati različitim tipovima: atlantskom, zapadnotihookeanskom i andskom.

Orogeni stadijum

Početak ovog stadijuma obeležen je prestankom širenja morskog i okeanskog dna (spridinga) i generisanja nove okeanske kore, završavanjem destrucije okeanske kore u subdukcionim zonama i uspostavljanjem kompresionog režima. Ovakva aktivnost ne zahvata odmah čitav mobilni pojas već prvo njegove periferne ili čak i unutrašnje delove. U takvim područjima dolazi do kolizije ostrvskih lukova ili mikrokontinenata jednih sa drugima i u krajnjem slučaju sa obodom kontinenata. Sedimentne i vulkanske tvorevine koje su izgrađivale ove prostore bivaju podvrgnute intenzivnom nabiranju, navlačenju i kraljuštanju sa tektonskim transportom uglvanom prema kontinentu.

Epizodne delimične kolizije koje prethode opštem i završnom zatvaranju nabornog pojasa, obično odgovaraju epohama jednog od Bertranovih ciklusa ili jednoj od krupnih faza dijastrofizma u domenu tog ciklusa.

Proces regionalne kompresije izazvane kolizijom mikrokontinenata, ostrvskih lukova i drugih terena sa kontinentalnim obodima obično je praćen razvojem šarijaža koji su izgrađeni ili od tvorevina odlaganih u dubokim basenima ili od stena samih terena. Na taj način obrazovani su prostrani flišni, ofiolitski, metamorfni i drugi tektonski pokrovi. Pred frontom takvih pokrova, a na način njihovog razaranja obrazuju se olistostromske tvorevine. Reč je o formacijama izgrađenim od basenskih tvorevina i od odlomaka i blokova pokrovnih stena koje su gravitacionim putem dospele u depozicioni prostor. Tu su uključeni, ponekad, veoma krupni blokovi od pokrovnih stena reda velične nekoliko stotina i hiljda kubnih kilometara. Debljom mobilizacijom tektonskih pokrova i olistostrome mogu njima biti pokriveni.

U podini šarijaža posebno ofiolitskih često su prisutni miksiti (tvorevine sastavljene od odlomaka različitih stena) ne gravitacionog već tektonskog porekla koje se nazivaju melanžom. Melanž, dalje, može da pretrpi razaranje i pretložavanje i da uđe u sastav olistostrome, a olsitostroma da bude podvrgnuta tekonskoj obradi i transformaciji u melanž. Takve hibridne tvorevine označene su kao olistomelanž.

Neophodno je istaći da olistostrome nisu vezane samo za šarijaške strukture. Često se obrazuju i u podučjim gravitacionih listričnih raseda u domenu pasivne kontinentalne margine.

Posebnu pažnju privlače krupni ofiolitski pokrovi koji su rezultat obdukcije i naguravanja delova okeanske litosfere na kontinentalni obod. Mogu biti debli i do 12 kilometara (Omanski ofiolitski pokrov). Poznati su slučajevi obrazovanja

106

granitskih kupola na račun zagrevanja i remobilizacije kontinentlne kore ispod ovakvih ofiolitskih pokrova.

U slučaju da odsustvuju obdukcioni ofilitski pokrovi, onda su ofioliti zastupljeni u okviru melanža ili protruzija t.j., dijapirskog utiskivanja (koje je posledica visoke plastičnosi serpentinita) duž ofiolitskih šavova ili sutura, i na taj način markiraju mesta kolizije litosfernih ploča. Za takve suture često su vezani glaukofanski škriljci – metamorfiti visokog pritiska i niske temperature. Takođe, duž nekih šavova, posebno starijih, mogu da budu izbačeni eklogiti i blastomiloniti – visokotemperatne tvorevine. Ponekad sutura ili šav uopšte nije obeležena ofiolitima već se može raspoznati na osnovu kontrasne građe dodirnih jedinica ili blokova dvaju litosfernih entiteta razdvojenih razlomima. To upućuje na potpunu konzumaciju nekadašnje okeanske kore u subdukcionim zonama. Tokom daljeg razvoja ubranih oblasti, ove ofiolitske suture mogu pretrpeti deformacije i aktivizirati se u uslovima novog geodinamičkog režima.

U orogenom stadijumu jezgro orogena je podvrgnuto regionalnom metamorfizmu do amfilbolitske facije i utiskivanju krupnih granitoidnih plutona često batolitskih razmera. Kod međukontinentalnih orogena to se odvija na račun zagrevanja i rastapanja donjeg dela kontinentalne kore (posledica nestabilnsoti orogena usled njegove debljine). Kod obodno-kontinentalnih orogena kordiljerskog tipa granito-metamorfno jezgro se obrazuje iznad subdukcione zone obično rastapanjem donjeg dela kontinentalne kore u gornjem-povlatnom krilu subdukcione zone. Granitoidni batoliti su po pravilu višefazno obrazovani, tokom više desetina milona godina. Za starije faze karakteristični su granodioriti i granosijeniti, a za mlađe – varijeteti povećane alkalnosti. U celini, ovi mlađi granitoidi sadrže više kalije (K2O) nego natrije (Na2O).

Orogeni stadijum često se deli na dva podstadijuma ili etape. Neki ih čak označavaju kao posebe – samostalne stadijume. To su ranoorogena i kasnoorogena etapa.

U ranoorogenoj etapi, obrazovanje ubranih pojaseva i planinskih sistema odvija se na račun tangencijalno tektonskog sažimanja, koje je praćeno metamorfizmom i granitizacijom. Upravo u ovoj etapi ispoljen je paroksizam ubiranja, navlačenja i kraljuštanja kao i metamorfizam i granitizacija centralnih delova orogena. Međutim, planinski sistemi još nisu hipsometrijski disponirani, tako da je erodovani terigeni materijal transportovan sa takvih područja uglavnom finozrn. On se odlaže u susednim u početku morskim, a zatim lagunskim depozicionim prostorima. Najčešće je reč o glinovito-peskovitim tvorevina mestimično sa krečnjacima i evaporitima (u tradicionalnoj geotektonici „donja molasa“).

Za kasnoorogenu etapu karakteristična je vertikalna mobilnost orogena, pre svega jaka izdizanja i formiranje istaknutih planinskih venaca. To je posledica izostatičke reakcije debele zemljine kore koja je produkt prethodnih sažimanja litofacijalnih (formacionih) sadržaja, metamorfizma, magmatizma i strukturnih multipliciranja. Daljim hlađenjem, litosfera postaje sve propusnija za rastope iz omotača pa se kalk-alkalni vulkanizam postepeno zamenjuje bazaltima.

U obodno-kontinentalnim orogenima kordiljerskog tipa u obodnom delu

107

kontinenta produžava se ranija ispoljena vulkanska i plutonska aktivnostik, a dalje u pozadini odvija se bazaltni i (ili) alkalni vulkanizam.

Opšti režim tangencijalne kompresije i u ovoj etapi je očuvan, međutim, u osnim delovima orogena vrlo često dolazi do superponovanja ekstenzionih procesa koji su posledica gravitacione nestabilnosti orogena prouzrokovane debljinom zemljine kore. U tom slučaju dolazi do obrazovanja epirogenih riftova za koje je karakterističan bazaltni i alkalno-bazaltni vulkanizam.

U drugim slučajevima orogen biva ispresecan brojnim transkurentnim rasedima: longitudinalnim, poprečnim i dijagonalnim. Intenzitet horizontalnog smicanja može da bude izrazito veliki naročito kod longitudinalni dislokacija na bočnim stranama indentera. Ubiranja, navlačenja i kraljuštanja u ovoj etapi ograničena su na periferiju orogena, odnosno na granično područje prema predgorju i predgornim depresijama. U ovim pregornim depresijama odlažu se uglavnom kontinentalne grubozrne tvorevine velike debljine.

Tafrogeni stadijum

Orogeni stadijum traje obično prvih desetak miliona godina. Po njegovom okončanju dolazi do relaksacije i kompesioni režim biva zamenjen tenzionim. Ponovo se aktiviraju ranije formirane površi navlačenja, kraljuštanja i reversnog rasedanja, ali sad sa gravitaionim kretanjem blokova i pri tome formiraju grabenske strukture. One se ispunjavaju kontinentalnim ugljonosnim (u humidnim oblastima) tvorevinama i „crvenom serijom" (u aridnim oblastima) u smeni sa pokrovima toleitskih bazalta. U određenom smislu, ovaj stadijum odgovara ranoaulakogenom stadijumu starih platformi.

108

6. TEKTONSKI PROCESI I GRAĐA KONSOLIDO-VANIH DELOVA LITOSFERNIH PLOČA 6.1. Opšti pojmovi

Konsolidovani delovi litosfernih ploča su formirani višestrukim tektonskim oblikovanjima koja su bila usmerena na potenciranje njihove rigidnosti putem transformacije i kratonizacije nekadašnjih ubranih pojaseva. Stoga se, u početku, smatralo da oni van svojih oboda nisu izloženi nekoj većoj tektonskoj aktivnosti izuzev slabe vertikalne pokretljivosti. Kasnije je utvrđeno da i unutrašnje oblasti kontinentalnih platformi, takođe mogu biti izložene različitim deformacijama, u nekim slučajevima (unutrarplatformni orogeni) čak i većim nego mobilni granični delovi ploča i da se u okviru njih može ispoljiti magmatizam širokih razmera.

Sudeći prema savremenim tektonskim procesima unutrašnji delovi kontinentalnih platformi su zahvaćeni kompresijom. To su pokazala merenja u bušotinama, mehanizmi rasedanja u žarištima zemljotresa i druga osmatranja. Vektori ovih naprezanja orijentisani su ili upravno na pružanje osa širenja okeanskog dna (osa spredinga) ili upravno na front ubranih pojaseva. Ovo sasvim jasno upućuje na uzročnike stresa: u prvom slučaju to je širenje okeanskog dna i razmicanje litosfernih ploča u domenu srednjookeanskog grebena, a u drugom slučaju to je konvergencija, odnosno kolizija ploča. Ovako indukovan stres odgovoran je za aktiviranje rasednih struktura u okviru platformi, za generisanje kontinentalnih riftova (Rajnski i Bajkalski), pa čak i za formiranje planinskih sistema, odnosno unutarplatformnu orogenezu.

Razlomne strukture u domenu platformi grupisane su u nekoliko sistema koji su sačuvali svoju orijentaciju u stenama različite starosti. Stoga se njihova geneza ne može objasniti samo stresom izazvanim kretanjem litosfernih ploča. Ovakva zakonitost u orijentaciji rasednih struktura mogla bi delom biti i rezultat planetarnog uticaja, odnosno posledica naprezanja koja su izazvana oblikom Zemlje, stepenom njene elipsoidnosti i izmenom brzine rotacije. Neposredan uzrok obrazovanja ovakvih ruptura jesu dijageneza i litifikacija sedimentnih stena i hlađenje magmatskih i metamorfnih stena, koji se odvija u polju rotacionih naprezanja. Ovakve planetarne osobenosti orijentacije razloma naročito su dobro izražene kod krupnih struktura.

Kada je reč o razlomima posebnu pažnju zaslužuju oni koji su označeni kao “dubinski”. Pojam dubinskih razloma u tektonici ploča nema onaj značaj i identitet kao u tradicionalnoj geotektonici. Njemu u potpunosti odgovara jedino sutura ili šav koji markira zonu kolizije litosfernih ploča. To je vežan elemenat mobilnih pojaseva. Kao takvi oni mogu ući i u sastav fundamenta platformi, gde predstavljaju unutarplatformne strukture prekrivene sedimentnim pokrovom. Ove stare strukture su oslabljene zone i u kontinentalnim delovima litosfere i duž njih dolazi do obnavljanja naprezanja i formiranja čitavog niza drugih dislokacija.

Važan deo unutarplatformnih struktura su i krupni transkurentni rasedi. Njihovo pružanje je reda veličine nekoliko hiljada kilometara, a horizontalno smicanje i nekoliko stotina kilometara (Tanlu u Kini 550 km, San Andreas u

109

Kaliforniji 580 km, Talaso-ferganski razlom 200 km). U građi fundamenta platformi mogu biti sačuvani i delovi krupnih transformnih raseda koji su postojali do orogene ili u orogenoj fazi razvoja.

Kategoriji dubinskih razloma u domenu konsolidovanog dela litosfere mogli bi pripadati i kontinentalni riftni sistemi, s obzirom na veličinu, dužinu razvoja i prateći magmatizam (bazičnog, alkalno-bazičnog nekada i ultrabazičnog sastava). U svom daljem razvoju ove strukture mogu biti transformisane u granice ploča.

Bez obzira što je sa pozicije tektonike ploča, broj razloma koji bi u klasičnom smislu bio dubinski veoma ograničen, njihov bitan značaj u kontroli razmeštaja rudnih ležišta ne dovodi se u sumnju. To se pre svega odnosi na oblasti riftnih struktura. U okeanskim prostorima, duž njih prisutna je intenzivna hidrotermalna aktinost praćena akumulacijom sulfida, niza metala, za kontinentalne riftove vezana su ležišta olova i cinka, a za basenske prostore ovih riftova ležišta nafte i gasa. U zonama sutura, na kontinentima, u vezi sa prisustvom ultrabazita i gabrova javljaju se ležišta hromita, platine, a u oslabljenim zonama nad suturama u fundamentu starih platformi u kimberlitskim “levkovima” razmeštena su ležišta dijamanata.

Sudeći po savremenim ispoljavanjima, konsolidovani delovi litosfernih ploča nisu lišeni ni magmatizma. On je najbolje izražen u oblastima riftnih sistema. Na primer, u istočno-afričkom riftnom sistemu nalaze se takvi krupni stratovulkani kao što su Kenijski, Kilimandžaro, u zapadnoj Africi – Kamerun i dr. Mladi vulkanizam prisutan je u Antiatlasu, zatim Alžiru (Ahagar) i Libiji (Tibesti). Vulkanske pojave i nedavno ugašeni vulkani vezani su i za zapadnoevropski riftni sistem na potezu od Rajnskih škriljavih planina i gornjerajnskog grebena pa sve do Tuniskog zaliva uključujući i francuski Centralni masiv. U Aziji vulkanske pojave prisutne su u domenu Bajkalskog rifta, na Čuhotki, Tibetu. Na Antarktiku se nalaze krupni vulkani Erebur i Teror, a u istočnom delu SAD u rejonu rifta Rio Grande, zatim u Jeulustonskom Parku i dr. Gotovo svi vulkanski produkti unutar ploča su alkalno-bazaltnog sastava i vezani su za aktivnost “vrućih tačaka”.

U konsolidovanim delovima litosfernih ploča može doći i do složenijih deformacija pa i formiranja unutarplatformnih ubranih pojaseva i planinskih sistema. Pružanje ovakvih ubranih pojaseva je više stotina, a širina nekoliko desetina kilometara. U celini, ubranost je znatno nižeg intenziteta nego kod primarnih ubranih pojaseva, a magmatizam uglavnom nije ispoljen. Tri su elementa bitna za razumevanje njihovog poreka:

-Oni se po pravilu obrazuju nad zonama starih riftova.

-Pružaju se paralelno sa bliskim primarnim ubranim pojasevima.

Vreme deformacija ovih prostora poklapa se sa tektonskom aktivnošću u domenu mobilnih pojaseva.

Sve ovo ide u prilog njihovoj genetskoj povezanosti, odnosno deformacije konsolidovanih delova litosfere su posledica intra i interlitosfernog stresa

110

generisanog u graničnim zonama ploča.

6.2. GRAĐA I RAZVOJ KONTINENTALNIH PLATFORMI

6.2.1. Osnovna obeležja platformi

Kontinentalne platforme (kratoni) predstavljaju jezgra kontinenata i zauzimaju njihov najveći deo. Obuhvataju površinu od nekoliko miliona kvadratnih kilometara. Izgrađene su od kontinentalne kore debele 35-45 km. Litosfera u njihovom domenu debela je 150-200 km, a nekada i znatno više i do 400 km. Izometričnog su oblika i poligonalne građe.

Dobar deo platformi prekriven je nemetamorfisanim sedimentnim pokrovom debljine 3-5 km, a u dubljim depresijama i rovovima 10-12 km, izuzetno i 20-25 km, (Perikaspijska depresija). U sastav pokrova mogu ući platobazalti, a ređe i kiseli vulkaniti. U oblastima koje nisu pod sedimentnim pokrovom, otkriven je fundament platformi izgrađen od različitih metamorfnih stena i od intruziva među kojima se ističu graniti.

Platforme obično karakteriše ravničarski reljef. Neki delovi mogu biti prekriveni plitkim epikontinentalnim morem tipa Baltičkog, Belog i Azovskog.

Platforme su najpostojaniji delovi kontinenata. Karakteriše ih slaba seizmičnost, retka vulkanska aktivnost i nizak toplotni tok.

Pojam platforma formiran je krajem 19. veka, kao antipod mobilnim pojasevima – odnosno geosinklinalama. Prvobitno su one nazivane jednostavno ravnicama (Karpinski) ili kontinentalnim površinama (Og). Termin platforma prvo se pojavio 1904.god., i potiče od francuskog prevoda Zisovog termina u kojem je Ruska ravnica nazvana kao Russiches Tafel (doslovno: Ruska tabla). U ruskoj literature počev od Arhangelskog, platformom se naziva ne samo Ruska tabla tj., oblast koja je prekrivena sedimentnim pokrovom, već i delovi Istočne Evrope gde je na površini otkriven i fundament (štitovi i masivi). Kober (1921), stabilne delove kontinenata gde spadaju table i štitovi označava kao kratogen, a nemački geolog Štile kao kraton. Ovaj poslednji termin se zadržao u zapadnoj literature i često se upotrebljava kao sinonim za platformu.

Najtipičniji predstavnik konsolidovanih delova litosfernih ploča su stare platforme, tj., platforme sa prekambrijumskim uglavnom donjokambrijumskim fundamentom. One izgrađuju centralne delove kontinenata i zauzimaju 40% njihove teritorije. Danas postoje dva niza starih platformi: severni, kog čine: Severno-američka, Istočno-evropska, Sibirska, Kinesko-korejska i južni u koji ulaze: Južno-američka, Afrička, Indijska, Australijska i Antarktička. Središnji deo planete Zemlje zauzima jedino Južno-kineska platforma. Fundament starih platformi izgrađen je pretežno od arhajskih tvorevina, a zatim donjoproterozojskih, a u manjoj meri srednjoproterozojskih, dok gornjoproterozojske tvorevine učestvuju samo u građi dve stare platforme: Južno-američke i Afričke. Sve su to po pravilu jako metamorfisne tvorevine (amfibolitske i granulitske facije). Glavno mesto pripada gnajsevima i drugim kristalastim škriljcima i granitima. Stoga se takav fundament često označava kao granitno-gnajsni ili kristalasti.

111

Stare platforme su poligonalne konfiguracije i odvojene su od susednih orogena predgornim depresijama ili su ubrani pojasevi direktno preko njih nagurani. Tako na primer, na periferiji Istočno-evropske platforme prisutna su oba odnosa. S jedne strane Ural, Timan i Karpati, odvojeni su od platforme podgornim depresijama, a sa druge Kaledonidi Kolskog poluostrva neposredno su nagurani na platformu preko 200 kilometara.

Mlade platforme zauzimaju znatno manje prostora u strukturi kontinenata (do 5%). Raspoređene su ili na njihovoj periferiji kao na primer Srednjo i Zapadnoevropska, Istočnoaustralijska i Patagonska, ili između starih platformi (Zapadnosibirska koja se nalazi izmeđi Istočnoevropske i Sibirske). Fundament mladih platformi izgrađen je uglavnom od fanerozojskih vulkanogneno-sedimentnih tvorevina, koje su slabije metamorfisane (facija zelenih škriljaca) ili čak sa metamorfizmom u začetku, i od blokova jako metamorfisanih starih – prekambrijskih stena koje su nekada izgrađivale mikrokontinente mobilnih pojaseva fanerozoika. Graniti i drugi intruzivi imaju potčinjenu zastupljenost u građi fundamenta mladih platformi. S obzirom da ne poseduje svojstva fundamenata starih platformi, fundament mladih platformi se ne može označavati kao kristalasti već samo kao ubrani. On se od svog pokrova ne razlikuje toliko po metamorfizmu koliko po deformisanosti. U zavisnosti od starosti završnog ubiranja fundament mladih platformi može biti: epikaledonski, epihercinski, epikimerijski.

Sedimentni pokrov mladih platformi uglavnom je jurske ili kredno-kvartarne starosti, na epihercinskim platformama formiranje pokrova počinje u gornjem permu, a na epikaledonskim u gornjem devonu.

Često se između ubranih pojaseva i tipičnog pokrova mladih platformi izdvaja prelazni kompleks koji obično ispunjava depresije. On se od fundamenta razlikuje slabijom deformisanošću i potpunim odsustvom metamorfizma i granita, a od pokrova je odvojen diskordancijom i razlikuje se od njega većom kompaktnošću stena. Predstavljen je sa dva tipa tvorevina: (1) sedimentnim, molasnim i molasno vulkanskim stenama koje ispunjavaju međuplaninske depresije – poslednji stadijum razvoja orogena i (2) terigenim (“molasoidnim”) i terigeno-vulkanogenim materijalima koji ispunjavanju riftne rovove obrazovane u stadijumu prelaza orogena u platformu.

Mlade platforme su u znatno većoj meri prekrivene sedimentnim pokrovom nego stare i zbog toga se često nazivaju tablama (Zapadno-sibirska, Skitsko-turanska i dr.).

U oblastima gde je sedimenti pokrov debeo više od 10 km, na mladim, ređe i na starim platformama konsolidovna kora je smanjene debljine (manje od 15-20 km), i sudeći prema brzini seizmičkih talasa poseduje svojstva koja su karakteristična za donji („bazaltni“) sloj kontinentalne ili drugi sloj okeanske kore. Ima osnova za pretpostavu da takva područja sa korom koja je po sastavu bliska okeanskoj zaista predstavljaju reliktne basene sa okeanskom korom u oblasti mobilnih pojaseva. Oni se slikovito nazivaju „bazaltna okna“. Takvog karaktera su: Perikaspijska depresija, depresija Barencovog i Karskog mora, depresija Meksičkog zaliva i dr.

Sedimentni pokrov mladih platformi je jače deformisan od pokrova starih

112

platformi. Takođe, prisutan je i veći stepen kongruentnosti pokrovnih stuktura i građe fundamenta.

6.2.2. Unutrašnja građa fundamenta starih platformi

Najveći deo starih platformi izgrađuju arhajske i donjoproterozojske tvorevine. Istraživanja su pokazala da je fundament starih platformi blokovske građe. Tako na primer, u domenu Baltičkog štita konstatovano je pet, a Kanadskog štita šest blokova. Neki od tih blokova, obično proterozojske starosti, su jako izduženi i nazivaju se pojasevima (Laplandsko-belomorski pojas u oblasti Baltičkog štita, Stanovojski pojas u oblasti Aldanskog štita, Grenvilski na istočnom obodu Kanadskog štita i dr.). Unutrašnja građa i razvoj ovih blokova se jako razlikuju od mobilnih pojaseva gornjeg proterozoika i fanerozoika. Tu su još rasprostranjeni specifični strukturni elementi karakteristični za ranije etape razvoja Zemlje. Arhajske starosti su dva glavna tipa takvih elemenata: pojas zelenih stena i granita i granulitsko-gnajski pojas.

Pojas zelenih stena i granita često izgrađuje čitave blokove. Markantno mesto pripada izduženim i izvijenim zonama zelenih stena izgrađenih od relativno slabo metamorfisnih stena prvenstveno bazičnih vulkanita metamorisanih do facije zelenih škriljaca, a mestimično i od sedimentnih stena. Pružanja su više stotina, a ponekad i više hiljada kilometara, a širine nekoliko desetina i prvih stotinu kilometara. Pojasevi zelenih stena utvrđeni su na svim platforma i njihovim štitovima.

Pojasevi zelenih stena su sinklinorijumske građe sa jako složenim naborima i navlakama. Ovi pojasevi su razdvojeni granitno-gnajskim ovalima. Najčešće je reč o intruzivnim, ali i o rasednim pa i trangresivnim kontaktima.

Debljina vulkanogeno-sedimentnih kompleksa pojaseva zelenih stena može dostići 10-15 km. Obično su troslojne građe. Donji deo stuba izgrađen je prvenstveno od bazičnih (toleitskih bazalta), mestimično i ultrabazičnih lava. Među ovim poslednjim posebno se ističu komatiti koji se odlikuju povećanim sadržajem MgO (> 20%). U ovakvim tvorevinama koje su mlađe od arhajskih njih gotovo nema, što upućuje da su u arhaiku vrednosti toplotnog toka bile jako povećane i shodno tome astenosfera bila na visokom stupnju rastopljenosti. U donjem delu stuba zelenih stena u manjoj meri prisutni su gvožđeviti kvarciti (džespiliti) i siliciti.

Srednji deo stuba pojasa zelenih stena čine najvećim delom vulkanogene stene. Njihov sastav je promenljiv: uglavnom su zastupljeni efuzivi i piroklastiti srednjeg i kiselog sastava sve do dacita i riolita, a povećava se i sadržaj sedimentnih stena. Petrohemijski, ovi vulkaniti su bliski, ali ne i istovetni sa mlađim vulanitima kalk-akalne asocijacije vezanim za ostrvske lukove.

U gornjem delu stuba pojasa zelenih stena dominiraju klastične tvorevina koje liče na molasne formacije tipične za mlađe ubrane pojaseve. Oni leže obično diskordantno preko vulkanogeno-sedimentnih tvorevina srednjeg dela pojasa zelenih stena, pri čemu je tokom tog perioda došlo do utiskivanja, dijapirskog ili međuslojenog, plutonskih graniotoidnih tela.

113

Završetak razvoja pojasa zelenih stena obeležen je intenzivnim deformacijama: nabiranjem, navlačenjem, zatim metamorfizmom i obrazovanjem nove generacije granitoida, gde za razliku od prethodne K2O, preovlađuje Na2O.

Glavna masa pojasa zelenih stena obrazovana je između 3,5 i 2,5 milijardi godina. Za to vreme formirano je nekoliko pokolenja ovih tvorevina s tim što vremenski pojedinačni iznos njihovog obrazovanja po pravilu nije bio veći od 100 miliona godina. Najveći broj nastao je u prvoj polvini donjeg proterozoika na Gvajanskom (Južna Amerika) i Leono-liberijskom (Zapadna Afrika) štitu, koji su pre afričko-južnoameričkog raskola činili jednu celinu.

Činjenica da su u mnogim oblastima u bazi zelenih stena nađeni konglomerati sa valucima granita i gnajseva upućuje na mogućnost da je deo ovih struktura obrazovan u uslovima razmicanja i riftovanja neke starije kontinentalne kore. Ova kora predstavljena „gnajsnim serijama“ – granitskognajsnog tonalitskog sastava, danas se nalazi između granitsko-gnajsnih polja koja razdvajaju pojaseve zelenih stena, mada je glavni deo tih granitoida mlađi od susednih pojaseva zelenih stena. Kako su vulkaniti srednjeg dela stuba zelenih stena bliski onima iz domena ostrvskih lukova, a magmatiti donjeg dela ofiolitima, pretpostavlja se da su pojasevi zelenih stena analozi izalučnim basenskim tvorevinama.

Granulitsko-gnajsni pojas je drugi glavni tip donjoprekambrijumskih struktura. On deli i uokviruje pojaseve zelenih stena. Ovakav tip struktura pojavio se krajem arhaika da bi puni razvoj postigao tokom proterozoika. Međutim, i pore toga, u njima značajno mesto pripada arhajskom materijalu. Izgrađen je od stena visokog metamorfizma (amfibolitsko-granulitske facije) i uopšte karakteriše da višestruki metamorfizam, ubranost i druge složene deformacije (navlake, kraljušti), pri čemu je kao celina naguran na susedne oblasti zelenih stena i granita. Njihova unutrašnja građa često je komplikovana granito-gnajsnim kupolama i krupnim plutonima gabro-anortozitskog tipa. Klasični primer granulitsko-gnajsnih pojaseva su: Grenvilski u Severnoj Americi, Mozambički u Istočnoj Africi, Laplansko-belomorski i Stanovijski u Rusiji.

Poseban tip struktura fundamenta starih platformi su mobilni pojasevi donjoproterozojske starosti koji su se u tradicionalnoj geotektonici nazivali protogeosinklinalama. Oni se pružaju više stotina kilometara, a dostižu širinu do prvih stotinu kilometara. U morfološkom pogledu pokazuju izrazitu linearnost. U većini slučajeva i kod ovih ubranih pojaseva kao kod njihovih mlađih analoga upadljivo se izdvajaju dve zone: spoljašnja i unutrašnja.

Spoljašnja zona leži na neprerađenom ili slabo poremećenom arhajskom fundamentu i izgrađen je od sedimentnog kompleksa predstavljenog nemetamorfisanim šelfnim karbonatima i klastitima. Monoklinalne su strukturne konfiguracija s tim što se prema unutrašnjim zonama sve više ispoljava kraljušasto-navlačna građa. U istom smeru raste i debljina tvorevina. Pojavljuju se i pokrovi i silovi bazičnih magmatita. Sve je ovo u potpunosti identično sa spoljašnjim zonama kasnoproterozojsko-fanerozojskih ubranih pojaseva.

U unutrašnjim zonama prisutni su fliš i tvorevine crnih škriljaca, zatim u velikoj meri bazični vulkaniti bliski po sastavu okeanskim toleitima. To su očigledno tvorevina kontinentalne padine, podnožja i obodnih mora. Još dalje u

114

unutrašnjost ovih sistema nalaze se tvorevine vulkanskih pojaseva uključujući i granitne batolite.

Postavlja se pitanje: na kakvoj kori su razvijene ove unutrašnje zone? Dubokomorski karakter sedimenata i kalk-alkalni sastav vulkanita upućuje da to nije bila kontinentalna kora kao u spoljašnjim zonama, već kora prelaznog ili okeanskog tipa. O tome svedoče i sve brojnije pojave ofiolita u donjoproterozojskim ubranim pojasevima. Međutim, paleomagnetni podaci pokazuju da je širina mnogih takvih basena sa okeankom korom bila manja od 1 000 km, izuzetno i do 3 000 km. (Transhadsonski ubrani pojas u Kanadi).

Ofioliti su otkriveni i u granulitsko-gnajskim pojasevima, na primer Mozambičkom (gornjoproterozojske starosti). Takođe, određeni granuliti Laplandskog pojasa Baltičkog štita i slične stene dugih mobilnih pojaseva mogu se definisati kao metaofioliti. To goviri da bi se i ovi prekambrijski mobilni pojasevi mogli razvijati u uslovima istezanja i razmicanja kontinentalne kore u isto vreme kada je njihov glavni strukturni sadržaj formiran u uslovima intenzivnog sažimanja i kolizije susednih arhajskih blokova: Kolskog i karelskog u slučaju Laplandsko-belomorskog pojasa i Zimbabvenskog i Kapvalskog u slučaju Limpopo pojasa u Južnoj Africi.

Evolucija donjoproterozojskih mobilnih pojaseva završava se slično kao kod njihovih mlađih analoga (gornjoproterozojsko-fenerozojaskih) ubiranjima, navlačenjima do formiranja prvih šarijaža, jakim i složenim deformacijama, metamorfizmom stena do amfibolitske facije, utiskivanje u granitoide. Na kraju obrazovani su linearno izraženi orogeni, pred čijim frontovima je deponovan molasni materijal umerene debljine i ne tako grubog sastava.

Razlika između ovih mobilnih pojaseva i onih kasnijih – gornjoproterozojsko-fanerozojskih je uglavnom u veličini: prvi su bili vezani za mikrookeane, a drugi za velike okeanske prostore. Međutim i ovo se ne odnosi baš na sve donjoproterozojske mobilne pojaseve.

Prostor između donjoproterozojskih ubranih pojaseva zauzimaju blokovi kontinentalne kore konsolidovani krajem arhaika, koji su predstavljali delove epiarhajskog superkontinenta, a koji je podvrgnut destrukciji početkom proterozoika. Na to upućuje nesaglasnost pružanja mobilnih pojaseva u odnosu na unutrašnje strukture arhajskih blokova kao i rojevi dajkova bazita koji se masovno pojavljuju početkom proterozoika. Arhajski blokovi su pretežno izgrađeni od pojaseva zelenih stena i granita, a samo u nekim slučajevima uključene su i najstarije stene iz grupe granulitsko-gnajsnih pojaseva (serija).

Veliki deo ovih kontinentalnih blokova bio je prekriven sedimentima (sedimento-vulkanogenim) pokrovom. Činjenica da je ovaj pokrov izgrađen od slabo deformisanih i slabo metamorfisanih tvorevina, ponekad velike debljine i mestimično prožet vulkanitima trapovske asocijacije, upućuje na zaključak da su se ovi kontinentalni blokovi u donjem proterozoiku razvijali u uslovima platformnog režima. Stoga se mogu označiti kao protoplatforme ili protokratoni. Razlikuju se od mlađih i savremenih platformi veličinom (ne veće od 1 000 km) i visokom mobilnošću koja je dovela do obrazovanja granitsko-gnajsnih kupola.

115

Protoplatforme su u više oblasti ispresecane riftnim rovovskim strukturama koje se mogu tretirati kao analozi aulakogena razvijenih na mlađim platformama. Zbog toga su i označeni kao protoaulakogeni. Neki od njih ispunjeni su uglavnom sedimentnim tvorevinama (aulakogeni Kanadskog štita), drugi – vulkanitima bazičnim i ultrabazičnim (aulakogeni Baltičkog štita) ili kiselim (aulakogen Ukrajinskog štita). Protoaulakogeni su najčešće rovovske građe, međutim neki su pretrpeli znatnu inverziju tako da su sa jedne strane ograničeni reversnim rasedima. Tvorevine koje ispunjavaju ove strukture često su podvrgnute jakom metamorfizmu do facije zelenih škriljaca ili čak amfibolitske facije.

6.2.3. Građa površine fundamenta i sedimentnog pokrova platformi

U građi platformi učestvuju dva krupna elementa: (1) oblasti fundamenta platformi otkrivne na površini terena, koje su označene kao štitovi i (2) oblasti platformi prekrivene sedimentnim pokrovom, koje se nazivaju tablama.

Štitovi su strukturni oblici prečnika više od hiljadu kilometara. Tokom svoj duge geološke istorije pokazivali su uglavnom tendenciju postojanog izdizanja praćenog jakim eroziono-denudacionim procesima. Neki od njih su na kratko, u potpunosti ili delimično bili prekriveni plitkim morem (Kanadski štit u ordovicijumu-devonu, Baltički u kambrijumu-siluru, Aldenski u kambrijumu itd.). Manji blokovi sa otkrivenim fundamentom koji su duže vreme bili zaplavljeni morem označeni su kao masivi, na primer: Anabarski masiv na Sibirskoj platformi, Ukrajinski masiv na Istočno-evropskoj platformi. Ovaj poslednji često se naziva i štitom.

Štitovi se lako prepoznaju na platformama severnog niza, gde su sa svih strana okruženi sedimentnim pokrovom. Međutim, znatno teže ih je izdvojiti na platformama južnog niza – posebno na Afričkoj i Indijskoj, jer je na njima fundament otkriven na širokom prostoru, a pokrov ograničen samo na zatvorene relativno manje depresije.

Table su preovlađujući elemenat građe većeg dela starih i posebno mladih platformi. Mlade platforme su gotovo u celini u stvari table, dok su štitovi i masivi izuzetak. Table su, kako je već rečeno, delovi platformi čije je fundament prekriven sedimentnim ili vulkanogeno-sedimentnim pokrovom promenljive debljine. U okviru tabli mogućno je izdvojiti veći broj strukturnih elemenata nižeg reda kao što su: anteklize, sineklize, aulakogeni i dr.

Anteklize su krupni i blago izdignuti delovi fundamenta koji na sebi nose sedimentni pokrove. Debljina sedimentnog pokrova u svodovskim delovima antekliza ne prelazi 1-2 km. Njihov geološki stub predstavljen je plitkovodnim i kontinentalnim tvorevinama i obležen je brojnim prekidima u sedimentaciji. Ponekad u središtu antekliza otkrivena su manja područja fundamenta (Voronješka antekliza na Ruskoj tabli, antekliza Bend i Ozark u Severnoj Americi. Postoje anteklize koje su markirane sa više izdignuća. Ova izdignuća se nazivaju svodovima (na primer: Tatarski i Tokmavski svodovi Volgo-uralske anteklize). Anteklize postoje i na mladim platformama, na primer Karakumska antekliza na Turenskojh tabli.

116

Sineklize su krupni i blago spušteni delovi fundamenta koji nose na sebi sedimentni pokrov. Debljina pokrova je 3-5 km. U geološkom stubu pokrova sinekliza važno mesto zauzimaju i dubokomorske naslage. Ovde je neophodno istaći da su anteklize i sineklize veoma slabo deformisane, tako da padni uglovi slojevitosti ne prelaze 10°.

Sineklize nisu prisutne samo u oblasti tabli već i na području štitova (na primer: sinekliza Hadsonskog zaliva na Kanadskom štitu). Na platformama Gondvane one predstavlju dobro artikulisane depresije okružene poljima fundamenta (sineklize – Kongo, Taudeni u Africi, Amazonska u Južnoj Americi). Na platformama severnog niza sineklize se obično graniče sa anteklizama ili sa štitovima.

Postoje dva tipa sinekliza. Prvi je obeležen velikom debljinom sedimentnog pokrova (10-15 pa čak i 20-25 km), koji leže neposredno preko fundamenta sa obeležjima donjeg sloja kontinentalne kore ili drugog sloja okeanske kore. Kako je već rečeno ovakvi prostori mogu predstavljati relikte okeanskog basena mobilnih pojaseva.

Drugi tip su tzv., trapovske sineklize, na primer: Tunguska na Sibirskoj platformi, Dekanska na Indijskoj, Karu u Južnoj Africi, Parana u Južnoj Americi. Njihov geološki stub pored sedimenata sadrži i platobazalte. Ovakve tvorevine prekrivaju prostore reda veličina više od milion kvadratin kilometara. Sa bazaltima su često udruženi dajkovi i silovi bazičnih magmatita. Interesantno je da se ove sineklize u savremenom reljefu javljaju u okviru visoravni (plato Putoran u Sibiru, Dekan u Indiji, Karu u Južnoj Africi). Ovo se objašnjava priraštajem debljine zemljine kore na račun produkata bazičnog magmatizma.

Slično tome kako su anteklize razvijene na nekoliko svodova i sineklize se mogu sastojati od većeg broja depresija koje su razdvojene svodovima ili sedlima. Nekoliko takvih manjih depresija nalazi se u oblasti Tunguske sineklize koje se mogu smatrati čak i samostalnim sineklizama. U zapadno-teksaškoj sineklizi Severne američke platforme takvog karaktera su depresije Delaver i Midlend.

Krupan i upadljiv strukturni element platformi su aulakogeni (od grč. avlakos-brazda). Prvi ih je izdvojio Šatski (1960). Nalaze se na skoro svim platformama. To su leinearno izdužene strukture rovovske građe dužine više stotina i širine desetak ponekad i stotinu kilometara. Aulakogeni su od susednih oblasti oštro ograničeni gravitacionim rasedima, a njihov rovovski prostor ispunjen je relativno debelim naslagama sedimenata, često i vulkanitima, među kojima su posebno karakteristični bazalti povećane alkalnosti. Tipični sedimenti za ove prostore su sone i ugljonosne formacije naročito u domenu najdubljih delova sinekliza. Fundament na području aulakogena spušten je do dubine od 12-14 km, a konsolidovana kora i litosfera su često istanjene, što se dovodi u vezu sa izdizanjem omotača (astenosfere). Građa aulakogena je na taj način konvenabilna sa građom savremenih kontinentalnih riftova i stoga bi se oni mogli označiti kao paleoriftovi.

Razvoj aulakogena se završava dvojako: (1) superponovanjem sinekliza i (2) formiranjem zona ubrnog pokrova. Za prvi slučaj lep primer je Ukrajinska sinekliza izgrađena od sedimenata od kraja donjeg karbona do neogena koji prekrivaju dnjeprovsko-donjecki aulakogen izgrađen od tvorevina srednjodevonsko-

117

donjokarbonske starosti. Transformacija aulokogena u sineklizu, odnosno zakonitost da se kod velikog broja sinekliza (ali ne svih), u njihovoj bazi nalazi paleorift-aulakogen naziva se pravilo Šatskog.

Međutim, ne evoluiraju svi aulakogeni u sineklize. Jedan deo njih izložen je kompresiji i invertovanju u ubrane zone različite složenosti. Na taj način nastaju izdignute strukture poznate kao vali (jednostavni, ili složeni – izgrađeni od nekoliko paralelnih nizova lokalnih izdizanja). Ponekad sažimanje može biti toliko intenzivno da nastaju ubrane zone relativno složene građe sa naglašenim reversnim kretanjima tipa kraljušti i manjih navlaka. Takvog tipa su invertovani aulokogeni: Kelteberijska zona u Španiji, oblasti Srednjeg, Visokog i Saharskog Atlasa, Palmiridi u Siriji i dr. U svim navedenim primerima negativna struktura – aulakogen transformisana je u pozitivnu strukturu – val, ubranu zonu („plakantiklinorijum“), tj., obavljena je njihova tektonska izverzija.

I unutrašnja građa aulakogena je različite složenosti. Osim glavnih raseda koji ograničavaju aulakogene po dužoj osi, često se paraleno sa njima javlja čitav niz pratćih listričnih raseda. Takođe, u unutrašnjosti rova prisutne su i horstovske strukture.

Za mnoge aulakogene karakterističan je dvofazi razvoj: prvi – stariji riftni stadijum, zatim dugotrajni eroziono-denudacioni interval, pa obnavljenje riftnih struktura.

Val su platformne strukture nižeg reda koje se formiraju: ili u osnim delovima aulakogena, ili na njihovim obodima iznad graničnih i drugih raseda. To su linearna, blaga izdignuća dužine nekoliko desetina kilometara. Po pravilu, sastoje se od jednog ili nekoliko redova malih antiklinalnih struktura. Većinom je reč o lokalnim izdigunćima ne višim od prvih stotina, često i nekoliko desetina metara. Međutim, postoje i nešto „oštrije“ forme sa padom krila do prvih deset stepeni i asimetrične građe.

Deformisanost pokrova platformi genetski je vezana za intra litosferni stres produkovan u konvergentnim - kolizionim granicama litosfernih ploča. Kompresija ispoljena u kolizonim područjima (orogenima) može se osetiti stotine kilometara u unutrašnjost platformi i odgovorna je za inverziju aulakogena, obrazovanje kraljušti i manjih navlaka i ubiranje. Formiranje platformnih nabora aktivnošću i intralitosfernog kompresionog stresa olakšano je prisustvom sonih naslaga ili glinovitih slojeva u sedimentom pokrovu.

Postoje i naborne strukture koje su jako udaljene od kliznih granica litosfernih ploča i stoga nisu mogle nastati dejstvom tangencijalnog intralitosfernog stresa. Njihov nastanak u sedimentnom pokrovu platformi objašnjava se vertikalnom mobilnošću blokova fundamenta duž razloma. Stoga su ovakvi nabori označeni kao refleksioni. Ovde se nameće pitanje: šta je uzrok kretanja blikova fundamenta? Za sada još nema konačnog odgovora za ovakav fenomen. Jedan od mogućih uzroka vertikalne mobilnosti moglo bi da bude opšte hlađenje i odgovarajuće neravnomerno spuštanje fundamenta. Međutim, mogućan je i sasvim suprotan događaj – zagrevanje i aktivizacija platformi sa istim efektima.

U platformnom pokrovu može doći do obrazovanja i drugačijih nabora.

118

Tako na primer, u aulekogenim i dubokim sineklizama u kojima postoje sone naslage velike debljine, veliko rasprostranjenje imju soni dijapir i kupole i vali. Sedimentni pokrov platformi, takođe je veoma pogodan za razvoj egzogenih nabora kao što su kompakcioni, zatim nabori vezani za kretanje kontinentalnog leda i dr.

Pored štitova i tabli u strukturi platforme često se izdvaja i treći element – oblasti perikratonskih spuštanja. Oni su najupadljivije izraženi između štitova i orogena ili njihovih predgornih depresija. U Severnoj Americi to su zona Velikih Ravnica između Kanadskog štita i Kaskadnih planina, u Južnoj Americi – zona između Gvajanskog i Zapadnobrazilskog štita, s jedne i Anda, s druge strane. Na Istočno-evropskoj platformi, sa izvesnom dozom uslovljenosti, koja je posledica neodređenosti granica Ruske table, ovakva obeležja mogla bi imati Volgo-uralska oblast i još ubedljivije južna, pericrnomorska margina Ukrajinskog štita i zapadni obod tog štita i Beloruska antekliza – Vislansko (Baltičko) – Djestrovska zona.

Oblast perikratonskih spuštanja karakteriše se blagim monoklinalnim ili stepeničasto-monoklinalnim spuštanjima fundamenta prema susednom mobilnom pojasu. U suštini, to su najunutrašniji, proksimalni, delovi kontinentalne margine i odgovaraju unutrašnjem šelfu, koga karakteriše povećana debljina (10-12 km) i tvorevine otvorenog mora u odnosu na susedne table, mada se zapažaju i paralakse i lagunske formacije. Njihova spoljašnja granica markirana je molasama predgornih depresija ili se nalaze duž fronta intenzivnih deformacija orogena.

6.2.4. Sedimentne formacije platformnog pokrova i razvoj strukturnog plana platforme

Sedimentne formacije platformi razlikuju se od formacija mobilnih pojaseva odsustvom ili slabim razvojem kako dubokomorskih tako gruboklastičnih kontinentalnih naslaga. Veliko rasprostanjenje na tablama imaju tvorevine crnih škriljaca. Sve su one nastale u uslovima nekompenziranog spuštanja pri dubini mora od nekoliko stotina metara, u isto vreme kada se akumulacija tipičnih sedimenata platformnog pokrova odvija na dubinama od 50, ređe i 100 metara. Kako se platformna sedimentacija odvija u veoma plitkovodnim uslovima na nju u velikoj meri utiče i klima. Usled toga se naslage koje izgrađuju krupne formacione nizove određenih etapa (ciklusa) razvoja platformnog pokrova bitno razlikuju. Međutim, formacije koje zauzimaju isti položaj u ovim nizovima imaju dosta zajedničkog i obeležavaju jedne te iste faze tektonskog oblikovanja.

U bazi formacionih nizova platformnog pokrova obično leže kontinentalne klastične formacije: sive, crvene boje i beskarbonatne sa kaolinskim cementom – proizvodima razaranja kore raspadanja, u humidnim uslovima sa limničkim ugljevima, a u aridnim, sa gipsonosnim tvorevinama (crvena boja karakteristična je za tropske, a siva za umerene klimatske oblasti). Posebno debeli evaporiti koji uključuju ne samo kamenu so, već i kalijeve soli akumulirani su u aulakogenim (Dnjeprovsko-donjecki) i u dubokim sineklizama (Perikaspijska i Sredozemna).

Sa napredovanjem transgresije kontinentalne tvorevine bivaju prokrivene terigenim formacijama, u humidnim oblastima kvarcnim peskovima sa glaukonitom i fosforitom, a u aridnim sa šarenim peskovito-glinovitim naslagama koje su

119

ponekad i gipsonosne.

Za vreme maksimalne transgresije kada su i najistaknutiji delovi platforme (štitovi, masivi i najviši delovi antekliza) prekriveni morskom vodom odvija se deponovanje karbonatnih formacija, u humidnim oblastima laporoviti karbonati (u kredi i paleogenu, facije pisaće krede), a u aridnim – prvenstveno dolomiti. U dubljim delovima depresionih prostora kao što su aulakogeni u uslovima deficita materijala odlažu se tamnosive obogaćene organskom materijom škriljave tvorevine. Oblasti akumulacije ovih tvorevina često su okružene tvorevinama predeltnog porekla.

Kada na kraju transgresiju smeni regresija onda otpočinje obrnut proces obrazovanja formacija koji se završava ponovo kontinentalnim tvorevinama. To u glacijalnim oblastima mogu da budu i tvorevine vezane za ledničku aktivnost, kao što je to bio slučaj na severnoj zemljinoj polulopti tokom kvartara i na južnoj u neogenu i kvartaru. Starije glacijalne formacije (gornjokarbonsko-donjopermske starosti) obrazovane su na južnim gondvanskim platformama. Van ledničkih oblasti umesto glacijalnih formiraju se lesne naslage.

Tokom stadijuma tabli koji su na starim platformama trajali 500-600 miliona godina, došlo je do višestrukih izmena njihovog strukturnog plana. Na to su uticali spoljašnji i unutrašnji faktori.

Promene prouzrokovane spoljašnjim faktorima odgovarju u celini granicama tektonskih ciklusa i potčinjene su tim zakonitostima. Njih je za Rusku tablu prvi ustanovio Karpinski, a odnose se i na sve ostale platforme („pravilo Karpinskog“). Saglasno „pravilu Karpinskog“, najvećim spuštanjima u svakoj tektonskoj etapi izloženi su prostori koji se nalaze u blizini i paralelno sa najaktivnijim delom mobilnog pojasa. Tako na primer, na Ruskoj tabli u kaledonskom ciklusu glavna spuštanja odvijala su se u njenom severozapdnom delu u blizini skandinavskih Kaledonida, pri čemu je u takav proces bio uključen i Baltički štit. U hercinskom ciklusu intenzivnim spuštanjima bila je izložena istočna polovina platforme, odnosno onaj deo Ruske table koji je bliži uralskom mobilnom pojasu i južni deo paralelan Sredozmnomorskom pojasu, gde je i formiran Dnjeprovsko-donjecki aulakogen. U alpskom ciklusu spuštanjima je bio zahvaćen južni deo platforme, tj., onaj koji gravitira sredozemnomorskom mobilnom pojasu kada je i generisana mlada skitska tabla. Sličan razvoj imale su i druge table. Važno je istaći da do ove transformacije strukturnog plana tabli nikada se nisu skokovito odvijale. Starija subsidencijalna aktivnost nije naglo prestajala sa promenom geodinamičkih uslova, već je u laganijem tempu nastavila da se ispoljava sve do potpunog gašenja.

U unutrašnje faktore razvoja strukturnog plana platformi spadaju zagrevanje i hlađenje litosfernih platformi. Do zagrevanja je dolazilo u etapama postojanja superkontinenata – u donjem rifeju, kasnom paleozoiku – ranom mezozoiku i kratkoj fazi aktivizacije u devonu. U ovim stadijumima dolazilo je do aktiviranja ekstenzionih procesa kojima su formirani riftovi i generisan magmatizam (bazični i alkalno-bazični). Hlađenjem litosfere inicirana su spuštanja i tom prilikom nad aulakogenima su obrazovane sineklize, a u pokrovu je ispoljeno refleksiono ubiranje. Ima mišljenja da je ovo opšta tendencija na platformama, te da su štitovi i anteklize njihovi zaostali, odnosno manje spušteni delovi. Međutim, ima

120

mnogo elemenata (brojni prekidi u sedimentacji, pojačan magmatizam u domenu štitova i antekliza i dr.), koji pokazuju da to i nije baš tako i da su pojedini delovi platformi bili izloženi i izdizanjima.

6.2.5. Magmatizam platformi

Magmatizam u okviru platformi nije tako jako ispoljen kao u mobilnim pojasevima. Tako na primer, platformni vulkaniti čine svega 10% od ukupnih fanerozojskih vulkaniskih produkata. Međutim, i pored toga magmatizam predstavlja važan element aktivnosti platformi i po mnogo čemu je specifičan. Izdvojene su tri asocijacije magmatizma na platformama: (1) trapova, (2) alkalno-bazaltna i (3) kimberlitska.

Trapova asocijacija

Na platformama je najbolje izražen tzv., trapov magmatizam. Njegovi produkti zauzimaju ogromne površine platformi (često i više od milion kvadratnih kilometara). Predstaljen je pokrovima toleitskih platobazalta čije pojavljivanje ima linijski karakter sa određenim vulkanskim centrima duž razloma.

Kontinentalni toleitski baziti razlikuju se od bazita srednjoekeanskih grebena nešto povećanim sadržajem alkalija, naročito K2O, što je povezano sa asimilacijom kontinentalne kore. Zapažaju se takođe i pokrovi ultrabazičnih stena (pikrita) i subalkalnih stena. Intruzivna trapova formacija predstavljena je silovima i dajkovima dolerita, gabro-dolerita i gabro-dijabaza. Silovi i dajkovi dolerita mogu biti debeli 200-300 metara. Interesantno je da u nekim sineklizama (na primer, Tunguska u Rusiji), neki od dajkova podsećaju na ofiolitske, samo su manje pravilnije građe. Iz toga proizilazi da je taj prostor bio izložen istezanju slično onome kod izalučnih basena.

Rasprostranjenije trapove asocijacije u vremenu korenspondira sa periodima raspada superkontinenta: prvo u rifeju, a zatim krajem paleozoika i u mezozoiku. U ovom drugom slučaju trapova socijalcija je genetski vezana za raspad Gondvane. Ona se pojavila u gornjem permu istočnih Himalaja i jugozapadnog dela Južnokineske platforme, u gornjem trijasu - donjoj juri Južne Afrike, Antarktika i Tasmanije, u dornjoj juri - donjoj kredi Južne Amerike i Indije, gornjoj kredi - donjem paleogenu zapadne Indije, Jemena... Sve ove asocijacije danas su otkrivene na različitim stranama mladih okeana Atlantskog i Indijskog, mada su prvobitno činili jedinstvenu celinu.

Postoji trapov magmatizam koji je u manjoj meri neposredno vezan za procese raspada Pangea, međutim i njihovi geodinamički procesi u principu su isti.

Alkalno-bazaltna asocijacija

Ova asocijacija ima manje rasprostranjenje na platformama nego trapova. Često je sa njom prostorno i vremenski povezana. Izvor magmi alkalno-bazaltne asocijacije je na većim dubinama u omotaču nego u slučaju trapovih asocijacija. Sastoji se od efuzivnih i intruzivnih formacija. Efuzivne su predstavljene uglavnom trahi-bazaltima sa različitim diferencijatima: od ultrabazičnih do kiselih, posebno fonolita. Intruzivnu čine ovalni plutoni ultrabazičnog i alkalnog sastava tipa

121

nefelin-sijenita, alkalnih granita i karbonatita. Ovi su koncentične građe pri čemu starost magmatita opada ka centru plutona, a u istom smeru povećava se i njihova bazičnost i alkalnost.

Efuzivne i intruzivne alkalno-bazaltne formacije često su međusobno razdvojene. Efuzivna formacija gravitira ka riftovima i paleoriftovima-aulakogenima i uopšte, zauzimaju više delove fundamenta platformi. Trapova asocijacija zauzima prostore sinekliza koje prestavljaju ogromne vulkanotektonske depresije, odnosno strukture spuštanja. Vremenski, alkalno-bazaltna asocijalcija ili prethodi trapovoj ili je sledi. Očigledno da se platobazalti (trapova socijacija) izlivaju tokom kulminacije magmatske aktivnosti, kada su centri rastapanja na manjim dubinama i kada obuhvataju velike prostore.

Koncentrični plutoni alkalno-bazičnog i ultrabazičnog sastava još su bliskije vezani za platformna izdizanja - štitove i anteklize. Alkalno-bazaltna asocijalcija kontinenata bliska je asocijaciji magmatita okeanskih ostrva, što upućuje na njihovo zajedničko dubinsko poreklo, iz omotača. Magmatska ognjišta kontinentalne asocijacije moraju se nalaziti u litosfernom omotaču inače ne bi moglo dolaziti do njihovog višestrukokg obnavljanja u istom centru, a u uslovima horizontalnog kretanja litosfernih ploča.

Kimberlitska formacija

Reč je o intruzivnoj formaciji sličnoj alkalno-bazaltnoj koja se generiše duž raseda u zonama „levkova“ i dajkova, posebno na presecima tih raseda, u međuriftnim prostorima. Glavne oblasti razvoja kimberinskih formacija su Sibirska platforma, Južna i Zapadna Afrika. U kimberlitskoj formaciji javljaju se dijamanti. Stoga je ona prava dubinska formacija kontinenata, jer se dijamnti ne obrazuju na dubinama manjim od 150-200 kilometara.

6.2.6. Razvoj platformi

Površina platformi u stvari predstavlja eroziono-denudacionim procesima zaravnjen ubrani pojas – orogen. Drugim rečima, u evolucionom nizu krupnih elemenata litosfere ona sledi iza orogena. Međutim, platformni režim na području nekog orogena ne uspostavlja se odmah, već posle više desetina u domenu mladih, ili čak nekoliko stotina miliona godina, u slučaju starih platformi. Toliki je vremenski interval do nastupanja stadijuma formiranja platformnog pokrova. A pre toga, odnosno pre transformisanja u tablu, platforma je prošla kroz dva privremena stadijuma koji se odlikuju još povećanom mobilizacijom. To su stadijumi kratonizacije i aulakogena.

Stadijum kratonizacije na najvećem broju starih platformi vezan je za prvu plovinu srednjeg proterozoika, tj., za donji rifej. Postoji ozbiljna pretpostavka da su u tom stadijum sve savremene stare platforme ulazile u okvire jednog superkontinenta poznatog kao Pangea 1, koji je formiran krajem donjeg proterozoika. Površina superkontinenta bila je izložena opštem izdizanju i akumulaciji uglavnom kontinentalnih tvorevina na ogrančenom prostoru. Veliku zastupljenost imali su i subaeralni pokrovi kiselih efuziuva i tufova (ingimbrita), često povećane alkalnosti. Istovremeno, starije stene su bile podvrgnute kalijskom metasomatizmu, što je bilo praćeno utiskivanjem krupnih plutona, obično u obliku

122

lopolita, bazičnih u donjim i kiselijim u gornjim delovima. Prvi tip plutona je predstavljen gabro-anortozitima, a drugi granitima rapakivi tipa. Ovi prvi nastali su rastapanjem delova donje kore pod uticajem izdignute astenosfere ili neposredno izdizanjem njenih proizvoda, dok se graniti najverovatnije formiraju na račun rastapanja gornje kore.

Magmatizam i metamorfizam ovog stadijuma svedoče o povećanom toplotnom toku koji je doveo do izotropizacije platformnog fundamenta.

Aulakogeni stadijum je usledio posle stadijuma kratonizacije i na većini starih platformi ispoljio se tokom srednjeg i gornjeg rifeja mogućno i u donjem vendu. On označava početak raspada superkontinenta i individualisanje starih platformi. Karakterišu ga procesi ekstenzije i obrazovanje riftova i riftnih sistema koji su transformisani u aulakogene (otuda i naziv ovog stadijuma). Riftni sistemi konstatovani su na skoro svim starim platformama posebno onim iz severnog niza. Ovi paleoriftovi su ispunjeni klastičnim kontinentalnim i plitokodnim morskim sedimentima (kvarciti, argiliti, stromatolitski karbonati); u gornjem rifeju počeli su se pojavljivati i evaporiti. U domenu aulakogena veliko prisustvo imaju pokrovi platobazalta i silovi gabrodiorita i gabraodijabaza, tj., stene trapove asocijacije, čije je maksimalno pojavljvanje bilo na granici srednjeg i gornjeg rifeja, gornjeg rifeja i venda.

Na mladim platformama, stadijum koji je prethodio formiranju tabli je jako skraćen. Stoga kratonizacija i nije izražena, a stadijum aulakogena je obeležen formiranjem riftova neposredno superponovnih na odumiruće orogene saglasno njihovom pružanju. Ovi riftovi često se označavaju kao tafrogeni. Oni su ispunjeni kontinentalnim tvorevinama crvene boje ponekad i ugljenosnim naslagama, a prisustni su i bazalti. Ovakvi tipovi riftova konstatovni su na više mesta, na primer, Čeljabinski graben na istočnim padinama Urala, grabeni na periatlantskoj ravnici SAD, graben Središnje doline u Škotskoj, zatim slične strukture u istočnoj Australiji i dr.

Prelaz ka stadijumu table (pravi platformni stadijum) zavaršen je na starim platformama Istične Evrope, Sibira, Kine i Koreje u vendu; Severnoj Americi krajem kambrijuma; na južnim kontinentima u ordovicijumu (u Australiji u kambrijumu). Prelaz ka stadijumu table obeležen je opštim spuštanjem fundamenta, proširivanjem aulokogenih područja do razmere sinekliza, prekrivanjem izdignutih područja platformi morskim vodama, odnosno njihovim transformisanjem u anteklize i u krajnjem slučaju obrazovanjem kompaktnog platformnog pokrova. Početak formiranja pokrova poklapa se početkom raseda superkontinenata: Pangee 1, u vendu - kambrijumu i Pangee 2, u juri. Upravo zbog toga pokrov mladih platformi po svojoj stratigrafskoj pripadosti odgovara prvom sloju kore savremenih okeana. Akumulacija pokrovnih tvorevina nije bila kontinuirana, već je prekidana epohama tektonske aktivizacije, koje su se odrazile regresivnim fazama preformiranjem strukturnog plana i magmatskom aktivnošću. Ovim prekidima pokrov je izdeljen na komplekse koji po pravilu odgovaraju tektonskim ciklusima susednih mobilnih pojaseva: kaledonskom, hercinskom i alpskom.

U velikom broju starih platformi južnog niza stadijum pravih tabli još nije nastupio, već se čitav proces ograničio na obrazovanje izolovanih sinekliza

123

(„sineklizni stadijum“).

Na mladim platformama u Evroaziji, istočnoj Australiji i Patagoniji, stadijum table počeo je u srednjoj juri. Ovde platformni pokrov odgovara jednom (na epihercinskim) ili dva (na epikaledonskim platformama) ciklusima pokrova starih platformi.

6.3. EPIPLATFORMNI OROGEN

6.3.1. Opšte osobine

Pored orogena koji su formirani u oblastima konvergentnih granica litosfernih ploča postoji i veliki broj sličnih sistema obrazovanih na zreloj konsolidovanoj kontinentalnoj kori na manjoj ili većoj udaljenosti od kolizionih uticaja. Ovakvi orogeni označeni su kao sekundarni ili epiplatformni, a sam proces njihovog obrazovanja posle relativnog tektonskog mirovanja, nazvan je tektonska aktivizacija.

Najtipičniji predstavnik ovakve unutarplatformne orogeneze, danas, jeste Centralnoazijski pojas. On uključuje planinske sisteme: Hindukuša, Tjan-šana, Pamira, Kunluna, Nanšana, Cinlina, Altaja, Sajana, Perbajkala, Zabajkala, Stanovojskog gorja. Mnogi od njih po svojoj veličini ne zaostaju za primarnim orogenima kao što: Alpi, Kavkaz, i dr., nego ih čak i prevazilaze (Tjanšan, Pamir, Kunlun). Centralnoazijski pojas je u direktnom kontaktu sa severnim obodom Alpsko-himalajskog primarnog orogena i počeo je da se formira istovremeno, a delimično i neposredno posle njega. Ova činjenica upućuje na njihovu genetsku povezanost, odnosno zajedničke uzroke njihovog formiranja. Unutrašnja građa Centralnoazijskog pojasa pokazuje da je formirana u uslovima horizontalne kompresije meridijalne orijentacije.

Većina savremenih istraživača zajedničke uzroke formiranja sekundarnog Centralnoazijskog i primarnog Himalajskog orogena vide u koliziji kontinentalne ploče Indije i Evroazije, koja je počela u eocenu pre 50 miliona godina. Međutim, konkretni mahenizmi kontinentalne (epiplatformne), orogeneze ostaju i dalje diskutabilni. O tom problemu postoji više mišljenja koja su u dobroj meri i kompatibilna.

Poznati su stavovi Molnara i Taponiea, prema kojima je severni pendžapski istureni deo Indijske ploče imao ulogu indentera i uklinio se u meki obod Evroazijske ploče. To je izazvalo obrazovanje pamirskog luka nasuprot pendžapskom klinu, opšte sažimanje u krupne nabore, formiranje gorja i međuplaninskih depresija Centralnoazijskog pojasa i razvoj krupnih transkurentnih razloma sa obe strane pamirsko-pendžabskog „rta“: desnih, pružanja SZ-JI, na istočnom i levih, pružanja SI-JZ, na njegovom zapadnom obodu.

Prema mišljenju Djuia, suženje Centralnoazijskog pojasa, nasuprot indijskog indentera dogodilo se ne samo na račun ekstruzije delova litosfere prema zapadu i istoku nego i na račun opšteg sažimanja i zadebljanja zemljine kore u oblasti Tibeta. Ovi mehanizmi mogli su dejstvovati i zajednički.

Zonenšajn, polazi od toga da neravnomeran raspored seizmičnosti unutar

124

Centralnoazijskog pojasa upućuje da u ovim terenima postoji veći broj mikrokontinenata koji su se pri opštoj koliziju Indijske i Evroazijske ploče različito kretali (transkurentna i reversna kretanja). Slične ploče (Iberijska, Apulijska, Egejska, Anatolijska), bile su ranije izdvojene u zapadnom delu Alpsko-himalajskog mobilnog pojasa. Za područje Centralnoazijskog pojasa i istočnog oboda Azijskog kontinenta utvrđeno je više od 20 mikroploča koje su smeštene između glavnih litosfernih ploča: Evroazijske, Afričke, Arabijske, Indijske i Tihookeanske i koje formiraju oblast interlitosferne aktivnosti sa kretanjima u različitim pravcima saglasno sa konvergencijom glavnih ploča. Ovaj pojas potvrđen je difuznim pojavljivanjem seizmičnosti na udaljenosti i do pet hiljada kilometara od Himalajskog kolizionog fronata.

Lobkovski, polazeći sa pozicija dvoetažnosti tektonike ploča, smatra da pri koliziji Indijske ploče, odnosno njenom podvlačenju pod Evroazijsku, donji plastični deo zemljine kore pomeren je ka severu pod uticajem Indijske ploče. Ovo pomeranje izazvalo je sažimanje gornjeg višeg i čvrstog dela zemljine kore Centralnoazijskog pojasa, što je bilo praćeno obrazovanjem planinskih sistema i međuplaninskih depresija u tom prostoru. Ovakva aktivnost obeležena je izdvajanjem toplote koja je predstavljala uzrok povećanja toplotnog toka i obrazovanja astenolita u unutrašnjosti planinskih sistema Centralnoazijskog pojasa, što je još više uticalo na njihovo izdizanje. Zbog toga ima mišljenja da je glavni uzrok izdizanja Centralnoazijskog pojasa astenosferni dijapirizam, a ne regionalna kompresija. Međutim, to nije tačno, jer su konstatovana brojna reversna kretanja i navlake u oblasti Pamira i konjugovani parovi raseda često seizmični, koji se mogu objasniti jedino regionalnom kompresijom.

Izložene koncepcije o genezi Centralnoazijskog orogenog pojasa po Hainu, ne protivureče jedna drugoj već se dopunjavaju. Činjenica da je Centralnoazijskog pojasa nastao na heterogenom supstratu i da je predstavljen kolažem fanerozojskih ubranih oblasti različite starosi koje su razdvojene starijim kontinentalnim blokovima. Ovaj strukturni kolaž je kasnije u kompresionim uslovima prouzrokovanim indijsko-evroazijskom kolizijom remobilisan i ponovo izdeljen na veći broj blokova - mikroploča sa različitom vertikalnom i horizontalnom tektonskom mobilnoišću. Najverovatnije da mikroploče nisu bile litosfernog već kornog sadržaja, tačnije izgrađene su od gornjih delova Zemljine kore, koji su kretani po nižem plastičnom supstratu. Važno je istaći da su deformacije u ovom pojasu uglavnom u paleozojskim ubranim sistemima, dok su stariji kontinentalni blokovi tektonski bili pasivni.

Unutrašnja građa Centralnoazijskog epiplatformnog orogenog pojasa kao reprezenta ovakvih sistema obeležena je smenjivanjem izdignutih blokovskih struktura sa spuštenim tipa međuplaninskih depresija. Na krajnjem severu prema graničnoj zoni neaktivirane platforme ovaj pojas markiran je predgornim depresijama.

Planinski sistemi izgrađeni su od kompleksa jako deformisanih paleozojskih i prekambarijumskih tvorevina mestimično metamorfisanih, u koje su utisnuti graniti. Strukture pokazuju naglašenu vergentnost prema predgornim i međugornim depresijama. Depresije su ispunjene debelim molasnim naslagama koje se razlikuju od onih u primarnim orogenima većom zastupljenošću kontinentalnih u odnosu na

morske tvorevine. Debljina molasa je više kilometara i one obično leže

125

preko naslaga platformnog pokrova koji je isti kao na neaktiviranom delu platforme. Platformni pokrov Centralnoazijskog pojasa je mezozojsko-paleogene starosti, a do akativizacije i akumulacije molasa došlo je početkom oligocena.

Unutrašnja građa epiplatformnih orogenih sistema saglasna je sa pružanjem glavnog – primarnog ubranog pojasa, međutim strukturni stil jako varira i u zavisnosti je od udaljenosti od uzroka tangencijalnih naprezanja. U slučaju Centralnoazijskog pojasa to je frontalni deo pendžebaskog indentera. Tako na primer, u njegovoj neposrednoj blizini, na Pamiru, sekundarna orogeneza je obeležena intenzivnim deformacijama sve do obrazovanja navlaka, kraljušti i drugih složenih elemenata sklopa. Severnije, u zapadnim delovima Tjanšana, u susedstvu Pamira, došlo je do formiranja asimetričnih nabora i strmih navlaka i kraljušti severne vergence (suprotno vergentnosti primarnog hercinskog orogena). U istočnom Tjanšenu, gde je direktan uticaj pendžabskog indentera sprečen položaj Tarmskog masiva, slične deformacije svedene su na uska polja koja su razdvojena zonama opšteg svodovskog izdizanja. Sa još većim udaljavanjem od pendžabskog indentera ovakvih deformacija više nema, već su prisutna samo jaka svodovska i blokovska izdizanja.

Centralnoazijski pojas je najveći i najbolji, ali ne i jedini primer sekundarnih orogena, koji su formirani u blizini primarnih. Slični orogeni nalaze se na starim platformama istočno od Severno-američkih i Južnoameričkih Kordiljera. U tom smislu posebno su ilustrativne oblasti istočnih Kaskadnih planina i plato Kolorado u Severnoj Americi. Do krede ove oblasti su činile zapadni obod starog severnoameričkog kratona koji je predstavljen donjoprekambrijumskim kristalastim fundamentom i rifeo-paleozojski-mezozojskim (zaključno sa jurom) pokrovom. Fundament je danas disponiran u domenu izdignutih struktura, a pokrov sačuvan u depresijama ispunjenim molasama između ovih izdignutih sistema. Početkom krede kada su izdizanjima bile obuhvaćeni susedni Centralni Kordiljeri, oblast Kaskadnih planina je bila izložena spuštanju i akumulaciji naslaga molasnog tipa. Krajem krede i početkom paleogena ovaj prostor je deformisan i delom invertovan uz formiranje visokog planinskog sistema (višeg od 4 km) i međuplaninskih depresija u kojima se sve do eocena obavljala, u jezerskim uslovima, depozicija da bi tada i ove tvorevine bile konačno deformisane. Izdignuti blokovi u čijim erodovanim svodovima su otkrivene stene prekambrijumskog fundamenta duž ne tako strmih reversnih raseda nagurane su na susedne depresije. Ranije se smatralo da ovi rasedi sa dubinom postaju vertikalni čime se eliminiše uticaj tangencijalne kompresije u njihovom stvaranju. Kasnije, seizmičkim profiliranjem, je utvrđeno da nikakvog ustrmljivanja raseda sa dubinom nema, čime je potvrđeno da su ove strukture nastale u kompresionom režimu.

Poseban strukturni fenomen ovog prostora je plato Kolorado. On je kao celina izdignut oko dva kilometa i tako morfološki postao integralni deo Kordiljera. U graničnoj zoni platoa prema neaktiviranoj platformi nastale su predgorne depresije Vajoming i Rejton. Slična obeležja na periferiji Severnoameričkih Kordiljera, a u domenu platforme, imaju gorje Bruksa Severne Aljaske sa kolvilskom predgornom depresijom i planine Mekenzi i Frenklin u severozapadnoj Kanadi.

U Andima Južne Amerike sličnog su porekla istočni Kordiljeri Centralnih Anda. Oni posle hercinske orogeneze nisu bili obuhvaćeni spuštanjima

126

već su kasnije bili uključeni u andska izdizanja sa navlačenjima krajem neogena na subandsku depresiju. Na isti način uključen je u Andski masiv i blokovski sistem Sijera Pamp koji je produkt bajkalske tektogeneze.

Istoj kategoraiji struktura pripadala bi i neka izdignuća na severnoj periferiji Alpsko-himalajskog orogenog pojasa Evrope i Azije kao što su Planinski Krim, Veliki Balhan, Bend i Turkestan i Parapamiz. Oni su proizvod kasnokimerijske tektogeneze da bi zatim u kredi i donjem paleogenu bili prekriveni platformnim pokrovom, a još kasnije tektonski ponovo aktivirani. Slično je i sa predgornim grebenom Velikog Kavkaza, koji je primarno oblikovan hercinskim pokretima, a zatim u novije vreme i u uslovima sekundarne orogeneze. Poseban slučaj predstavljaju izdignuti ubrani sistemi na spoljašnjoj strani predgornih depresija Alpa (planina Jura) i Polarnog Urala (nizovi Čaraniševa, Černova i Sorokina).

Očigledno je da su svi pomenuti strukturni elementi i njihova morfološka izraženost uglavnom u obliku planinskih sistema indirektan proizvod kolizije litosfernih ploča, odnosno odraz tih procesa na većoj ili manjoj udaljenosti od kolizionog šava. Međutim, postoje još udaljeniji, na rastojanju od više stotina kilometara ubrani pojasevi koji su od primarnih orogena odvojeni širokim prostorima subhorizontalnog položaja platformnog pokrova. O tome da je i njihovo formiranje povezano sa kolizionim procesima u graničnim zonama litosfernih ploča, svedoči paralelnost ovih pojaseva sa primarnim orogenima i vremenska saglasnost njihovog obrazovanja. Ovi sekundarni ubrani pojasevi nastaju na mestima nekadašnjih riftova – avlakogena, kao rezultat njihove inverzije. Uzrok inverzije avlakogena je tangencijalni-horizontalni kompresioni, odnosno litosferni stres čiji je izvor u zoni konvergencije ploča (mobilni pojas). Kao primeri ovakvih nabornih deformacija i izdizanja mogu poslužiti vali Zapadne i Centralne Evrope (Vild - Bulonski, Pomorski i dr.), Planinski Mangišlak u kaspijskom regionu, Paliridi u Siriji, Visoki, Srednji i Saharski Atlas u Maroku i Alžiru, Keltberijski nizovi i dr. Ovakve strukture se nazivaju telekolizionim.

Unutar platformi postoje izdignuća koja se ni prostorno ni vremenski nikako ne mogu vezati za kolizione zone. Takve su „Uralski krst“, koji se pruža upravno na Aopsko-himalajski i Centralnoazijski orogeni pojasa i odvojen je od njih širokim nedeformisanim prostorom. Logično objašnjenje nastanka planinskog reljefa Urala i nekih deformacija njegovih tvorevina (zaključno sa eocenskim), takođe se svodi na dejstvo intralitosfernog stresa na hercinsku oslabljenu suturnu zonu. Zanimljivo je takođe da se novija izdizanja Urala, kojima nije zahvaćen čitav gornjopaleozojski ubrani pojas, vremenski poklapaju sa obrazovanjem Centralnoazijskog i Alpsko-himalajskog orogenog pojasa.

Potpuno poseban slučaj unutarplatformnih izdizanja ispoljen je na periferiji kontinentalnih riftova. Izdizanja su posledica bočnog efekta riftogeneze – astenosfernog dijapira koji je formiran ispod riftnog rova i prouzrokovao izdizanje i njegovih krila.

Najteže je objasniti poreklo intraplatformnih izdignuća koja se nalaze u središtima kontinenata i imaju više ili manje izometrične crte, na primer: plato Putoran u Sibiru, plato Karu u Južnoj Africi, gorje Mekdonel i Masgrejv na australijskom kontinentu, masiv Ahgar i Tibesti u Sahari i dr. Samo u poslednjem

127

slučaju (Tibesti) izdizanje je praćeno mladom magmatskom aktivnošću („vruća tačka“) i njome se može objasniti morfologija ovog masiva. Međutim i ostala izdignuća su verovatno vezana za izdizanja magmi u zonama „vrućih tačaka“. Osim toga sva ona leže na starim suturama, odnosno zonama relativno veće magmatske propustljivosti. Plato Putoran, Karu i Dekan obrazovani su na mestu trapovih sinekliza, tj., predstavljaju produke njihove inverzije. Ispoljena izdizanja su rezultat zadebljanja litosfere do kojeg je došlo usled akumulacije ohlađenih bazaltnih magmi u osnovi kore, dakle magmi koje nisu izbile na površinu („underplating“).

6.3.2. Magmatizam epiplatformnih orogena

Magmatizam u domenu epiplatformnih orogena je različito ispoljen. U nekima od njih magmatizam praktično odsustvuje, na primer, sva telekineziona izdizanja i znatan deo perikolizionih orogena (Tjan šan, Altaj). To se objašnjava slabom propustljivošću litosfere u tim prostorima i prisustvom „sloja izolatora“ u vidu plastičnog donjeg dela kore. U ostalim unutarkontinentalnim orogenima prisutan je slabiji ili jači magmatizam. Vulkanizam je uglavnom bazaltnog ili alkalno-bazaltnog, ređe i kiselog karaktera (istočni Sajan, Peribajkal, Mongolija i Centralnoazijski pojas, masivi: Centralni francuski, Bohemski u Zapadnoj i Centralnoj Evropi, Ahgar i Tibesti i drugi slični u Severnoj Africi i dr. Sudeći po sastavu ksenolita ovaj vulkanski materijal potiče sa većih dubina – iz omotača.

Veliki značaj u intraplatformnim orogenima ima i intruzivni – granitoidni magmatizam čiji su produkti naročito rasprostranjeni u istočnoj Aziji od Stanovojskih planina i Aldanskog štita na severu do Indonezije na jugu. Produkti ovog magmatizma često se označavaju kao anorogeni („graniti A-tipa“). Međutim, taj naziv nije adekvatno upotrebljen, jer i oni prate orogenezu, ali posebnog tipa. Po Hainu, pravilnije bi bilo da se zovu teleorogeni jer su očevidno u daljoj vezi sa mobilnim pojasevima. U istočnoj Aziji prostrana polja ovih granitoida mezozojske starosti okružuju sa zapada Tihookeanski pojas. Ovo čak navodi na pomisao da je njihovo obrazovanje povezano sa dalekom pozadinom blagih subdukcionih zona koje su dale obodni istočno-azijski vulkano-plutonski pojas. U petrohemijskom pogledu ovi granitoidi se odlikuju nešto povećanim alkalnošću i vode poreklo iz kore ili iz omotača.

Brojna i relativno manja tela granitoid-monconita laramijske starosti utisnuta su u tvorevine Istočnih Kaskadnih planina prodirući i u susedne delove platformi. Na platou Kolorado poznat je klasičan lakolit, Henri. I ovaj plutonizam verovatno je sličnog porekla kao istočnoazijski.

6.3.3. Vremenski odnosi deformacija epiplatformnih orogena

Kada je prvi put utvrđen tip epiplatformnih orogena on se odnosio samo na noviju – oligocensko-miocensku etapu razvoja zemljine kore. Međutim, kasnije se pokazalo da su se fenomeni sekundarne orogeneze kontinuirano obrazovali i u starijoj geološkoj prošlosti. Na to ukazuju molase koje leže neposredno na znatno starijem ubranom fundamentu ili na njegovom pokrovu, zatim „anorogeni granitoidi“ i pojave regionalnog metamorfizma i sa njim povezanog radiometrijskog „podmlađivanja“ stena. U celini posmatrano sekundarna orogeneza je startovala početkom paleozoika, posebno devona da bi paroksizam doživela u vremenskom

128

intervalu: oligocen-kvartar.

Na fonu opšte horizontalne kompresije i formiranja epiplatformnih orogena u nekim oblastima je moglo doći i do suprotnih procesa, odnosno istezanja i riftogeneze (Bajkalski rift, Rajnski graben ili u gornjoj juri - donjoj kredi poliriftni sistem Zapadnog Zabajkala).

129

7. GLAVNE FAZE RAZVOJA ZEMLJINE KORE 7.1. “Pregeološka etapa” (pre 4,6 – 4,0 milijardi godina):

Nastanak Zemlje

Prema savremenom tumačenju, smatra se da je Zemlja zajedno sa Suncem i drugim planetama formirana iz „oblaka gasa i prašine“ (uključujući i krupnije fragmente), a pod uticajem impulsa prouzrokovanog raspadom (eksplozijom) supernove, u sastav tela sunčevog sistema su ušli teži elementi koji nisu mogli biti sintetizovani u termodinamičkim uslovima samog Sunčevog sistema i pojavili su se zahvaljujući nukleosintezi u vreme raspada supernove. Osim toga ovaj raspad je morao generisati gravitacionu silu koja je neposredno olakšavala sažimanje „oblaka gasa i prašine“ i početnu kondezaciju rasejenog materijala.

Formiranje planete Zemlje putem akrecije gasno-prašinastih komponenti - planetezimala, odvijalo se verovatno brzo, tokom prvih sto miliona godina. Postoje različita mišljenja o tome da li je akrecija bila homogena, tj., nije bila praćena deobom protomaterijala po sastavu, ili je pak bila heterogena, praćena obrazovanjem već u samom početku jezgra sa materijalom tipa gvožđevitih meteorita? Ipak, najverovatnije je neko srednje rešenje: prvo je obrazovano samo unutrašnje jezgro, dok je spoljašnje nastalo kasnije kao rezultat dubinske diferencijacije materijala omotača na gvožđe uglavnom sa primesama nikla, koje je spušteno u jezgro i silikate, koji izgrađuju omotač. Sloj „D“ na granici jezgra i omotača mogao bi predstavljati današnju zonu ovakve diferencijacije. Ova diferencijacija materijala postepeno je slabila, a možda je i produžena sve do u recentno vreme i bila praćena izdvajanjem toplote.

Bez obzira na pomenute nedoumice, pre 3.5 milijardi godina spoljašnje jezgro je moralo biti formirano i bilo je u tečnom stanju, jer od toga vremena stene zemljine kore poseduju remanentnu namagnetisanost. Postoje, takođe, ozbiljne pretpostavke da se rast unutrašnjeg na račun spoljašnjeg jezgra odvijao i kasnije.

Zemlja je već u procesu akrecije usled sudara planetezimalnih čestica morala biti znatno zagrejana. Tome su, svakako, kasnije doprineli i raspadanje radioaktivnih elemenata čija je zastupljenost u početku u Zemlji morala biti izuzetno velika, kao i plimatski uticaji izazvani gravitacionim privlačenjem verovatno tada blisko u odnosu na Zemlju postavljenog Meseca.

Mesec je formiran vrlo brzo posle nastanka Zemlje na što upućuje apsolutna starost njegovih stena (4.4 milijarde godina). Što se tiče objašnjenja njegovog porekla, danas je najpopularnija hipoteza da je on rezultat kondenzacije materijala rasutog iza oblasti Roša, koji je nastao kao posledica pada tela veličine Marsa na zemljinu površinu. Inače oblast Roša je zamišljena sfera oko Zemlje iza koje čestice ne mogu biti više privučene zemljinom težom.

Zagrejanost Zemlje u njenom ranom stadijumu razvoja je morala biti tolika da je ne samo spoljašnje jezgro bilo rastopljeno već i više sfera sve do površine Zemlje, čak sa mogućnošću obrazovanja tzv. „magmatskog okeana“. Po drugoj verziji, najviši površinski deo Zemlje bio je u čvrstom stanju, ali je zato rastopljena

130

zona – prototip astenosfera, formirana na relativno maloj dubini. Bilo kako da se proces odvijao, ostvareni su uslovi da se iz omotača izluči primarna kora bazaltnog sastava. Stene ove kore nisu nigde otkrivene i moguće ni sačuvane, izuzev ksenolita u znatno mlađim tvorevinama. Najveća utvrđena starost stena Zemlje je 4.0-3.8 milijardi godina. One su otkrivene na Ukrajinskom i Kanadskom štitu i na jugozapadnom Grenlandu. Međutim, u Zapadnoj Australiji u kvarcitima starim 3.5 milijardi godina, nađena su zrna cirkona datirana na 4.3-4.2 milijardi godina i to su najstariji minerali na Zemlji. Kako je cirkon karakterističan za kisele stene, može se pretpostaviti da su se već u toj epohi mogle obrazovati stene kiselog sastava. Međutim, analogijom sa Mesecom, gde su stare stene kao i mlađe predstavljene bazaltima i anortozitima, na osnovu sastava ksenolita i opštih petroloških razloga (o tome da znatnije količine kiselih stena ne mogu biti direktan proizvod rastapanja omotača) upućuju ipak, da su primarne stene Zemlje bile bazičnog sastava.

Prema analogiji sa Mesecom i njegovim „morima“ važan faktor razvoja Zemlje u ovoj etapi, a i nešto kasnije u intervalu od 4.2-3.8 milijardi godina, bilo je bomardovanje meteoritima. Tada su krupni meteoriti (asteroidi) mogli probiti tanku koru i otkriti rastopljeni sloj koji je popunjavao bazaltnom lavom, formirane kratere.

Već u ovoj etapi počelo je formiranje atmosfere, što je potvrđeno izotopima plemenitih gaosva. Pretpostavlja se da je ovakav proces otpočeo još u najranijoj fazi obrazovanja planete Zemlje izdvajanjem gasova prilikom akrecije i sudaranja čestica planetezimalnog oblika. U ovoj etapi hidrosfera još ne postoji, tako da su stene površine Zemlje čak i ako nisu bile rastopljene, morale biti jako zagrejane.

Kao zaključak moglo bi se reći: već u najranijem stadijumu razvoja Zemlje otpočelo je njeno raslojavanje na sfere - jezgro unutrašnje, a možda i spoljašnje, omotač, koru i atmosferu.

7.2. Donji arhaik (pre 4,0-3,5 milijardi godina): formiranje protokontinentalne kore

Ova etapa je već dokumentovana stenama odgovarajuće starosti koje su, istina, otkrivene na malom prostoru, ali gotovo na svim kontinentima i starim kratonima (Baltičkom, Ukrajinskom, Aldanskom). Utvrđene su stene katarhajske i donjoarhajske starosti, predstavljene uglavnom granitognajsevima tonalitskog sastava, koji se često imenuju jednostavno kao „gnajsne serije“ i odlikuju se povećanim sadržajem Na2O u odnosu na K2O. Izdvojene su i bazične stene iste starosti, a takođe i sedimentne – obrazovane u vodenoj sredini i stare 3.8 milijardi godina.

Poreklo tonalitskih granitognajseva koji predstavljaju koru blisku, mada ne i istovetnu savremenoj, još nije rešeno. Neki smatraju da su formirani direktno iz omotača, uzimajući u obzir da je on u to vreme bio jako zasićen fluidima pa i vodom. Drugi su mišljenja da su „gnajsne serije“ nastale metasomatskom transformacijom primarne bazalne kore takođe fluidima omotača. Treći smatraju da je takva primarna kora pretopljena fluidima i to objašnjenje bi bilo najverovatnije u slučaju geneze protokontinentalne kore.

Ostaje i dalje nejasno: koliki prostor su zauzimale ove „gnajsne serije“,

131

odnosno da li su predstavljale kontinuiran sloj na čitavoj planeti? Retki nalasci cirkona starosti veće od 3.5 milijardi godina u mlađim klastitima navode na zaključak da je gotovo čitava protokontinentalna kora početkom arhaika bila u obliku ostrva iznad površine plitkog protookeana. Ova „ostrva“ su mnogo kasnije poslužila kao jezgra kontinenata. Na taj način, u ovoj etapi razvoja Zemlja je dobila još dve sfere: protokontinentalnu koru i hidrosferu, a ima nagoveštaja da je u njoj začet i život (biosfera).

7.3. Srednji i gornji arhaik (pre 3,5-2,5 milijardi godina): nastanak prave kontinentalne kore, prva Pangea

U ovoj etapi, na velikom prostoru, došlo je do obrazovanja pojasa zelenih stena. Tokom arhaika smenilo se nekoliko generacija ovih tvorevina koje su definitivno utemeljene u srednjem arhaiku na istanjenoj protokontinentalnoj kori. Ovakva kora je pri tome doživela dalje istanjenje („plastični rifting“) uz inkorporiranje bazičnih i ultrabazičnih stena, što je doprinelo dodatnom otežavanju i spuštanju.

Pojava u kasnom arhaiku kalk-alkalnih vulkanita i normalnih granita upućuje na početak subdukcije u domenu subokeanske kore pod protokontinentalnu, tj., o početku delovanja mehanizama tektonike ploča. Pojasevi zelenih stena su sukcesivno sjedinjavani jezgrima protokontinentalne kore, koja je na velikom prostoru bila podvrgnuta pretapanju praćenom obrazovanjem kalijskih granita. Kao konačan rezultat ovakvih procesa formirane su prostrane oblasti pojaseva zelenih stena i granita koje se danas nalaze u u sastavu kontinentalne kore, odnosno fundamenta starih platformi. Sudeći po tome da je donji deo ove kore pretrpeo metamorfizam granulitske facije koji zahteva ne samo visoke temperature već i visok pritisak, debljina kore je već dostigla normalne današnje vredosti (30-35 km). Po nekim proračunim površina koju je zauzimala arhajska kontinentalna kora iznosila je ne manje od 70% od površine savremene kontinentalne kore. Takođe, se pretpostavlja da je krajem arhaika bio formiran jedinstven kontinentalni objekat - superkontinent Pangea. Na to upućuje disonantnost arhajskih i donjoproterozojskih mobilnih pojaseva i činjenica da se u bazi ovih poslednjih nalaze elementi prerađene arhajske kore.

Ako je postojala epiarhajska Pangea, morao je postojati i njen antipod – svetski okean Pantalasa sa bazičnom korom okeanskog tipa. Karakteristična asimetrija Zemlje (sa jedne strane Pangea malih okvira i sa druge prostrani okean Pantalasa) mogla bi biti i rezultat pada asteroida na Zemlju koji je bio uzročnih izbacivanja materijala od kojeg je formiran Mesec?

Epiarhajska Pantalasa je očigledno bila manje dubine nego savremni okeani i to ne zbog kontrasta u građi okeanske i kontinentalne kore, već zbog male zapremine voda. Međutim, intenzivnost fluidnog priticaja iz omotača, a time i izlučivanje voda u arhaiku su i dalje dosta visoki.

Prema tome, glavni rezultat razvoja Zemlje u arhaiku bio je utemeljenje zrele kontinentalne kore dvoslojne građe, čiji se entiteti jasno razlikuju po sastavu, stepenu metamorfizma i reološkim svojstvima.

Konvekcija u omotaču, sudeći po rasporedu pojaseva zelenih stena i

132

njihovom odnosu prema gnajsnim jezgrima i postupnosti razvoja, dobila je uređeniju formu u odnosu na prethodne etapa kada je bila haotična.

7.4. Donji proterozoik (2,5-1,7 milijardi godina): raspad prve Pangee, uobličavanje platformi i prvi mobilni pojasevi

Krajem arhaika usled smanjenja toplotnog toka i hlađenja, kora je u svom gornjem delu postala dosta čvrsta i krta tako da je bila izložena formiranju brojnih raseda i pukotina. Na to upućuju rojevi dajkova bazičnih stena poznatih na mnogim štitovima starih platformi. Ovakva aktivnost dovela je do toga da je sredinom donjeg proterozoika (između 2,2 i 1,9 milijardi godina) došlo do raspada epiarhajske Pangee na veći broj blokova niske hipsometrijske elevacije u odnosu na tadašnji nivo mora. Na blag – nizijski reljef kontinentalnih blokova upućuje sastav sedimentnog pokrova protosinekliza (sitnozrne plitkovodne morske i terigene naslage). Unutar sedimentnog pokrova kontinentalnih blokova (protoplatformi) došlo je i do formiranja pokrova platobazalta, ređe i kiselih vulkanita. Pokrov je često i metamorfisan naročito u blizini razloma i intruzija čak do amfibolitske facije. U njega su često utisnute granitognajsne kupole obrazovane remobilizacijom arhajskog kristalastog fundamenta. Poznate su i raslojene intruzije ultrabazičnog, bazičnog i kiselog sastava. Neke od ovih intruzija su izuzetno velike kao na primer: Bušveld u Južnoj Africi, Stilvoter u istočnim Kaskadnim planinama Severne Amerike. Za njih i njihove dajkove vezane su rude hroma, nikla, kobalta, platine, bakra, zlata. Platformni pokrov je ubran u blage nabore i deformisan uglavnom gravitacionim rasedima.

Na protoplatformama se javljaju i prave riftne strukture – protoavlakogeni. Oni sadrže iste tipove sedimenata kao i sineklize, samo što su znatno veće debljine i često u smeni sa pokrovima i silovima bazičnih i ultrabazičnih magmatita. Protoavlakogeni takvog tipa poznati su na Baltičkom štitu (Pečengski i Imandro-Varzugski na Kolskom poluostrvu) i na Kanadskom štitu između protoplatformnih blokova koji imaju poligonalni izgled (markiran razlomima) nalaze se mobilni pojasevi obrazovani na račun riftogenog razmicanja protoplatformi. U nekim od njih formirani su srednjookeanski grebeni što je dokazano prisustvom ofiolita. U drugima se riftogeneza ograničila na istanjenje i transformaciju kontinentalne kore u subokensku. Ovakvi prostori koji su obrazovani u uslovima istezanja kontinentalne kore u početku su predstavljali područja akumulacije sedimenata i ispoljavanja vulkanske aktivnosti. Kasnije su bili zahvaćeni kompresionim režimom koji je bio praćen ubiranjima i navlačenjima sa vergencama prema protoplatformama, granitizacijom i metamorfizmom. Krajnji rezultat ovkve aktivnosti bio je formiranje ubranih pojaseva.

Protomobilni pojasevi su bili široki stotinu, a dugački više stotina ponekad i više od hiljadu kilometara. Slično njihovim mlađim analozima izgrađeni su od spoljašnjih i unutrašnjih zona. Za spoljašnje zone karakteristične su tvorevine šelfa (danas kvarciti, dolomiti, džespiliti) ili kontinentalne padine (argiliti, grauvake i fliš). U unutrašnjim zonama veliko rasprostranjenje imaju toleitski bazalti i relativno dubokomorske tvorevine. Završne deformacije zahvatile su prvo unutrašnje, a zatim i spoljašnje zone ispred kojih su obrazovane molasne tvorevine.

Tip mobilnih pojaseva koji se pojavio krajem arhaika i u donjem proterozoiku stekao glavnu ulogu u građi zemljine kore obeležen je granitsko

133

gnajsnim zonama koje karakteriše intenzivno sažimanje u završnim stadijumima razvoja, a što je posledica kolizije blokova (protoplatformi) koji ih ograničavaju i uopšte, jak metamorfizam do granulitske facije.

Završnim razvojem brojnih donjoproterozojskih mobilnih pojaseva došlo je do povezivanja razdvojenih kontinentalnih blokova (protoplatformi) i akrecije novoformirane kontinentalne kore i samim tim do uspostavljanja novog superkontinenta – jedinstvene Pangee koja je veličinom prevazišla prethodnu epiarhajsku.

S obzirom na veličinu kontinentalnih ploča (relativno malih u odnosu na savremene) i veoma guste mreže riftnih sistema, neki donjoproterozojski geodinamičku aktivnost označavaju kao „tektonika malih ploča“. Nju markira i drugačiji način konvekcije, prazličit od arhajske.

7.5. Srednji proterozoik (1,7-1,0 milijardi godina): delimičan raspad kontinenata i ponovno uspostavljanje Pangee

Razvoj zemljine kore u ovoj etapi nije u potpunosti jasan, zbog ograničenog rasprostranjena tvorevina donjeg i srednjeg rifeja. Pretpostalja se da se donjoproterozojska Pangea kao jedinstven objekat očuvala i u donjem rifeju bez obzira na obnavljanje jednog broja kontinentalnih riftova i njihovog transformisanja u unutarplatformne ubrane pojaseve i alvakogene.

Pangea je u donjem rifeju bila izložena jakom zagrevanju što je bilo posledica akumulacije toplote prouzrokovane debljinom njene kore. To je dovelo do ispoljavanja kiselog subaeralnog vulkanizma i utemeljavanja krupnih stratiformnih plutona tipa gabroanortozita i rapakivi granita.

U srednjem rifeju destrukcija Pangee je znatno pojačana o čemu svedoče pojave ofiolita. Međutim, krajem ove ere veliki deo mobilnih sistema završava svoj razvoj i ponovo se uobličava jedan superkontinent – Pangea.

7.6. Gornji proterozoik - donji paleozoik (1,0-0,4 milijardi godina): destrukcija donjoproterozojske Pangee, formiranje mobilnih pojaseva neogeikuma

U gornjem rifeju, posebno u njegovoj drugoj polovini, dolazi do potpune dezintegracije Pangee. Ovaj proces je bio obeležen individualisanjem starih platformi – kratona, kao jezgra savremenih kontinenata i obrazovanjem prostranih mobilnih pojaseva – u početnom stadijumu paleookeana, koji su zatim evoluirali sve do u fanerozoik. Takvog karaktera su bili okeani Japetus, proto a zatim i paleo Tetis, paleozojski i paleoarktički okeani. Od svih njih samo je Japetus završio svoj razvoj krajem ove etape i na taj način je došlo do objedinjavanja Severne Amerike i Istočne Evrope u Lauraziju, a ostali su nastavili da egzistuju u sledećim etapama.

U vezi sa ovim događajima pojavile su se određene razlike u evoluciji severnog i južnog dela Pangee. U severnom delu vladali su destruktivni procesi skoro tokom čitave etape (u Japetusu do gornjeg ordovicijuma). U njenim južnim delovima već početkom paleozoika destruktuvne procese zamenila je tendencija zatvaranja dotadašnjih uskih riftnih mobilnih sistema i kao krajnji rezultat takve

134

aktivnosti došlo je do objedinjavanja južne grupe kontinenata u superkontinent zvani Gondvana.

Platforme su u srednjem i gornjem rifeju prošle kroz avlakogeni stadijum razvoja koji je mestimično produžen do kambrijuma (Severna Amerika). Međutim, kod većine platformi (istočna Evropa, Sibir, Kina, Koreja) ovaj proces je završen u vendu i od tada funkcioniše režim tabli.

U rifeju i početkom paleozoika još je produžen razvoj nekih granulitsko-gnajsnih pojaseva, koji se ističu kao linearne zone izdizanja i ponovnog metamorfizma. Takvog karaktere su Mozambički pojas u Istočnoj Africi, istočno Getski u Indiji, Periatlantski u Brazilu i drugi. Međutim, ostali pojasevi ovog tipa i u tom smislu klasični Grenvilski, završili su svoj razvoj još u gornjem rifeju u istoimenoj fazi tektogeneze.

Tektonika ploča gornjeg fireja u potpunosti je slična savremenoj. Nju su obeležili ofioliti, vulkaniti ostrvskih lukova, granitni batoliti, metamorfizam viskog pritiska niske temperature i dr. I konvekcija u omotaču je bila bliska današnjem ispoljavanju i odvijala se u okviru dva odvojena sistema: u donjem i gornjem omotaču.

7.7. Gornji proterozoik - donji mezozoik (0,4-0,2 milijardi godina): formiranje Pangee

U ovoj etapi su međukontinentalni pojasevi obrazovani raspadom gornjoproterozojske Pangee – Paleozojski okean, Tetiski (Sredozemnomorski) i delovi Paleoarktičkog bili izloženi kompresiji i zatvaranju. To je bilo praćeno ubiranjima, navlačenjima, granitizacijom i regionalnim metamorfizmom tih prostora, koji su na kraju transformisani u ubrane pojaseve. Ovakav proces kulminirao je sredinom karbona, ali se nastavio i dalje do u perm. U početku se ispoljio zatvaranjem severnog dela Paleozijskog okeana i na taj način je došlo do objedinjavanja Laurazije i Sibira u superkontinent Lauraziju. Zatim je obavljeno zatvaranje zapadnog dela Tetisa i objedinjavanja Laurazije i Gondvane. Na taj način svi kontinenti su objedinjeni u superkontinent Pangeu, polazni objekat budućeg kontinentalnog drajfa o kome je pisao Vegener. Odumiranjem dotadašnjih ubranih pojaseva i smena orogenog platformnim režimom došlo je formiranja mladih platformi: Skitsko-turanske, Zapadnosibirske, Istočnoaustralijske, Patagonske i dr. Na taj način uvećan je kontinentalni prostor starih platformi.

Sadašnji pokrov mladih platformi počeo je da se formira odmah u sledećoj etapi razvoja Zemlje. U drugoj polovini ove etape one su prošle kroz tafrogeni stadijum, sličan avlakogenom stadijumu starih platformi.

Međutim, obod Tihog okeana produžio je svoj aktivni razvoj na njegovoj južnoj polovini – na periferiji Australije, na Antarktiku i u Južnoj Americi. Razvoj ovog oboda odvijao se po andskom tipu i bio je obeležen obrazovanjem vulkanoplutonskih pojaseva. Na severnoj polovini Tihookeanskog oboda u Aziji i Severnoj Americi razvijali su se vulkanski lukovi i obodna mora, a postojali su i mikrokontinenti. Pretpostavlja se da se u ovoj etapi akvatorijum Tihog okeana proširio na račun kopna i delimično ili potpuno i na račun drugih okeana, što se može zaključiti na osnovu ofiolita odgovarajuće starosti raspoređenih na njegovoj

135

periferiji.

Ni Pangea nije bila mirna. Pre svega, na njenom gondvanskom delu početkom perma je došlo do obrazovanja moćnog ledničkog pokrova koji je izazvao eustatičko sniženje svetskih mora i okeana. Osim toga, sve više je zagrevan njen gornji omotač što je imalo za posledicu formiranje trapovog magmatizma u Sibiru (kraj perma – početak trijasa), u Patagoniji, Južnoj Africi, Antarktiku i dr. (kraj trijasa – srednja jura). Razvijaju se procesi riftogeneze posebno u srednjem trijasu i time je anticipiran raspad Gondvane koji je usledio u srednjoj juri.

7.8. Kasni mezozoik - kenozoik (0,2-0,0 milijardi godina): raspad Pangee, obrazovanje mladih okeana i formiranje savremenih struktura i reljefa Zemlje

Glavni događaj poslednje krupne etape razvoja Zemlje i zemljine kore bio je raspad Pangee, koji je počeo u srednjoj juri (batski – kelovejski kat), i produžio se do današnjih dana. Prvo je došlo do formiranja Centralnog Atlantika i samim tim do uspostavljanja veze između Tihog i Tetiskog okeana. Istovremeno počelo je i obnavljanje kore Tihog okeana. Krajem jure ispoljava se drugačija tendencija – formiranjem Atlantskog i severnog dela Indijskog okeana, a takođe i okeana koji je okruživao Antarktik. Ovakva aktivnost je sredinom krede naročito, dovela do skraćivanja Tetisa i približavanja gondvanskih blokova: afričko-arabijskog, indijskog i australijskog evroazijskom kontinentu. Kao rezultat toga otpočeo je proces formiranja gigantskog Alpsko-himalajskog ubranog pojasa. Paroksizam ovih pokreta bio je u eocenu. Istovetan proces zahvatio je i relikte Paleoarktičnkog i Paleoazijskog okeana koji su posle paleozoika predstavljali apofize Tetiskog okeana (Južnoanijski i Amuro-ohotski). Prvi je zatvoren u donjoj kredi, a drugi još u gornjoj juri.

Tihi okean je usled otvaranja mladih okeana bio izložen takođe skraćivanju i formiranju aktivnog oboda koji skoro kontinuirano okružuje čitav tihookeanski mobilni pojas („Tihookeanski prsten“). Ovaj pojas je i danas upadljivo istaknut i karakteriše se visokom tektonskom, seizmičkom i magmatskom aktivnošću. Međutim, pojedini njegovi delovi su se različito razvijali. Na severozapadnom azijskom obodu u prvoj polovini ove etape odvijala se akrecija vulkanskih lukova i mikrokontinenata. Na taj način došlo je do transformacije ovog strukturnog tipa u andski tip oboda koji je obeležen vulkanskim pojasom.

Sličan pojas u početku etape postojao je duž istočnog oboda Australije: od Nove Gvineje do Novog Zelanda. Zatim se prvo na jugu u gornjoj kredi otvorilo Tasmanijsko more, a onda sekcesivno prema severu sve do Beringovog mora do u miocen obrazovao skoro neprekidni pojas obodnih mora odeljenih od kontinenta ostrvskim lukovima.

Drugačije je tekao razvoj istočne polovine Tihookeanskog mobilnog „prstena“. Na obodu Severne Amerike aktivno se odvijao proces pripajanja kontinentu različitih terena sve dok se on nije transformisao u obod andskog tipa. Zatim, u oligocenu je počeo da stupa u kolizione odnose sa Tihookeanskim izdignućem koje je duboko zašlo pod severnoamerički kontinent i ova margina je u oblasti Kalifornijskog zaliva imala transformni karakter.

136

Južnoamerički obod u centralnim i južnim delovima, a takođe i antarktički sačuvali su svoj andski tip tokom čitave etape. Međutim, na Antarktiku je došlo do postepenog odumiranja zone subdukcije i danas je ona sačuvana samo na suprotnoj strani severnog oboda Antarktika i susednih arhipelaga. U oligocenu je narušena veza između Južne Amerike i Antarktika, između Anda i Antarktika obrazovanjem marginalnog basena Skotija. U severnim Andima je još ranije došlo do akrecije vulkanskog luka i obod je takođe dobio isti izgled kao južni Andi.

Granica eocen-oligocen je prelomna u okviru ove etape. Na toj granici završeno je formiranje glavnih crta savremenih struktura i reljefa Zemlje – raspored kontinenata i okeana, platformi i mobilnih pojaseva uključujući i srednjookeanske grebene, a počelo je i formiranje većine planinskih sistema. U Aziji, severno od Alpsko-himalajskog ubranog pojasa, kao posledica efekata kolizije Indijske i Evroazijske ploče, nastao je unutarkontinentalni Centralnoazijski ubrani sistem. Duž zapadnog oboda obe Amerike proteže se, takođe moćan kordiljerski ubrani sistem složen vulkanskim lukovima: centralnoamerički i antilski. Sve ovo u potpunosti opravdava izdvajanje posebnog neotektonskog stadijuma razvoja zemljine kore, a u okviru krupnije kasnomezozojsko - kenozojske etape.

Kasnomezozojsko - kenozojska etapa u istoriji Zemlje je dobro proučena zahvaljujući velikom broj geoloških padataka i informacija dobijenih pre svega sa područja okenske litosfere. Samo za ovu etapu razvoja prema magnetnim anomalijama mogu se precizno utvrditi širenje okeanskog dna i relativno kretanje ploča što daje mogućnost korelacije svih glavnih oblika tektogeneze.

137

APENDIKS

Prezentacije sa pratećom grafikom

GRA

A I

SVO

JSTV

A ZE

MLJ

E G

RAA

I SV

OJS

TVA

ZEM

LJE

Obl

ik Z

emlj

e

smat

ralo

se

da je

Zem

lja o

blik

a lo

pte

polu

pre

nika

6 3

71 k

m.

Nju

tn -

Zem

lja im

a ob

lik r

otac

iono

g el

ipso

ida

blag

o sp

ljošt

enog

na

plov

ima

tzv.

sfe

roid

a.in

stru

men

taln

a ge

odet

ska

mer

enja

-ob

lik Z

emlje

je jo

šsl

ožen

iji i

odst

upa

od e

lipso

ida.

-ge

oid

-po

vrš

koja

je u

sva

kom

svo

m d

elu

upra

vna

na p

rava

c si

le t

eže

.

1. O

kean

,2.

Elip

soid

,3.

Lok

alna

nor

mal

a,4.

Kon

tine

nt,

5. G

eoid

a

ER -

6 37

8,16

037

8,16

0km

PR -

6 35

6,77

5 km

razl

ika

21,3

85 k

m

Izos

tazi

ja

A)

Eri

-ze

mlji

na k

ora

je p

osto

jane

gus

tine

ali

razl

iite

de

bljin

e i

kom

penz

acija

se

od

igra

va

na

raun

neje

dnak

ih

visi

na

poje

dini

h bl

okov

a ko

ji po

za

koni

ma

hidr

osta

tike

„pliv

aju“

po g

ušoj

(ži

tkoj

) po

tkor

noj

osno

vi.

Veli

ina

blok

ova

i du

bina

do

ko

je

dopi

ru

u po

tkor

no

podr

uje

ve

e su

isp

od p

lani

naki

h m

asiv

a a

man

je i

spod

ok

eans

kih

depr

esija

.

B)

Pra

t -

izos

tati

ka k

ompe

nzac

ija s

e vr

ši p

rem

a ra

zlik

ama

u gu

stin

i st

ena,

a p

ri po

stoj

anoj

deb

ljini

kor

e -

što

je s

tena

lak

ša t

o je

blo

k is

takn

utiji

i s

toga

se

ispo

d pl

anin

skih

ven

aca

nala

ze s

tene

man

je,

a is

pod

okea

nski

h de

pres

ija, v

ee

gust

ine.

Hip

otez

u Er

ija d

alje

je

razv

io V

enin

g-M

ejn

esko

jism

atra

da

se

ko

mpe

nzac

ija

odig

rava

u

regi

onal

nim

ra

zmer

ama

bez

izde

ljeno

sti z

emlji

ne k

ore

na b

loko

ve.

A) B)

Mag

net

no

polj

e Ze

mlj

e

Ilust

raci

ja im

pakt

a so

larn

og v

etra

na

Zem

ljinu

mag

neto

sfer

u -

Sate

lit:

Clus

ter

-N

ASA

-09

Jul

200

9.

11

,5°

Dip

ol

Mag

neto

sfer

a

Def

orm

isan

a –

10r

–1M

a km

–m

agne

tosf

erni

rep

Rem

anen

tni m

agne

tizam

–no

rmal

no m

agne

tno

polje

–re

vers

no m

agne

tno

polje

.

Pale

omag

netiz

am –

tekt

onsk

e re

kons

truk

cije

.

Unu

tra

Unu

tra šš

nja

gra

Zem

ljenj

a gr

a Z

emlje

Popr

eni

pre

sek

Zem

lje p

okaz

uje

sled

ee

leje

re:

1. k

ora,

2. o

mot

a,

3a. s

polja

šnje

jezg

ro, 3

b. u

nutr

ašnj

e je

zgro

, 4. l

itosf

era,

5. a

sten

osfe

ra,

6. s

polja

šnje

jezg

ro, 7

. unu

traš

nje

jezg

ro.

Lito

sfer

e se

sas

toji

od k

ore,

plu

s na

jviš

i de

o om

ota

a.As

teno

sfer

a je

dire

ktno

ispo

d lit

osfe

re i

dela

gor

njeg

om

ota

a.

29

00

km

51

00

km

63

78

km

Moh

orov

ii

ev d

isko

ntin

itet

–gr

anic

a ko

ra/o

mot

aVi

hert

–G

uten

berg

ov –

gran

ica

omot

a/j

ezgr

o

Tipo

vi k

ore

Oke

ansk

a ko

ra

Deb

ljina

5-1

0 km

, pro

seno

oko

7 k

min

e je

tri

sloj

a:

1.N

ekon

solid

ovan

i sed

imen

ti; D

-na

jviš

e 1

km, p

rose

no 0

,3-0

,4 k

m u

pre

lazn

im

obla

stim

a pr

ema

kont

inen

tu (

obod

na i

unut

rašn

ja m

ora)

mož

e da

bud

e i z

natn

o de

blja

, brz

ina

pros

tiran

ja u

zduž

nih

seiz

mi

kih

tala

sa u

ovo

j sre

dini

je p

rose

no 2

km

/s.

2.D

rugi

slo

j (ba

zaltn

i), k

ontin

uira

n, D

-na

ješ

e 1-

2 km

, mes

timi

no d

o 4-

5 km

, br

zina

pro

stira

nja

uzdu

žnih

sei

zmi

kih

tala

sa je

oko

5,1

km

/s. I

zgra

en je

od

tole

itski

h ba

zalta

i ja

stu

astih

lava

, mes

timi

no s

a do

lerit

skim

daj

kovi

ma

u po

dini

.3.

Prav

i oke

ansk

i sas

toji

se u

glav

nom

od

sten

a tip

a ga

brov

a i k

ontin

uira

nog

je

rasp

rost

rnje

nja.

D -

do 5

km

, Pro

sena

brz

ina

pros

tiran

ja u

zduš

nih

seiz

mi

kih

tala

sa

oko

6,7

km/s

.

Oke

ansk

a lit

osfe

ra

Kon

tine

ntal

na k

ora

Kont

inen

taln

i kop

neni

del

ovi,

šelfo

vi (

kont

inen

taln

i obo

d), m

ikro

kont

inen

tiPr

ose

ne d

eblji

ne 3

5-40

km

; is

pod

orog

ena

50-7

0km

(An

di 7

0-74

km

, Alp

i 65

km).

G

rade

je:

sedi

men

tni,

gran

itni

(gra

nits

ko-m

etam

orfn

i, gr

anits

ko-g

najs

ni)

i baz

altn

i (gr

anul

itno-

baza

ltski

) sl

ojev

i.Se

dim

entn

i slo

j-

D 2

0-25

km,

Gra

nitn

i i b

azal

tni s

loj

-ko

nsol

idov

ana

kora

.

Gra

nica

Zem

ljina

kor

a/go

rnji

man

tl -

Moh

orov

ii

ev d

isko

ntin

uite

t (M

)-

skok

brz

ine

seiz

mi

kih

tala

sa o

d 7,

5-7,

7 do

7,9

-8,2

km

/s.

Kon

rado

v di

skon

tinu

itet

(K)

-iz

me

u gr

anitn

og i

baza

ltnog

slo

ja, b

rzin

a se

izm

iki

h ta

lasa

se

pove

ava

od 6

,1 d

o 6,

4-6,

7 km

/s

Gra

nitn

i slo

j-

D 1

5-20

km (

pa d

o 30

km

), b

rzin

a se

izm

iki

h ta

lasa

5,5

-6,3

km/s

.Baz

altn

i slo

jD

-15

-20

km, (

pa d

o 35

km),

brz

ina

seiz

mi

kih

tala

sa 6

,5-7

,2km

/s.

Raz

like:

deb

ljina

–st

aros

t-te

kton

ska

aktiv

nost

–m

agm

atsk

aak

tivno

st

Kont

inen

taln

a lit

osfe

ra

41%

pov

ršin

e

Deb

ljin

e ko

re u

km

Prel

azna

kon

tine

ntal

na k

ora

Prel

azna

kon

tine

ntal

na k

ora

Subo

kean

ska

Subo

kean

ska

––do

men

kon

tinen

taln

e pa

dine

i ko

ntin

enta

lnog

pod

nodo

men

kon

tinen

taln

e pa

dine

i ko

ntin

enta

lnog

pod

nožž j

aja--

ista

njen

a ko

ntin

enta

lna

kora

is

tanj

ena

kont

inen

taln

a ko

ra ––

DD––

1515-- 2

0 km

; br

ojni

daj

kovi

baz

i20

km

; br

ojni

daj

kovi

baz

ini

h m

agm

atita

nih

mag

mat

itaSu

bkon

tine

ntal

naSu

bkon

tine

ntal

na––

tran

sfor

mac

ijom

ens

imat

itr

ansf

orm

acijo

m e

nsim

ati

nih

vulk

ansk

ih o

strv

skih

luko

va, D

nih

vulk

ansk

ih o

strv

skih

luko

va, D

-- 25

km, s

labi

je

25 k

m, s

labi

je

kons

plid

ovan

a, s

man

jeni

h br

zina

sei

z. T

alas

a 5

kons

plid

ovan

a, s

man

jeni

h br

zina

sei

z. T

alas

a 5 --

5,5

km/s

5,5

km/s

Om

ota

Pode

ljen

na d

va d

ela:

gor

nji i

don

ji.G

ornj

i om

ota

-pr

etaž

no iz

gra

en o

d ul

trab

azi

nih

sten

a,

Don

ji om

ota

vee

gust

ine.

Ispo

d M

ohor

ovi

iev

og d

isko

ntin

uite

ta b

rzin

a se

izm

iki

h ta

lasa

se

post

epen

osm

anju

jesv

e do

dub

ine

od o

ko 2

50km

, da

bi s

e na

ni

že s

ve d

o 40

0km

, pon

ovo

laga

no p

ove

aval

a.N

a gr

anic

i od

400

km, s

koko

viti

pora

st b

rzin

e se

izm

iki

h ta

lasa

, a

izm

eu

400

km i

700-

900

km la

gan

rast

-pr

ose

na b

rzin

a 11

,5

km/s

, u b

lizin

i gra

nice

sa

jezg

rom

dos

tiže

13,9

km

/s. N

a sa

moj

gr

anic

i sa

jezg

rom

pop

reni

sei

zmi

ki t

alas

i se

dalje

ne

pros

tiru,

a

brzi

na u

zduž

nih

je 7

,5 k

m/s

.

Ast

enos

fera

. Prv

obitn

o iz

dvoj

ena

kao

omot

au

kom

e se

odi

grav

a iz

osta

tika

kom

penz

acija

.M

ater

ijal u

ast

enos

feri

je m

alog

vis

kozi

teta

bliz

ak ž

itkom

sta

nju

sa s

poso

bnoš

u ko

nvek

cijs

kog

teen

ja. A

sten

osfe

ra s

e na

lazi

na

razl

iiti

m d

ubin

ama

unut

ar Z

emlje

. Sm

atra

se

da s

e is

pod

kont

inen

ata

nala

zi n

a du

bini

od

100-

250

km, a

is

pod

okea

na 5

0-25

0 km

.D

eo g

ornj

eg o

mot

aa

izna

d as

teno

sfer

e i c

ela

zem

ljina

kor

a, z

ajed

no, o

zna

eni s

u ka

o lit

osfe

ra.

Man

tl, p

oseb

no n

jego

v go

rnji

deo

u ko

ji je

ukl

juen

a i a

sten

osfe

ra, i

ma

velik

og o

draz

a na

tek

toge

nezu

-za

jedn

o se

lit

osfe

rom

ini t

ekto

nosf

eru.

Jezg

ro

Sred

išnj

i deo

Zem

lje, 3

2,5%

mas

e. M

etal

ino

g je

sas

tava

, pre

ovla

uju

ugla

vnom

gvo

že.

Gra

nica

man

tl/je

zgro

-sk

okov

ita iz

men

a br

zine

uzd

užni

h se

izm

iki

h ta

lasa

sa

13,5

km/s

na

7,5

km/s

i po

tpun

og

pres

tank

a pr

ostir

anja

pop

reni

h ta

lasa

. Ova

in

jeni

ca u

puuj

e na

pre

laz

mat

erije

iz

vrst

og s

tanj

a u

man

tlu, u

žitk

o st

anje

u s

polja

šnje

m je

zgru

. Gus

tina

vea

-na

gra

nici

man

tl/je

zgro

-9,

9g/

cm3.

Je

dna

od n

ajva

žniji

h os

oben

osti

jezg

ra je

ste

da s

e u

njem

u ge

neriš

e ge

omag

netn

o po

lje.

Topl

otn

i rež

im i

kon

vekc

ijsk

a st

ruja

nja

u u

nu

traš

njo

sti Z

emlj

e

Segm

enti

litos

fere

su

u po

kret

u –

brzi

na k

reta

nja

od 2

,5 d

o 15

cm

/god

.G

lavn

i izv

or u

unu

traš

njos

ti Ze

mlje

koj

i obe

zbe

uje

tekt

onsk

u i m

agm

atsk

u ak

tivno

st je

ste

topl

otna

ene

rgija

. Po

vean

je t

empe

ratu

re o

d po

vrši

ne u

dub

inu,

mar

kira

no je

geo

term

skim

stu

pnje

m

-ok

o 20

°C/k

m.

Smat

ra s

e da

su

gene

rato

r kr

etan

ja li

tosf

erni

h pl

oa

konv

ecio

na k

reta

nja

u om

ota

u.Pr

oble

m -

obja

šnje

nje

meh

aniz

ama

pren

osa

topl

ote

u nj

enoj

unu

tašn

jost

i

Man

ji de

o se

pre

nosi

zah

valju

jui t

oplo

tnoj

pro

vodl

jivos

ti st

ena

ili n

eobi

no v

isok

a to

plot

na p

rovo

dljiv

ost

sten

a om

ota

a, il

i kon

vekc

ijsko

str

ujan

je.

Kon

vekc

ija-

kret

anje

mat

erije

u t

eno

j sre

dini

usl

ed g

ravi

taci

one

nest

abiln

osti

, odn

osno

raz

lika

u gu

stin

i poj

edin

ih

esti

ca.

Topl

otna

kon

vekc

ija -

posl

edic

a za

grev

anje

hom

ogen

e te

nost

i u d

onjim

del

ovim

a -

pove

ana

tem

pera

tura

-ši

renj

e te

nost

i -sm

anje

nja

njen

e gu

stin

e u

niži

m d

elov

ima

-za

grej

ane

i lak

še

estic

e se

izdi

žu p

rem

a vi

šim

niv

oim

a -

hlad

e se

, pos

taju

guš

e -p

onov

o vr

aaj

u na

zad.

Prili

kom

kre

tnja

es

tica

man

je g

ustin

e na

viš

e i g

uših

na

niže

, gen

eriš

e se

gra

vita

cion

a en

ergi

ja i

pri t

ome

zagr

ejan

e m

ase

pren

ose

to

plot

u. R

azlik

e u

gust

ini n

asta

ju i

išez

avaj

u br

zo i

na t

aj n

ain

obe

zbe

uje

se p

osto

jano

st i

kont

inui

tet

konv

ekci

je.

Kon

vekc

ijska

kre

tanj

a os

im š

to o

mog

uuj

u pr

enos

top

lote

u Z

emlji

, obe

zbe

uju

i tr

ansf

er t

oplo

tne

u m

ehan

iku

ene

rgiju

i st

oga

pred

stav

ljaju

gla

vni g

ener

ator

te

kton

ske

akti

vnos

ti

Tipo

vi g

rani

ca p

loTi

povi

gra

nica

plo

cc aa

TEK

TON

SKI P

RO

CES

I I S

TRU

KTU

RE

DIV

ERG

ENTN

IH G

RA

NIC

A P

LOC

AG

lavn

i geo

dina

mic

ki p

roce

s u

dom

enu

dive

rgen

tnih

gra

nica

pl

oca

jest

e rif

toge

neza

. Rift

ogen

eza

je p

roce

s ko

jim s

e ge

neriš

e no

va k

ora

pa s

e ce

sto

ovak

vi o

bodi

ozn

acav

aju

kao

akre

cion

i ili

kons

truk

tivni

.

Rift

ogen

eza

mož

e bi

ti ko

ntin

enta

lna

ioke

ansk

a.S

trukt

urni

ele

men

ti fo

rmira

ni k

ontin

enta

lnom

rifto

gene

zom

su:

•kon

tinen

taln

i rift

ovi,

a ok

eans

kom

rifto

gene

zom

: •s

redn

jook

eans

ki g

rebe

nii

•oke

ani

Savr

emen

e rif

tne

zone

–ve

cina

pov

ezan

a ob

razu

juci

glo

baln

i sis

tem

koj

i se

pruž

a pr

eko

kont

inen

ata

i oke

ana.

Rift

ne z

one

obra

zuju

sko

ropu

n kr

ug o

ko J

užno

g po

lana

geo

graf

skoj

širi

ni o

d 40

-60

°i j

oštri

mer

idija

lno

post

avlje

na s

iste

ma:

isto

cno-

tihoo

kean

ski,

atla

ntsk

i i

indo

okea

nski

.us

lovn

o–z

apad

notih

ooke

ansk

i po

jas

(rezu

ltat r

iftni

h pr

oces

a iz

nad

subd

ukci

onih

zon

a).

Van

glob

alno

g rif

tnog

sis

tem

a na

lazi

se

man

ji br

oj ri

ftova

kao

što

su:

rajn

ski,

bajk

alsk

iiše

nvej

ski (

Šans

i u K

ini).

Kon

tinen

taln

a rif

toge

neza

•gr

anic

e –

sist

emi g

ravi

taci

onih

rase

da d

užin

e 10

0 –

1000

km

,•

cest

o as

imet

ricne

gra

de,

•u

unut

rašn

jost

i raz

vije

ni s

iste

mi m

anjih

rovo

va i

hors

tova

,•

u ce

ntra

lnom

del

u ra

zvije

na ri

ftna

dolin

a (4

0-50

km

),•

riftn

a zo

na je

razv

ijena

u d

omen

u re

gion

alno

g sv

odov

skog

izdi

gnuc

a (3

000-

5000

m).

Mor

folo

gija

kon

tinen

taln

og ri

fta

Geo

lošk

i sas

tav

•terig

ene

grub

ozrn

e n

asla

ge•u

arid

nim

obl

astim

a ev

apor

iti•u

z vu

lkan

e –

hem

ogen

i sed

imen

ti:

karb

onat

ni, s

ilicijs

ki i

sulfa

tni,

•vul

kani

zam

: pre

težn

o ba

zalti

–po

pe

rifer

iji a

lkal

no-o

livin

ski –

u ce

ntra

lnim

de

lovi

ma

tole

tski

,•a

lkal

no –

ultra

bazi

cni p

luto

niti

(om

otac

),•k

isel

i mag

mat

iti (k

ora)

.

Geo

fizic

ke k

arak

teris

tike

•D

eblji

na k

ore

sman

jena

–R

ajns

ki –

22-2

5 km

, Ken

ijski

do

20 (1

3) k

m,

•br

zine

uzd

užni

h ta

lasa

od

7,2

–7,

8 km

/s,

•se

izm

icno

st v

eom

a sl

aba

ali p

osto

jana

, hi

poce

ntri

na 1

5 do

35

(40)

km

,•

foka

lni m

ehan

izm

i uka

zuju

na

grav

itaci

ona,

re

tko

trans

kure

ntna

rase

danj

a,•

epic

entri

kor

espo

ndira

ju s

a is

tanj

enim

de

lovi

ma

kore

,•

viso

k te

rmal

ni fl

uks

(bliz

ina

zagr

ejan

e as

teno

sfer

e),

•ne

gativ

ne v

redn

osti

anom

alije

zem

ljine

teže

(p

ozic

ija i

stan

je s

tena

om

otac

a –

ekst

enzi

ja –

aplif

t),•

izra

žene

neg

ativ

ne a

nom

alije

u d

epre

sija

ma

zapu

neni

ma

grub

ozrn

im k

last

itim

a,•

pozi

tivne

ano

mal

ije u

pod

rucj

ima

intru

zija

ba

zicn

ih i

ultra

bazi

cnih

tela

, M

apa

dubi

ne M

oho

disk

ontin

uite

ta

-de

bljin

a ko

ntin

enta

lne

kore

; za

padn

a ob

ala

USA

Meh

aniz

mi f

orm

iranj

a rif

tova

Ekst

enzi

ja fo

kusi

rana

na

uzan

om p

rost

oru

–is

teza

nje

zem

ljine

kor

e –

form

iranj

e ra

sedn

og p

ater

na –

prog

resi

vno

razm

ican

je k

ore

–fo

rmira

nje

krus

taln

ih p

rodu

kata

oke

ansk

og a

finite

ta.

Sim

etric

na ri

ftoge

neza

:rif

toge

neza

pra

cena

gra

vita

cion

im k

reta

njim

a bl

okov

a si

met

ricno

u

odno

su n

a os

u rif

ta –

meh

anic

ke d

efor

mac

ije

Asi

met

ricna

rifto

gene

za:

rifto

gene

za

prac

ena

grav

itaci

onim

kr

etan

jima

po

krup

nim

gr

avita

cion

im r

ased

ima

blag

og p

ada

(10-

20°)

; po

vlat

no k

rilo

-si

stem

lis

tricn

ih

rase

da;

podi

nsko

-

dom

inira

m

agis

traln

i gr

avita

cion

i ra

sed;

po

jave

di

nam

omet

amor

fizm

a,

mog

uce

otkr

ivan

je m

etam

orfn

og j

ezgr

a, a

sten

osfe

rni

dija

pir

je s

meš

ten

bocn

o

Gen

eza

kont

inen

taln

ih ri

ftova

Gen

eza

kont

inen

taln

ih ri

ftova

Tran

sfor

mac

ija k

ontin

enta

lnog

rifta

u o

kean

–ge

neza

pa

sivn

e ko

ntin

enta

lne

mar

gine

Zast

adiju

m k

ontin

enta

lnog

rift

aka

rakt

eris

ticno

je d

a je

to p

ocet

ak r

asko

la

kont

inen

ta. O

snov

na o

bele

žja

ovog

sta

diju

ma

su:

•pris

ustv

o ko

ntin

enta

lnih

jeze

rski

h i f

luvi

jaln

ih tv

orev

ina,

•lagu

nski

sed

imen

ti (e

vapo

riti),

•plit

kovo

dni m

orsk

i sed

imen

ti,•p

rete

žno

izol

ovan

i bas

eni,

•pok

rovi

lava

i •v

ulka

noge

no-s

edim

entn

e st

ene

u sm

eni

Zast

adiju

m C

rven

og m

ora

kara

kter

istic

an je

:•d

alji

rask

ol k

ontin

enta

lne

litos

fere

,•p

ojav

a us

kog

polja

oke

ansk

e ko

re,

•u o

blas

t dep

resi

je tr

ansg

redi

ra m

ore,

•poc

inje

form

iranj

e še

lfa i

kont

inen

taln

e pa

dine

,•d

olaz

i do

loka

lnog

kliz

anja

u b

asen

i po

jave

mut

nih

toko

va,

•vul

kani

zam

je p

race

n in

tenz

uivn

om h

idro

term

alno

m a

ktiv

nošc

u,•z

a st

adiju

m

Crv

enog

m

ora

kara

kter

istic

no

je

jako

sp

ušta

nje

blok

ova

kont

inen

taln

e ko

re,

a na

iz

dign

utim

gr

eben

ima

form

iranj

e ko

rals

kih

spru

dova

,•e

vapo

riti p

od d

ejst

vom

sop

stve

ne te

žine

pos

taju

mob

ilni i

form

iraju

obl

ike

povo

ljne

za o

braz

ovan

je le

žišt

a na

fte i

gasa

.

Seda

m t

ipov

a tr

ostr

ukog

spo

ja p

osto

je u

dan

aSe

dam

tip

ova

tros

truk

og s

poja

pos

toje

u d

ana šš

njoj

kon

figu

raci

ji t

ekto

nski

h pl

onj

oj k

onfi

gura

ciji

tek

tons

kih

plo cc

aa•

RRR

(npr

. u J

užno

m A

tlant

iku,

Ind

ijsko

m o

kean

u i z

apad

no o

d G

alap

agos

au

Paci

fiku)

•TT

T (n

pr. c

entr

alno

m J

apan

u)•

TTF

(npr

. u b

lizin

i oba

le C

ilea)

•TT

R (n

pr. M

orzb

i (M

ores

by)

ostr

vo, z

apad

ni d

eo S

ever

ne A

mer

ike)

•FF

R, F

FT (

npr.

spo

j San

And

reas

ras

eda

i Men

doci

no t

rans

form

nog

rase

da-

Zapa

d SA

D)

•RT

F (n

pr. j

užni

deo

zal

iva

Kalif

orni

ja).

RR––

ridge

ridge

––sr

ednj

eoke

ansk

i gre

ben

sred

njeo

kean

ski g

rebe

n ––

zona

zona

šš ire

nja

irenj

aTT

––tr

ench

tren

ch ––

rov

rov

––du

boka

dep

resi

ja

dubo

ka d

epre

sija

––su

bduk

cion

a zo

nasu

bduk

cion

a zo

naFF

--tr

ansf

orm

faul

t tr

ansf

orm

faul

t ––

tran

sfor

mni

ras

ed

tran

sfor

mni

ras

ed ––

konz

erva

tivna

gra

nica

konz

erva

tivna

gra

nica

Evol

ucija

Tro

stru

kog

spoj

a u

vrem

enu

Evol

ucija

Tro

stru

kog

spoj

a u

vrem

enu

(a)

Tros

truk

i sp

oj k

oji

uklju

cuje

tri

greb

ena

(RR

R t

rost

ruki

cvor

) je

uve

k st

abila

n -

mag

netn

e an

omal

ije u

nuta

r po

vrši

naiz

rade

na

su

u ob

liku

slov

a Y

oko

cent

ra

šire

nja.

(b) T

rost

ruki

spo

j tri

rova

(TTT

) je

skor

o uv

ek n

esta

bila

n, o

sim

u ov

om s

luca

ju g

de je

rel

ativ

no k

reta

nje

ploc

a A

i C

par

alel

nosa

gra

nico

m p

loca

izm

edu

B i

C.

(c) T

rost

ruki

spo

j izm

edu

dva

greb

eni i

tran

sfor

mno

g ra

seda

-m

ože

post

ojat

i sa

mo

krat

ko,

brzo

se

tran

sfor

miš

e u

spoj

ploc

a ra

zdvo

jeni

h sr

ednj

eoke

ansk

im

greb

enim

a i

tran

sfor

mni

m ra

sedo

m

Još

jeda

n el

emen

at g

rade

u d

omen

u pa

sivn

e ko

ntin

enta

lne

mar

gine

su

obod

ni p

lato

i.To

su

perif

erni

del

ovi

šelfa

spu

šten

i do

dub

ina

od 2

-3

km,

kask

adno

odv

ojen

i od

nje

ga o

dsek

om t

ipa

kont

inen

taln

e pa

dine

ili

ro

vom

rif

tnog

po

rekl

a.

Širin

a ov

ih p

lato

a je

red

a ve

licin

a pr

vih

stot

inu

kilo

met

ara

Oke

ansk

a rif

toge

neza

Line

arne

mag

netn

e an

omal

ije i

odre

diva

nje

brzi

ne š

irenj

a u

obla

sti

sred

njoo

kean

skog

gre

bena

Prou

cava

nje

linea

rnih

m

agne

tnih

an

omal

ija

koje

su

ob

elež

ene

smen

om

norm

alni

h i r

ever

snih

pol

arite

ta p

ocel

o je

još

60-ti

h go

dina

20.

vek

a; u

tvrd

ene

su

sled

ece

zako

nito

sti:

•Lin

earn

e m

agne

tne

anom

alije

par

alel

ne s

u se

izm

icki

i m

agm

atsk

o ak

tivno

j os

i rif

tne

zone

oke

ana

i raz

meš

tene

su

sim

etric

no u

odn

osu

na n

ju,

•U s

vako

j akt

ivno

j rift

noj z

oni s

vets

kih

okea

na p

repo

znaj

e se

jeda

n is

ti ni

z an

omal

ija,

u ko

jem

se

pona

vlja

ju k

arak

teris

ticne

crte

sva

ke a

nom

alije

,•R

asto

janj

e m

edu

isto

imen

im a

nom

alija

ma

u ra

zlic

itim

rift

nim

zon

ama

mož

e bi

ti ra

zlic

ito.

Ono

nije

pos

toja

no n

i duž

jedn

e te

iste

riftn

e zo

ne,

•U o

dred

enim

slu

caje

vim

a si

met

rija

sist

ema

linea

rnih

ano

mlij

a u

odno

su n

a rif

tnu

zonu

je

naru

šen,

tako

da

su s

a je

dne

stra

ne ri

ftne

anom

alije

razr

eden

e, a

sa

drug

e zg

usnu

te.

•Pro

racu

nui p

okaz

uju

da s

e ok

eans

ko d

no š

iri b

rzin

om o

d 1.

5-18

.0 c

m g

odiš

nje,

a z

a is

tocn

i deo

tiho

okea

nsko

g gr

eben

a 13

-23

cm/g

od.

Prim

er:

Isto

cno

paci

ficki

gre

ben

15 c

m/g

od)

Prim

er:

Atla

ntsk

i sr

ednj

o-ok

eans

ki

rov,

Is

tocn

o-A

fric

ki ri

ft, S

ever

ni d

eo C

rven

og m

ora

USGS sea-floor maps

Brzi

ne š

irenj

a ok

eans

kog

dna

varir

aju

od 1

,5do

15-1

8cm

/g.

Uob

icaj

no je

da

se p

od m

alim

brz

inam

a po

draz

umev

aju

brzi

ne s

pred

inga

man

je o

d 3

cm/g

, sre

dnjim

3-7

cm

/g i

velik

im >

7 c

m/g

.Te

kton

otip

vel

ikih

brz

ina

šire

nja

okea

nsko

g dn

a je

Tih

i oke

an. T

okom

brz

og s

pred

inga

ob

razu

je s

e pr

ostra

ni l

itosf

erni

svo

d du

žko

jeg

se u

mes

to c

entrl

ne r

iftne

dol

ine

pruž

a si

stem

mal

ih g

rabe

na i

hors

tova

. Te

kton

otip

mal

ih b

rzin

asp

redi

nga

jest

e ok

eans

ka k

ora

Atla

ntsk

og o

kean

a. P

ri m

alim

br

zina

ma

šire

nja

okea

nsko

g dn

a ob

razu

je s

e re

lativ

no u

ski p

odvo

dni g

rebe

n sa

dob

ro

akrti

kulis

anom

riftn

om d

olin

om.

Velik

e br

zine

spr

edin

gaM

ale

brzi

ne s

pred

inga

Gla

vni s

truk

turn

i ele

men

ti un

utra

šnjih

de

lova

oke

ansk

ih p

rost

ora

(1)s

redn

jook

eans

ki g

rebe

ni

(2)a

bisa

lne

ravn

ice

oslo

žene

ra

zlic

itim

tip

ovim

a iz

dign

uca.

Sred

njoo

kean

ski g

rebe

niN

ajm

arka

ntni

je

mes

to

u da

našn

jim

svet

skim

ok

eani

ma

zauz

imaj

u st

rukt

urni

ele

men

ti po

znat

i ka

osr

ednj

ooke

ansk

i gre

beni

.

•Uku

pna

duži

na

dana

šnjih

sr

ednj

ooke

ansk

ih

greb

ena

izno

si o

ko 6

0 00

0ki

lom

etar

a,•s

redn

ja d

ubin

a 25

00 k

m,

•hip

som

etrij

ska

pozi

cija

izn

ad d

na o

kean

a 10

00do

300

0 m

etar

a,•Š

irina

gr

eben

a od

vi

še

stot

ina

kilo

met

ara

do

2000

-400

0 km

(Tih

i oke

an).

Zona

gre

bena

zauz

ima

mes

to s

a ob

e st

rane

rift

ne d

olin

e ili

aksi

jaln

og d

ela

hors

tova

. Ši

rine

je p

rvih

100

km

. O

dlik

uje

se j

ako

rašc

lanj

enim

rel

jefo

m i

blo

kovs

kom

gra

dom

, št

o je

obe

leže

no

smen

om v

iše

ili m

anje

izdi

gnut

ih s

trukt

ura

linea

rne

orije

ntac

ije, k

oje

su o

gran

icen

e su

bver

tikal

nim

rase

dim

a.

U o

vom

del

u sr

ednj

ooke

ansk

ih g

rebe

na p

ojav

ljuje

se

sedi

men

tni p

okro

v, a

li on

nije

ko

ntin

uira

no ra

spor

eden

.Zo

ne p

adin

esr

ednj

ooke

ansk

og g

rebe

na je

veo

ma

širo

ka, r

eda

velic

ina

više

sto

tina

pa i

hilja

da k

ilom

etar

a.N

alaz

i se

sa o

be s

trane

nep

osre

dne

zone

gre

bena

u p

odru

cju

opšt

eg s

niža

vanj

a re

ljefa

pre

ma

abis

alni

m ra

vnic

ama.

Se

dim

entn

i po

krov

ni

ov

de

nije

ko

ntin

uira

no

rasp

rost

ranj

en.

Nje

gova

de

bljin

a po

step

eno

rast

e pr

ema

abis

alni

m ra

vnic

ama.

Prof

il kr

oz ri

ftnu

dolin

u po

kazu

je ja

snu

stru

ktur

nu iz

dife

renc

irano

stC

entr

alni

deo

riftn

e do

line

sa

mag

mat

skom

ko

mor

om, k

umul

atim

a i g

lavn

im g

rani

cnim

ra

sedi

ma

Upo

redn

i tol

pogr

afsk

i pro

fil k

roz

Atla

ntsk

i sre

dnjo

-ok

eans

ki ro

v (n

iske

brz

ine

-36°

) i Is

tocn

otih

ooke

ansk

u rif

tnu

dolin

u (6

cm

/g –

21°,

10,2

cm

/g –

13°i

16cm

/g –

20°)

Tran

sfor

mni

rase

di

Abi

saln

e ra

vnic

eA

bisa

lne

ravn

ice

se n

alaz

e iz

med

u sr

ednj

ooke

ansk

og g

rebe

na i

kont

inen

taln

og

podn

ožja

.Po

sedu

ju k

oru

ugla

vnom

pre

olig

ocen

ske

star

osti.

N

alaz

e se

na

dubi

ni o

d 40

00-6

000

m.

Kora

u o

blas

ti ab

isal

nih

ravn

ica

odgo

vara

nor

mal

nom

tipu

oke

ansk

e ko

re.

Kora

je

post

ojan

e de

bljin

e, s

tim

što

se

sedi

men

tni

sloj

pre

ma

kont

inen

taln

om

podn

ožju

pov

ecav

a.Po

veca

vanj

e de

bljin

e se

dim

enat

a je

po

sled

ica

prin

osa

terig

enog

i

vulk

ansk

og

mat

erija

la s

a ko

pna

turb

idits

kim

ili e

olsk

im p

utem

ili u

noše

njem

od

stra

ne v

elik

ih r

eka

(del

tna

sedi

men

taci

ja).

Mor

folo

gija

-ne

ke a

bisa

lne

ravn

ice

u At

lans

kom

i

Indi

jsko

m

okea

nu

imaj

u sk

oro

idea

lno

rava

n re

ljef:

UTi

hom

ok

eanu

kara

kter

išu

se

brež

uljk

astim

relje

fom

.A

bisa

lne

ravn

ice

su

krup

nim

po

dvod

nim

iz

dign

ucim

a iz

delje

ne

na

man

je

depr

esije

. Te

de

pres

ije

su

obic

no o

valn

o-iz

duže

ne fo

rme

cija

duž

a os

a iz

nosi

i vi

še o

d hi

ljadu

kilo

met

ara.

•Nas

tana

k iz

dign

uca

unut

ar o

kean

ske

litos

fere

obi

cno

je o

bjaš

njav

an d

ejst

vom

vru

cih

taca

ka–

stac

ioni

rani

h iz

vora

zag

reja

nog

i flu

idno

g m

ater

ijala

, ko

ji se

gen

eriš

e na

gr

anic

i jez

gra

i don

jeg

omot

aca,

a z

a ko

je je

tipi

can

alka

lno-

baza

ltni m

agm

atiz

am.

Mad

a je

ulo

ga m

agm

atiz

ma,

pos

ebno

vul

kani

zma

u fo

rmira

nju

izdi

gnuc

a un

utar

oke

ana

ocev

idna

, ne

m

ogu

se

iskl

juci

ti i

drug

i fa

ktor

i, pr

e sv

ega,

te

kton

ski–

odno

sno

blok

ovsk

a kr

etan

ja.

Sei

zmic

ka is

traži

vanj

a u

dom

enu

izdi

gnuc

a Š

atsk

og, H

esa,

Ber

mud

skog

i dr

., po

kaza

la s

u da

imaj

u bl

okov

sku

grad

u. S

mat

ra s

e da

je ta

kva

grad

a na

stal

a po

sle

gaše

nja

vulk

aniz

ma

i da

jepo

sled

ica

hlad

enja

i sp

ušta

nja

okea

nske

kor

e.

Star

ost i

por

eklo

oke

ana

•U A

tlans

kom

i Ti

hom

oke

anu

najs

tarij

a ko

ra je

bat

-kel

ovej

ske

(165

Ma–

mog

uce

i neš

to

star

ija);

u In

dijs

kom

oks

ford

ske

(158

Ma)

; u A

rktic

kom

kre

dne

(100

Ma)

. Za

sve

okea

ne

sem

Tih

og o

va s

taro

st o

znac

ava

poce

tak

rask

ola

supe

rkon

tinen

ta P

ange

e i p

ocet

ak

spre

ding

a.Id

eja

o po

stoj

anju

je

dnog

ta

kvog

ko

ntin

enta

kr

ajem

P

z i

poce

tkom

M

z po

tekl

a je

Veg

ener

a (1

912)

.Sr

edin

om 6

0-tih

god

ina

engl

eski

geo

fizic

ar

E.

Bula

rd

reko

nstru

isao

je

po

zici

ju

kont

inen

ata

dana

s ra

zdvo

jeni

h At

lant

ikom

. Sl

icni

rez

ulta

ti do

bije

ni s

u i

za p

odru

cja

Indi

je, A

usta

lije

i Ant

arkt

ika.

Kruc

ijaln

a po

tvrd

a -

pale

omag

netn

a is

traži

vanj

a (m

ladi

oke

ani M

z-K

z).

Tihi

oke

an –

star

iji. D

anaš

nja

kora

Tih

og

okea

na n

ije s

tarij

a od

jure

.

Ofio

liti

. rif

eo-k

ambr

ijum

ske

star

osti

(JI-

Kina

), ka

mbr

ijum

ske

(Tas

man

ija,

Aus

tralij

a,

Nov

i Ze

land

), or

dovi

cke

(Kor

jaki

ja,

Kal

iforn

ija,

Južn

i And

i). T

o su

sa

cuva

ni s

egm

enti

prej

ursk

e ko

re T

ihog

ok

eana

ili n

jego

vih

obod

nih

mor

a.

Gla

cial

ni d

epon

ati P

eerm

ske

star

osti

(250

-290

Ma)

Perm

ski k

limat

ski p

ojas

evi

Ukl

apan

ja s

avre

men

ih k

onti

nent

alni

h pe

rife

rija

Ukl

apan

ja s

avre

men

ih k

onti

nent

alni

h pe

rife

rija

(i os

obin

a sk

lopa

) kro

z (i

osob

ina

sklo

pa) k

roz

Atl

anti

Atl

anti

kk

TEK

TON

SKI

PR

OC

ESI

I ST

RU

KTU

RE

KO

NV

ERG

ENTN

IH G

RA

NIC

A P

LOA

Gla

vno

stru

ktur

no o

bele

žje

konv

erga

ntni

h gr

anic

a lit

osfe

rnih

plo

a je

ste

aktiv

na

kont

inet

alna

mar

gina

(pr

elaz

oke

an-k

ontin

ent)

. Ona

mož

e bi

ti dv

ojak

og k

arak

tera

(1)

kao

kont

inen

taln

i obo

d an

dsko

g tip

a(2

) sa

sis

tem

om o

strv

skih

luko

va i

obod

nih

mor

a i

.

Duž

dubo

kom

orsk

og ro

va In

done

zije

otk

iven

e su

neg

ativ

ne v

redn

osti

anom

alija

sila

tež

e.

Veni

ng-M

ajne

s je

na

osno

vu t

oga

zakl

juio

da

se u

ovi

m t

eren

ima

u om

ota

inko

rpor

iraju

ste

ne

iz d

omen

a ko

re.

Leik

raz

mat

ra i

zgle

d i

razm

ešta

j os

trvs

kih

luko

va.

Smat

ra d

a su

nas

tali

pres

ecan

jem

zem

ljine

sf

ere

nagn

utim

rav

nim

a du

žko

jih je

Azi

jski

kon

tinen

t kr

etan

pre

ma

Tiho

m o

kean

u.

Štile

sm

atra

da

je o

braz

ovan

je d

ubok

omor

skih

rov

ova

pra

eno

nega

tivni

m a

nom

alija

ma

sile

te

že p

ovez

ano

sa s

trm

im p

odvl

aen

jem

oke

ansk

e ko

re g

de s

e on

a na

odr

een

oj d

ubin

i ras

tapa

i d

aje

mat

erija

l za

vulk

aniz

am k

oji s

e is

polja

va p

aral

eno

pruž

anju

rov

a.

Subd

ukc

ija

Naj

upad

ljivi

ji st

rukt

urni

ele

men

naj

više

g re

da f

orm

iran

u ob

last

i kon

verg

enci

je li

tosf

erni

h pl

oa

jesu

ubr

ani p

ojas

evi –

orog

eni.

Gla

vni t

ekto

nski

pro

cesi

ispo

ljen

u ko

nver

genc

ijski

m g

rani

cam

a su

: su

bduk

cija

,ob

dukc

ijai

koliz

ija.

Sam

ter

min

sub

dukc

ijada

o je

ped

eset

ih g

odin

a ov

og v

eka

Amšt

uc.

Na

prim

eru

Alpa

sub

dukc

ijom

je

nazv

ao p

odvl

aen

je j

edni

h si

jali

kih

kom

pone

nti

pod

drug

e ta

koe

sija

like

mas

e št

o na

ravn

o ni

je d

efin

icija

sub

dukc

ije.

Poja

m i

ter

min

sub

dukc

ija j

e uv

eden

da

ozna

i sl

ožen

e du

bins

ke p

roce

sa k

oji

rani

je n

isu

bili

pozn

ati.

Subd

ukci

ja s

e ne

sm

e sh

vatit

i ni k

ao p

odvl

aen

je n

i kao

nav

laen

je li

tosf

erni

h pl

oa.

Njih

ovo

zbliž

avan

je p

ri su

bduk

ciji

pred

stav

lja z

bir

vekt

ora

kret

anja

dva

ju k

onve

rgira

juih

plo

apr

iem

u se

mog

u us

post

aviti

raz

liiti

odn

osi s

mer

a i v

eli

ine

ovih

vek

tora

. U

tvr

eno

je d

a se

sub

dukc

ija r

azvi

ja r

azli

ito u

zav

isno

sti

od o

dnos

a ve

ktor

a kr

etan

ja p

loa,

star

osti

subd

ukov

ane

litos

fere

i dr

ugih

fak

tora

.

Mor

folo

gija

su

bdu

kcio

nih

zo

na

•Duž

ine

je n

ekol

iko

hilja

da k

ilom

etar

a,•š

irine

50-

100

km.

•Izg

leda

je lu

nog

sa is

pup

enje

m p

rem

a su

bduk

ovan

oj li

tosf

eri.

•Pro

stiru

se

ug

lavn

om

pod

prav

im

uglo

m

u od

nosu

na

sm

er

subd

ukci

je

(ort

ogon

alno

st

subd

ukci

je)

ili r

ee

pod

uglo

m k

oji j

e bl

iži p

ravo

m u

glu.

•P

rofil

rov

a je

uve

k as

imet

rian

: su

duko

vano

kril

o je

bla

gog

pada

(ok

o 5°

), a

pov

latn

o st

rmije

(1

0° r

ee

20°)

. •

esto

je

okea

nska

str

ana

rova

usl

ožen

agr

eben

im i

hor

stov

ima,

a s

upro

tna

stra

na s

iste

mim

a st

rmih

ras

eda.

•U

sko

dno

rova

širi

ne p

onek

ad s

amo

neko

liko

stot

ina

met

ara

ispu

njen

o je

sed

imen

tima.

Konv

erge

ntno

dej

stvo

lito

sfer

nih

plo

a pr

i sub

dukc

iji m

arki

rao

je u

rel

jefu

asi

met

rino

šu.

Lin

iju

aktiv

nog

kont

akta

pre

dsta

vlja

dub

okom

orsk

i rov

.

Geo

fizi

ka iz

raže

nos

t su

bdu

kcio

nih

zon

a

Konv

erge

ntna

ak

tivno

st

u su

bduk

cion

im

zona

ma

dovo

di

do

napr

ezan

ja

koja

na

ruša

vaju

iz

osta

tiku

rav

note

žu. G

avim

etrij

ska

istr

aživ

anja

otk

rivaj

u ve

like

anom

alij

e si

le t

eže.

•Isp

red

dubo

kom

orsk

og r

ova

u ok

eanu

obi

no s

u pr

isut

ne p

ozit

ivne

ano

mal

ije s

ile t

eže

(40-

60 m

Gal

a).

Odg

ovar

aju

izdi

gnu

u is

pred

rov

a, k

oje

je n

asta

lo e

last

ini

m s

avija

njem

oke

ansk

e lit

osfe

re u

pro

cesu

nje

govo

g to

njen

ja u

ast

enos

feru

. •U

dom

enu

sam

og r

ova

nala

ze s

e vi

soke

neg

ativ

ne a

nom

alije

sile

tež

e (1

20-2

00 r

ee

300

mG

ala)

ko

je

se

mog

u tu

ma

iti

utic

ajem

te

kton

skog

re

ljefa

lit

osfe

re

i po

rast

a de

bljin

e se

dim

enat

a.•N

a dr

ugoj

str

ani

dubo

kom

orsk

og r

ova

u do

men

u po

vlat

nog

krila

sub

udkc

ione

zon

e na

laze

se

viso

ke p

ozit

ivne

ano

mal

ije(1

00-3

00 m

Gal

a)

iji j

e uz

rok

najv

erov

atni

je s

ubud

kcija

guš

ih

sten

a hl

adne

lito

sfer

e u

aste

nosf

eru.

•U

sis

tem

ima

ostr

vski

h lu

kova

– u

zon

ama

obod

nih

mor

a pr

isut

ne s

u ta

koe

velik

e po

ziti

vne

anom

alije

.

Geo

fizi

Geo

fizi

ki p

rofil

ki p

rofil

i geo

loi g

eolo

šš ki p

rofil

ki

pro

fil ––

zona

zona

subd

ukci

je u

Per

u su

bduk

cije

u P

eru

––ile

rov

uile

rov

u

•Sub

dukc

ione

zo

ne

su

mar

kira

ne

i ge

omag

net

nim

an

omal

ijam

aN

a ka

rtam

a lin

ijski

h m

agne

tnih

ano

mal

ija b

asen

a ok

eans

kog

tipa

jasn

o se

raz

likuj

u gr

ane

rifto

gene

i s

ubdu

kcio

ne

priro

de.

Pri

spuš

tanj

u ok

eans

ke

kore

u

dom

enu

dubo

kom

orsk

og

rova

in

tenz

itet

linijs

kih

anom

alija

se

sniž

ava

neko

liko

puta

što

se

obja

šnja

va r

azm

agne

tisav

anje

m s

tena

, a

u ve

zi s

a na

prez

anjim

a ko

ja d

ovod

e do

sav

ijanj

a pl

oe.

•Geo

term

ika

is

traž

ivan

ja

otkr

ivaj

u sn

ižav

anje

to

plot

nog

toka

u z

onam

a su

bduk

cije

što

se

obja

šnja

va

spuš

tanj

em

rela

tivno

hl

adne

lito

sfer

e po

d os

trvs

ki l

uk

ili

kont

inen

t.

Me

utim

, sa

pr

ibliž

avan

jem

po

jasu

ak

tivni

h vu

lkan

a,

topl

otni

to

k se

na

glo

pove

ava.

Ben

iof

zon

eBe

niof

zon

e pr

edst

avlja

ju n

ajbo

lji p

okaz

atel

j sa

vrem

enih

sub

dukc

ioni

h pr

oces

a. R

eje

o

seiz

mof

okal

nim

zon

ama

i njih

ovom

ras

pore

du p

o du

bini

. •T

rides

etih

god

ina

20.

veka

Vad

ati j

e po

d ja

pans

kim

ost

rvlje

m p

rvi p

ut u

stan

ovio

jedn

u ta

kvu

zonu

.•S

lede

ih

dese

tak

godi

na

Gut

enbe

rg

i Rih

ter

su

dali

info

rmac

ije

o ve

ini

osta

lih

seiz

mof

okal

nih

zona

. •Z

avar

icki

(19

46)

je iz

neo

miš

ljenj

e o

prim

arno

j ul

ozi t

ekto

nski

h pr

oces

a u

obra

zova

nju

ovih

zo

na.

•Ben

iof

(194

9-19

55)

je p

rou

avao

ove

fe

nom

ene

i ka

ko

je

to

vrem

e fo

rmira

nja

nove

glo

baln

e te

kton

ike

pri

emu

su

takv

i po

daci

im

ali

izuz

etan

zn

aaj

nje

mu

je p

ripal

a as

t da

se

ove

zone

naz

ovu

njeg

ovim

imen

om.

ini s

e da

bi

prav

ilnije

bilo

naz

ivat

i ih

Vad

ati-

Zava

ricki

-Ben

iof

zona

ma.

•P

ostu

pak

prou

avan

ja

Beni

of

zona

ka

o m

arke

ra

subd

ukci

onih

od

nosa

za

sniv

a se

lok

aciji

zem

ljotr

esa,

dub

ini,

mag

nitu

di i

meh

aniz

mim

a ra

seda

nja

u ža

rištim

a po

tres

a.

Dis

trib

ucija

zem

ljotr

esa

Dis

trib

ucija

zem

ljotr

esa

Wad

ati-B

enio

ffzo

nehi

poce

ntri

epic

entri

Sev

erni

Jap

an

Nag

ib i

prof

il B

enio

f zo

na

Sve

Beni

of z

one

su v

iše

ili m

anje

nag

nute

. U o

bodn

o-ko

ntin

enta

lnim

sub

dukc

ioni

m s

iste

mim

a uv

ek s

u na

gnut

e pr

ema

kont

inen

tu. U

obl

astim

a ok

eans

ke s

ubdu

kcije

(M

arija

nski

tip

) sm

er

nagi

ba n

ije k

ontr

olis

an b

lizin

om k

ontin

enta

ve

se s

pušt

a on

a pl

oa

koja

ima

star

iju

okea

nsku

kor

u.N

agib

sva

ke s

eizm

ofok

alne

zon

e m

enja

se

sa d

ubin

om. N

ajm

anji

je p

ri po

vrši

ni (

10°-

35°)

, a

sa d

ubin

om s

e po

veav

a u

poet

ku n

ezna

tno,

a z

atim

nag

lo u

poj

edin

im s

luaj

evim

a sv

e do

ve

rtik

alno

g.

•Pro

fil B

enio

f zo

ne u

stv

ari t

rasi

ra p

olož

aj

subu

dukc

ione

zon

a.

•Sre

dnji

nagi

b pl

oe

je

prop

orci

onal

an

star

osti

subd

ukov

ane

litos

fere

, a

obrn

uto

prop

orci

onal

an b

rzin

i sub

dukc

ije.

Tako

na

prim

er,

velik

a br

zina

su

bduk

cije

om

ogu

ava

da

povl

atno

kr

ilo

prek

rije

okea

nsku

plo

u pr

i em

u se

obr

azuj

e bl

ag

do go

tovo

hor

izon

alal

an o

drez

ak B

enio

f zo

ne (

Cent

raln

i And

i).

Geo

lošk

e os

oben

osti

subd

ukci

onijh

zon

aSe

dim

enta

cija

u s

ubdu

kcio

nim

zon

ama

Tekt

onsk

i re

ljef

u su

budu

kcio

nim

zon

ama

uti

e na

raz

meš

taj

sedi

men

taci

onih

bas

ena

i ka

rakt

eris

tini

h fo

rmac

ija.

Kod

kont

inen

taln

ih o

boda

and

skog

tip

ako

ntin

enta

lnih

obo

da a

ndsk

og t

ipa

gde

je p

risut

an n

iz s

edim

enta

cion

ih b

asen

a:

dubo

kom

orsk

i ro

v, f

ront

alni

bas

en,

poza

dins

ki b

asen

, se

dim

enta

cija

je

ispo

ljena

na

sled

ei

nain

:•Z

a du

boko

mor

ske

rovo

ve s

u ka

rakt

eris

tini

: fliš

ne t

vore

vine

, te

rigen

i i

tufo

geni

tur

bidi

ti.

Mat

erija

l vod

i por

eklo

sa

kont

inen

taln

e pa

dine

i es

to s

adrž

i pro

izvo

de e

rozi

je g

rani

tno

-m

etam

orfn

og fu

ndam

enta

. •Z

apaž

en je

i uz

dužn

i tra

nspo

rt m

ater

ijala

duž

dubo

kom

orsk

og ro

va.

•Fro

ntal

ni

i po

zadi

nski

ba

seni

sa

drže

ko

ntin

enta

lne

i pl

itkov

odne

m

orsk

e tv

orev

ine

mol

asno

g tip

a i d

ebljin

e ne

kolik

o ki

lom

etar

a.

Fron

taln

i bas

en k

oji s

e na

lazi

izm

eu

nevu

lkan

skog

i

glav

nog

vulk

ansk

og

greb

ena

asim

etri

no

je

zapu

njav

an:

sa j

edne

str

ane

terig

enim

, a

sa d

ruge

ka

ko t

erig

enim

tak

o i v

ulka

noge

nim

mat

erija

lom

. U

poz

adin

skom

bas

enu

tako

e su

pris

utni

pro

dukt

i ra

zara

nja

glav

nog

greb

ena

i nj

egov

og v

ulka

nsko

g m

ater

ijala

. U

ov

aj

base

n do

pire

i

mat

erija

l sa

un

utra

šnjih

kra

tons

kih

izdi

gnu

a.

•Na

blag

om

dnu

dubo

kom

orsk

og

rova

m

ladi

se

dim

enti,

ug

lavn

om

turb

iditi

su

ne

defo

rmis

ani

nede

form

isan

i–

skor

o ho

rizon

taln

i, be

z ob

zira

na

bliz

inu

konv

erge

ntne

gra

nice

gde

su

napr

ezan

ja

izuz

etno

ve

lika.

O

va

anom

alija

ob

jašn

java

se

ne

spos

obno

šu

neve

zani

h se

dim

enta

da

real

izuj

u, p

reno

se k

ompr

esio

na n

apre

zanj

a.

•U

sam

oj

bliz

ini

povl

atno

g kr

ila

subd

ukci

one

zone

(g

ornj

e pl

oe)

po

d nj

egov

im

„„ bul

dobu

ldo žž

ersk

imer

skim

““de

jstv

om

deo

sedi

men

ata

dubo

kom

orsk

og

rova

ul

azi

u ok

vir

jako

de

form

isan

og (

prev

rnut

i nab

ori,

kral

jušt

i) ak

reci

onog

klin

aak

reci

onog

klin

a(p

rizm

e).

•Ako

sub

dukc

ija n

ije p

raen

a ob

razo

vanj

em a

krec

iono

g kl

ina

tada

se

u bl

izin

i po

vlat

nog

subd

ukci

onog

kril

a fo

rmira

ju b

rojn

i rev

ersn

i i g

ravi

taci

oni r

azlo

mi.

•Upo

redo

sa

obra

zova

njem

long

itudi

naln

ih r

ased

a, u

sub

dukc

ioni

m z

onam

a fo

rmira

ju s

e i

popr

eni

raz

lom

i koj

i pro

uzru

kuju

nje

no s

egm

entir

anje

.

Subd

ukc

ija

i mag

mat

izam

Mag

mat

izam

je

jedn

a od

naj

upad

ljivi

jih p

ojav

a du

bins

kih

proc

esa

u zo

nam

a su

bduk

cije

. Po

stoj

i ja

sno

utvr

ena

zako

nito

st is

polja

vanj

a m

agm

atsk

ih p

roce

sa u

sub

dukc

ioni

m z

onam

a. S

toga

su

mag

mat

ski

kom

plek

si

najb

olji

info

rmat

or

kod

pale

otek

tons

kih

reko

nstr

ukci

ja

i pr

ouav

anja

subd

ukci

onih

zon

a ge

ološ

ke p

rošl

osti.

Još

je p

edes

etih

god

ina

ovog

vek

a Št

ile t

vrdi

o da

je

„and

ezits

ki k

rug“

Tiho

g ok

eana

pos

ledi

ca

rast

apan

ja o

kean

ske

kore

pri

njen

om d

ospe

u u

omot

a.

Sa p

ojav

om id

eja

o lit

osfe

rnoj

sub

dukc

iji,

mag

mat

izam

ost

rvsk

ih lu

kova

i ak

tivni

h ko

ntin

enta

lnih

ob

oda

ands

kog

tipa

tum

aen

je u

prav

o ov

im p

roce

sim

a.

Uda

ljeno

st

vulk

ansk

ih

poja

seva

od

ro

va

obrn

uto

je

srea

zmer

no n

agib

u Be

niof

zon

a. Š

to j

e ve

i na

gib

Beni

of

zone

, to

je v

ulka

nski

poj

as b

liži d

ubok

omor

skom

rov

u.

Dub

ina

mag

mat

skih

ogn

jišta

pod

sub

dukc

ioni

m

zona

ma

U d

omen

u su

bduk

cion

ih z

ona

koje

pra

te v

ulka

nski

poj

asev

i po

stoj

e as

eizm

iki

pr

ekid

i u

zona

ma

Beni

ofa.

U

su

bduk

cion

im z

onam

a be

z vu

lkan

skih

poj

ava

takv

ih p

reki

da

nem

a.

Asei

zmi

kii

prek

idi

pod

vulk

ansk

im

poja

sevi

ma

ozna

avaj

u sm

anje

nje

elas

tini

h os

obin

a to

nue

plo

e us

led

njen

og

zagr

evan

ja

i de

limi

nog

rast

apan

ja.

Asei

zmi

kipr

ekid

mar

kira

mag

mat

ska

ognj

išta

, od

nosn

o su

bduk

ovan

i od

reza

k u

kom

e se

gen

eriš

e m

agm

atiz

am.

Dub

ina

ovih

odr

ezak

a gd

e se

gen

eriš

e m

agm

a va

rira

ne

sam

o od

je

dne

do

drug

e su

bduk

cion

e zo

ne,

vei

od

segm

enta

do

segm

enta

jed

ne i

ste

subd

ukci

one

zone

. O

d to

ga i

zav

isi

sast

av v

ulka

nsko

g m

ater

ijala

koj

i do

lazi

na

povr

šinu

.Raz

voje

m

subd

ukci

je,

odre

zak

u ko

me

se

gene

riše

mag

mat

izam

fo

rmira

n na

du

bini

od

ne

kolik

o de

setin

a ki

lom

etar

a, p

oste

peno

mig

rira

po p

adu

do d

ubin

e od

prv

ih

stot

ina

kilo

met

ara.

Gla

vni s

tru

ktu

rni n

izov

i su

bdu

kcio

nih

zon

aSu

bduk

cion

e zo

ne k

arak

teriš

u od

reen

i str

uktu

rni n

izov

i ija

mor

folo

gija

i re

dosl

ed z

avis

e od

to

ga d

a li

se s

ubdu

kcija

odv

ija u

dom

enu

aktiv

nog

kont

inen

taln

og o

boda

aktiv

nog

kont

inen

taln

og o

boda

ands

kog

tipa

ands

kog

tipa

ili p

od

sist

eme

ostr

vski

h lu

kova

sist

eme

ostr

vski

h lu

kova

.

U s

ubdu

kcio

nim

zon

ama

kont

inen

taln

og o

boda

and

skog

tip

aan

dsko

g ti

paod

oke

ana

prem

a ko

ntin

entu

fo

rmira

se

sled

ei s

truk

turn

i niz

:•• o

bodn

o iz

dign

uob

odno

izdi

gnu

e,e,•• d

ubok

omor

ski r

ov,

dubo

kom

orsk

i rov

,•• p

rioba

lski

gre

ben

(pon

ekad

pod

vodn

o iz

dign

upr

ioba

lski

gre

ben

(pon

ekad

pod

vodn

o iz

dign

ue

ili t

eras

a),

e ili

ter

asa)

,•• f

ront

alni

bas

en,

fron

taln

i bas

en,

•• gla

vni g

rebe

n (v

ulka

nski

),gl

avni

gre

ben

(vul

kans

ki),

•• pre

dgor

na d

epre

sija

.pr

edgo

rna

depr

esija

.

Za o

blas

ti su

bduk

cion

ih z

ona

koje

su

razv

ijene

u d

omen

u os

trvs

kih

luko

va

kara

kter

isti

na je

sle

dea

sukc

esija

st

rukt

ura:

•• obo

dno

izdi

gnu

obod

no iz

dign

ue,e,

•• dub

okom

orsk

i rov

,du

boko

mor

ski r

ov,

•• spo

ljasp

olja

šš nji

(nev

ulka

nski

) os

trvs

ki lu

k,nj

i (ne

vulk

ansk

i) os

trvs

ki lu

k,•• p

redl

upr

edlu

ni b

asen

,ni

bas

en,

•• iza

luiz

alu

ni b

asen

(na

ista

njen

oj

ni b

asen

(na

ista

njen

oj

kont

inen

taln

oj il

i nov

ofor

mira

noj

kont

inen

taln

oj il

i nov

ofor

mira

noj

okea

nsko

j kor

i,ok

eans

koj k

ori,

•• „„iz

umrli

izum

rli““

luk.

luk.

Za

evro

azijs

ku

plo

u,

napr

otiv

, ve

ktor

i su

us

mer

eni

jeda

n pr

ema

drug

om

i os

mat

rana

ek

vato

rijal

na k

reta

nja

su b

liska

nul

i. Ti

hook

eans

ka o

sa s

pred

inga

se

na t

aj n

ain

prib

ližav

a is

tono

m o

kruž

enju

oke

ana

gde

je v

euš

la p

od o

bod

kont

inen

ta.

Na

supr

otno

m –

zapa

dnom

obo

du T

ihog

oke

ana

znat

no u

dalje

nom

od

ose

spre

ding

a u

zonu

su

bduk

cije

dol

azi

zrel

a ok

eans

ka l

itos

fera

vel

ike

gust

ine.

Nje

na s

ubdu

kcija

pra

ena

je

grav

itaci

onim

spu

štan

jem

u a

sten

osfe

ri i

ima

kao

posl

edic

u po

mer

anje

dub

okom

orsk

ogro

va

prem

a ok

eanu

što

je

prou

zrok

oval

o ro

taci

ono

kret

anje

ast

enos

fers

ke m

ater

ija u

odn

osu

na

litos

feru

. U

us

lovi

ma

stab

ilnog

po

loža

ja

kont

inen

taln

og

obod

a to

do

vodi

do

otva

ranj

a m

eul

uni

h i i

zalu

nih

base

na,

koji

su n

asta

li ek

sten

zijo

m i

spre

dino

gom

izna

g zo

nesu

bduk

cije

, gd

e su

kak

o se

pre

tpos

tavl

ja lo

cira

ne u

zlaz

ne s

truj

e as

teno

sfer

skog

mat

erija

la.

Gen

eza

i kin

emat

ika

ostr

vski

h lu

kova

Tekt

onsk

i us

lovi

ko

ji ob

ezbe

uju

nast

anak

os

trvs

kih

luko

va

i nj

ihov

a za

kriv

ljeno

st b

ila s

u pr

edm

et m

nogi

h is

traž

ivan

ja i

još

nisu

u d

ovol

jnoj

mer

i ja

sni.

Jedn

o od

prv

ih m

išlje

nja

poti

e od

Lei

ka,

koji

je s

mat

rao

da s

e ob

lik

ostr

vsko

g lu

ka f

orm

irao

kao

posl

edic

a pr

esek

a ze

mlji

ne s

fere

sa

nagn

utom

po

vrši

. O

vo j

e ka

snije

bilo

u s

upro

tnos

ti sa

sei

zmol

oški

m i

drug

im g

eofiz

iki

mpo

daci

ma.

Dru

gu „

geom

etrij

sku“

hipo

tezu

pre

dlož

io j

e Fr

enk

-do

šao

do z

aklju

ka d

a je

rad

ijus

kriv

ine

u di

rekt

noj z

avis

nost

i od

pada

sub

duko

vane

plo

e, p

ropo

rcio

naln

o si

nusu

pol

ovin

e to

g ug

la.

Još

poet

kom

ovo

g ve

ka H

obs

je p

retp

osta

vio

da s

e to

kom

raz

voja

luk

a kr

ivin

a po

veav

a.

Ta i

zvije

nost

je

posl

edic

a iz

diza

nja

aste

nosf

ersk

og d

ijapi

ra i

lios

trvs

kog

luka

nad

zon

om

subd

ukci

je.

U z

apad

nom

del

u Ti

hog

okea

na m

ogu

nost

otva

ranj

a iz

alu

nih

base

na p

ovez

ana

je s

a re

gres

ivni

m

rolin

gom

ša

rnira

su

bduk

cion

e zo

ne.

Luk

bi m

ogao

biti

i „p

ravo

linijs

ki“u

slu

aju

istih

br

zina

su

bduk

cija

na

itavo

m

njeg

ovom

pr

užan

ju.

Sup

rotn

o, k

ada

su b

rzin

e ra

zli

itefo

rmira

se

zakr

ivlje

nje.

Rel

ativ

no d

ebel

a i l

aka

kora

se

tako

e su

pros

tavl

ja s

ubdu

kciji

i pru

ža

otpo

r u

sist

emu

ostrv

skog

lu

ka

što

se

repe

rkus

uje

na n

jego

v iz

gled

.Ko

ra k

oja

se s

ubdu

kuje

zar

anja

u a

sten

osfe

ru

što

dovo

di d

o m

igra

cije

rov

a

Tekt

onsk

i rež

im s

ubdu

kcije

Pro

uav

anje

m s

avre

men

ih s

ubdu

kcio

nih

zona

uo

eni s

u ra

zli

iti t

ekto

nski

efe

kti u

zaja

mno

g de

jstv

a lit

osfe

rnih

plo

a. U

zav

isno

sti o

d to

ga, r

azlik

uju

se tr

i sub

dukc

iona

rež

ima:

(1)

rež

im

subu

kcio

ne a

krec

ije, (

2) re

žim

sub

dukc

ione

ero

zije

i (3

) neu

traln

i rež

im.

1) R

ežim

sub

dukc

ione

akr

ecije

U p

oet

ku k

ada

je d

efin

isan

poj

am s

ubdu

kcije

pre

tpos

tavl

jeno

je

da k

raj

gorn

je p

loe

pred

stav

lja v

elik

u pr

epre

ku k

oja

zadr

žava

i „s

truže

“nel

itifik

ovan

e se

dim

ente

na

tonu

oj d

onjo

j pl

oi.

Pri

tom

e, s

loje

vi o

braz

uju

nabo

re k

oji s

u ja

ko is

kral

jušt

ani s

a pa

dovi

ma

rase

da u

sm

eru

subu

kcije

. Na

taj n

ain

form

ira s

e tz

v., a

krec

iona

priz

ma .

Ona

ima

slož

enu

izok

linu

i kra

ljuša

stu

gra

u i n

a ta

j na

in n

adog

rauj

e ko

ntin

enta

lni o

bod

ili os

trvsk

i luk

.

Nov

ija is

traž

ivan

ja s

u po

kaza

la d

a se

na

povr

šini

don

je p

loe

zadr

žava

sam

o de

o se

dim

entn

og

mat

erija

la,

dok

se d

rugi

deo

sub

duku

je.

Nek

ada

svi s

edim

enti

budu

uvu

eni u

sub

dukc

iju i

u om

ota

.Št

o se

ti

e m

ehan

izm

a ob

razo

vanj

a ak

reci

one

priz

me

smat

ra s

e da

na

to im

a ve

liki u

ticaj

sa

jedn

e st

rane

„bu

ldoz

ersk

o“i

dejs

tvo

gorn

je p

loe,

a s

a du

ge s

tran

e st

alno

pod

vla

enje

se

dim

enat

a po

d ak

reci

onu

priz

mu

gde

dola

zi d

o nj

ihov

og o

dslo

java

nja

sa o

kean

ske

kore

i

sam

im t

im d

o na

rast

anja

priz

me.

Kod

gene

ze

akre

cion

ih

priz

mi

treb

alo

bi

uzet

i u

obzi

r i

reol

oške

par

amet

re

akre

cion

og

kom

plek

sa

sa

viso

kim

sad

ržaj

em v

ode.

1. a

) O

bduk

cija

ofio

litsk

ih p

lasa

kao

pos

ledi

ca p

arci

jaln

e su

bduk

cije

Atla

nske

mar

gine

1. b

) O

bduk

cija

kao

pos

ledi

ca k

oliz

ije A

tlans

ke m

argi

ne i

ostr

vsko

g lu

ka

Obd

ukc

ija

2. O

bduk

cija

kao

pro

izvo

d gr

avita

cion

og k

ližen

ja o

kean

ske

kore

na

kont

inen

taln

u m

argi

nu

Atla

nsko

g tip

a

3.O

bduk

cija

kao

pro

izvo

d tr

ansf

orm

acije

sre

dnjo

okea

nsko

g gr

eben

a u

zonu

su

bduk

cije

4. O

bduk

cija

kao

pos

ledi

ca

inte

rfer

enci

je š

irenj

a u

dom

enu

sred

njoo

kean

skog

gre

bena

i su

bduk

cion

e zo

ne

5.O

bdu

kcij

a u

dom

enu

obo

dnog

mor

a

b) O

bduk

cija

iz d

omen

a ob

odno

g m

ora

na o

strv

ski l

uk

c) O

bduk

cija

ost

rvsk

og lu

ka n

a ko

ntin

ent

a)O

bduk

cija

oke

ansk

e ko

re o

bodn

og

mor

a na

kon

tinen

taln

i obo

d

6. O

bduk

cija

nas

tala

tok

om k

ontin

enta

lne

koliz

ije.

Kol

izij

aKa

da s

e na

kon

verg

entn

oj g

rani

ci s

a ob

e st

rane

na

e ko

ntin

enta

lna

litos

fera

, ta

da s

e re

lativ

no la

k si

ali

ni m

ater

ijal n

e sp

ušta

u o

mot

a,

veis

tupa

u a

ktiv

no m

ehan

iko

uza

jam

no

dejs

tvo.

Jak

a ko

mpr

esija

for

mira

slo

žene

str

uktu

re i

oro

gen.

Tok

om o

vakv

ih p

roce

sa d

olaz

i do

un

utra

šnje

g te

kton

skog

ra

sloj

avan

ja

litos

fere

, fo

rmira

nja

plas

a ko

je

suiz

lože

ne

horiz

onta

lnim

kre

tanj

ima

i dis

harm

oni

nim

def

orm

acija

ma.

O

vakv

i pr

oces

i u

dom

enu

konv

erge

ntni

h gr

anic

a na

zvan

i su

kol

izijo

m.

Nek

i is

traž

iva

ism

atra

ju d

a je

ovo

pos

eban

tip

sub

dukc

ije k

oji

ozna

avaj

u ka

o ap

linot

ipna

sub

dukc

ija

(A-s

ubdu

kcija

).

Obr

azov

anje

ko

lizio

nih

zona

m

ogu

no

je

i pr

iliko

m

saži

man

ja

rela

tivno

us

kih

base

na

crve

nom

orsk

og t

ipa,

ije

je z

atva

ranj

e ob

ino

pra

eno

obdu

kciij

om o

fiolit

a.Zn

atno

je

eš

i sl

uaj

zb

ližav

anja

ko

ntin

enta

lnih

je

dini

ca

koje

ok

ružu

ju

vee

base

nske

pr

osto

re s

a od

gova

raju

om s

ubdu

kcijo

m n

a nj

ihov

im o

bodi

na.

Ova

kvo

zbliž

avan

je z

avrš

ava

se p

rela

skom

sub

dukc

ije u

kol

iziju

pos

le p

otpu

ne k

onzu

mac

ije o

kean

ske

kore

u o

mot

a(d

anas

gra

nica

Evr

oazi

je i

Aus

tral

ije).

U p

rošl

osti

koliz

ioni

pro

cesi

koj

i jo

šni

su z

avrš

eni

pris

utni

su

na g

rani

ci I

ndijs

ke i

Evr

oazi

jske

plo

e (T

ibet

, H

imal

aji),

Jad

rans

ke i

Evr

opsk

e pl

oe

(Alp

i) i d

r.

Upo

redo

sa

nabo

rno-

navl

ani

m d

efor

mac

ijam

a za

kol

izio

ne z

one

kara

kter

isti

na j

e i

poja

va

met

amor

fizm

a vi

soko

g st

upnj

a.O

zag

reva

nju

koje

je

posl

edic

a po

rast

a de

bljin

e ze

mlji

ne k

ore

sved

oe

i ut

iski

vanj

a gr

anita

pa

linge

nog

tipa.

Ova

kvi g

rani

ti ve

zani

za

koliz

iju n

aziv

aju

se k

oliz

ioni

gra

niti

ili S

-gra

niti.

Oni

se

raz

likuj

u od

tzv

. sub

dukc

ioni

h gr

anit

aili

I-g

rani

ta.

Toko

m k

onve

rgen

cije

lito

sfer

nih

plo

a he

tero

gene

gra

e za

paža

ju s

e po

pru

žanj

u ko

nver

genc

ijske

gra

nice

pre

lazi

: od

kol

izio

nih

zona

ka

subd

ukci

jski

m i

obra

tno.