Тектоника и магматизм окраинных морей в связи с проблемами эволюции коры и мантии

Шараськин, Анатолий Яковлевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Тектоника и магматизм окраинных морей в связи с проблемами эволюции коры и мантии
ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Тектоника и магматизм окраинных морей в связи с проблемами эволюции коры и мантии"

^ Г- Л ."Ч

I ■'•> г; . V.' ил

1—5 и а

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ•

На правах рукописи

Шараоышн Анатолий Яковлевич

УДК 551.241.468 + 552.313

ТЕКТОНИКА И МАГМАТИЗМ ОКРАИННЫХ МОРЕЙ В СВЯЗИ С ПРОБЛЕМАМИ ЭВОЛЩИИ КОРЫ И МАНТИИ

Специальность 04.00.10 - геология океанов и морей

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва - 1989

Работа выполнена в Ордена Трудового Красного Знамени Геологическом институте Академии Наук СССР

Официальные оппоненты: доктор геолого-мшералогических наук

А.С.Перфильев - №11 АН СССР

доктор геолого-мшералогических наук А.А.Цветков - ИГЕМ АН СССР

доктор геолого-минералогических наук Б.Г.Лутц - ИФЗ АН СССР

Ведущая организация: Институт Литосферы Академии Наук СССР

Защита состоится 1 1989 г. в час. 00 мин.

на заседании Специализированного ученого совета Д.002.51.Ой. по геологии, геотектонике, геологии океанов и корей при Геологическом институте АН СССР по адресу: I09017, Москва K-I7, Пыжевский пер., д. 7.

•

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции Наук о Земле АН СССР по адресу: Москва, Старомонетный пер. д. 35.

Автореферат разослан 2 1 1989 г.

Ученый секретарь Специализированного совета доктор геолого-мвнералогиче-ских наук

С.В.Богдакова

:0Т£И ! г-

чел ;тдций

ВВЕДЕНИЕ Актуальность проблемы. Окраинные моря образуют глобальные

л < ———-

сегменты переходных зон от континентов к океанам. Стремительный прогресс технических средств морской геологии н геофизики открыл доступ к детальному изучению глубоководных желобов, подводных цоколей островных дуг и расположенных за ниш абиссальных котловин. Степень изученности этих структурных областей в окраинных морях поднялась на качественно новый уровень, и назрела настоятельна^ необходимость всестороннего синтеза современных данных, весьма актуального по двум обстоятельствам. Первое определяется тем, что представления о природе тектонических процессов и маг-ьэтической активности переходных зон всегда играли ключевую роль в обосновании фундаментальных закономерностей земной эволвдии. А во-вторых, без поисков взаимосвязей мезду этими явления.;;! нельзя понять, каким образом вещество глубоких недр, поступая во внешние оболочки в проходя в них длительный путь превращения, концентрируется в разные комплексы пород коры, и в конечном итоге, в месторождения промышленного сырья. Проблемы углубленного изучения геологии и геохимии переходных зон, включая окраинные моря, до сих пор остаются стержневыми направлениями исследований многих союзных и международных проектов, таких как "Литое", "Граница океан-континент", "Литосфера" и др., что лишний раз подчеркивает актуальность избранной теш диссертации.

Цель и задачи исследования. Главная цель работы состояла в том, чтобы выяснить, как и в какой взаимосвязи особенности тектонической эволюции и магматизма окраинных морей могут влиять на общую направленность структурно-вещественных преобразований в земной коре и верхней мантии. Достижение ее требует решения ряда конкретных задач. Необходимо знать какие факторы твктогешз-за являются.определяющими в развитии структур переходных зон, как они взаимосвязаны с процессами генерации и дифференциации разных типов магм, в чем состоят принципиальные геохимические различия между последними, какова природа и особенности геохимии гагмогенерирунцей среды, что вызывает появление в ней гас- ' ллапов и какими путями взаимодействуют резервуары или обособления вещества разного состава на кантиШюм и бол°а высоких уровнях.

- г -

Методика исследований при анализе тектонического развитая окраинных морей наряду с использованием результатов обобщающих работ на эту тему включала широкое сопоставление новых данных по литологии, стратиграфии и геофизическим полям различных структур, детально исследованных в последние годы. Большое внимание уделялось корреляции разрезов, вскрытых скважинами глубоководного бурения, обобщению результатов драгвровок различных областей дна окраинных морей. Учитывались последние итоги изучения офио-литовцх га ссквов на островных дутах, выводы об условиях и времени формирования этих ассоциаций, а также сведения о периодах варьирования покровов офиолитов в разных регионах.

При анализе эволюции магматизма использовались сведения о возрасте вулканогенных образований и применялись современные методы интерпретации их петрохимлческих и геохимических особенностей. Оригинальные данные по петрохимии и геохимии постоянно сопоставлялись с публикуемыми в литературе," особое внимание обращалось на систематику изотопных характеристик пород. Обсуждение и выводы строились на совместной интерпретации геологических и геохимических закономерностей с учетом последних фундаментальных обобщений в геотектонике и геохимии,

Фактический материал и вклад автора. Данные геологических на-блвдений и изучения петрохимических, геохимических и изотопных характеристик пород, составляющие фактическую основу диссертации , получены Шзтором за многолетний период исследований, начавшихся с участия в экспедиции 49-го рейса НИС "Витязь" (1970 г.) в моря западной окраины Тихого океана. В дальнейшем при непосредственном участии автора в экспедициях или в постэкспедици-ониые периоды обрабатывались материалы 17-го рейса НИС "Дмитрий Менделеев", 16-го рейса НИС "Каллисто" и трех экспедиций б/с "Гломар Челлендкер", в район Филиппинского моря (рейсы 58-60). В работе использованы также данные изучения геологических образцов из разных структур западно-тихоокеанской переходной зоны, полученных из фондов Проекта глубоководного бурения и Минералогического музея Кембриджского университета. Дополнительную и немаловажную роль в работе играют материалы и опыт работы автора в других океанологических экспедициях и при наземном изучении офиолитовых массивов Альпийского пояса, а также данные, цитируемые из многочисленных отечественных и зарубежных публикаций. Без их привлечения и систематики многие ее раздели оказались бы гораздо менее содержательными.

Научная новизна работы.выражается тем, что в ней вперЕыа с геологических и геохимических позиций обоснована мобилистическая концепция развития структурных систем окраинных морей, включающих глубоководные желоба, островные дуги и краевые впадины с корой океанического типа. Спрединговая модель формирования последних подтверждена новыми геологическими и изотопно-геохимическими критериями. Установлен периодический характер активности тыловых зон спредпнга, выделены четыре главных фазы этого процесса за период верхний мел - голоцен и показано, что они были сопряжены о поэтапной трансформацией структур островных дуг и разделявших их бассейнов с океанической корой. Шявлены новые закономерности и основные причины геохимической гетерогенности вулканизма островных дуг вкрест и по простиранию данных структур. Обосновано представление о тектоническом расслоении краев океанской литосферы при конвергенции с островными дугами, дающее новое объяснение происхождению деплетированных и обогащенных резервуаров мантийного вещества.

Практическое значение диссертации определяют приводимые в ней изотопно-геохимические характеристики различных серий и комплексов пород, которые можно рекомендовать геологам-практикам как основу для выявления и выделения индикаторных геологических формаций, необходимых для целей тектонического районирования и палеотектонических реконструкций в пределах складчатых областей континентов. Кроме того такие данные важны для обоснованного определения фоновых и аномальных концентраций рассеянных редких элементов, включая рудные, и соответственно могут быть использованы для решения задач поисковой геологии в океанических и континентальных регионах.

Защищаемые положения:

1. Принципиальную особенность морфотектоники окраинных морей составляют системы глубоководных желобов, островных дуг и краевых абиссальных котловин, в структурной эволпда которых ведущая роль принадлежит горизонтальным тектоническим движениям.

2. Возраст океанической коры существувздих краевых котловин отвечает четырем ({азам спредиига в тылу островных дуг: верхнемеловой, эоцеповой, верхний олигоцен-нижнемиоцшювой и верхний миоцен-четвертичной. Их раскрытие сочеталось о сокращением площади и закрытием соседних морфоструктур аналогичного типа, реликты коры которых обрадовали офиолитовые пояса на сопредельных остропчих дугах.

3. Тодеит-базальтовый магматизм краевых и срединно-океаничо-ских зон спрединга характеризуется' одинаковыми диапазонами пет-рохимических и изотопно-геохимических параметров. В силу этого соотнетствуицие тины магм должны возникать при тектоно-магмати-ческой активизации одних и тех же, преимущественно деплетирован-них резервуаров вещества в мантив вне зависимости от того, в какой геоструктурной обстановке развиваются глубокие раздвиги в литосфере, стимулирующие такую активность.

4. Тектоническая мобильность островных дуг со временем приводит к стадиям взаимной коллизии, структурного объединения с океаническими террейнами и завершается при столкновении с окраина-

гт материков. Несомненный элемент случайности в развитии таких событий значительно усложняет характер структурной эволюции дуг и предопределяет нерегулярность смены геодвнадззчоских режимов в их коре я в недрах, что соответствуидим образом сказывается я на особенностях магматической деятельности.

5. Периоды вулканической активности островных дуг приходятся но паузы з развитии процессов спрединга в их тылу. Они отличается крайней степенью иетрохишческого и геохимического разнообразия вулканогенных образований, которое определяется латеральной и глубинной гетерогенностью мантийных источников, сменой условий генераций и дифференциации магм, крровой контаминацией и процессами взаимодействия расплавов с океанскими осадками и Були ническими комплексами, проникающими в недра структур по зонам субдукции.

6. С учетом вероятных масштабов субдукции осадочного вещества, оценок прироста массы континентальной кори за период с ри-фея и геохимических особенностей магматизма островных дуг рациональная схема геодинамики зон субдукции должна включать'условие тектонической денудации погружавшихся краев океанской литосферы. В этом случае уход в мантию обнажаемого гилербазитового основания сохраняется кал причта образования сейсмофокальнгос дон, а скучивание денудируемых коровых комплексов становится Фактором структурно-вев!ественной эволюции корневых областей пе~ рекрывапцих тектонических поднятий.

Апробация работы и публикации. По мере развития исследований фактический материал, научные положения я выводы, вошедшие в диссертацию, докладывались и обсуждались на научных конгрессах, симпозиумах, конференциях, семинарах и совещаниях, в список которых входят: 25 и 27 Международные геологические конгрессы

(1976, 1984 г.г.); Х1У Тихоокеанский научный конгресс (1979 г.); Международные симпозиумы "Офиолитн" (1979 г.), "Геодинамика западной части Тихого океана" (1981 г.), "Строение и динамика переходных зон" (1983 г.); I и П Всесоюзные съезды океанологов (1977, 1981 г.г.); 5 и 6 Всесоюзные петрографические совещания (1976, 1981 г.г.); совещания рабочей группы по проекту МПГК "Офи-олиты" (1975-1985 г.г.); Всесоюзные школы но морской геологии (I960, 1986, 1988 г.г.); симпозиумы и школы-се (динары по проблемам изотопной геологии и геохимии (1980, 1982, 1983 г.г.); симпозиумы по геохимии магматических пород (1978-1988 г.г.); заседания Ученых советов ГШ АН СССР и ГЕОХИ АН СССР, а также целый ряд других научных собраний.

По темам, обсуждаемым в диссертации, олубликовзпо более 50-ти научных работ, вышедших в свет в виде статей, тезисов докладов в сборниках или отечественных и зарубежных периодических изданиях, а также в виде глав в трех тематических монографиях.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения и шести глав, каждую из которых сопровождают выводы. В первых двух главах обсуждены данные по геологии Филиппинского и некоторых других окраинных морей на западе Тихого океана, характеризующие принципиальные закономерности тектонического развития структурных систем в этих регионах. В следующих главах анализируются проблемы петрологии и геохимии магматизма, связанного с тыловыми зонами спредннга и островными дугами, а в двух заключительных главах работы на основании выеодов предшествующих разделов рассматривается роль переходных зон в развитии глобальных неоднородное те й литосферы и верхней шитва.

Текстовая часть работы изложена на 283 стр., иллюстративный материал составляют 63 риоуша , петрохимичоские и изотопно-геохимические данные приводятся в 21 таблице , список использованной литературы включает £о£Г отечественных и зарубежных публикаций.

Вошедшие в диссертацию аналитические данныё били получены в лабораториях ГЕОХИ АН СССР, ИГиГ СО АН СССР и ЩКЗ АН ГДР при сотрудничестве с Л.В.Дмитриевым, У.А.Балашовым, С.Ф.Карпенко, Г.Н.Аношшшм, B.C.Пархоменко, А.Л.Девищем, Г.М.Колесовым, Г,С. Закяримдзи, Г.В.Нистеренко, С.Я.Кузнецовой, А.А.Мигдисовым, Е.Н.СнвинопоИ, С.М.Черногоровой, И.Д.Шеввлеевским, Е.О.Дубининой, Г.Хорнпг и многими другими. Автор искренно благодарит своих коллог на учпетиа и шлюдг.елышй интерес к совместным работам.

Основная работа над диссертацией проходила в ГШ АН СССР, научные контакты с учены.'.® которого автор всегда вцсоко ценил п считает своим приятным долгом назвать здесь имена А.В.Пейве, Ю.М.Цущаровского, А.Л.Книппера, Н.А.Штрейса, М.С.Маркова, A.C. Перфичьева, Г.Н.Савельевой, А.А.Савельева, советы и замечания которых били очень важными для работы. Автор благодарит многих других сотрудников Геологического института за благожелательность и поддержку, создававшие благоприятную рабочую обстановку, Большое значение для становления научных взглядов автора имели периоды совместных экспедиционных или других работ с В.Е.Хавным, Н.А.Богдановым, Н.Л.Добрецовым, Н.В.Соболевым, В.А.Коротеевым, Г.Б.Удинцевым и другими советским! и зарубежными коллегами.

Глава I. ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК ФИЛИППИНСКОГО МОРЯ И 0БРАШШЩ1Х СТРУКТУР

Представления о геологическом строении дна Филиппинского моря развивались на протяжении четырех десятилетий (Хесс, 1948; Кариг, 1971; Цущаровский, 1972; Гнибиденко, 1979; Нейве (ред.), 1980; Шараськин, 1984; Богданов, 1988). В последние годы, в результате комплексных и весьма детальных исследований советских, американских и японских геолого-геофизяческих экспедиций, а главное, после завершения пяти рейсов "Гломара Челленджера" в этот регион, е.тю изученность поднялась на качественно более высокий уровень, и полученные здесь новые данные стали играть ключевую роль в анализе геотектоники всего мозаичного ансамбля окраинных морей, развитых на западе Тихого океана и в юго-восточной Азии.

Основную часть площади дна моря занимают три абиссальные котловины, разделенные узкими протяженными подводными хребтами субмзридиокальной ориентировки. Обрамление образуют восточная и западная системы островных цуг и сопряженных с ними глубоководных келобов, совпадающие с поясами эпицентров землетрясений, которые практически не фиксируются во внутренних областях моря (Уеда, 1978).

Существующие данные по распределению тепловых потоков указывают на четкую приуроченность областей с низкими значения!® к желобам восточной и западной границ моря. Во внутренних районах оно имеет весьма слоеный характер, однако точки с аномально высокими величинами порядка 150-350 г.Зт/i,/' обычно фиксируются

вдоль простираний Центрального разлома в Западно-Филиппинской котловине, разлома Яп в котловине Паресе Вела и в осевой зоне Марианского трога (Ватанабе и др., 1977). В целом, по данном американских и японских исследователей среднее значение теплового потока через дно Филиппинского моря явно превосходит расчетные величины, получаемые по моделям остывания литосферных плит. Это вместе с данными о высокой электропроводности подкоровых горизонтов в регионе (Хонкура, 1974) хорошо согласуется с результатами сейсмологических наблюдений, согласно которым средняя модность литосферы не превышает здесь 30-ти км (Сикинс, Тенг,

1977), .что как минимум в два раза меньше предполагаемой толщины литосферы на западе Тихого океана.

С пограничными структурными системами дуга-желоб связаны также пояса крупных положительных и отрицательных аномалий сил тяжести, 'тогда как внутренние структуры моря находятся в состоянии близком к изостатической скомпенсированности (Уото и др.,

1978).

На всех профилях Х'Со отчетливо ^сханаьлквается океанический тип скоростных разрезов коры, образующей дно абиссальных котловин Филиппинского моря (Хейс, 1984). В этих ситуациях полная ее мощность колеблется от 5 до 6 щ, что явно меньше средней толщины коры северо-западного сегмента Тихоокеанской плиты, где она превышает 7 км. Под внутренними хребтами и поднятиями, а также под восточной системой островных дуг, суммарная мощность коры возрастает до 9-17 км, главным образом за счет утолщения 2-го сейсмического слоя. В северной части Идзу-Бонинской дуги, в районах северного и южного окончаний хр. Кюсю-Палау, под хребтами Дайто и Амами его скоростные характеристики становятся при этом довольно сложными и могут указывать на присутствие в разрезах названных структур отдельных линз, включаицих "грани-то-гнейсбвые" комплексы пород.

Результаты бурения В 6, 20, 32 и 60 рейсах "Гломара Челленд-жера" показали, что акустический фундамент окраины Тихоокеан-. ской плиты, примыкащей к лелобам восточного обрамления Филиппинского ;моря имеет вархнеюрский возраст. В разрезе осадочного чехла этой части дна по кернам 16-ти. скважин на обширной площади установлен перерыв в осадконакоплении, охватывающий интервал от. верхов мела до неогена. Наперекор этой закономерности палеогеновые отложения широко развиты в разрезах стратифицированных толщ разных структур, находящихся западнее осевой лшшу желобов, и в'частности, непосредственно на островах ионин, Ма

рианских, Яп и Палау. Эти различия в истории осадконакопления по разные стороны от осевой зоны прогибов вполне правомерны, если она маркирует конвергентную границу плит, и практически пеобь яснимы с каких-либо иных позиций, тем более, что по всем геофизическим данным именно эта зона служит границей раздела литосфер-ных областей с явно неодинаковым глубинным строением.

В соответствии с пространственным распределением активных вулканов и составами их извержений система островных дуг восточного обрамления Филиппинского моря разделяется на три сегмента. В северном, Идзу-Бошшском доминируют эффузивы толеитовой серии, затем в пределах центрального и южных островов архипелага Волкано его сменяет сегмент с извержениями щелочных трахианде-зитов, и наконец, для Марианской дуги типичны известково-щелоч-ные составы лав и пирокластики. Самые кшше сегменты (дуги Ял и Палау) в четвертичное время оставались вулканически пассивными,

В строении фундамента обсуждаемой сист'емы дуг главную роль играют породы офиолитовой ассоциации. На о-ве Яп их комплексы выведены на дневную поверхность (Марков, 1975), а по данным мпо гочвслешшх драгировок (Шараськин и др., 1980; Елумер, 1983; Кобаяси, 1985; Тарарин и др., 1986) они обнажены на самых разню: батиметрических уровнях приостровных склонов келобов практи чески на всем их простирании. Судя по характеру деформаций, они свиных Г.Н.Савельовой (1987) для комплексов мантийных перидотитов, история тектонического вмещения офиолитов в структурные атаки основания дуг была сложной в полистадийной. Существенно также то, что их эффузивные комплексы включают во многих местах не только базальты состава океанских толеитов, но и ппллоу-лавы бонинитов.

Данные о возрасте пород меланократового фундамента дуг пока не очень многочисленны. В 60-м рейсе "Гломара Челленджера" при бурении нижней части подводного основания Марианской дуги в ас -социации с продуктами разрушения плутонических офиолитовнх пород обнаружен образец мраморизовашюго известняка с нккнемелевыми кальпионелами (Азема, Бланш е, 1981). Радиометрические датировки амфиболитов и метагаббро дали наиболее древние значения в интервале 81-93 млн. лет (Пейве, ред., 1980). Видимо, основной этап окучивания пакетов тектонических чегауй, в структуру фундамента дуг приходится на меловое время, поскольку из геологических описаний островов фронтальной зоны известно, что ужа с конца эоцена здесь формировались эффузивный и вулкано-

генно-осадочные толщи верхних структурных этатей.

Первые данные о присутствии андезитов и дацитов на склонах подводных хребтов Кюсю-Палау и Западно-Марианского позволили Д.Каригу (1970, 1971) предположить, что эти тектонические поднятия, разделяющие котловины с океанской корой, следует рассматривать как остаточные островные дуги. В дальнейшем результаты новых драгировок со склонов этих структур (Васильев, 1974; Остапенко, Наршашй, 1976; Сики и др., 1976; Еплэнов и др., 1977, 1978, 1979; Шараськш и др., 1980) дали этой идее дополнительные подтверждения, а результаты бурения на гребнях хребтов и в прилегающих областях абиссальных котловин окончательно ее укрепили.

По кернам двух сквакин, на севере (скв. 296) и в центральной части хр.Кюсю-Палау (скв. 448) установлено, что накопление вулканогенных толщ в его сводовой части прекратилось в конце оли~ гоцена, после чего формировался осадочный разрез, характер которого указывает на постепенное увеличение глубины седиментации. Признаки постолигоценовой вулканической активности отсутствуют я на о-вах Палау, цоколь которых соединяется с южным окончанием хребта. Саше древние вулканогенно-осадочные образования на островах фаунистически датированы верхним эоценом. Это совпадает со временем поступления вулканомиктового материала в основание шлейфа вулканогенных отложений, вскрытого скважинами 290 и 447 у западного подножья хребта (Скотт и др., 1980; Шараськин и др., 1981, 1982). На крутом восточном склоне хребта и у его основания шлейф вулканокластического материала отсутствует и.разрез осадочного чел о, перокришвщего базальтовый фундамент, начинается здесь с глубоководных карботштно-глинистых илов (скв. 449). По составу извергавшихся пород дифференцированной толеитовой серии и по общей продолжительности период вулканической активности на остаточной дуга Кюсю-Палау полностью сопоставим о позднеэоценовим-олигоценоним циклом вулканизма внешней системы островных дуг, где вулканогенные формации такого возраста и состава залегают в основании разреза стратифициротнних толщ, обнаженных на островах фронтально!! аопн (Ингл, 1975; Шараськин, Закариадзе, 19В2). С перерывом п угловым несогласием они перекрыты пулконогенпо-оепдочнимм толщами с мнкрофаупой к.-.пца- рапного - низов позднего миоцена, в спечаве которых доминируют кзпесткаво-щелочние лаш и т^}». По врем'пт сб)«зовая!-! ¡' п типам пород с последними коррелируют

вулканические образования другой остаточной дуги - Загтядно-'Ла-риаиского хребта.

По данным сейсмопрофилирования и бурения шлейфы среднемиоце-нового вулкаиокластического материала с раздувами мощности до 2 км развиты в полосе шириной 250-400 км вдоль всей восточной окраины субмеридкональной котловины Паросе Вела-Шнкоку. Их генетическое соответствие вулканическим толщам, вскрытым скважиной 451 на гребне Западно-йарианского хребта доказано геохимически (Мигдисов и др., 1980). В дриосевой зоне котловины вулканогенные слои лекат непосредственно на базальтовом фундаменте (скв. 54, 443, 444, 450), а по периферии, где его возраст древнее, они перекрывают базальтнне горизонты гемипелагических осадков (скв. 442). За пределами шлейфов на западе котловины (скв. 449) и после их образования процессы седиментации в котловине развивались в нормальных пелагических условиях.

Как и в случае с хр. Кюсю-Палау шлейфы вулканокластики залегают асимметрично и с восточной сторон!! Западно-Марианского хребта отсутствуют. Заданная здесь в основании склона скв. 453 показала , что пелагические отложения Марианского трога начали формироваться 5,6 млн. лет назад (Хассонг и др., 1981). Кровлю акустического фундамента в точке скважины слагает несортированная гидротермально переработанная брекчия с обломками и глыбами базальтов, диабазов, габброидов в гранитоидов иэвестково-щелоч-ной серии (и!арорькин, 1981). По всем признакам она характеризует рифтогенную стадию развития трога, перешедшую затем в фазу спрединга, и содержит продукты разрушения вулкано-плутонических комплексов, обнажившихся в бортах рифтового ущелья при расколе структуры палеодуги на тыловой (Западно-Марианский хр.) и Фронтальный сегменты (основание современной Марианской дуги).

Рифтогенно-спрединговая модель формирования абиссальных котловин в Филиппинском море, вытекающая из асимметричного расположения вулканогенных шлейфов по разные стороны от гребней остаточных островных дуг, прекрасно согласуются и с другими важнейшими особенностями геологического строения впадин. Для каждой из них характерны осевые зоны контрастных форм рельефе, к одной из которых в Марианском троге приурочены обнажения очень свежих пиллоу-лав и геохимические аномалии в водной толще, указывающие на современную гидротермальную активность, В котловинах Западно-Филиппинской в Паресе Вела-Шикоку симметрично относительно этих зон располагаются системы линейных магнитных ано-

маляй, возраст которых направленно увеличивается от центра к периферии. Эта закономерности в изменении возраста кровли базальтового фундамента доказана фаунистическими датировками перекрывающих его горизонтов осадков, вскрытых скважинами в 16-ти различных точках дна впадин. Кроме того к предполагаемым для них центрам спрединга, как и на срединно-океанических хребтах, приурочены области резких вариаций величин теплового потока, а танке протрузии тектонизированных ультрабазитов и метагаббро. В спре-динговой природе базальтового магматизма, формировавшего второй сейсмический слой коры в котловинах, убеждает и весь комплекс изотопно-геохимических характеристик его пород, которые подробно рассматриваются в третьей главе работы.

Горизонтальные движения в тектоносфере, определившие наблюдаемую последовательность рифтогенно-спрединговых стадий и весь ход геологической эволюции восточной системы котловин и дуг в Филиппинском море, одновременно вызывали процессы тектонической коллизии и аккреции при развитии структур его западного обрамления. Вместе с новыми представлениями об аккреционной тектонике 1иго-Западной Японии и Филиппин (Хамилтон, 1979; Хасимото, 1980, 1981; Боле и Др., 1981; Кицура, 1984; в более поздние публикации) на это отчетливо указывают последние данные по геологии Берегового хребта Тайваня.

В районе Тайваня структуры азиатской окраины и Берегового хребта разделены Меридиональной долиной, под которой прослеживается падающая на восток активная сейсмофокалышя плоскость с глубинами гипоцентров до 50 км. Хребет морфологически и структурно связан с'Северо-Лусонской островной дугой (Зрнст, Лю, 1984; Хо, 1986). Древнейшими образованиями в его пределах являются островодужные комплексы пород иижне-среднемвоценовой формации Туланьшань, согласно перекрытые фяишоидныыи отложениями формации Такангоу .(конец мкоцена - качало плейстоцена), верхние слои которой содержат примесь терригенного материала, поступавшего со стороны континентальной окраины. .

Следу идей стратиграфической единицей разреза Берегового хребта является плиоцен-плейстоценовая офиолитокластовая.олисто-строма, первично выделенная под названием "меланж Личи" (Нею, 1976). Кроме офиолитовых олистолитов в ней установлены экзотические валуны и гальки, источниками которых служили миоценовые вулканиты самого хребта, а также мезозойские метаморфические и палеогеновые осадочные комплексы расположенного западнее Понт-

рального хребта Тайваня (Эрнст, Лю, 1984). Олистостромовыа толщи находятся в аллохтснном'залегании, непосредственно примыкая к коллизионному иву. В олистолвтах найдены фрагменты всех комплексов пород офаолитовой ассоциации и фаунистически определен среднемиоценовый возраст верхней эффузивной части ее разреза (Чи я др., 1981), образованной пиллоу-лавами состава океанских толеитов с прослоями глубоководных глинистых осадков (Сан, 1980; Лю и др., 1977). По всем признакам формирование исходного офио-литового разреза происходило в условиях достаточно обширного краевого бассейна с океанской корой, поскольку глинистые отложения не содержат примеси вулканокластвки, хотя обрамлявшая его с востока Северо-Лусонская дуга была в это время вулканически активной. К началу плиоцена площадь бассейна должна была резко сократиться. На это указывает появление терригенного материала в верхних слоях формации Такангоу. Тектоническое окучивание коры бассейна перед фронтом дуги видимо привело со временем к частичному выведению аккреционных комплексов выше уровня моря, после чего в плиоцен-плейстоценовое время на дно коллизионного трога одновременно стали поступать с востока продукты обрушения этих комплексов, а с запада окатанный материал метаморфических и осадочных толщ материковой окраины. Такая последовательность событий наилучшим образом объясняет разнородный состав экзотического материала в олистостроме Берегового хребта, ее приуроченность к сутурной^зоне и совпадение времени образования с главной фазой орогении в Центральном хребте.

К востоку от сегмента дуги, испытавшего коллизию с азиатской окраиной, это событие отразилось в изменении тектонического пла на морфоструктур северного окончания Центрального разлома Западно-Филиппинской котловины. По данным сейсмопрофплирования (Кариг, 1975; Хейс, 1984) отдельные разрывные нарушения кровли фундамента проникают здесь и в осадочный чехол, захватывая верхнемиоценовые его слои. К тому же, в разрезе осадочной толщи, вскрытой скв. 293, устанавливается, что появление тонкой вулка-нокластической примеси в среднемиоценовых отлоиениях, совпадающее с периодом вулканической активности дуги, затем в конце плиоцена сменилось притоком более грубого вулканомиктового материала, отразившем резкое воздытние структуры в момент коллизии.

По своему интересны разрезы чехла западной окраины Филиппинской котловины, пройденные скваязшами 291 и 292. В последней,

находящейся к востоку от Лусона, по распределения горизонтов с лелловым материалом четко фиксируются три этапа вулканической активности Восточно-Филиппинской дуги: олигоценовый, среднш.ою-ценовый а ллиоцен-четвертячный. Далее к югу, в кернах скв. 291 признаки первого этапа не отмечаются, хотя современное расстояние до дуги здесь примерно то же самое. Очевидно в олигоцене, когда западнее начиналось раскрытие впадины Шно-Квтайского моря (Тейлор, Хайс, 1983), дуга находилась на большем удалении от данной области дна котловины, и только позже, при ее миграции к востоку, вызвавшей развитие Филиппинского желоба и новой зоны субдукции, расстояние сократилось, благодаря чему пепловый материал стал доноситься до района скважины.

Прекрасным примером аредколлизионного состояния двух сближающихся островных дуг является ситуация в Молуккском море, к югу ОТ Филиппинских островов. Вдоль одной его границы располагается энсиматвческая дуга Сангихе с сейсмофокальной зоной, падающей на запад, а вдоль противоположной - эксиалическая дута Хальма-хейра, плоскость гипоцентров под которой наклонена к востоку (Кардуэлл и др., 1980; Мур, Силвер, 1983). По данным сейсмопро-филирования структура коры в пределах моря характеризуется хаотическим нагромождением низкоскоростных, сильно дислоцированных образований, комплексы которых надвинуты на подводные основания обеих дуг, вследствие чего морфологически выраженные желоба отсутствуют. Сейсмоакустические корреляции позволяют сопоставлять выделяемые комплексы с субаэралышми обнажениями офаолитового меланжа на островах ТЬфорэ и Майю в осевой зона моря (Мур, Сил-вер, 1983), По'мнению всех исследователей региона образование меланжа вызвано интенсивными деформациями пород коры в верхних горизонтов мантии прежде болев широкого краевого бассейна, область которого сократилась и продолжает сокращаться из-за встречных движений островных дуг. Севернее аналогичные процессы уже завершились фазами коллизии и аккреции, образовав пояс аллохтонных офиолитовнх массивов, обнаженных на островах Тала-уд и отвечающих по времени образования первичных разрезов эоцену (Эванс и др., 1982), Эти наблвдения заставляют думать, что офиолитовые пояса Филиппинского архипелага также формировались в результате закрытия прежде существовавших окраинных бассейнов, маркируя коллизионные швы в современной его структуре.

В целом, новейшие данные по геологии и геофизике Филиппинского моря и обрамл<шцих его структур дают очень веские осно-

вэния считать, что исключительно важную роль в геотектонической эволюции региона играли разнонаправленные горизонтальные двиКения в тектоносфере. Именно они определяли общее разрастание площади его дна, поэтапное усложнение внутреннего структурного плана, относительное смещение в пространстве сегментов островных дуг и зон развития магматической деятельности, а также неоднократную перестройку тектонического стиля границ и структур, находящихся в обрамлении. Аналогичные по своей природе явления тектогенеза, которые невозможно интерпретировать, не прибегая к мобилкстическим построениям, можно проследить в геологической истории и других окраинных морей.

Глава 2. ТЕКТОГЕНЕЗ В ОКРАИННЫХ МОРЯХ

Главную и принципиально важную особенность геологического строения любого из современных окраинных морей составляют системы структур, объединяющие глубоководные желоба, островные дуги и краевые океанические бассейны. Эта закономерность уке давно обратила на себя внимание (Умбгров, 1952; Хесс, 1952; Лущаров-ский, 1972; Кариг, 1974; .Марков, 1975; Хавн, 1985; Богданов, 1988; ¡1 многие другие работы), причем все исследователи, применяя самые разные принципы тектонической классификации указанных структурных элементов .оставались единодушными в том, что они тесно взаимосвязаны не только пространственно, но и в своей геологической эво&ции. Анализ данных по геологии наиболее изученного сейчас Филиппинского моря заставляет считать, что основной причиной такой взаимосвязи для структур, обладающих разным типом коры, неодинаковыми геофизическими полями в разнородной магматической активностью, являются горизонтальные движения в тектоносфере. Их сложные последовательности не остаются постоянными от места к месту или с течением времени, и тем не менее, всегда складываются из вполне определенных, хотя и противоположных по своел^у значению тектонических процессов, таких например, как спрединг и субдукция или рифтогенез и тектогенная аккреция.

Среди концепций, выдвигавшихся для объяснения генезиса океанической коры котловин, отделенных от океана островными дотами, сейчас наиболее доказательной стала гипотеза тылового и вн-традугового спрединга (Кариг, 1970, 1971; Моберли, 1971; Пак-хэм, Фолвэй, 1971). К настоящему времени базальтовая природа кровли фундамента установлена по результатам глубоководного бурения в двенадцати различных котловинах. При этом прямыми пале-

онтологическими определениями доказано, что он разновозрастен для соседних впадин и к тому.же во всех случаях явно моложе, чем в прялегаюцих областях дна океанов (Шараськии, IS8?), Для районов неопробованных бурением аналогичные возрастные соотношения предполагаются по датировкам систем линейных магнитных аномалий (Уэйселл, 1981; Xeflc, 1984), с единственным исключением для Алеутской котловины, где они отнесены к ншшемаловым, а с океанской стороны соответствующего желоба интерпретируются как палеогеновые (Богданов, 1988). Из всех этих данных очевидно, что впадины с океанской корой в окраинных морях формировались изолированно друг от друга и от коры океанского дна, хотя для Алеутской последнее все еще подвергается сомнениям. Представление о геосинклинальной природе явно новообразованных по отношению к окружающим структурам впадин, выдвигавшееся как альтернатива спрединговой гипотезе (Васильковский, 1978; и рад других исследователей),• по всем критериям менее состоятельно, и прежде всего потому, что не содержит аргументированной интерпретации всех тех геолого-геофиэических закономерностей, на которые опирается последняя, и которые были подробно охарактеризованы при анализе строения дна котловин в Филиппинском море.

В общем виде механизм спрединга понимается сейчас как неразрывное сочетание процессов раздвиаения коровых или литос-ферных блоков и плит с заполнением возникающих зияний веществом, прежде всего магматическим, из более глубоких недр. Его развитие в тылу или между сегментами дуг явно немыслимо без смещения последних в пространстве, и соответственно без эволюции конвергентных границ перед их фронтом. Вывод о связи структур желобов с зонами конвергенции является к тому же не просто следствием этих общих,- рассуждений, но и настоятельной необходимостью в свете последних геологических наблюдений. Это хорошо было видно на примере данных по желобам Филиппинского моря с абсолютно разной геологией океанических и приостровных склонов. Асимметрия строения и состава комплексов пород чехла и фундамента противоположных бортов доказана сейчас бурением также для Японского и Центрально-Американского желобов (Клейн и др., 1980; Мур и др., 1981; Обуэн и др., 1982). В этих и многих других случаях по данным сейсмопрофилировашт устанавливается резко неодинаковый стиль тектонических деформаций по разные стороны от осей желобов, и на расстояния в десятки километров прослеуптетсн погружение кровли океанской корн под

структурные комплексы островных склонов (Хассонг и др., 1976; Бовдаренко и др., 1977; Хонза, 1981; фон Хьюне, 1984; в т.д.).

Мобильность дуг в пространства в конечном итоге завершается коллизией. Теоретически возможны и практически устанавливаются три комбинации коллизионных пар: островная дуга - окраина континента, островная дуга - островная дуга и островная дуга - океанический террейн. Кроме описанного в первой главе случая столкновения Северо-Лусонской дуги с Тайваньским сегментом окраины Азии, примером первого варианта является также коллизия дуги Банда и западной части Ново-Британской дуги с краями Австралийского материка (Хамилтон, 1979; и последующие работы). Ко второму относится структурная область Филиппинского архипелага, и материалы первой главы показывают, что южнее к стадии взаимной коллизии приближаются дуги Сангихе и Хальмахейра, обрамляицие узкую область тектонизированной океанской коры Молуккского моря. И наконец, достаточно доказательным случаем коллизии с океаническим террейном считается причленение плато Онтонг-Ява к структурам Соломоновой и Ново-Ирландской островных дуг (Колтн, Пак-хэм, 1976; Рамсей, 1932).

При коллизии келоба я их аккреционные комплексы трансформируются в шовные зоны, обычно маркируемые офиолитовыми поясами, а в результате дальнейшего развития тангенциальных напряжений с той или иной стороны объединившихся структур может развиться новая конвергентная граница и желоб. Случаи, когда он занимает позицию диаметрально противоположную предыдущей, принято называть инверсией полярности дуг (Дикинсоя, 1973). Такая инверсия доказательно предполагается для раннемиоцеиового этапа структурной эволюции упомянутых Соломоновой и Ново-Гебридской дуг. Происходит она или нет, очевидно зависит от того, как распределяются поля постколлиэионннх напряжений и ослабленные зоны в литосфере. В целом же данный процесс, круто манящий направление миграции дуг, по многим наблюдениям играл важную роль в тектонической эволюции окраянннх морей.

Довольно долгое время предполагалось, что развитие конвергентных движений ведет к отслаиванию и тектоническому окучиванию поверхностных, главным образом, осадочных слоев океанской литосферы, в результате чего у оснований островных дуг и активных материковых окраин формируются аккреционные призмы (Силли и др., 1978). Идея последовательного причлененвя подобных призм, дополненная представляй!)ем об эпизодических актах обдукция офй-

олитов (Колман, 1979), считалась ключевой для интерпретации геологического развития фронтальных зон островных дуг. Данные бурения показали однако, что значительные по масштабам аккреционные комплексы развиты сейчас только перед фронтом Малой Антильской дуги (Бек и др., 1988). В Японском желобе объемы их оказались сильно редуцированными по сравнению с тем, что следовало ожидать по теории (фон Хьше, 1981, 1984). В Марианском желобе признаки развития аккреционных призм не были обнарумзны №раськин,1984), а в Центрально-Американском они оказались противоречивыми, - положительными в районе Мексиканского побережья (Мур и др., 1979) и отсутствующими в Гватемальском сегменте (Обуэн и др., 1981). К тому же результаты бурения показали, что процессы седиментации на внутренних склонах желобов происходит под влиянием оползневых явлений и турбидвтных потоков обломочного материала, а в отдельных регионах, в частности у Северо-Восточной Японии, развивались на фоне весьма крупномасштабных опусканий поверхности дна.

Все эти наблюдения свидетельствуют, что параллельно с процессами аккреции, обдукцив и тектонического скучивания, благодаря которым идет наращивание коры во фронтальных зонах дуг, на общий ход их эволюции влияют и -противоположные явления, вызывающие разрушение внутренних склонов желобов под действием эрозии и гравитационно-тектогенных факторов. В результате они становятся структурно неоднородными по простиранию, в одних местах покрываясь чехлом осадков, а в других, например вдоль основания Марианской дуги (Пейве, ред. 1980; Шараськин, 1984), изобилуя коренными выходами пород фундамента. Отсутствие аккреционных призм и необходимого количества грубообломочных отложений на дне келобо& в таких случаях особенно наглядно свидетельствует об их последовательном удалении с поверхности на глубину по нацвиговым зонам, или как принято говорить, по зонам субдукции. Высказываются мнения (фон Хьше, 1984; и др.), что в таких зонах благодаря трению может происходить механическая абразия коры в основании дуг, вызывающая опускания во фронтальных зонах. Предположение зтс остается пока умозрительным и требует дополнительных доказательств.

Обдукционпая природа офиолитавых массивов, составляющих одну из характернейших особенностей геологического строения фактически всех современных дуг, служит еще одним веским овидетельст-,вом их структурной эеолкции под влиянием конвергентных движений в тектоиоофере. Приуроченность офиолшипнх попсов к тектонппос-

ким коллизионным зонам, аллохтонное залегание массивов и для большинства случаев океанический тип исходных разрезов мало у кого вызывают сейчас сомнения. На это указывают все результаты детального геологического картирования последних лет и новейшие данные лито-стратпграфических и геохимических исследований пород, слагагааих массивы. Обычно считается, что тектоническое окучивание пакетов офиолитовых пластин и главные акты их варьирования в покровно-складчатые структуры дуг происходят при взаимодействии последних с краями литосферы океанических областей, однако внимательный анализ приводит к существенно иным выводам.

Обзорная схема(см.стр. 19) офиолитовых поясов в структурах островных дуг западной окраины Тихого океана составлена на основе многочисленных публикаций последних лет. До тех пределов, какие позволяет фактический материал, показанные пояса разделены на пять возрастных категорий, условно помеченных на схеме в алфа- ■ витном порядке от более древних к более молодым. Поскольку кора областей Тихого и Индийского океанов в окружении рассматриваемого ансамбля структур имеет по данным бурения и всем другим критериям верхнеюрский - ниянемеловой возраст, все офиолитовне массивы, исходные разрезы которых формировались в более позднее время, очевидно не могут быть связаны происхождением ни с Тихоокеанской, ни с Кндо-Австралийской плитами, lia схеме их объединяют пояса с буквенными индексами "г" и "д", наиболее распространенные по с^внению с остальными. К первым из них относятся массивы с интервалами формирования первичных разрезов в верхнем мелу - палеогене и фазами шарьирования, приходящимися на палеоген - неоген. Во вторых возраст разрезов отвечает эоцену - миоцену, а процессы их надвигания развивались в миоцене - плейстоцене. К этой, самой молодой группе образований принадлежат охарактеризованные в первой главе офиолиты Берегового хребта Тайваня. Несколько более древний по сравнению с ними, верхний эоцен-ив таемиоцено вый возраст сейчас доказан различными методами для офиолитовых комплексов в поясах Минеока (Тазаки, Иномата,1980; Огава, 1982) и Сетогава (Огава, Нака, 1984) на востоке Центральной Японии. Убедительные свидетельства эоценового возраста разрезов получены при изучении офиолитов хр.Замбале на западе Лусона (Хоукинс и др., 1983), островов Талауд в северной части Молуккского моря (Эванс и др., 1982) и во внутреннем поясе Новой Гвинеи (Дэвис, Какэ, 1984).

Из схемы видно, что указанные молодые пояса распространены

Азия

Офиолитовыэ пояса в структурах островных луг на западе Тихого океана

Т И I И И

ОКЕАН

\ !

•Условные обозначения:

- глубоководные желоба',

У - офиолитовые пояса /буквенные индексы означают возрастные характеристики,обсуждаемые в тексте/.

. / I /

ж.

Рйс. к тексту по гл. 2'.

весы,« широко, занимая самое разное положение в общей мозаике структур обсуждаемой переходной зоны. Принимая во внимание убедительные литологические и геохимические свидетельства океанической природы многих массивов в не имея в то же время возможности из-за возрастных критериев связать их генетически с более древней корой соседних областей ложа океанов, остается сделать вывод, что это реликты океанской коры тех краевых бассейнов соответствующего возраста-, которые возникнув, вслед за тем претерпевали деструкцию вплоть до полного закрытия.

Этот вывод весьма интересен с разных точек зрения. Прежде всего в таком случае понятно почему продолжительность интервалов мевду образованием разрезов и фазой шарьирования обычно невелика, не превышает первых десятков млн. лет, что, кстати, не раз отмечалось в литературе и для офиолитов Альпийского пояса на континентах. На островных дугах это правило сохраняется и для более древних поясов, для которых уже нет возрастных ограничений на вероятность связи с корой дна океанов. Так офиолиты с юрско-мело-выми разрезами (на схеме пояса с индексами "в") были шарьлрова-нц в позднем мелу - эоцене, а массивы триас-юрского возраста (индекс "б") надвигались и вмещались в структуры дуг в юре - раннем мелу. Насколько это соотношение сохраняется для палеозойских офиолитов Юго-Западной Японии (индекс "е") пока остается неясным, но для мезозойских, как л для третичных, его можно рассматривать в качестве свидетельства геологических связей с корой юрских и раннемеловнх краевых бассейнов, раз к тому же мевду ними и границей дна океанов лежат более молодые пояса,

К сказанному уместно добавить, что без представления о периодической деструкции коры краевых бассейнов теряют смысл и выводы о значительной роли тектонической аккреции в истории развития сложно построенных дуг и структур континентальной окраины. Кроме того, сокращение площади одних котловин с океанской корой является важным фактором, компенсирующим процессы тылового - ин-традугового спрединга в соседних регионах. Все вместе это обуславливает выраженную периодичность не только тектонического развития, но и магматической эволюции общей совокупности структур переходной зоны. В частности, в геологической истории Филиппинского моря достаточно четко датируются три разделенных по времени этапа спрединга в тылу восточной системы островных дуг. По результатам обобщения возрастных данных, полученных по магнитным аномалиям, а также при палеонтологических и рациомотричес-

ких датировках пород фундамента, продолжительность sтапоь оценена в 56-38, 30-17 и 6-0 (?) млн. лет (Шараськин и др., 198Г; lia-раськин, Закариадзе, 1982). Проведениий одновременно корреляционный анализ данных по стратиграфии 'вулканогенно-осадочнпх толщ островных дуг и образованных ими вулканогенных шлейфов по краям котловин вместе со статистикой данных по абсолютным возрастам показал, что в указанные интервалы структуры дуг оставались вулканически пассивными, вступая в фазы активности как раз в громадуг-кл между ниш, конкретно в периоды 40-27, 20-7 и 2,5-0 млн.лет. Реальность оценок для двух последних фаз подтверждают данные о частоте встречаемости прослоев вулканического пепла в осадочных разрезах, вскрытых скважинами по периферии дна Тихого океана (Кеннет, Тюнелл, 1975, 1977), согласно которым синхронно для всего Тихоокеанского пояса проявились два главных пика взрывного вулканизма в моменты 15-13 и 3-0 млн. лет.

Вывод о чередовании периодов магматической активности зон талового спрединга с эпохами вулканизма на островннх дугах представляется более рациональным с точки зрения геодинамики недр, чем более раннее заключение о вероятной синхронности обоих процессов (Кариг, 1975). В паре тыловой центр спрединга - вулканический пояс дуги хотя бы одна, скорее всего, именно последняя зона должна смещаться в пространстве относительно другой. Если она сохраняет при этом вулканическую активность, необходимо объяснить, каким образом смещение структур на поверхности происходит строго согласованно с миграцией очагов магматизма в недрах. Разумное решение тут предложить трудно, и никто пока не попытался этого сделать.'

В целом, как можно видеть, исхода из концепции мобилизма,удается вполне аргументированно интерпретировать особенности геологического строения окрашших морей, а главное, логичным образом увязывать между собой весьма широкий круг процессов тсктоге-неза и магматической деятельности, определяющих структурно-вещо-ствепную эволюцию их разнородной кори. С лкйых гошх позииий, скажем в рамках гоосинклннальной теории, иаблвдаемое разнообразие структурных в тектонических соотношений между краевыми котловинами, острошшми дугами и жалобами теряет ололкдиошшН смысл и требует применения существенно разных геоцшшмических построений для оправдания геологических особенностей отдельных регионов и их структур с рпэнимн тшиши коры и геофизических нолей.

Глава 3. БАЗАЛЬТОВЫЙ МАГМАТИЗМ КРАЕВЫХ ОКЕАНИЧЕСКИХ БАССЕЙНОВ

Базальтовая природа акустического фундамента доказана к настоящему времени различными методами опробования для 13-ти различных по своему региональному положению краевых бассейнов. Там, где разрезы его кровли были вскрыты буровыми скважинами, в большинстве случаев обнаружилось, что они образованы переслаиванием потоков пиллоу-лав мощностью от первых до десятков метров. Верхи разреза в таких случаях согласно перекрываются отложениями базалышх слоев осадочного чехла и иногда содержат прослои и линзы осадочных пород внутри лавовой толщи (скв. 454 в Марианском троге). Последние варианты разрезов наблвдаются и в областях срединно-океанических хребтов. Вероятно, появление осадков среди лав зависит от ряда причин, но одной из них явно служат флуктуации в интенсивности я частоте магматических извержений, так как даже в одном разрезе видны и заметные вариации мощностей лавовых потоков и разный характер их переслаивания с осадками.

В единичных случаях в верхах разреза фундамента были обнаружены силлы, внедрившиеся в породы осадочного чехла. Иногда это одиночные тела, прорывающие слои осадков непосредственно выше истинного фундамента, сложенного пиллоу-лавэш (скв. 444 в котловине Шикоку), а порою целый серии пластовых интрузий разной мощности, отвечающие достаточно продолжительным этапам постспре-дштговсго магматизма.

Обобщение опубликованных данных бурения и интерпретаций возраста линейных магнитных аномалий показывает, что периоды раскрытия вссх существующих сейчас краевых бассейнов, а соответственно и излияний базальтовых магм, формировавших второй сейсмический слой их коры, укладывается в четыре отдельных этапа: верхнемеловой (котловины Тасманова, Карибская, Алеутская), зоце-новый (котловины Западно-Филиппинская, Сулу, Сулавеси, Кралло-вая, Ново-Гебридская, Ново-Каледонская), верхний олигоцен-нижне миоценовый (котловины Командорская, Шито, Шикоку-Паресе Вала, Южно-Китайская, Банда, Соломонова, Южно-Фиджийская), а также верхний миоиен-четвертичкий (котловины Бисмарка, Северо-Фаджий-ская, Лау, Скоша и троги Марианский, Окинава, Айго). Почта для половины перечисленных структур единственно строгие датировки по кернам скважин отсутствуют, но поскольку и остадышх случаях они весьма удовлетворительно совпали с результатами мэгнлгомст-

рической геохронологии, можно думать, что отмеченная закономерность не претерпит в дальнейшем принципиальных изменений.

Особенности рельефа дна котловин в наблюдаемые простирания ■ линейных магнитных аномалий показывают, что взаимная ориентировка спрединговых зон, приводивших к раскрытию впадин отличается разнообразием и не поддается систематике. Субоараллельноа, ате-лонированное расположение соседних зон - явление сравнительно редкое, чаще они простираются под разными углами относительно друг друга. То же самое можно сказать и про соотношения с обрамляющими структура!® дуг. Одни из них в целом конформны тыловым спрединг-центрам, другие расположены под заметными углами к ним и даже стыкуются торцевым образом. Эта бессистемность зароздает сомнения в том, что .причинами •. развития локалышх, к тетлу же разноориентированных и короткоетвущих центров спредияга .всегда являются ., как принято думать, импульсы теплофизической активности в недрах, например, подъем . мантийных диапвров, соответствующим образом распределенных во времени н пространстве. Не следует исключать, что инициирующую или даже решающую роль в рассматриваемых ситуациях могут играть перераспределения полей сжатия и растяжения в верхних слоях литосферы переходных зон, л результате чего декомпрессвошый подъем вещества из недр во вновь возникающие раздвиги ведет к частичному плавлению мантийного т-териала и в конечном итоге к развитию очередных центров спредвн-га, тогда как в соседних областях силы сжатая останавливают действие этого механизма.

' В любом случае известные на сегодня и уже весьма обширные сведения о текстурно-структурных особенностях пиллоу-лав со дна краевых бассейнов заставляют без всяких сомнений относить их к продуктам глубоководных трещинных излияний, что отвечает одному из требований концепции спрединга. В том, что эти породы по своим минеральным и петрохимическпм составам аналогичны базальтам срединно-океаническпх хребтов, сейчас единодушны все петро-логи, проводившие такие сравнения. В сводке данных по этому вопросу, недавно опубликованной автором {ИЕараськин, 1987), дополнительно было показано, что в петрохпмическом отношении мевду базальтами спрединговых стадий из различных по возрасту в регионе -ьному положению краевых котловин нет никаких систематических и существенных отличий. Все они относятся к классу нвзкокалие-внх океанских толектол, а расчитанный для них средний состав (320 исходных анализов) полностью сопоставим со средним соста-

вил толеитов срединных хребтов, полученным К.Ведеполам (198Г) на основе очень обширной выборки аналитических результатов.

Во взглядах на геохимические особенности обсувдаемых базальтов существуют две точки зрения. Сторонники одной, к которым принадлежит и автор диссертации, полагают, что и в данном отношении они неотличимы от базальтов океанических центров спредшга, тогда как по другим представлениям в тылу дуг этот процесс развивается под влшшием зон субдукции, благодаря чему в магмах возникают соответствующие геохимические аномалии. В последнем случае остается совершенно неясным, почему влияние сказывается только на геохимии и никак не отражается на петрологии пород. Более того, речь как правило идет об аномальных концентрациях таких компонентов, закономерности в распределении которих могут очень сильно меняться в результате вторичных изменений пород и некоторых других приповерхностных процессов. Например, утяжеление изотопного состава водорода, обнаруженное в некоторых образцах базальтовых стекол из Марианского трога и котловины Лау (Иореда ,.Т9Й5), вряд ли следовало безоговорочно считать признаком воздействия зон субх/кции, так как ужо хорошо известно, что на взаимное фракционирование дейтерии л водорода влияют в лкбыо типы пое1.,~<н.а-тических изменений, и хсцаитор дегазации магм при взьержаниях (Кайзер, О.Нейд, 1904). ,

Во многих случаях проблема шюмалий возникает тогда, когда в качество эталона сравнения берится так называемый Н0{шлышй тип толеита срединного хрибта, £1 воо отклонения от него не принимаются во внимание, хотя сейчас твердо установлено, что толеиты хребтов !!/!ыатио разнообразное по составом, чем это считалось ра-нсю, К примеру, и известных публикациях Л.В.Дмитриева и его кол-лаг' Ш)?9-Э91Й) на оолопо статистической обработки очень большого массииа данных по составам бапильтоешх стекол из океанических обдаетой показано, что они растишься на несколько петро-гшютич&оки неаатюмшх групп. В жню.чиение автором вместе с С.Спном « Р.Носбнггом (1979), а *гснао другими работами было об-иорукшю, что нриыитишио в петрологическом отношении и очень гй;иаш1 'по шдтрохлшя толвити ородишшх хребтов могут весьма су-щеитнешю различаться но геохимическим параметрам. Абсолютно аналогичны« закономерности н расщк'долежи» иетрогенннх и ]'едких олйми'НШ тблвдпютоп, я для биетлыш яг? краевых океанических баог.ойиоп. В частности, среди них, ьак и н океанских областях, Удпрток ыщеличч, шлодпфифеипироымнши нп составам породи, од-

mi из которых характеризуются много меньшими единицы величинами нормализованных лантан-иттербиевых отношений, тогда как в других этот параметр в десятки раз за превосходит. Такие диапазоны вариаций уже одного этого отношения заставляют думать, что генерация спрединговых магм сопряжена с плавлением заметно неоднородного по геохимическим характеристикам вещества верхней мантии, и этот вывод подтвервдают данные по многим другим редким элементам.

Расчеты на основе термодинамического анализа установленных закономерностей в распределении никеля и циркония, фактический материал по которым особенно представителен, показывают, что ге-тическая связь спрединговых магм с геохимически однородным мантийным веществом допустима только при низких степенях его частичного плавления на уровне 2-8%. Однако по результатам петрологического моделирования она колеблется от 15-20$ (Дмитриев и др., 1985) до 30-40$ (Добрецов, 1980, 1981). Снять это противоречие без условия геохимической гетерогенности мрнтийных перидотитов невозможно. На последнее обстоятельство однозначно указывают и обсуждаемые в работе оригинальные и собранные из литературы данные по распределению в базальтах краевых котловин изотопов стронция, неодима й свинца.

Общий диапазон изотопных отношений стронция для базальтов из самых разных котловин находится в пределах 0,7020-0,7С58, но подавляющее число определений (68 из 78) не превышает значения 0,7030. Обе крайние величины относятся к породам котловины Лау, *и таким образом, нет смысла пытаться обнаружить в обсуждать какие-либо закономерности распределения этого изотопного параметра в зависимости от возраста и региональной позиции котловин. Образец со значением 0,7058 - единственный, который уходит за пределы величин, известных для базальтов срединных хребтов, и по некоторым признакам он мог быть контакянирован стронцием морской воды при галъмиролвзе» Несмотря на возможность такого же воздействия и на ряд других образцов, что, впрочем, равновероятно и для океанических толеитов, среднее значение для всей выборки данных равно 0,70294 + 31, а в последних оно ло 146-ти анализам составляет 0,70295 + 36 (Ведеполь, 1961). Столь идеальное совпадение конечно случайность, но не рассматривать его как отчетливое свидетельство генетического единства базальтового магматизма в срединно-океанических и краевых зонах спредикга нельзя.

Достаточно представительные данные по распределению изотопов неодима имеются пока для базальтов котловин Шикоку-Паресе Вела, Лау и Марианского трога, по остальным регионам это всего лишь единичные анализы. Все 29 определений дают общий интервал значений .еЫс1 =4,9-11,9, и по этому признаку, а также по характеру корреляции с изотопными отношениями стронция исследованные образцы опять неотличимы от океанических. Этот вывод остается в сил> и при сравнении результатов анализа изотопного состава свинца в базальтах той и другой геоструктурной принадлежности.

Диапазоны всех трех типов изотопных отношений достаточно ощутимы и никакими поправкам! на радиоактивный распад с течением времени или на процессы контаминации их нельзя сузить до единой величины, Значит, субокеанические резервуары вещества в мантии действительно до известной степени неоднородны по составу, как минимум, в степени обогащенности некогерентными редкими элементами. В разработанных петрологических моделях показано, что пет рохимическоо разнообразно океанских толеитов в основном определяется глубиной отделения родоначальных магм от мантийного субстрата однако его геохимическая гетерогенность долша быть выражена не только в вертикальных разрезах, но и в латеральном направлении. Иначе среди петрологически и петрохимически единых групп пород не выделялись бы геохимически несовместимые типы ба зальтов.

Сравнение данных изотопной геохимии для обсуждаемых и всех других проявлений глубинного мантийного магматизма показыаает, что в спредш:гов!К зонах он в первую очередь связан с деплетиро ванными резервуарами вещества в мантии, которые на тех или иных этапах своей эволюции потеряли часть компонентов, обладающих ш раженной тенденцией концентрироваться в верхней континентальной кора, гидросфере и атмосфере. К числу компонентов, которыми бод на деплетированная мантия, принадлежат фактически все элементы с естественной радиоактивностью, относительно которых бытует мнение, что выделяемая ими при распаде энергия является важной состашщпдой теплофизической активности недр. Для обедненных зон в мантии роль этого источника энергии сводится к минимуму, и тюаиикает серьезная проблема, почему именно они, в не любые другие резервуары вещества в шнтип переходят в состояние актив «кит! г&эмт»в спрединговых явлений. Некоторые геохимический и геодиннмичйские аспекты этой проблемы обсувдаются в заич*. читедыюй 1мшьу работы.

Глава 4, МАГМАТИЗМ ОСТРОШШ. ЛУГ БАПА^ЮИ КРАЙНИ ТИХОГО ОКЕАНА.

По разнообразию состава вулканогенных образований островные дуги значительно превосходят любые другие магматически активные структуры тектоносферы, и в частности зоны спрелинга, возникающие непосредственно в их тылу. Естественные, генетически связанные ассоциации вулканических пород, образующиеся на разных этапах эволюции дуг, отличаются пзрагенеэлсами минералов-вкрапленников, особенностями минералогии основной массы, нормативным минеральным составом, соотношениями суммы щелочей и кремнезема, а также характером корреляции многих петрохимических параметров с величиной железо-магниевого отношения (Богатиков и др., 1986; Шарков, Цветков, 1986, 1987; и др.).. По этим критериям они разделяются на толеитовые, известково-щелочные, щелочные и бониня-товне серии дифференциатов петрогепетическа разных родокачаль-ных магм, причем породы первых двух серий доминируют над остальными и по общему объему в по частоте встречаемости в пределах структур.

В обобщениях относительно пространственных и времешплс вариаций в развитии перечисленных серий определяющими считаются две закономерности: поперечная зональность вулканических поясов, при которой толеитовые извержения во^фронтальной зоне сменяются язвестково-щелочннми в центральной и щелочными в тыловой (Пискунов, 1986; и все предшественники), а также аналогичная последовательность их смены во времени, для которой предполагается, что переход от примитивных стадий развитая дуг с преобладанием толеитового магматизма к развитому состоянии начинается с момента массовых излияний известково-щелочных лав, а одним из прэ-знаков зрелости структур признается появление шошонитовых и других щелочных серий (Якеш, Уайт, 1972; Богатиков и др.,1986). Обе закономерности явно прослеживаются в отдельных регионах,но в целом не универсальны хотя бы ухе потому, что одна противоречит другой. Действительно поперечная зональность для одновозрастай* извержений по сути означает, что магматизм определенного типа не может быть строго приурочен к отдельной стадии развития дуги. Более того, в Северо-Восточной Японии, несомненно относящейся к категории зрелых дут. общий объем четвертичных вулканитов экспоненциально убывает от фронта к тыловой части пояса, и толеитовые порода первой зоны резко преобладают над

остальными (Сугимура, 1968), что опять нарушает правило соответ ствия между стадией развития дуги и характером доминируицего шгматизма.

Отсутствие единой и строгой последовательности в смене типов серий -по мере развития магматической деятельности хорошо иллюстрируют новейшие данные по геологии бонинитов. Во многих регио нах, например, в отдельных част/а фронтальной зоны Идзу-Бонинс-кой и Марианской дуг (Шараськин, Богданов, 1979; Добрецов в др. 1980; Тарарин и др., 1987), на западе Лусона (Хоукинс в др., 1983), в северном окончании дуги Тонга (Шараськин и др., 1983), и возможно, на востоке Новой Гвинеи (Долвитц и др., 1966) и в Новой Каледонии (Самесима и др., 1983) эти наиболее примитивные среди остальных вулканиты островных дуг входят в ассоциации с офиолитами в состав меланократовых комплексов основания структур. Однако в районе скв. 458 той же фронтальной зоны Марианской дуги они уже перекрывают олигоценовые толеитовые лавы более высокого структурного этажа (Шараськин, 1981). В Юго-Западной Японии среднемиоценовые бониниты вулканического пояса Сетоути переслаиваются с известково-щелочными породами (Тацуми, Исиза-ка, 1981, 1982), а на востоке Новой Зеландии они вместе с толе! товыми и щелочными лавами обнаружены в составе нвжнемелового ал крецвонного комплекса хребта Уайрарапа (Вуд, 1984).

Само явление поперечной зональности вулканических поясов тоже выдерживается далеко не всегда. В секторе о-ва Флорес на Зондской дуге (Джилл, 1981), в пределах Новых Гебрид (Маллик, 1973) и в Центральном Орегоне (Макбирни, 1976) зафиксированы случаи, когда показатели щелочности пород снижаются от линии фронта к тыловым донам поясов, и зональность становится диаметрально противоположной "классическому" варианту. Сложный характер она имеет в центральной части и на востоке Алеутской дуги, где выделяются продольные сегменты с толеитовими вулканами на их окончаниях и известково-щелочными в промежуточных зонах (С.Кей, Р.Кей, 1982). Неупорядоченный характер зональности наблюдается в района северного Тайваня (Юань и др., 1988) и на Филиппинах (Дефант и др., 1988). В пределах дуги Банда смена составов извержений лучше выражена в продольном, а не в поперо пом направлении (Уитфорд, Джезек, 1979). Последний елучпй отче' ливо проявлен на островных дугах восточного обрамления Филипшн ского моря, где толеитовый вулканизм северного пшшпы сменяется щелочным в центральном и известково-иелочним на к.ге (см.

главу 1).В литература отмечались и другие случаи нарушения обсуждаемого правила зональности (Джонсоп, 1976).

Таким образом вопреки бытупцему мнении, в развитии вулканизма островннх дуг практически невозможно выделить четко определенные и единые для всех структур закономерности в пространственном размещении извержений разного состава или же однонаправленные тренды их смены в ходе геологической эволюции. Скорее именно отсутствие таковых надо рассматривать как характерную особенность этого типа структур, тем более, что только ока и может быть логически согласована с теми значительными перемещениями-их в пространстве, которые вытекают из палеотектонических реконструкций. Вряд ли следует ожидать, что при всей сложности тектонического развития условия генерации магм в недрах островных дуг изменяются лишь одним закономерным образом.

Другая важная особенность магматизма островных дуг выражается в том, что однотипные серии пород из разных регионов, обладая общими петрологическими характеристикам;, как правило обмэру хавают и свои особенности состава. Рассмотренные в работе примеры сравнения конкретных серий показывают уникальность каждой из них по характеру распределения малых петрогенных (титан, щелочи, фосфор) и таких индикаторных редких элементов как тантал, торий, лантаноиды и некоторые другие. В частности, ни одна толеитовая, известковонделочная или бонинитовая серия из числа развитых в Юго-Западной Японии или же в системе активных и остаточных дуг восточной части Филиппинского моря не повторяет другую, даже пе-*трологически однотипную, по величине тантал-ториевых отношений, которые в пределах каждой из них для всех разновидностей пород остаются на одном уровне (Закариадзе и др., 1984; Шараськин, 1984, 1987). По относительным концентрациям редкоземельных элементов петрохимлческв близкие типы бонинитов или же толеитовых и известкового-щелочных базальтов могут очень существенно различаться даже в одной вулканической провяпшзз. Так среда веема похожих по общему составу бонинитов шеа Фогель на востоке Новой Гвинеи (Дженнер, 1981) пли в районе северного окончания дуги Тонга (Шараськин и др., 1983; Фалун, Грин, 1986) кроме разновидностей с лантан-иттербвевыми отношениями, близки;,та к единице есть породы, для которых этот параметр на порядок выше.

Чрезвычайно высокая степень геохимической гетерогенности маг- . матазш островных дут особенно отчетливо выявляется при систематике данных изотопной геохимии. Например, на дгагракге корре-

ляции изотопного состава неодима с величинами самарий-неодиш-внх отношений точки для бонинитов Идзу-Бонин-Марванского и Тон: Ново-Гвинейского регионов обрззуют самостоятельные линейные тр< дн, которые пересекаются в области значений указанных параметров, характерных для деплетированной мантии. Соответственно ее вещество могло быть субстратом для выплавления бонинитовых мап в обоих регионах, но при обязательном условии взаимодействия с другими резервуарами мантийного вещества, имеющими существенно разные для каждого из регионов изотопные характеристики (Карпе; ко, Шараськш и др., 1984). По своим параметрам последние рез вуары принадлежат к категории обогащенных, и если обнаруженные тренды являются линиями смешения, то генетические связи между всеми тремя источниками бонинитовых магм остаются неясными., Ее же ям придать изохронный смысл, что тоже допустимо, то обогаще ные зоны могли возникнуть непосредственно в деплетированной ма тии, например, в результате внутршантийного метасоштоза, и тогда этот процесс должен был завершиться 0,26 млрд. лет наз в Тонга-Ново-Гвинейском регионе и примерно на миллиард лет ран ше в "цзу-Бошш-Шрианском.

По своему интересны вариации изотопных параметров вулканизк северного Хонсю, где работами разных лет (Хедж, Найт, 1969; Но да, Вассербург, 1931) рыли детально охарактеризованы лавы одни и тех же вулканов, расположенных вкрест простирания вулкапичес кого пояса. Из общего сочетания зависимостей мевду параметрами трех изотопных систем: рубидий-стронциевой, самарий-неодимово£ и уран-торий-свинцовой, здесь приходится предполагать связь ву нанизма тыловой зоны с деплетированной мантией, обогащение ее состава радиогенными изотопами свинца и стронция по направлен! к линии вулканического фронта и значительное увеличение степа! частичного плавления магмообразущей среды в этом же направлении. Последнее обстоятельство особенно интересно тем, что уже упоминавшиеся расчеты А.Сугимуры свидетельствуют о резком уьш чении объемов извержений при пароходе из тыловой во фронтальщ зону этого отрезка вулканического пояса Японии.

Очень важная закономерность выяснилась при попытке проследить характер вариаций изотопных параметров современного вулкг лизма вдоль всего попса островных дуг западной окраины Тихого океана. На приводимой диаграмме показаны результаты статистич( ской обработки собранного тссюш л&шш по гтлтипан иэстопш отношений стронция в толеитовцх у. извьссковп-щолочтя: лапах

- ЗГ -

всего пояса (в обшей сложности более 650-ти определений). Хорошо видно, что среднестатистические величины отношений для отдельных дуг в целом увеличиваются от северного окончания пояса к ют-ному, причем эта закономерность сохраняется и в том случае, если знсиматические в энсиалические дуги рассматривать отдельно. Ее трудно объяснить чем-либо иным, кроме существования"латеральной и очень крупномасштабной изотопной гетерогенности мантии в недрах всего пояса, особенно в связи о тем, что для внутришшто-вого вулканизма в океанах ранее была установлена (Дюпрэ, Аллегр, 1983; Харт, 1984) аналогичная обогаиенность радиогенным стронцием пород океанских островов южного полушария по сравнению с северными. Вместе с тем из обсувдвемой диаграммы видно, что на всех энсиалическвх дугах по сравнению о энсиматвческими вулканиты систематически обогащены тяжелым изотопом стронция, и эту особенность уже приходится связывать о процессами взаимодействия магм о сиалическим веществом, которое участвует в строении коры структур первого типа в отсутствует во вторых. На такое влияние обращали внимание и другие исследователи (Цветков, Журавлев,1986; Виноградов и др. ,1986).

Существующие, хотя в более ограниченные в объемах данные по другим изотопным параметрам свидетельствуют о том, что кроме геохимических неоднородностей в мантии и процессов коровой контаминации на геохимию магматизма островных дуг влияет также взаимодействие эндогенных расплавов о веществом, которое по изотопно-геохимическим критериям соответствует измененным базальтам «океанской коры и пелагическим осадкам. Особенно строгими доказательствами примеси компонентов последних являются данные о повышении в островодужкых лавах концентраций изотопа Юве. (Браун и др., 1982; Тера и др., 1984). Этот изотоп образуется в верхних слоях атмосферы при распаде кислорода и азота под действием космических лучей. Выпадая на земную поверхность, он максимально концентрируется в таких отложениях, для которых скорость седиментации остальных компонентов предельно низка, что как раз соответствует условиям осадконакопления в пелагиали. Период полу-, распада для 1оВе составляет около 1,5 млн. лет, и обосновать какие-либо эндогенные причины обогащения магм столь короткояяву-ии:- изотопом просто невозможно.

Важной особенностью магматизма островных дуг по сравнению с зонами тылового или срединно-океаняческого слрединга является высокие пропорции извергаемых пород андезвтового и более кисло-

0,706

Г «78г/8е5г

0,705

0,704

0,703

и—I-и,—ь

60°

с.ш.

1Г

в.а

Изменения среднестатистических значений изотопных отношений стронция в толеитовых и известково-щелочных лавах вдоль пояса островных дуг западной окраины Тихого океана. /Рис. к тексту по гл. 4Л

Вертикальные отрезки соответствуют диапазонам стандартных отклонений от'среднего, горизонтальные - протяженности вулканических поясов по широте в градусах.

Энсиалические дуги /кружки/: I - Камчатка, Я - Япония, Щ - Филиппины, F- Хальмахейра, У - НЬвая Гвинея, Я - Новая Зеландия,

Энеиматические дуги /звездочки/: I - Алеутская, 2 - Курильская, 3 - Ицзу-Бонинская, 4 - Марианская, 5 - Сангахе, 6 - Ново-Ератапская, 7 - Соломонова, 8 - Ново-Георидская, 9 - Тонга, 10 - Кермадек.

го состава. Этой, образно говоря, сизлической тенденции до сих пор придается очень важное значение в гипотезах образования вещества континентальной коры (Ронов, Ярошевский, 1976; Лутц, 1980 ; Тейлор, Мяк-Леннан, 1988). Она безусловно знаменательна, но следует заметить, что средне-кислые вулканиты, генетически несвязанные с более основными родоначальники магмами, характерны лишь для отдельных, хотя и очень важных стадий эволюции островных дуг. В последнем фундаментальном обобщении по проблеме андезитов (Джилл, 1981) дан весью обоснованный вывод, что на таких стадиях, всегда отмечаемых становлением гранитоидных интрузий, магматизм по изотопно-геохимическим критериям имеет коровую природу. Поэтому ни для этих стадий, ни тогда, когда андезит-даци-товыв лавы обр ются как дифференциаты первичных основных магм, сиалический характер островодужного магматизма нельзя считать задаваемым исключительно спецификой геодинамического режима недр. В значительной степени он определяется далеко заходоиима процессами дифференциации лиги в приповерхностных очагах, а также явлениями гранитизации, преобразующими собственно коровое вещество. Более того, как выяснилось при. исследованиях последних лет, в основных',близких по составам к исходным глубинным магмам вулканитах островных дуг нет абсолютного обогащения всем спектром характерных для спаля компонентов. Например, в сравнении с базчльтвми спрединговых зон в них повышены концентрации щелочей, бария, стронция, отчасти легких лантаноидов и тория, но содержания других литофильнкх элементов, таких кяк цирконий, гафний, * ниобий и тантал оказываются на более низком уровне (Саундерс и др., 1984; Закариадзе и др., 1984; Шараськин, 1984, 1987).

В целом, комплексный анализ современных изотопно-геохимических данных позволяет утверждать, что к числу основных факторов, вызывающих исключительное разнообразие составов вулканических пород на островных дугах относятся: а) геохимическая гетерогенность мантийного субстрата в недрах структур; б) разнообразие физико-химических условий на стадиях шгмообразования; в) специфика путей дифференциации первичных магм разного типа; в г) процессы взаимодействия расплавов с породами коры и теми осадочными и магматогеннкмй комплексами океанического происхождения, которые проникают в подкоровые области дуг по зонам субдукцив. Это вместе с отсутствием строгих пространственных и временных последовательностей з изменениях составов извержений определяет чрезвычайно слоеный характер тектоно-магкатяческой эволюции

дуг, какущаяся хаотичность которой находит естественные оправдания только с позиций мобилистическвх концепций развития текто-носферы.

Гяавд 5. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ПЕРЕХОДНЫХ ЗОН ОТ КОНТИНЕНТОВ К ОКЕШМ

Глобальные по масштабам сегменты современной земной коры, образующие материки и дно океанов, резко неодинаковы по всем существенным геологическим параметрам. Средняя мощность материковой коры оценивается в 35-40 км (Кропоткин, 1964; Магьицки!!, 1965; Деменицкая, 1975; и др.), а средняя высота стояния над уровнем моря - в 0,875 км (Леонтьев и др., 1974). Океаническая кора 1шеет в сравнении с ней. пятикратно меньшую мощность, и поверхность ее располагается на глубинах в среднем около 3,8 км. Возраст древнейших пород кристаллического фундамента на континентах приближается к четырем млрд. лет, причем история формирования и развития осадочного чехла здесь аакже началась в глубоком докембрии (Ронов, 1980). На дне океанов установленные значения возраста осадочных толщ не опускаются ниже 0,15-0,20 млрд. лет, и этими же цифрами датируются древнейшие области перекрываемой ими твердой коры. Последняя по всем данным глубишюго зондирования имеет выраженную слоистую структуру (Непрочнов и др., 1977) и в соответствии с известными на сегодня результатами опробования слагается ультрабазит-базитовыми комплексами пород, аналоги которых на континентах характерны только для узких, хотя и протяженных офяолитових поясов в складчатых областях (Пей-ве, 1969;'Кшшпер, 1970, 1975; Марков, 1975; Богданов, 1978; • Колман, 1979;и т.д.). Общий состав океанической коры считается соответствущим наименее дифференцированным, т.е. весьма основным по составу базальтовым лавам ее магматогенного 2-го сейсмического слоя. Представления о том, что континенталшая кора в планетарном масштабе тоже разделена на два главных слоя, верхний гранито-гнейсовый и нижний гранулит-базитовый, в последние годы благодаря новым методам и результатам глубинного сейсмозондирования поставлено под сомнение (Оливер и др., I98Ü). Тем не менее вывод о соответствии ее валового сосчива андезитам по-прежнему остается в силе (Гонов, ЯрошевскиН, 1976; Тейлор, Мнк-Леинан, 1988), а новейшие данные о 1чубшшой структуре лшнии раз убедили в том, что она по интенсивности и разнообразию тек-

топических ди..лскацлй неизмеримо превосходит сравнительно мало-деформированную кору океанов.

Вывод о весьма древнем происхождении ядер материковой коры принадлежит к числу фундаментальных в геотектонике, однако вопрос о том, когда во внешней твердой оболочке Земли обособились крупномасштабные области с океанической корой, остается остродискуссионным. Принципиально ваи-щм для его решения представляется то обстоятельство, что крупные водоемы, типа современных океанических, должны были появиться на земной поверхности уко в докембрии. На очень значительную древность земной гидросферы указывают многие фундаментальные обобщения в геохимии (Руби, 195?; Виноградов, 196?; Галимов, 1988), биологии (Зенкевич, 1971), палеонтологии (Соколов, 1979), геотектонике (Пущаровскяй, 1972) и в палеоокеанологии (Шопф, 1982). К этому мокно добавить, что по общей массе порядка 1,6*10^ г гидросфера составляет не менее 17-20$ от шеек всей современной океанической коры. По всем пе-тролого-геохимическим критериям генерация я дифференциация базальтовых магм океанского типа происходит почта в сухих условиях, и указанные соотношения масс мо*но оправдать только тем,что подавляющая часть объема гидросферы образовалась на много рань-гае, чем псдстилавдая ее кора. В принципе, момент появления на Земле крупных водоемов с глубинами, близкими к современным, не мог не сказаться на разделения коры на разные по плотности, а значит и по составу сегменты, иначе онл не будут изостатическн скомпенсированы.

* Большая древность основной массы гидросферы абсолютно исключает вероятность образования океанических впадин с молодой корой в результате расширения Земли, но оставляет допустимым пред-полокение, что они находятся там ке, где были океаны прошлых »лох, кору которых перекрыл слой молодых базальтовых лав. По сути это означало бы полную независимость геологической эволкппи областей с материковой и океанической корой, а значит я независимость эндогенной активности в их недрах. Очевидно, определенной мерой такой активности монет слуквть скорость притока глубинного вещества, образующего кору того и другого типа. Для общей массы коры континентов, обособившейся за 3,8 млрд. лет, она по-лу-чется в среднем в 7 раз паке, чем для двадцатикратно более молодой океанской корц. Возникает естественный и аргументированно нарекаемый вопрос, почему там, где приток вещества в кору был медленным, она оказалась гораздо сильнее мегаморфазовапной

п неизмеримо интенсивное преобразованной тектоническими движениями?

Второе, на что следует обратить внимание, это крайняя неравномерность процессов осадконакопления в океанах (Лисицын, 1984, 1568), -из-за которой при весьма палых мощностях отлокений в удаленных от континентов областях вдоль подножия пассивных окраин одновременно образуются консединентационные прогибы с мощностям! осадочных тощ до 10 км и более. Древнейшие их слои, например в Атлантике, имеют средневрский возраст, и если этот океан не является новообразованным, то опять возникают неполучащие ответа вопросы: где здесь более древние конседиментациошше нрогибч, а если до средней юры их не было, то в силу каких причин?

Гипотеза океанизации, предполагающая образование молодых океанических бассейнов на месте, более древней сизлической коры, абсолютно неприемлема по геохимическим критериям, поскольку н в тех случаях, как в Атлантике, когда трьбуатся ее применение, п там, где в этом нет ни малейшей необходимости, например, в Тихо* океане (Пущаровский, 1972), в изотопно-геохимических характеристиках океанических пород невозможно найти хотя бы какие-то признаки отличия.

Последовательное и аргументированное объяснение принципиальный различиям в строении, составе и истории.эволюции океанических и материковых согмонюв содержат только нобвлвемчвекио концепций в геотектонике, суть которых общеизвестна. Вакно!) составной ил частью является гипотеза преобразования океанической кори в континентальную (Шйвс, 1069; Хапн, 1973; Кшшпер, 1969,

и др.), предопределяющая тесную взаимосвязь обеих в развитии. '

Необходимые для подобных преобразований условия создаются только в результата конвергентных движений в тектоносфери, при-водгйцих к аккреции и обдукции комплексов пород океанического происхождения, но главным образом, к их погружению под основания островных дуг и. иктишшх континентальных окраин. Процесс глубокого погружения краев океанской литосферы вдоль сежпюфо-калпшх плоскостей, названный субдукцией, считается основной причиной магматическоГ; актцвноечи иерекраващкх структур. Си безусловно дает реальные возможности для магиатогешюй окстракцпи и возвращения таким путем погружаемых оиалических компонентов в ьерхвие структурные отажи корн. Однако нргводиеишеся в предиду» ще!) главе геохимические данные покизишюг, что чгжэй способ яре-

Г]Г*

О! —

образования океанического вещества в континентальное не является безупречным. Особенно важно, что в процессы погружения вовлекается но только твердая океаническая кора, но и перекрывающие ее осадки, в составе которых основную гассу составляют компонента континентального происхождения (Лисицын, 1978; Тейлор, Мак-Лен-нан, 1988). Тектотенное удаление осадочного материала с поверхности на глубину является главной причиной резкого дефицита рыхлых отложений в желобах активных переходных зон по сравнению с консе-двментациошшми прогибами вдоль пассивных окраин. По доступным оценкам общее количество осадков, скопившихся на дне соврвлвшплг океанов за период со средней юры (Ронов, 1980; Хей, 1981; Лисицын, 1384), не уступает или даже превосходит по массе все структурные области материковой коры, возвыиаидпеся над уровнем моря. Результат этого сравнения и некоторые другие расчеты, приводишь в работе, показывают, что если за один цикл полного обновления океанской коры субдуцируется только четвертая часть ее осадочного чехла, то общий шсатаб этого процесса оказывается соизмеримым с оценками скоростей прироста континентальных гасс за период начиная с рифея (Тейлор, Как-Леннан, 1988). Это обстоятельство и комплексный анализ данных по геохимии магматизма зон конвергенции (Шараськин, Карпенко, 1987) приводят к выводу, что существующие представления о явлениях, происходящих прз субдукции, следует дополнить процессом тектонической денудаций погружающихся краев океанской литосфэри, в результате которого глубоко в гантив уходят преимущественно подкоровые, ультраосновные по составу се 'слои. Эту составлящуго процесса логично сохранить как причину образования сейсмофокальных зон со всем их геодинаглаческим значением и присущими геофизически™ особенностями. Тектогешше срылы и скучиванве коровых комплексов в основании перекрывающих структур становятся при этом факторами формирования корневых зон а'-ирных поднятий, составляющих характерную особенность морфотек-тончки островных дуг а активных континентальных окраин. Такая схема, ограничивался глубину рециркуляции погружаемых осадков только подкорозыми уровнями зон субдукциа существенно упрощает решение проблем глобального баланса масс свалического вещества, эрозионный снос которого на дно океанов был неизбежным с момента ■зознигсновенип последних. К тому же в этом случае естественно предполагать, что в разрастающихся корневых зонах окучивания со временем должны начинаться процессы ультраметаморфизма и палингенеза , обеспечивающие полигешгай характер метаморфических и

вулкано-пдутошаческих формаций в зонах приращения материковой кори.

Глава 6. ГЕОДШАМИЧЕСКИЕ КОНЦЕПЦИИ II ГЕОХИМИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА МАНТИИ.

Современные представления о геохимических связях между составами земных оболочек кратко можно выразить в виде следующих услс виых уравнений:

вещество ядра + первичная мантия - вещество хондритов кора, гидросфера и атмосфера + денлетированная мантия = = первичная мантия. ■ Проводившиеся расчеты геохимических балансов (Де Паоло,1280; Авдерсон, 1983; и др.) показывают, что при наблвдаемой массе внешних оболочек вся первичная мантия не могла быть переведена в состояние деплетированной, и ее объем все еще.должен превосходить примерно вдвое объем последней. В диа^.изппо к днум этим, несомненно главным резервуарам глубинного вещества, в структуре мантии по данным изотопной геохимии должны находиться и другие, которые содержат уже бонее высокие концентрации' 'Лйтофшшш: коы ■ ионентов, чем первичная мантия (Аллегр и .др., 1984; „Зиндлер, Харт, 1986; Уайт и др., 1987). йце один ванный вывод геохимии состоит в том, что по законам развития изотопных систем указанные резервуары вещества в недрах должны были длительное время, до двух и более млрд. лет, пребывать в состоянии относительной изоляции, вступая во взаимодействие лишь на стадиях магмообразо вания.

В связи с.отмеченными особенностями геохимической структуры мантии одна иа проблем, важных для настоящей работы, состоит в том, чтобы понять, почему наиболее интенсивный по сравнению с любыми другими проявлениями магматизм спрадинговых зон всегда, в том числе и в тылу дуг, оказывается связанным в первую очередь с деплетироваиной мантией?

Максимальная магмопродуцируицая способность именно отого слоя, потерявшего почти все летучие н как минимум чисть сиаличи-ских компонентов, представляется достаточно оправданной при соблюдении двух условий: а) он занимает верхнее тлошше в раз ре зе мантии, и б) инициируюдую роль в развитии спрединговых явлений, включая.магматизм, играет появление зон растяжений и глубоких раздвигов в литосфере.

С первым согласны многие метрологи и геохимики (Вип-т'ков и

др., 1984; Рябчиков, 1984; Аллегр и др., 1985, 1986; и т.д.), и такое положение деплетврованной мантии с учетом вероятных объемных соотношений ее главных резервуаров дает естественное объяснение сейсмической границе раздела на глубине 650 км, где скачок скоростей скорее всего связан не только с фазовыми переходами, но и с изменениями состава вещества (Максвелл, 1984). Однако для обсувдаемого вопроса деплетировакная природа верхней мантии гораздо важнее тем, что именно в ее пределах кривая геотермического градиента пересекается с кривой ликвидуса пиролита (Грин, 1975; Рингвуд, 1983), и появляется частично расплавлений аотеносфер-ннй слой, т.е. готовые запасы магматического материала.

Второе условие противоречит принятым моделям развития центров спрединга в результате подъема эндогенно ровдаемых мантийных ди-апиров, но при нем возникает возможность дать иное толкование геодинамике данного процесса. По оценкам Е.В.Артгакова (1979) значения вязкости в астеносфере на четыре - шесть порядков ниже, чем в литосфере. В принципе, глубинные длрпвры не могут достигать подошвы, литосферы, минуя маловязкий астеносферннй слой, в котором прежде всего и должны релокспроваться создавайте ими усилия. В то же время появление раздвиговой зоны в литосфере неизбежно будет вызывать декомпрессионный подъем подвижного вещества астеносферы, содержание магматической фазы в котором станет увеличиваться за счет процессов "адиабатического плавления". Эффективность последнего механизма для возникновения эндогенных расплавов хорошо известна в магматической петрологии (Кодер, «1979; Кадшс, Френкель, 1980) и о г. обо ян о привлекательна тем, что .маггад состава океанских толеитов образуются при весьма высоких степенях частичного плавления порядка 15-4С$ (Добрецов, 1960, 1981; Дмитриев и др., 1985). Поэтому существенно, что в обсуждаемом варианте все стадии магмообразования происходят за счет внутреннего теплосодержания масс верхней мантии, и необходимость в дополнительных источниках энергии отпадает.

Сама астеносфера , по многим наблюдениям развитая и ка громадных удалениях от спрединговых зон. очевидно не является гео,динамически активным слоем, но безусловно реагирует на все изменения условий, возникающие в литосфере. В частности, как раз ка эт'ч основана геофизические модели гравитационной неустойчивости потерявших тепло и потому более плотных краев океанской литосферы, рассматривавшие этот фактор как основную причину разва- • тип зон оубдукции (Форзпт, Уеда, 1975; Чеял, Тулис, 1977; Бакус

и др., 1981). Модельные расчеты, содершщиесл в ьтих работах показывают, что усилия растяжения, возникающие при таком механизме погружения плит, могут бить вполне достаточными для разрывов сплошности литосферы, создавая отим условия для развития спредингових зон по схеме декоыпрессиошюго заполнения раздви-говых зияний веществом подлитосферного слоя. К тому же сам акт погружения, создающий избыточное давление в астеносфере, должен способствовать перетеканию ее вещества в латеральном направлении к тем областям, где начинается его подъем к поверхности. Общая цепь событий при этом замыкается, образуя своеобразную схему субгоризонтальной конвективной ячеи в тектоносфере.

¡С числу факторов, которые способны сказывать влияние на динамику астеносферного слоя, следует отнести также образование весьма глубоких и глобальннх но распространенности конседьмен-тациошшх прогибов вдоль подножий пассивных окраин. Согласно расчетным моделям (Уотс, Штеклгр, 1979) до глубин порядка дбойл толщины водного слоя прогибание литосферы в таких случаях про исходит под нагрузкой массы осадков, и лишь затем появляется до полнитрльная геодинамическая компонента. Можно думать, что она связана с возникающим оттоком вещества в астшюсферном горизонте. Очевидно однако,что подобные структуры не могут развиваться неограниченно долго и беспредельно х'лубоко.,Вероятное всего процессы прогибания в конце концов завершаются переходом в фазу субдукцим со всеми вцтекавдши отсюда последвтшшю. Но край ней мере, с общагоологичееких позиции иной ьарипат развития т,уг трудно БОООразПТЬ.

Обычно при анализе причин, зделшмхщх крупномасштабные гнув-эончшыш'е движения в токтонос^срс, принято обращаться ь нерву» очоредь к гипотетическим процессам в очень глубоких геосферах, включая границу шнтия-ядро.- ОбсувдашиЯся вариант причин • но-следственных связей при разшпяи зон спретшго и субдукшш опирается на гораздо более очевидный круг вполне1 естественных явлений в пределах самой тектоиоефори, пренебрегать которшш при решении проблем геодинамики вероятно не следуеч.

ОПИСОК ОСНОВНЫХ РАБОТ 110 ТШК ДИССЕРТ.ЩШ:

I. Разделение редкоземелипис элементов при дифферцшгигншк иерхиой шнтии океанов // Докл. АН СССР, 1972. 'Г. 20?, я 1 (,-:•.; аыюри Ю.А.Балашов, Л.В.Д'АВТрис«, Н.М.Оущивскз,;).

2. Рифтовые зеки океанов и формирование кори океанического типа// Очерки современной геохиглии ц аналитической химии. М., Наука, 1972 (соавторы Д.В.Дмитриев, Г.Б.Удинцев).

3. К вопросу о составе вещества верхней мангли //Геохимия, Г972, й 10.(Соавторы Л.В.Дмитриев, А.В.Ухэнов).

4. Новые данные о желобах-разломах юго-гзпадяой части Тихого океана // Геотектоника, 1974, й 2. (Соавторы Г.Б.Удлинен, Л.В. Дмитриев и др.).

5. Петрохкютеские типн перидотитов верхней тагяп //Геохимия, 1976, 8. (Соавторы Л. В. Дмитриев, А.В.Уханов).

6. Основные чортк магматизма дна океанов //Проблеш петрологии. М., Наука, 1976. (Соавторы Л.В.Дмитриев, Л. Н. Гаранин).

7. Об изотопном составе аргона в тантии Земли //Геохимия, 1978, !Ь 4. (Соавторы И.Н.Толстпхин, Е.Р.Друбедкой).

8. Состав п структурное полосе trac офполпгоЕШг ассоциаций Ся-липпинского бассейна // Офяодитн Тихоокеанского пояса (тезисы докладов). ГЛ., 1979. Секция В II. (Соавтор Н.А.Богданов).

9. Геохимия базальтов Марианского трога //У симпозиум: Геохимия магматических пород. М., 1979,

10. Петрология вулканогенных пород // Геология дна Филиппинского моря. U., Наука, 1380. (Соавтора Г.С,Закариадзе, Ю.И.Дкит-риев и др.).

11. Геохимия кайнозойских циклов магматизма в Филиппинском море /'/ Магматические и метаморфические породы дна океана а их генезис (тезисы докладов).М., 1980. (Соавтор Г.С.Закариадзе).

* ' 12. Вулканогенные породы серии кзриаяпт-боашгат //Геология дна Филиппинского моря. И., Наука, 1980. (Соавторы Н.Л,Добрецов, ЮЛ'.Лаврентьев и др.). '

13, Изотопные отпоивши стронция в эффузивных породах дна

ас, гашского моря // 7.Х Всесоюзный симпозиум по стабильным• изотопам в геохимик, М., 1982. (Соавторы Ю.А.Балашов, А.В.Ляляков, С.Ф.Карпенко).

14. Особенности развития иагматпзга при формяровагаш котловин и островных дуг Филиппинского моря // Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодвнаммческого рктз остров;аа .дуг, М,, Наука, 1982. (Соавтор Г.С.Закариадзе).

5. Геохимия магматизма в зонах конвергенции шшт // 2-ой Всесоюзный съезд океанологов. Тезисы докладов. Ялта, 1332. Выл. 7.

16. Генезис магштаяда островных дуг и материковых окраин по дашпс-1 для рэдиогсшнкх изотопов // IX семинар: Геохимия магга-

тических пород. Тезисы докладов.' М., 1983, (Соавторы Ю.А.Балашов С.Ф.Карпенко).

1?. Особенности эволюции южной части Филиппинского моря в свете данных по геохимии вулканизма островных дуг и интрадуговых впадин // Геохимия магматических пород океана в зон сочленения . океан-контвнент. Новосибирск, Наука, 1984. (Соавторы Г.С.Закариадзе, В.С.Пархоменко, Г.Н.Аношин).

18. Изотопные и геохимические критерии происхождения боншш-тов // Геохимия, 1984, № 7. (Соавторы С.Ф.Карпенко, Ю.А.Балашов, А.В.Ляликов).

19. Проблемы эволюции активных окраин в свете данных глубоководного бурения // Геология дна океанов по данным глубоководного бурения. М., Наука, 1984.

20. Строение и те кто но- магшти ческая эволкция дна Филиппинского моря // История и происхождение окраинных и внутренних морей. 27 ЫГК. Доклады. М., Наука, 1984. Т. 6, ч. П.

21. Геохимические особешюсти офиолитов желоба Тонга // Океанический, магматизм: зволщия, геологическая корреляция, М., Наука, 1986. (Соавторы С.К.Злобин, С.Я.Кузнецова).

22. Закономерности вариаций изотопных параметров мантии под островными дугами // ХП семинар: Геохимия магматвческпх пород. Тезисы докладов. М., 1986. (Соавтор Е.О.Дубинина).

23. Зональность вулканизма в Идзу-Марваиской системе островных дуг // Геология морей и океанов. М., 1986. Т. 2.

24. Проблемы вещественной эволюции коры активных окраин // Строение в динамика зон перехода от континента к океану. 1.1. .Наука, 1986. (Соавтор Л.В.Дмитриев).

25. Магматизм островных дуг: Идзу-Бонинская, Волкано и Марианская дуги // Петрология а геохимия островных дуг и окраинных морей. М., Наука, 1987, ,

26. Общая характеристика магштизш глубоководных котловин окраинных морей // Петрология и геохимия островных дуг- и.окраинных морей, и., Наука, 1387,

27. Первые данные об изотопном составе свинца в боншштах // Методы е&отогшой геологии. Тезисы докладов Всесоюзной школы-семинара. М., 1987. (Соавторы Ю.Д.Пушкарев, Ю.А.Балашов и ад.).

20. Изотопы водорода в боиипитах и базальтах островных дуг Тихого океана // Методы изотопной геологии. Тезисы докладов Всесоюзной школы-семинара, 1,1., 19Б7. (Соавторы Ю.А.Балашов, А.Л. Девирц).

' 29. Субдукдия в свете геохюапвскшс данинх // Строение сейс-мофокальных зон, М., Наука, 1987. (Соавтор С.Ф.Кдряшшо).

30. Geocheraical characteristics of raid-ocean ridge basalt»// Earth and Plsnat. Sol. Lett., 1979- Vol. 44- (co-authors S.S.Sun, R.tf.Neobitt),

31. Mari&nites: 2he clinocrifitatite bearing pillow-lavtia aoBcria-ted with the ophiolite aMerablssa of Mariana Trench // Ophiolites. Proc. In t em. Ophiolite Зутяр.,. Nicosia, Cyprus. PRIWIPCO ЫГЙ,1980. {co-authors If.b.Bobretaav, tUV.Sobalev).

32. Geochemistry and timing of the marginal basin and arc vol-canisia of the Philippine Soa // Phil. Trans. R. Зое. London, 1981. Vol. A 300. (co-authorn If.A.Bo£danov, G.S.-Sakariadza).

33. Evolution of the south Philippine Seat Deep Sea Drillin-; Project Leg 59 reaultfi // Init. Пер. DSDP, 1981. Vol. 59. (coauthors H.B.Scott, L.KroenJco, O.S.ZaJtsriadzs).

34. Petrography and geochonistry of basement rocka frc,~i tlx.t? beg 60 sites // Init. Rep. B3DP, 199?. Vol. 60.

35. Two ophiolite aequencea irons the> basement of tha northern Tonga Arc // Ofioliti, 1983. Vol. 8, If }. (oo-euthora I.K.PustchJn, S.K.Slobin, G.M.Kolgnov).

ЮТАНШТ ratla ß П'-.'!ать 6.02.83 г. Т-02ШЧ Заг.аа te ^8 Тираж ÏÛ't ¿к;з.

Информация о работе

Шараськин, Анатолий Яковлевич
доктора геол.-минер. наук
Москва, 1989
ВАК 04.00.10

Автореферат

Похожие работы