Межеловский Н.В. (гл. ред.) и др. Петрологическое изучение магматических ассоциаций коллизионных обстановок
Подождите немного. Документ загружается.
10000
18000
12000
10000
801Ю
6000
~ooo
3000
1000
1600
1100
МlOO
800
800
~OO
200
Па."
остров",,,
дуг
\
Л.llt
l
8
нут
риконтм
He"Ta
n
b""I~
05С1аНОIОК
/
/
/
/
/
/
/
О,
(92/3
о-
О,
/.
{~~
7
/8
{/I/{.
@tt
@"
/1'
/~~
е'l
ZrCIr
,00'~0
------~2~
0--
--~--~'
0~
~
~60~~~~~,0~0
~-f
~0~"~0~20~0
~2
~'0-f.зо~о--
f.'
0~О
~~
'~ОО~~8~ОО~~'О~ОО~~'\~ОО~
~
2~ООО
Рис
.
17.
Диаграмма
Ti-Zr
для
вулканических
комплексов
Кавказа
и
Восточной
Анатолии.
Фигуративные
поля и
вариационные
кривые:
/-7
-
комплексы
аllдеЗИТОDОЙ
формации
:
«длинн
ые
"
(1
-
арагацкий,
2 -
айоцдзор
-
зангезурский,
3 -
казбек
ский
и
кельский,
4 -
абул
-
самсарский,
5 -
араратский
и
карсский),
6 -
кис
л
ые
породы
араратскоro
и
карсскоro
комплексов,
7 -
«
короткий
"
айоцдзорский;
8 -
ИШХRнасарский
комплекс
трахиандезитовой
формации
;
9-
/0
-
компл
е
ксы
трахибазальт-трахиандезит
-
траХИРИОЛИТО80Й
формации
:
9 -
ОСНО8ные
и
средние
породы
вулканических
построек
Муш
,
Немрут
,
Тендюрек,
/о
-
кислые
поро
ды
комплексов
Муш
иНемрут;
11-12
-
комплексы
базальтовой
формации
:
11
-
котайкский,
12 -
каракалидагский;
13
-
/4
-
комплексы
даЦИТ-РИОЛИТО80Й
фор
мации
:
13 -
эльбрусский,
14 -
чегемский;
15 -
комплексы
РИОЛИТО80Й
форма
цИИ
М
.
Кавказа
.
Поля
составов
пород
различных
геодинамических
обстаНОDОК
да
ны
по
1.
А
.
Реагс
е
е\
al.,
1981
.
зовать
осредненные
для
комплексов*
кривые
хондрит
-
нормирован
ных
концентраций
.
Изученные
вулканиты
и
Кавказа,
и
Восточной
Анатолии
характеризуются
обогащением
легкими
лантаноидами
по
отношению
к
.
тяжелым
(что
более
выражено
в
кавказских
комплексах)
,
увеличением
суммы
РЗЭ
или
только
легких
с
увеличением
щелочности
пород
(прил.
18).
Основные
и
средние
породы
андезитовой
и
трахибазальт-тра
хиандезит-трахириолитовой
формаций
Восточной
Анатолии
отли
чаются
от
рассмотренных
кавказских
вулканитов
по
содержанию
РЗЭ
в
породах
разной
основности
и
более
пологой
формой
кривых,
обычно
за
счет
более
низкого
содержания
легких
лантаноидов
,
а
иногда
и
более
высокого
содержания
тяжелых
,
т.
е.
меньшей
степенью
дифференцированности
РЗЭ
(прил
.
18,
В).
ДЛЯ
основных
и
средних
пород
характерно
отсутствие
европи
евого
минимума**
(прил.
21,
а-в),
который
появляется
в
ульт
ракислых
породах
(Si0
2
>
73
%)
«
длинных»
компл
е
ксов:
а
в
умеренно-кислых
(при
Si0
2
=
63-66
%)
-
лишь
в
лавах
Il
гео
химического
типа
(трахибазальт-трахиандезит-трахириолитовая
формация
Восточной
Анатолии
и
арагацкий
андезитовый
комп
лекс
-
прил.
18,
г, е,
кривые
3
и
1).
Отсутствие
европиевого
минимума
в
андезитах
обычно
интерпретируется
как
показатель
незначительной
роли
кристаллизационной
дифференциации
при
их
образовании
(Ю
.
А
.
Балашов)
.
Однако
,
оч
е
видно
,
можно
предполагать
,
что
отсутствие
европиевого
минимума
в
анд
е
зитах
и
дацитах
может
быть
связано
с
малой
ролью
плагиоклаза
в
кристаллизационном
фракционировании
в
r
геохимическом
типе
(см.
с.
90);
во
rr
геохимическом
типе
ОЬг
и
арагацкий
андези
товый
комплекс)
роль
плагиоклаза
в
кристаллизационном
фрак
ционировании
выше,
отсюда
появление
и
европиевого
минимума
уже
в
дацитах.
В
дацит-риолитовой
и
риолитовой
формациях
Кавказа
выде
ляются
две
группы
вулканитов.
Первая
-
умеренно-кислые
по
роды,
которые
обычно
не
показывают
европиевого
минимума
(прил.
18,
д),
а
содержание
РЗЭ
в
них
близко
к
основным
и
средним
породам
(исключение
составляют
риодациты
наиболее
ранних
среднеплиоценовых
куполов
Гюмуш
и
Авазан
в
бассейне
р.
Раздан
и
туф
того
же
возраста
в
Зангезуре,
им
е
ющие
четкий
Еu-минимум
-
прил.
18,
е
,
кривые
2, 3).
Вторая
группа
-
ультракислые
породы
(Si0
2
73-74
%)
тех
же
формаций
(прил
.
18,
е,
кривые
4, 5,
6)
с
отчетливым
Еu-миним
у
мом
и
более
низким
содержанием
легких
РЗЭ
по
сравнению
с
умерен
но-кислыми
породами
тех
же
формаций,
ультракислыми
членами
•
Иск
л
юч
е
ни
~
состав
л
яю
т
аР
:
II
'
ацкий
и
ИUJхана
с
арский
ко
мпле
ксы
. "
д
е
дл
я
д
аци
т
оu
ПРИ80
Д
Я
Т
СЯ о
тдел
ы,ыс
к
ривы
е
.
••
В
кавка
з
ских
поро
д ах
заключени
е
о
'ШЛ~IЧИИ
или
ОТСУТСТ
IIИИ
е
ПР
О
l
l
и
е
П
О
I
'О
миним
у
ма
дел
а
л
ось
лишь
по
форм
е
крипоЙ
.
П
е
ЛИЧИll
У
Е
и!
Е
и
·
р
аСС
IJи
т
а
Т
I
,
II
ел
ьз я
I1рИ
отсу
т
с
т
вии
опре
де
лений
Gd.
91
хождения
ее
конкрстных
проявлений.
Что
касается
ультракислых
пород
дифференцированных
комплексов
Восточной
Анатолии,
то
в
андезитовой
формации
они
близки
к
комплексам
дацит-риоли
товой
и
риолитовой
формаций
Кавказа,
а
в
трахибазальт-трахи
андезит-трахириолитовой
формации
резко
отличаются
повышен
ным
содержанием
Zr, Nb
и
У.
На
некоторых
графиках,
прямо
не
отражающих
основность
пород
(Nb-Y
,
Rb-NЬ+У,
Zr-Y)
,
поля
риолитовой,
дацит-риолитовой
формаций
и
ультракислых
пород
андезитовой
формации
занимают
положение,
близкое
к
средним
породам
вышерассмотренных
формаций
в
области
вулканодужных
и
синколлизионных
гранитов.
Лишь
кислые породы
трахибазальт
трахиандсзит-трахириолитовой
формации
резко
отличаются
друг
от
друга
и
находятся
в
области
внутриплитных
гранитов
.
В
координатах
RЬ/Zг-Si0
2
фигуративные
поля
дацит-риолитовой
и
риолитовой
Формаций
ложатся
в
обобщенную
область
доколлизи
онных
вулканодужных
,
поздне-
и
постколлизионных
гранитоидов.
Полученные
геохимические
данные
позволяют
(вслед
за
Дж.
Пирсом)
предполагать
для
большинства
комплексов
андези
товой
формации
Кавказа
и
Восточной
Анатолии
(l
геохимический
тип)
происхождение
расплавов
из
мантии,
обогащенной
субдук
ционной
составляющей,
для
трахибазальт-трахиандезит-трахирио
литовой
формации
Восточной
Анатолии
(lI
тип) и
базальтов
Каракалидага
-
из
мантии,
частично
метасоматизированной
(обо
гащенной
небольшим
объемом
астеносферного
расплава).
Степень
частичного
плавления
мантии
предполагается
низкая
(судя
по
низкому
содержанию
У
в
основных
лавах),
исключение
составляют
более
высокоиттриевые
лавы
трахибазальт-трахиандезит-трахирио
литовой
формации.
Дифференцированные
серии
образуются
из
этих
мантийных
расплавов
при
кристаллизационном
фракциони
ровании
:
для
1
геохимического
типа
-
с
фракционированием
амфибола
в
водонасыщенных
условиях,
а
для
II
геохимического
типа
-
с
фракционированием
плагиоклаза,
оливина,
клинопирок:'
сена
и
магнетита;
возможна
и
незначительная
роль
коровой
ассимиляции.
Для
пород
дацит-риолитовой
и
РИОЛИТОВО
;"
I
формаций
предполагается
коровое
происхождение
.
Рассмотрим
возможности
использования
геохимии
РЗЭ*.
По
скольку
вариации
содержания
РЗЭ
в
пределах
дифференцирован
ных
формаций
Кавказа
от
основных
пород
к
дацитам
меньше,
чем
латеральные
их
вариации
в
пределах
одной
формации
от
одного
регионального
комплекса
к
другому,
целесообразно
исполь-
•
Выборка
из
26
проб
.
Опр
еделение
РЗЭ
методом
неЙТРOllно-аКТИDаЦИОНIIОro
аllализа
ObIllO
J
lll
ellO
В
.
Б
.
Паl
-
Iкра
тооым
о
лаборатории
нихи
C.
-I'Y.
Сравн
ен
и
е
lIаших
результатов
с
ПОJIУ'lеtlliЫМИ
о
имгrэ
В
.
С.
Попопым
с
соаоторами
(1987)
по
тсм
же
об"ектам
(например.
по
Арагац
у)
показывает
близкое
их
сходстоо.
что
ПОЗПОJlЯСТ
делать
IIЫПОДЫ
по
совокуmюсти
осех
данных
и
значител
ыю
уоеличипает
реГИОllалыюсп,
характеристики
.
К
сожалению.
rю
отношснию
к
зарубежным
да
нным
мы
IIC
можсм
УТ8СРЖДi1П.
отсутствие
мсжлабораТОРIIЫХ
ра
ЗJlИ
ЧИЙ
.
90
трахибазальт-трахиандезит-трахириолитовой
формации
и
даже
с
андезитами
андезитовой
формации.
Геохимическое
разнообразие
вулканитов
обеих
формаций
(при
общем
высоком
содержании
Rb
и
Th)
позволяет
нам
(вслед
за
В
.
С.
Поповым
с
соавторами)
предположить
их
коровое
происхождение
с
разнообразием
состава
плавящеrocя
субстрата
(метаморфических
пара-
и
ортопород
докембрийского-палеозойского
основания
Большого
и
Малого
Кавказа)
и
уменьшением
степени
его
плавления
от
умеренно-кис
лых
к
ультракислым
выплавкам
(Попов
и
др.,
1987).
Труднее
дать
объяснение
особенностям
этих
групп
с
позиции
кристаллизационной
дифференциации
андезитовой
магмы.
Если
для
ультракислых
пород
бедность
легкими
РЗЭ
и
Еu-минимум
можно
объяснить
удалением
из
расплава
в
процессе
кристалли
зационной
дифференциации
европия
в
плагиоклазы
и
легких
лантаноидов
в
·
твердые
фазы
акцессорных
минералов,
то
умеренно-кислые
породы,
непосредственно
продолжающие
по
кремнекислотности
и
содержанию
РЗЭ
андезитовую
дифферен
цированную
формацию,
должны
были
бы
иметь
Еu-минимум,
а
не
наследовать
характер
андезитовых
кривых.
Происхождение
из
основной
магмы
при
кристаллизационном
фракционировании
можно
предположить
лишь
для
риодацитов
среднеплиоценовых
куполов
Гюмуш
и
Авазан
(кривые
с
Еu-минимумом);
для
подтверждения
предположения
необходимы
изотопно-геохимиче
ские
исследования.
Рассмотрим
возможности
применения
изотоп
но-геохимических
данных
для
дальнейших
углубленных
петрологических
исследова
ний.
Как
известно,
цель
изотопно-геохимического
исследования
состоит
в
получении
сведений
о
происхождении
изучаемых
вулканитов,
О
соотношении
в
их
генезисе
процессов
кристаллиза
ционного
фракционирования
и
коровой
ассимиляции.
В
нашем
примере
объектами
изучения
было
выбрано
13
образцов
пород,
представляющих
андезитовую,
дацит-риолитовую,
риолитовую
и
базальтовую
формации
Кавказа,
а
в
пределах
андезитовой
формации
характеризующих
«длинные»
комплексы
(айоцдзор-зан
гезурский
и
ар~гацкий)
и
«короткий»
(аЙоцдзорскиЙ)
.
Образцы
исследованы
Ю.
П.
ШергиноЙ.
Наблюдается
большой
разброс
значений
полученных
величин
Sr
o
.
Причем
если
базальтовая
формация
Малого
Кавказа
естественно
дает
устойчивые
«
мантий
ные
»
значения,
а
дацит-риолитовая
(чегемский
комплекс)
-
«
ко
ровые»,
то
среди
комплексов
андезитовой
и
риолитовой
формаций
Кавказа
наблюдаются
значительные
вариации.
Весьма
характерно,
что
андезитовый
комплекс
Арагаца
дает
устойчивые
мантийные
значения,
кельский
-
коровые,
в
то
время
как
в
пределах
айоцдзорского
(
<<
короткого
»
)
и
айоцдзор-зангезурского
«<длинного»)
комплексов
той
же
формации
наблюдаются
вариации значений
Sr
o
от
0,7044
до
0,7080.
Не
менее
резкие
колебания
отмечаются
в
отдельных
вулканических
постройках,
относящихся
к
риолитовой
формации
Малого
Кавказа.
Результаты
представлены
на
графике
92
16
6 -1
_5
0.115
0
.113
0.
111
0.
709
0.707
0.705
OJ03
55
65
75
Рис
.
18.
Диаграмма
Sr
o-SiO
z
ДЛЯ
вулканических
пород
коллизионных
и
окраин
но-континентальных
поясов.
Кривые
и
фигуративныс
точки
(для
сдиничных
анаJlИЗОII)
:
Кавказ
-
С/ИIOUlные
ли/uш
и
залитые
кружки,
ЛнаТОJlИЯ
-
короткий
nу"ктир
и
пустой
кружок,
Лн ды
-
дЛUltltый
nУlIктир
и
залитый
треуголыlк
•.
Кавказ
:
/- 4 -
андсзитовая
формация
(J
-
айоцдзор
-
зангезурский,
2 -
айоцдзорский,
3 -
арагацкий,
4 -
ксJlьский
KOMnJlCKcbl);
5 -
даЦИТ-РИОJlитовая
формация
(чсгемский
KOMnJlCKC);
6- 8 -
РИОJlитовая
формация
(6
-
РИО
Jl
И
ТО
ВЫЙ
туф
из
Зангезура,
7 -
обсидиан
KYnOJla
Лтис,
8 -
РИОJlИТ
KYnOJla
Лрт
с
ни
110
данн
ым
Б
.
М
.
МСJlиксстяна);
9 -
базаJlьтовая
формация
(котайкский
KOMIIJlCKC)
.
Лн
аТОJl
ИЯ
:
IO
-
андсзитовая
формация
(карсский
и
араратский
KOMnJlCKCbI);
//
-
/2
-
трахибазальт
-
трахиандсзит-траХИРИОJlитовая
tЬг
-
формация
(J
/ -
БОJJl,
шинство
JlaB
Муша,
Нсмрута
и
Тсндюрека,
/2
-
щсJlочныc
базаЛЬТbI
Нсмрута
и
Тсндюрска);
/ 3 -
КОМПJlСКСЫ
промсжуточные
мсжду
андезитовой
и
tЬг
-
формаци
ями
(БиНl'ОЛ
и
Сюпхан);
/4
-
базальтовая
формация
(каракаШlДагский
KOMnJlCKC)
.
Лн
д
ы
:
/5
-
ИЗВССТКОВО
-
ЩСJIочная
серия
Южной
ЗОНbI,
/6
-
известкооо
-
щс
Jlочная
серия
Ц
е
нтральной
зоны,
/7
игнимбриты
в
той
же
зоне,
/8 -
шошо
нитооая
серия
той
же
ЗОНbI,
/9
-
щеJlОЧНblе
базальты
0YJlKaHa
EI
Pedrero
(Приандийское
IlJIaTO).
SГ
О
-Si0
2
(рис.
18).
На
тот
же
график
нанесены
данные
по
андезитовой
и
tЬг-Формациям
Восточной
Анатолии
(Реагсе
е!
а
l
.,
1990) .
Анализируя
график
SГ
О
-S
i0
2
,
можно
выделить
три
группы
трендов.
Первая
(наиболее
распространенная)
с
отчетливой
поло
жительной
ко
рр
еляцией.
К
ней
относятся
тренды
кавказских
андезитовых
комплексов
-
айоцдзор-зангезурского
(1),
айоцдзо
р
ского
(2)
и
анатолийской
tЬг-Форм
аций
(11).
Втор
ая
группа
с
постоянным
Sr
o
от
базальтов
до
риолитов
(иногда
даже
со
слабым
падением).
К
этой
группе
относятся
тренды
андезитовой
формации
Восточной
Анатолии
(10)
и
а
раг
ацкого
андезитового
комплекса
(3).
Имеется
и
промежуточная
разновидность
-
тренд
(13)
вулканов
Сюпхан
и
Бингол
в
Восточной
Анатолии,
а
также
кавказских
комплексов
-
казбекского
и
кельского
(Д.
А.
Иванов,
С.
Н.
Бубнов
и д
р
.
).
Обособл
ен
тренд
увеличения
Sr
o
при
постоянном значении
Si0
2
(12),
он
устанавливается
для
едини
чных
образцов
трахибазальтов
tЬг-формации
Восточной
Анатолии
и
кавказской
базальтовой
формации.
Тренды
первой
группы
интер
пр
етируются
как
тренды
комбинированной
ассимиляции
и
фрак
ционной
кристаллизации
(Реагсе
е
!
а
1
. ,
1990),
второй
-
как
показатель
преобладания
в
процессе
раскисления
лав
механизма
кристаллизационной
диффе
р
енциации
(или
возможна
ассимиляция
юной
коры
с
подобным
изотопным
отнош
ением).
Интерпретация
этих
трендов
по
дтверждена
Дж. Пирсом
при
изучении
изотопии
Nd.
Соотношения
14
З
Nd/1
4
4N
d
и
87Sr/8
6Sr
подтверждают
близость
андезитовой
и
базальтовой
анатолийских
формаций
к
мантийному
ря
ду
и
отклонение
от
него
большинства
пород
анатолийской
tЬг
-фо
рмации
.
Особый
тренд
(12)
с
увеличением
Sr
o
при
равных
Si0
2
ДЖ.
Пирс
(Реагсе
е
!
а
1
.,
1990),
имея
лишь
единичные
данные,
интерпретирует
как
рез
ультат
мантийного
метасоматоза,
отмечая
более
высокие
значения
Sr
o
в
более
щелочных
базальтах;
не
отрицая
возможности
такой
интерпретации,
заметим,
что
в
нашем
случае она
«не
работ
ает»,
так
как
различия
Sr
o
в
породах
базальтовой
формации
не
имеют
положительной
корреляции
ни
с
суммой
щелочей,
ни
со
степенью
калиевости
(напомним,
что
образцы
взяты
из
одного
и
того
же
лавового
потока).
Для
кислого
стекла
риолитовой
формации
со
значением
Sr
o
,
близким
к
мантийному,
можно
предполагать
выплавление
из
юной
мезозой
ской
островодужной
коры
закрывшегося
Тетиса.
ПО
результатам
изотопно-геохимических
исследований
можно
откорректировать
выводы,
полученные
по
анализу
поведения
малых
и
РЗ-элементов
и
сформулировать
итоги.
для
большинства
комплексов
андезит
овой
формации
Кавказа
и
Восточной
Анатолии
(I
геохимический
тип)
предполагается
происхождение
расплавов
из
мантии,
обогащенной
субдукционной
составляющей,
низкая
степень
плавления
мантии
и
диф
ф
е
ренциация
этих расплавов
при
кристаллизационном
фракционировании
прежде
всего
амфибола
(с
добавлением
лишь
на
более
поздних
стадиях
пироксена
и
94
плагиоклаза).
Однако данные
по
изотопии
Sr
свидетельств
у
ют
,
что
внутри
1
геохимического
типа
выделяются
две
группы
диф
ф
е
р
ен
цированных
серий
с
отсутствием
коровой
ассимиляции
(андезито
вые
комплексы
Восточной
Анатолии)
и ее
значительной
ро
лью
(андезитовые
комплексы
Кавказа).
для
11
геохимич
е
ского
типа
,
наиболее
ярко
проявленного
в
tЬг
-фо
рмации
Восточной
Анатолии
,
предполагается
происхождение
расплавов
из
мантии
,
частично
метасоматизированной
,
при
большей
степени
частичного
плавления
и
кристаллизационной
дифференциации
с
фракционированием
плагиоклаза,
оливина,
клинопироксена
и
магнетита
и
с
заметной
ро
л
ью
коровой
ассимиляции
.
Особо
е
положение
занима
е
т
арагац
кий
комплекс:
по
геохимической
характеристике
наиболее
основ
ных
членов
он
занимает
промежуточное
положени
е
между
1
и
II
типами,
по
характеру
дифференциации
с
преим
уществе
нным
фракционированием
пироксена
и
плагиоклаза
(а
не
амфибола)
он
близок
к
породам
tЬг-Формации
Восточной
Анатолии
.
О
д
нако
арагацкий
комплекс
не
обнаруживает
при
знаков
коровой
ассими
ляции
(или
расплав
ассимилирует
юную
кору
с
Sr
o
,
близким
к
мантийному),
так
же
как
и
андезитовые
компл
е
ксы
Восточной
Анатолии
(карсский
и
араратскиЙ).
Для
большинства
пород
дацит-риолитовой
и
риолитовой
формаций
предполагается
коровое
происхождение
с
разнообразием
степени
плавления
и
состава
субстрата.
Для
комплексов
базальтовой
формации
п:
·'
~д
полага
ется
мантийное
происхождение
при
разной
степени
обог
а
щения
плавя
щейся
мантии
астеносферной
(Каракалидаг)
или
су
бдукционной
(базальты
Транскавказского
поднятия)
составляющими
.
Глава
4
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ
ОБСТАНОВКИ
АКТИВНЫХ
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ
ОКРАИН
МОДЕЛИ
ОБСТАНОВОК
АКТИВНЫХ
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ
ОКРАИН
Среди
тип
овых
геодинамических
моделей
активные
континен
тальные
окраины
большинство
исследователей
однозначно
относит
к
субдукционному
типу
И
сопоставляет
с
островодужными
лишь
С
некоторыми
оговорками
(Геодинамический
анализ
при
геологи
ческом
картировании,
1989;
Геодинамические
исследования
при
геологической
съемке,
1992;
Унксов,
1981).
Наиболее
четко
этот
тип
геодинамической
обстановки
охарак
теризован
в
«Ге
одинамич
еских
реконструкциях
»
(1989).
Сходство
активных
окраин
с
островными
дугами
заключается
в
наличии
вулканич
ес
ких
гряд
над
зонами
субдукции
,
отличие
-
в
отсут
ствии
окраинных
морей
с
глубоководными
впадинами,
имеющими
дно
ок
еа
нич
еск
ого
типа.
Выд
еля
ются
два
главных
подтипа:
1)
возвышенные
края
материков
андийского
типа,
2)
зондский*
-
относительно
невысокие
края
континента,
позади
которых
имеются
впадины
шельфовых
морей,
но
без
участков
коры
океанического
типа.
Однако
в
ряде
работ
,
особенно
зарубежных
исследователей,
высказывается
мнение
о
значительной
роли
в
их
формировании
процессов
коллизии
типа
островная
дуга-континент.
Так,
Ж
.
Обу
эн
в
1984
г.
даже
выделял самостоятельную
калифорний
скую
модель
коллизии,
проявленную
в
области
Кор
дил
ьер
и
Анд
на
протяж
е
нии
мела-раннего
кайнозоя,
когда
островные
дуги
вместе
с
участками
океанич
еск
ой
коры
поддвигались
по
д
край
континента,
уходя
в
мантию,
с
чем,
в
ероят
но,
и
связано
практич
еское
отсутствие
офиолитов
в
складчатых
поясах
Восточной
Пацифики.
В
Восточной
Пацифике
наибольший
интерес
дл
я
р
е
ш
ения
проблемы
генезиса
окраинно-континентальных
вулкано-плутониче
ских
поясов
пр
ед
ставляют
Андийски
е
Кордиль
е
ры
(прил.
19).
•
в работе
lIe
рассма
т
ривается
.
96
В
формировании
Андийского
вулкано-плутонического
пояса,
наряду
С
субдуцированием
океанической
литосферы
под
континентальную,
предполагается
также
(1.
W.
О.
Dalziel)
развитие
на
протяжении
ранн
его-среднего
мезозоя
островной
дуги
и
отделенного
ею
задугового
трога
-
басс
ейна
с
офиолитовым
дном
И
глубоковод
ными
турбидитами
(Магелланова
геосинклиналь,
по
Ж.
Обуэну).
Поддвигание
и
воздымание
этой
сложной
структуры
в
.
процессе
продолжающегося
спрединга
в
Восточно-
Тихоокеанском
хребте
в
среднем
еловое
время могли
стать
решающими
для
начала
процес
сов
орогенеза
в
Кордильерах,
внедрения
позднемеловых
батолитов,
преобладания
восточно-вергентного
разломно-складчатого
пояса,
развитого
вдоль
восточного
фланга
Кордильер.
Однако
в
развитии
современных
Андийских
Кордильер
преобладали
малые
горизон
тальные
перемещения,
сочетавшие
элементы
столкновения-рас
тяжения
(<<гармоническая
тектоника»)
-
сжатый
вариант
циклов
Вильсона.
Лишь
в
самой
южной
части
формирование
земной
коры
происходило
в
результате
коллизии
островная
дуга-континент
(I.
W.
О.
Dalziel).
Другие
авторы
(Континентальная
аккреция
... )
считают,
что
в
этом
р
еги
он
е
происходит
процесс
столкновения
с
континентом
чужеродных
массивов,
представляющих
собой
подвижные
хребты
Хуан-Фернандес,
Наска,
Карн
еги
и
Кокос,
по-видимому,
имеющие
вулканическое
происхождение
(под
действием
«го
ряч
ей
точкИ»).
Те
же
авторы
допускают
присутствие
легких
глубоких
корней
этих
хребтов,
которые,
по-видимому,
не
поглощаются
вместе
с
океанической
корой
на
конвергентных
границах
плит,
а
причле
няются
к
континентальной
окраине
в
результате
коллизии.
На
этих участках
континентальных
окраин
наблюдается
затухание
вулканизма.
Аналогичные
механизмы
те
же
авторы
предполагают
и
для
Западной
Пацифики,
в
которой
отмечается
большая
вероятность
столкновения
островных
дуг
с
Азиатской
континен
тальной
окраиной
(Континентальная
аккреция
... ).
Проблема
выявления
коллизионных
обстановок
в
области
восточно-азиатской
окраины
материка
в
пределах
нашей
страны
пока
находится
на
самом
начальном
этапе
.
В
работах
Н.
И.
Филатово
й
(1989
и
д
р.)
проведен
анализ
корреляции
процессов
коллизии,
проявлявшихся
в
кайнозое-ме
зозое
по
периферии
Тихого
океана,
с
процессами
завершения
формирования
субдукционных
островодужных
и
окраинно-конти
нентальных
вулканических
поясов.
Возникающий
при
этом
режим
сжатия
и
задержка
в
коре
поздних
порций
мантийных
расплавов
,
по-видимому,
способствуют
развитию
процессов
ее
палингенного
плавления
и
проявления
мощного
риолитового
(в
том
числе
игнимбритового)
вулканизма,
а
также
массивов
гранитоидов
.
В
этих
же
работах
приводятся
доказательства
прина
длежности
позднеюрско-раннемелового
У
дско-
М
ургальского
вулканогенного
пояса
к
энсиматическ
ой
островной
дуге,
ранее
отделявшейся
от
края
материка
котловинами
окраинного
моря
и
испытавшей
7
-З
• • . 865
97
столкновение
с
краем
материка
в
процессе
его
закрытия.
Столкновение
сопровождалось
мощным
покровообразованием
и
формированием
молассовых
прогибов,
однако
роль
его
в
развитии
заложившегося
на
окраине
континента
Охо
тско-Чукотского
вулка
ногенного
пояса
(альб-сенон)
и,
в
частности,
проявлении
позднемелового
риолитового
вулканизма,
может
рассматриваться
лишь
в
предположительной
форме.
Во
всяком
случа
е,
по
мнению
Н.
И
.
Филатовой
(1989),
коллизионной
обстановкой
обусловлено
затухание
кислого
вулканизма
в
пределах Охотско-
Чукотского
пояса
<ОЧВП).
Е.
Н.
Меланхолина,
рассматривая
этапы
тектонических
преоб
разований
в
северо
-
западной
части
Тихого
океана
и
его
конти
нентальных
окраин
на
примере
Сихотэ-Алинской
области
и
Сахалина,
Охотского
и
Японского
морей,
выделяет
несколько
эпох
сжатия
и
скучивания
коры.
В
меловое
время
на
западе
Сихотэ-Алиня
первый
эпизод
интенсивного
сжатия
связан
с
раскрытием
окраинного
моря
(на
месте
Центрального
Сихотэ
Алинского
синклинория)
и
заложением
восточнее
парных
структур
палеодуги
и
палеожелоба.
Второй
эпизод
сжатия,
относящийся
к
завершению
развития
палеоостровной
дуги,
связан
с
замыканием
структуры
окраинного
моря
(по-видимому,
за
счет
коллизии
островной
дуги
и
континентальной
окраины),
активным
развитием
окраин
но-континентального
вулканического
пояса
с
интенсивным
андезитовым
вулканизмом
и
метаморфизмом
на
глубине,
после
чего
следовал
третий
эпизод
скучивания
перед
фронтом
палео
желоба.
В
кайнозое
Е.
Н.
Меланхолина
выделяет
эпизод
скучи
вания
и
корообразования
в
восточных
зонах
Сахалина
и
Хоккайдо,
затем
раздвиг
и
раскрытие
Центрально-Японской
и
Южно-Охот
ской
котловин,
заложение
Курило-Камчатской
и
Японской
с е
йс
мофокальных
зон
и
связанных
с
нею
островных
дуг
и
желобов.
А.
И.
Бурдэ,
рассматривая
геодинамические
обстановки
Япо
номорской
зоны
перехода
от
континента
к
океану
в
позднем
палеозое-мезозое,
подчеркивает,
что
эта
зона
является
аккреци
онным
сооружением
«
<
коллажем»)
разнородных
структур,
среди
которых
реконструированы
палеозоны
субдукции,
офиолитовые
комплексы,
структуры,
соответствующие
трансформным
разломам.
На
основании
палеогеодинамических
реконструкций
объяснены
различия
геологического
строения,
магматизма
и
рудоносности
северной
и
южной
частей
Сихотэ-Алинской
области.
По
мнению
А.
И.
Бурдэ,
в
северной
части
под
континент
субдуцировалась
мезозойская
океанич
е
ская
кора,
в
южной
части
-
кора
окраин
ного
моря,
а
также
блоки
континентальной
коры
из
океанических
плато
-
микроконтинентов,
аналогичных
поднятию
Шатского.
Последние
образуют
сейчас
аллохтонный
блок
Прибрежной
зоны
и
частично
входят
также
в
состав
Японской
островной
дуги.
В
более
поздних
работах
Б.
А
.
Натальина
,
Б
.
А
.
Натальина
и
М.
Фора,
на
основании
корреляции
мезозойских
отложений
Восточной
Азии
и
Японии
установлено,
что
мезозойская
геодина-
98