Геодинамические условия синхронных проявлений конседиментационного базальтоидного вулканизма и базит-гипербазитового интрузивного магматизма

В условиях продольного сжатия литосферной плиты, в процессе ее горизонтального скольжения без признаков субдукции формирование меловых бассейнов (грабенов) может быть объяснено выжиманием горстообразных блоков литосферы (рис.3). Этой простейшей, но принципиально важной геодинамической моделью объясняются не только воздымание горстообразных структур, продукты размыва которых компенсировали межгорстовые бассейны (грабены), но и ряд важнейших структурных и вещественных закономерностей их развития. Однако установленные в РГ процессы формирования образований океанического типа и закономерности проявления магматизма, обусловленные деструкцией коры, эта модель не объясняет.

Рис.3. Принципиальная модель синхронного формирования горстовых поднятий и межгорстовых бассейнов осадконакопления в условиях продольного сжатия (P) литосферной плиты. А - начальный и Б - зрелый этапы продольного сжатия плиты

Прежде чем приступить к обоснованию более совершенной геодинамической модели, попытаемся показать особенности формирования присущих ГАС наклонных сместителей (надвигов, взбросов) и истинные направления смещений, ограниченных ими блоков, в условиях продольного сжатия литосферной плиты, скользящей по горизонтальной поверхности срыва. Эта задача вытекает из известной в тектонике проблемы, согласно которой направление, например, надвигания не всегда совпадает с направлением действительного перемещения. Поэтому решение вопроса является ли данное наблюдающееся положение результатом надвигания аллохтона или поддвига автохтона представляет собой классическую задачу, поскольку учитывая физический закон равенства действия и противодействия невозможно определить, какой из этих процессов в действительности имел место [12 и др.]. Ниже приведем и другие примеры возможных трудностей в определении направлений действительных перемещений, в которых важнейшую роль играет наличие горизонтального срыва литосферы в целом и отдельных ее литопластин.

Смещения вдоль сколов, ограничивающих горст, обычно интерпретируются как надвигания горста по крутым сместителям на смежные автохтоны (рис.4). Однако это наблюдаемое в плоскости скола кажущееся надвигание на амплитуду f, как и формирование самого скола, в рассматриваемом примере фактически является суммарным эффектом горизонтального встречного смещения частей плиты на амплитуду l и, как следствие, вертикального выжимания горста на амплитуду h (см. рис.4). Этот известный в тектонофизике эффект, возникающий в определенной структурно-геодинамической обстановке, практически не учитывается геологами, внимание которых обычно сосредоточено на анализе относительных перемещений блоков вдоль разделяющего их разрыва.

Рис.4. Геодинамическая модель формирования горстового поднятия в условиях продольного сжатия и горизонтального срыва литосферной плиты 1 - направления напряжений продольного сжатия плиты; 2-3 - встречные направления горизонтального скольжения фрагментов плиты (2), с синхронным воздыманием горста (3); 4 - амплитуды (f) и направления (В1-В2) кажущихся истинными надвиганиями бортов горста на предполагаемые автохтоны; 5 - базальный срыв плиты; 6 - криптозона подгорстовой декомпрессии, обусловленной вертикальным выжиманием горста в результате продольного сжатия плиты; 7 - поступление мантийных магм и термальных флюидно-газовых эманаций; 8 - формирование базит-гипербазитовых (косой крест) и анатектонидных плутонов. Буквенные обозначения: А-В и А1-В2 - последовательное положение фронтальных сколов горизонтально скользящих плит; l - амплитуда и истинное направление (В-В1) смещения горизонтального (ректадукционного) поддвига; h - амплитуда и истинное направление (В-В2) вертикального движения горста.

Между тем, реализация продольного сжатия литосферы в форме вертикального выжимания горстов может обеспечить формирование подгорстовых глубинных зон относительной декомпрессии.

Декомпрессионные криптозоны (ДКЗ) образуются, прежде всего, в условиях, когда h? l (? >45^о). ДКЗ создают благоприятные условия для локализации в литосфере как высокотемпературных мантийных расплавов и флюидно-газовых эманаций, так и инициирования здесь процессов анатектоидного магмообразования, что в свою очередь способствует дальнейшему воздыманию горстов. Кроме того, в условиях горизонтального сжатия и, как следствие, вертикально направленного относительного растяжения литосферы в ДКЗ формируется своеобразная складчатость с многочисленными отслоениями и, прежде всего, в ядрах антиформ. Эти отслоения создают “полости", благоприятные для инъекции глубинных магматических расплавов и флюидно-газовых эманаций с формированием мигматитов и метаморфитов (в том числе и стресс-метаморфитов), в целом образующих полосчатые мета-габбро-гранитоидные комплексы, сходные с так называемыми “сергеевскими" габброидами, относительно давно закартированными на юге Приморья в пределах Сергеевско-Окраинского горста, вскрытого эрозией на значительную глубину. В этих же условиях в ядрах крупных антиформ формировались бескорневые линейные плутоны значительных размеров, длинные оси которых ориентированы на СВ, параллельно складчатой системе горста. В подобной геодинамической обстановке, по-видимому, происходило и длительное формирование Анюйского горста (см. рис.1). Об этом свидетельствует характерный для ДКЗ глубокий метаморфизм расслоенных вулканогенно-осадочных образований (метапесчаники, сланцы, гнейсы, кристаллические сланцы, базальты, метакремни, долериты, серпентизированные ультрамафиты и др.), которыми сложен значительно эродированный Анюйский горст.

Анюйский горст мог служить и, вероятно, служил упором, препятствующим дальнейшему встречному латеральному смещению плит в направлениях и от Приморского, и от Амурского РГ. В условиях наличия упора сокращение плит по латерали происходило в форме последовательного развития чешуйчатых структур. В рассматриваемом случае чешуйчато-надвиговые сооружения наращивают горсты по латерали в направлении обоих РГ (см. рис.2). Для решения проблемы действительного направления перемещения надвиговых пластин (чешуй) в границах аккреционных призм рассмотрим различные варианты возможного формирования пологих сместителей на примере, изображенном на рис.5.

Допустим, по разрыву А₁-В₂ (см. рис.5) наблюдаются смещения смежных блоков относительно друг друга на амплитуду f. Эти смещения традиционно могут интерпретироваться или как результат надвигания аллохтона, или как следствие наклонного поддвига (субдукции) автохтона. Надвигание возможно в условиях, если левая часть плиты скользила в правую сторону, наползая на соответствующую часть плиты по сместителю А₁-В₂. Вариант поддвигания (субдукции) исключается, т.к этому процессу препятствовала зона горизонтального срыва литосферной плиты в целом. В этих условиях правая часть плиты могла перемещаться только горизонтально, и поддвигаясь под левую часть, приподнимала ее нависающий край.

При рассмотрении геодинамической обстановки формирования чешуйчатых надвигов на примере развития Центрально-Сихотэ-Алинской аккреционной призмы (сжатие действовало с юга со стороны Приморского РГ при наличие на севере упора в виде Анюйского горста), образование пологого сместителя с использованием того же рис.5 можно представить следующим образом. В условиях наличия упора на севере сместитель А₁-В₂ на этапе зарождения занимал положение А-В. Если представить, что первичным сколом А-В был рассечен некий элементарный круг С на два сегмента, векторы движения которых отражают истинные направления перемещений в пространстве южной и северной частей литосферной плиты, то становится очевидным, что смещения по разрыву А₁-В₂ не были ни надвигами, ни поддвигами, как вытекает из традиционного анализа. Действительное формирование сместителя А₁-В₂ произошло в результате суммарного эффекта горизонтального смещения южной части плиты на амплитуду l и, как следствие, вертикального воздымания (взброс) ее северной части на амплитуду h. Это явление можно назвать эффектом асимметричного клина, смещающегося по горизонтальной поверхности срыва.

В результате продолжавшегося сжатия и смещения плиты на север в ее фронтальной части могли последовательно возникать новые пологие срывы. Вновь сформированные чешуи в результате горизонтального поддвига плиты последовательно воздымались, наращивая аккреционную призму на юг в сторону, противоположную направлению движения плиты (см. рис.2). Воздымание сорванных с плиты пластин (чешуй) обеспечивало возможность ее горизонтального смещения в направлении упора.

Рис.5. Геодинамическая модель формирования аккреционной чешуи в процессе горизонтального скольжения (ректадукции) литосферной плиты 1 - направления горизонтального смещения (ректадукции) плиты и вертикального - чешуи; 2-3 - направление (2) просадки чешуи с изгибом и возможным формированием в ее основании вертикальных структур растяжения (3), благоприятных для инъекции магматических расплавов и термальных флюидно-газовых эманаций; 4 - декомпрессионная криптокамера; 5 - поступление мантийных магм и термальных флюидно-газовых эманаций; 6 - элементарный круг, рассеченный пологим сколом на два сегмента, векторы движения которых (l и h) отражают истинное направление перемещений в пространстве соответственно, поддвига и сорванной с него чешуи; 7 - амплитуда (f) и кажущиеся направления (надвиг или наклонный поддвиг) относительных смещений смежных блоков литосферы; 8 - базальный срыв литосферной плиты; 9 - призма осадочных образований (олистострома), сформированная за счет конседиментационного разрушения гребня чешуи. Буквенные обозначения: А-В, А1-В2 - последовательное положение фронтального скола горизонтально (ректадукционно) смещающейся плиты; l - амплитуда горизонтального смещения ректадукционного поддвига; h - амплитуда вертикального движения чешуи; f - амплитуда кажущегося надвига или поддвига вдоль фронтального скола, возникшая как суммарный эффект l и h.

В предложенной геодинамической модели при формировании аккреционных призм определяющую роль играет горизонтальный срыв, по которому смещается литосферная плита, испытывающая продольное сжатие. Концепция плитной тектоники, хотя и основывается на горизонтальном смещении плит, однако формирование аккреционных призм объясняет, прежде всего, явлениями их субдукции или обдукции. С учетом структурных и геодинамических особенностей предлагаемой автором модели формирования аккреционных призм, в контексте известных понятий “субдукция” и “обдукция”, по-видимому, необходимо ввести новый термин, в основе которого должно быть положено представление не наклонного (subduction - субдукция, obduction - обдукция) смещения плит, а горизонтального, без участия явлений их поглощения в предполагаемых зонах субдукции. По-видимому, здесь уместен термин ректадукция (rectaduction: ductus - ведение, recta - прямо, напрямик [5]). В условиях ректадукции плит (см. рис.2-5), области их фронтального сжатия (горст-аккреционные системы) характеризуются как зоны трансформации горизонтальных смещений литосферы в вертикальное воздымание ее масс, с формированием орогенов и сопутствующих им ДКЗ, благоприятных для развития процессов интрузивного магматизма, мигматизации и метаморфизма. Все эти преобразования способствуют дальнейшему возрастанию мощности коры (континентальной). Ректадукционные процессы в известном смысле можно параллелизовать с коллизионными, для которых также характерно “перерождение" горизонтальных движений в вертикальные (орогенические). Однако, коллизия рассматривается как следствие столкновения литосферных плит или их не субдуцированных фрагментов (микроконтинентов), в то время как ректадукционное воздымание происходит вне связи с зонами субдукции (сутурами), а является конструктивной деформацией плиты, скользящей по горизонтальной поверхности срыва и испытывающей продольное сжатие. При этом необходимо иметь в виду, что ректадукционные процессы могут происходить не обязательно в условиях встречного движения частей плиты, но и в результате ее однонаправленного скольжения по горизонтальной поверхности срыва. В этом случае формирование ГАС есть следствие проявления закона равенства противоположных по направлению сил действия и противодействия.

Охарактеризованные выше механизмы формирования ректадукционных структур сжатия позволяют обосновать геодинамические условия развития в пределах ГАС базит-гипербазитового и анатектоидного интрузивного магматизма, а также процессов регионального метаморфизма и мигматизации. В этой связи важно рассмотреть особенности формирования смежных с ГАС рифто-грабенов, в которых синхронно с интрузивным магматизмом ГАС протекали процессы конседиментационного базальтоидного вулканизма.

Корреляция базальтоидного вулканизма РГ с интрузивным магматизмом ГАС

В Амурском рифто-грабене (АРГ) наиболее значительные объемы конседиментационных вулканогенных базитовых образований различного возраста сосредоточены вдоль его оси, в пределах которой с ЮЗ на СВ выделены вулканические зоны (ВЗ): Алчанско-Бикинская, Западно-Сихотэ-Алинская, Тумнинская, Нижне-Амурская (см. рис.2 в [23]). В пределах Алчанско-Бикинской ВЗ в триасово-юрской существенно кремнистой толще присутствуют лавы спилитов. В стратиграфически согласно перекрывающей эту толщу берриас-валанжинской култухинской свите среди вулканогенно-терригенных и кремнистых слоев, наблюдаются лавы субщелочных базальтоидов. Высокотитанистые меймечит-пикритовые вулканиты в виде лав размещены среди позднеюрских турбидитов и олистостромы [3, 24]. В пределах Западно-Сихотэ-Алинской и Тумнинской ВЗ на протяжении сотен километров тянется узкая, местами разобщенная сдвигами полоса базальтоидно-кремнистых образований маноминского и киселевского комплексов (см. рис.2 в [23]). Возраст лав субщелочных базальтоидов определяется как берриас-среднебарремский [2, 6]. Существенно кремнисто-базальтовые рифтогенные комплексы океанического типа выше по разрезу постепенно сменяются вулканогенно-терригенными грабеновыми комплексами (готерив-альб), наличие среди которых базальтовых потоков оценивается в качестве признака продолжавшегося здесь базальтоидного конседиментационного вулканизма до конца раннего мела.

В Приморском РГ (ПРГ) наиболее ранние проявления базитового конседиментационного вулканизма зафиксированы, прежде всего, на его ЮЗ фланге. Здесь установлен рифтогенный комплекс кремнисто-базальтовых образований (мощность базальтовых потоков достигает 120 м) эрдагоусской и колумбинской свит (средняя-поздняя юра [4]), согласно перекрытых терригенными отложениями берриаса-валанжина, в составе которых присутствуют (занимая около 1% их объема) лавы базальтов, ассоциирующихся с флишевыми и флишоидными морскими отложениями (грабеновый комплекс). В готерив-барремских терригенных отложениях базальтовых лав не обнаружено. Апт-альбские конседиментационные вулканиты (вулкано-островной комплекс) сосредоточены в осевой зоне ПРГ, вдоль которой с ЮЗ на СВ выделены Кемская и Самаргинская вулканические зоны. Образования зон разделены на два подкомплекса [9]: нижний - вулканогенно-флишевый (апт-альб) и верхний - вулканогенно-молассовый (верхний альб). Объем конседиментационных базитов, ассоциирующихся с вулканогенно-терригенными отложениями, постепенно убывает от многочисленных и мощных (до 150 м) лавовых потоков до редких и маломощных горизонтов базальтов, андезибазальтов, андезитов, спилито-диабазов, проявленных в верхнем подкомплексе.

В формировании РГ особая роль принадлежит их осевым зонам, которые, прослеживаясь в СВ направлении, характеризуются как глубинные структуры, вдоль которых длительно (юра-альб) и в больших объемах поступали магматические продукты мантийного происхождения. Длительные проявление конседиментационного базальтоидного вулканизма, указывает на непрерывно-прерывистое приоткрывание этих структур. Продолжавшийся в апт-альбе вулканизм создал вдоль осей РГ цепь островов, продукты разрушения которых совместно с поступавшими с бортов РГ терригенными осадками и новыми порциями вулканических аквальных и субаквальных извержений (с нарастающей долей кислых продуктов) формировали комплексы вулканогенно-осадочных образований (доля вулканитов достигает 80% их объема), которые сходны с островодужными, но в данном случае их уместно называть, по нашему мнению, не островодужными, а вулкано-островными комплексами. Тем более, что эти тектоно-вулканогенные линеаменты, протяженностью порядка 800 км, не дугообразны и морфологически не отвечают понятию вулкано-островных дуг.

С другой стороны, осевые зоны РГ, как прямолинейные глубинные структуры, по закономерностям строения и развития весьма сходны со срединно-океаническими зонами спрединга. Подкупает идентичность возрастной последовательности формирования вещественных и структурных латеральных рядов в сторону осей РГ с направлением латерального наращивания океанической коры (магнитные полосовые аномалии) в сторону спрединговых зон, которые так же, как и осевые зоны РГ характеризуются длительными излияниями базитовых лав и формированием подводных хребтов. Такое сходство позволяет предполагать, что в осевых зонах РГ кора океанического типа, подстилающая раннемеловые терригенные осадки, может быть разновозрастной с омоложением в сторону осей РГ.

О важной роли осевых зон РГ свидетельствуют и пространственно-временные закономерности структурообразования, выраженные в зеркальной симметрии чешуйчатых структур и вергентности складок противоположных бортов РГ. Эти структурные закономерности, как показано [22, 23], отражают направление наращивания аккреционных призм вследствие растяжения коры в РГ (см. рис.2). Геодинамическая связь формирования структур растяжения (РГ) и сжатия (ГАС) объясняет синхронность проявления конседиментационного базитового вулканизма в пределах РГ и формирования, прежде всего, базит-гипербазитовых интрузивных комплексов в пределах ГАС, что подтверждается временной корреляцией этих магматических процессов.

Вследствие воздымания литосферы, вызванное продольным сжатием коры, в пределах ГАС, как показано выше, формировались благоприятные для интрузивного магматизма декомпрессионные криптозоны (ДКЗ), ориентированные параллельно чешуйчато-складчатым структурам сжатия, а, следовательно, параллельно и РГ (см. рис.2). Об этом свидетельствуют установленные в пределах, например, Восточно-Ханкайской ГАС протяженные пояса концентрации раннемеловых интрузий. Причем, в СВ направлении ориентированы как пояса в целом, так и составляющие их плутоны. Протяженность некоторых из плутонов после реконструкции сдвиговых смещений достигает 100 км (при ширине 3-15 км) [17]. Такая ориентировка интрузивных тел свидетельствует о том, что на фоне развития региональных ДКЗ, в целом благоприятных для инъекции в литосферу высокотемпературных мантийных расплавов и флюидно-газовых эманаций (см. рис.2), формировались и частные декомпрессионные камеры, локализующие расплавы и термальные эманации, а, следовательно, и процессы интрузивного магматизма. Такими, обладающими всасывающим эффектом камерами линейной морфологии могли быть, как показано выше, например, ядра антиформ, сформированных в результате смятия литопластин, а также структур растяжений, возникавших в основании горстообразных выжиманий отдельных небольших блоков коры и в результате воздымания чешуй аккреционных призм (см. рис.2-5).

Согласно ректадукционной модели (см. рис.2), в условиях встречного латерального смещения плит в направлениях и от ПРГ и от АРГ в первую очередь выжимался Анюйский горст, а затем шло его последовательное наращивание аккреционными призмами в направлении рифто-грабенов. Вместе с латеральным разрастанием области воздымания коры по латерали разрасталась и ДКЗ, что подтверждается миграцией латеральных рядов раннемелового интрузивного магматизма от наиболее раннего его проявления в пределах Анюйского горста в направлении РГ (см. рис.3 в [23]).

В пределах Анюйского горста расположены интрузивы хунгарийской плутонической серии, в составе которой выделяются три комплекса: гипербазиты, габбро и высокоглиноземистые двуслюдяные кордиеритсодержащие мелаграниты [10, 15 и др.]. Возраст серии определен [15 и др.] по геологическим взаимоотношениям (готерив?) и по абсолютному возрасту (габбро - 136-122 млн лет, граниты - 131-105 млн лет). Высокоглиноземистые граниты по вещественным характеристикам, как считают петрологи, генетически нельзя связать с предшествующим внедрением базит-гипербазитовых мантийных образований. Однако их тесные пространственно-временные связи, по нашему мнению, не оставляют сомнений в том, что формирование этих комплексов является результатом прерывно-непрерывного интрузивного процесса. По-видимому, появление ДКЗ в основании Анюйского горста обусловило внедрение в литосферу мантийных продуктов, из которых в первую очередь кристаллизовались базит-гипербазитовые и габбровые плутоны. В процессе кристаллизации плутонов происходило отделение высокотемпературных флюидно-газовых эманаций, которые совместно с эманациями, поступавшими непосредственно из мантии, продвигались в более высокие уровни литосферы и, концентрируясь в локальных декомпрессионных ловушках, инициировали интрузивный магматизм анатектоидного типа (комплекс высокоглиноземистых мелагранитов). В процессе длительного (136-105 млн лет) интрузивного магматизма в пределах Анюйского горста произошло последовательное перераспределение магматического вещества по вертикали - от ультраосновного и основного к среднему и кислому составу с формированием магматической колонны [19, 23].

В связи с погружением Восточно-Ханкайской ГАС на СВ, к юго-западу от Центрального Сихотэ-Алинского (ЦСА) сдвига верхние уровни интрузивной колонны, сходной с Анюйской, по-видимому, эродированы. Здесь от эрозии сохранились лишь ее нижние части, представленные комплексом, так называемых, ариадненских интрузий [11], сложенных преимущественно ультраосновными и основными породами. Возраст интрузий определяется как берриасский [11], что соответствует возрасту плутонов нижних уровней Анюйской интрузивной колонны (неоком). Зона концентрации ариадненских и анюйских интрузий, в свое время, в отношении проявлений здесь основного и ультраосновного магматизма детально охарактеризована С.А. Щекой [3]. Здесь им кроме меймечитов, которые в отличие от интрузий, возможно, являются триас-юрскими, выделены интрузивные формации: дунит-гарцбургитовая, габбро-диабазовая, габбро-верлитовая, трактолит-кортландитовая.

Таким образом, в осевой зоне Восточно-Ханкайской ГАС достаточно отчетливо проявлен узкий, прослеживающийся в СВ направлении на 500 км, Уссури-Анюйский пояс концентрации базит-гипербазитовых плутонов, сформированных в неокоме. Возраст плутонов пояса идентичен возрасту базитового конседиментационного вулканизма ПРГ и АРГ. Следовательно, есть все основания считать, что растяжение РГ в неокоме, обусловившее здесь конседиментационное излияние базитовых лав, привело к формированию в пределах Восточно-Ханкайской ГАС декомпрессионной криптозоны, благоприятной для синхронного развития в ней базит-гипербазитовых интрузивных аналогов эффузивных покровов. Отсутствие широкого проявления в пределах ГАС базитовых плутонов, синхронных юрскому этапу растяжения РГ, можно объяснить тремя причинами. Во-первых, юрские плутоны, возможно, занимают наиболее низкие уровни дифференцированной интрузивной колонны и не вскрыты эрозией. Во-вторых, величины растяжения РГ в юре были еще недостаточными для формирования ДКЗ в пределах Восточно-Ханкайской ГАС. В-третьих, внедрение мантийных магм в нижние уровни ГАС, возможно, и началось уже в юре, синхронно с началом излияния базитовых лав в РГ. Однако, естественно предположить, что время кристаллизации мантийных магм в ДКЗ (абсолютный возраст 136-122 млн лет) отставало от первых импульсов ее инъекции в литосферу. Становление массивов началось значительно позднее, при достижении расплавами достаточно высоких уровней коры с соответствующими для этих процессов Р-Т условиями.

Продолжавшееся в готерив-альбе растяжение АРГ и ПРГ обусловило наращивание Восточно-Ханкайской ГАС аккреционными призмами в направлении РГ (см. рис.2), что естественно привело к расширению в этих же направлениях Уссури-Анюйской ДКЗ с соответствующей латеральной миграцией проявлений интрузивного магматизма. Наиболее детально изученным латеральным рядом, наращивающим к ЮВ Анюйскую зону концентрации раннемеловых плутонов хунгарийской серии является пояс интрузий гранитоидов татибинской плутонической серии, сформированной в пределах Центрально-Сихотэ-Алинской аккреционной призмы (см. рис.1). Пояс в СВ направлении от ЦСА сдвига прослеживается на 500 км и состоит из отдельных, преимущественно СВ ориентировки линейных плутонов, смещенных многочисленными левыми сдвигами. Многие исследователи разделяют татибинскую серию на два комплекса, по-видимому, отражающих вертикальное строение магматической колонны [23] (снизу вверх): габбро-монцонит-сиенитов и известковистых гранодиорит-адамеллит-гранитов. Абсолютный возраст серии - 105-85 млн лет [15].

Примером латерального ряда интрузивного магматизма, наращивающего к СЗ Уссури-Хорскую зону концентрации ариадненских берриас-валанжинских базитовых плутонов являются интрузии Бикинско-Черниговского (БЧ) вулканоплутонического пояса [13, 23]. Пояс расположен между Уссури-Хорской зоной базитовых плутонов и ЮЗ флангом АРГ и в СВ направлении прослеживается на 350 км. Габбро-диабазовая фаза магматизма БЧ пояса, по-видимому, является, как и ариадненские базитовые интрузии, плутоническим аналогом неокомского конседиментационного базальтоидного вулканизма АРГ (маноминский и култухинский комплексы). Не исключено, что инъекции мантийной магмы в Бикинско-Черниговкую ДКЗ, как и в Уссури-Хорскую ДКЗ, начались уже в юре, синхронно с формированием позднеюрских конседиментационных меймечит-пикритовых вулканитов юго-западного фланга АРГ. Об этом свидетельствует и изотопный возраст ранних фаз становления некоторых плутонов - 148 млн лет [13]. Преимущественно развитые здесь более поздние гранитоидные плутоны (аналоги татибинской серии) [11] БЧ пояса формировались, по-видимому, синхронно с заключительными стадиями растяжения АРГ, продолжавшегося до конца раннего мела.

Примером формирования гранитоидов в структурах сжатия СЗ борта АРГ является Баджальская вулканоплутоническая зона, представляющая собой крупное сводовое поднятие, вытянутое в СВ направлении (размером 130x80 км). Баджальская зона является примером локальной структуры, представляющей собой антиформу, сформированную, по-видимому, в результате смятия литопластины с элементами горстового выжимания. Генетически связанная с этой антиформой декомпрессионная камера, по-видимому, была малоглубинной, поэтому сформированный здесь, например, Левоярапский массив габбро-сиенитов характеризуется широким спектром фациальных разностей от ультраосновных пироксенитов до диорит-сиенитов в плутонических и от пикритов до щелочных базальтов в эффузивных фациях [3]. Длительно протекавший магматический процесс, инициированный поступившими в декомпрессионную камеру мантийными продуктами, включая и флюидно-газовые эманации, привел к значительной дифференциации вещества. Не случайно в Баджальской ВПЗ проявлен полный эволюционный ряд производных последовательного магматизма: от раннемеловых габбро-сиенитов и их субинтрузивных аналогов до позднемеловых вулканоплутонических комплексов преимущественно кислого состава. В этом отношении магматизм Баджальского свода обнаруживает сходство с направленностью развития магматической колонны Анюйского горста. Формирование Баджальской ДКЗ было синхронным растяжению коры в АРГ, обусловившему базальтоидный конседиментационный вулканизм (киселевско-маноминский комплекс).

Разобранные выше примеры интрузивных магматических процессов, инициированных формированием в литосфере декомпрессионных криптозон, характеризуются длительностью развития, которая продолжалась и в позднем мелу. Особенно сильная активизация магматических процессов была вызвана деструктивными формами наложенных сдвиговых дислокаций. Можно предположить, что размещенные на разных уровнях литосферы декомпрессионные камеры, локализующие остатки еще не раскристаллизованной магмы и флюидно-газовые эманации, в позднем мелу были вскрыты наложенной сосдвиговой деструкцией коры, что привело к интенсивному наземному вулканизму, сформировавшему вулканогенный чехол [18-20].

Возможные геодинамические причины рифтогенеза

Всякая законченная геодинамическая модель должна не только объяснить структурно-вещественные и пространственно-временные закономерности развития объекта исследований, но и раскрыть истоки сил, породивших процессы тектогенеза. К сожалению, объем статьи не позволяет сделать это в полном объеме, поэтому остановимся лишь на тезисном изложении этой проблемы.

Прежде всего необходимо иметь в виду, что развитие РГ и ГАС происходило в пределах Восточно-Азиатской глобальной сдвиговой зоны (ВАГСЗ), которая формировалась в условиях субмеридионального глобального сжатия, ориентированного параллельно полюсобежным силам Земли [21]. В условиях действия этих сил формирование ВАГСЗ было следствием относительного перемещения континентальных геоблоков на ЮЮЗ. Однако не исключено, что синхронно со смещением континентальных масс на ЮЮЗ, в противоположном направлении (на ССВ) смещалась и океаническая плита, также обеспечивая сдвиговый (трансформный) геодинамический режим развития континентальной окраины [19-21]. Вопрос, какой из этих процессов в формировании ВАГСЗ был доминирующим - остается открытым. Так или иначе, но мы считаем доказанным, что восточная окраина Азии в позднем мезозое-кайнозое формировалась в условиях сдвигового геодинамического режима [18-21].

Рис.6. Схема синхронного формирования чередующихся в пространстве структур растяжения (РГ) и сжатия (ГАС) в условиях сдвигового геодинамического режима 1 - направления относительного сдвигания крупных литосферных блоков (А - Азиатского, Т - Тихоокеанского); 2 - частные сдвиги глобальной сдвиговой зоны; 3 - направления сосдвигового тылового растяжения и фронтального сжатия коры; 4 - инъекции базитовой магмы в зонах растяжения (а) и сжатия (б) коры; Р - направление глобального продольного сжатия литосферной плиты.

При формировании ВАГСЗ глобальное субмеридиональное сжатие реализовалось, прежде всего, в развитии косо ориентированных к нему ССВ крутых поверхностей скола (левых сдвигов). При этом субмеридиональное сжатие в пределах возникших сдвиговых зон, в основном, сменило свое направление на СВ, параллельное сдвигам (Рис.6). Именно эта пара противоположно направленных сил действия и противодействия и являлась главным источником синхронного формирования структур сжатия (ГАС) и растяжения (РГ) в ограниченных сдвигами блоках литосферы.

Палинспастическая реконструкция сдвигов показала, что первичная ориентировка РГ и ГАС была широтной [17, 22]. Такая ориентировка Приморского и Амурского РГ была достаточно благоприятной для их растяжения в условиях левосторонних смещений блоков вдоль ССВ левых сдвигов. В дальнейшем по мере разворота против часовой стрелки РГ все более и более теряли способность к растяжению, постепенно трансформируясь в структуры сжатия. Развернувшись до СВ 40-60^о, ПРГ и АРГ к позднему мелу окончательно заняли позицию структур сжатия, потеряв признаки рифтогенных структур.

Тектонически обусловленное растяжение с полным разрывом литосферы, несомненно, должно было привести к преобразованиям в мантии с активизацией конседиментационного вулканизма вдоль приоткрывшихся узких, но протяженных рифтогенных структур (пассивный рифтогенез). Растяжение континентальной литосферы, по-видимому, обусловило появление вертикальных конвекционных течений в мантии и, как следствие, формирование диапиров. Те и другие являлись дополнительным фактором, способствующим раздвиганию литосферной плиты с синхронным формированием ГАС (активный рифтогенез). В этой последовательности дополняющих друг друга событий, по-видимому, заключен основной принцип взаимодействия тектогенеза литосферы с процессами, протекавшими в верхней мантии. Такой подход совпадает с мнением большинства исследователей, которые считают, что современные геодинамические модели не должны исключать явно существующие зависимости развития между различными геосферами Земли.

Заключение