Scientific journal

Advances in current natural sciences

ISSN 1681-7494

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 0,775

В последнее время Тихоокеанская окраина Азии привлекает большое внимание исследователей как потенциальный источник разнообразной геологической информации, используемой для решения различных задач, включая, например, разработку моделей геодинамической эволюции Палеоазиатского континента в мезо-кайнозое или выяснение причин изменения кинематики относительного движения Тихоокеанских плит. Вместе с тем в предлагаемых палеогеодинамических моделях для такой огромной территории исследователи в своем большинстве оперируют материалами по отдельным регионам Восточной Азии – Япония, Корея или северо-восточный Китай – без взаимного сопоставления и анализа данных. При этом материалы по юго-восточной части России (Сихотэ-Алиньский орогенный пояс), составлявшей в досреднемиоценовое время вместе с упомянутыми выше территориями единую (рисунок) восточную окраину Палеоазиатского континента [1; 2], практически не используются. На это есть ряд как объективных, так и субъективных причин. Например, для мел-палеогеновых магматических образований это, прежде всего, связано с плохой освещенностью материала: изотопно-геохимические и геохронологические данные по этому региону имеют весьма ограниченный и разрозненный характер, что часто приводит к абстрактным выводам о специфике проявлений магматической деятельности. Использование неполных и не вполне достоверных данных по сопредельным территориям приводит к развитию неправильных представлений и о наличии перерывов в проявлении магматизма, в частности, в отдельные периоды раннего палеогена на всей восточной окраине Палеоазиатского континента [3–5]. Очевидно, что упомянутые исследователи основывают свои выводы на материалах по Японскому архипелагу, но распространяют их на всю азиатскую окраину, связывая с глобальными геодинамическими перестройками в ее пределах. Однако трудно представить, что последствия геодинамической реорганизации на континентальной окраине проявились только в пределах отдельного ее участка, поскольку соответствующие по времени предполагаемому магматическому перерыву в Японии продукты палеоценового этапа магматизма широко развиты на территории Сихотэ-Алиня и несут ярко выраженные минералогические и геохимические признаки магматических пород А-типа [6; 7].

Вместе с тем неверно интерпретированная этапность магматической деятельности служит причиной дальнейших некорректных выводов о специфике и последовательности геологических событий. Так, наличие предполагаемого временного перерыва в проявлении магматизма на восточной Палеоазиатской окраине используется некоторыми исследователями для реанимирования идеи субдукции спредингового хребта, разделявшего океанические плиты Тихоокеанская и Изанаги [8; 9].

Главная цель статьи – на основе анализа имеющегося геологического материала по различным регионам Восточной Азии обосновать неправомерность выделения палеоценового стратиграфического перерыва в аккреционных комплексах пояса Шиманто и палеоценового магматического перерыва на восточной Палеоазиатской окраине, используемых в последнее время в качестве основных аргументов субдукции спредингового хребта Тихоокеанская-Изанаги в раннепалеогеновое время.

Исторический обзор аргументации субдукции спредингового хребта

Идея субдукции спредингового хребта, разделявшего океанические плиты Изанаги и Тихоокеанская, привлекается в реконструкциях мел-палеогеновой геодинамической истории Тихоокеанской окраины Азии уже более 40 лет. При этом время субдукции хребта и связанные с этим процессом геолого-тектонические события существенно отличаются в разных публикациях. В ранних работах с субдукцией спредингового хребта Тихоокеанская-Изанаги, которая предполагалась в интервале 90–80 млн лет, связывались большеобъемный кислый (риолитовый) вулканизм на восточной Палеоазиатской окраине и раскрытие задугового бассейна Япономорской впадины [10]. Однако последующими палеомагнитными исследованиями [11] было показано, что раскрытие котловины Японского моря происходило в олигоцен-среднемиоценовое время, а позднемеловые кислые вулканиты и гранитоиды, имеющие типично надсубдалинскукционные петро-геохимические характеристики, связаны с субдукцией допозднемеловой океанической плиты [12]. В дальнейшем для аргументации субдукции хребта Изанаги-Тихоокеанская использовались данные по омоложению в восточном направлении (т.е. в сторону конвергентной границы) возраста позднемелового гранитоидного магматизма, обусловленного слэб-виндоу субдуцирующегося хребта [13; 14], а также MORB-типа толеитовых базальтов, ассоциирующих с терригенными породами мелового аккреционного комплекса пояса Шиманто и считавшихся изливавшимися синхронно с накоплением последних [15]. Детальные исследования деформационных структур аккреционных образований позднемеловой части Шиманто [16] показали, однако, что все тела толеитовых базальтов, равно как и валанжин-сантонских кремней, известняков и кремнистых аргиллитов, представляют собой разновеликие глыбы среди рассланцованных кампан-маастрихских алевролитов и, следовательно, интерпретируются как субдукционный меланж. Омоложение возраста позднемелового гранитоидного магматизма объяснялось продолжительной субдукцией океанической плиты и последовательным перескоком зоны субдукции в сторону океана по мере наращивания аккреционного клина, поскольку ни магматических, ни тектонических проявлений слэб-виндоу ни в аккреционных образованиях пояса Шиманто, ни в синхронных им отложениях преддугового прогиба не установлено [8; 17].

Другая группа исследователей [18–20] определяет время субдукции хребта Изанаги-Тихоокеанская в интервале 60–50 млн лет и связывает с этим процессом глобальную эоценовую реорганизацию движения не только тихоокеанских океанических плит (например, изгиб ориентировки оси Императорско-Гавайского хребта), но и плит южно-индийского океана (например, прекращение спрединга в Тасмановом море и изменение направления дрейфа Австралийской плиты с С-З на С). Такие умозаключения сделаны ими на основе моделирования сети древних (от 140 млн лет) линейных магнитных аномалий, используя принцип симметричности спрединга и данные по сохранившимся, но многократно фрагментированным изохронам магнитных аномалий в пределах современной северо-западной Пацифики, положению современных срединно-океанических хребтов, их ориентировке относительно континентальных окраин, а также интерпретации современной структуры мантии под восточной окраиной Азии по данным сейсмотомографии. По мнению упомянутых исследователей, субдукция спредингового хребта сопровождалась раскрытием слэб-виндоу под восточной Палеоазиатской окраиной на всем протяжении Японского желоба и отрывом слэба плиты Изанаги, что явилось причиной разворота вектора относительного движения Тихоокеанской плиты на 44 ° против часовой стрелки, повлекшего, в свою очередь, глобальную реорганизацию направлений движения других сопряженных океанических плит. В качестве геологических доказательств приводятся ссылки на структурные и палеотемпературные данные [12; 21], указывающие на низкоградный (225–315 °С) метаморфизм эоцен-олигоценовых аккреционных образований кайнозойской части пояса Шиманто. Однако в многочисленных работах японских геологов [12; 16] показано, что пик низкотемпературного метаморфизма приходится на 48 млн лет (для позднемеловой части Шиманто) и 40 млн лет (для палеогеновой) и обусловлен субдукцией молодой горячей океанической плиты (Филиппинской), а не спредингового хребта. Кроме того, субдукция спредингового хребта, который топографически существенно выше прилегающих к нему участков океанического дна, перекрытого толщей пелагических и гемипелагических осадков, предполагает наличие в аккреционной призме не только фрагментов осадочного чехла океанической плиты, но и значительного количества тектонических пластин толеитовых базальтов (фрагментов этого хребта). Вместе с тем палеогеновый аккреционный комплекс пояса Шиманто характеризуется незначительным присутствием пластин базальтов, даже по сравнению с позднемеловым аккреционным комплексом Шиманто, формировавшимся в ходе субдуции океанической плиты без сколько-нибудь существенных подводных гор и хребтов [12; 22].

В работе Раймбурга с соавторами [17] время субдукции хребта Изанаги-Тихоокеанская предполагается уже в интервале 48–43 млн лет, что почти на 40 млн лет позже, чем предлагалось первоначально [10]. Такое заключение основано на анализе и сопоставлении последовательности проявления пластичных и хрупких деформаций в палеогеновой и меловой частях аккреционного пояса Шиманто на о. Кюсю. При этом наличие хрупких и хрупко-пластичных деформаций в меловых и в палеогеновых аккреционных образованиях, проявленных в виде многочисленных надвигов и асимметричной до изоклинальной складчатости, связывается с субдукцией океанической плиты, а наличие метаморфической сланцеватости в терригенных породах основания меловой части аккреционного комплекса, ограниченных зоной надвига Нобеока, разделяющего меловую и кайнозойскую части пояса Шиманто, приписывается субдукции спредингового хребта. Однако метаморфическая сланцеватость явление достаточно широко известное при динамометаморфических процессах, реализующихся при относительных движениях блоков пород. В этой связи наличие метаморфической сланцеватости в приконтактовой части висячего блока надвига Нобеока может быть результатом метаморфизма низких температур и высоких давлений, обусловленного пододвиганием более молодых порций океанической плиты под древние.

В недавно предложенных версиях субдукции спредингового хребта Изанаги-Тихоокеанская основная линия доказательств строится на представлениях о наличии стратиграфического (возрастного) перерыва в аккреционных образованиях пояса Шиманто в палеоцене, структурного несогласия в отложениях раннекайнозойских преддуговых бассейнов в интервале палеоцен – ранний эоцен и магматического перерыва в среднем палеоцене – раннем эоцене [8] или раннем – среднем эоцене [9]. Пояс Шиманто юго-западной Японии является классическим примером древней аккреционной призмы, сформировавшейся в течение позднего мел-миоценового времени в ходе, как считается, непрерывной субдукции океанической коры [12; 22; 23]. Он состоит из многократно чередующихся тектоно-стратиграфических слайсов, разделенных пологими надвигами и состоящих из когерентных и меланжированных фрагментов осадочного чехла и базальтового слоя океанической коры [22 и ссылки в ней]. На основании микрофаунистических данных (радиолярии, фораминиферы) террейн Шиманто разделен на два субтеррейна: меловой и кайнозойский. Границей между ними считается крупный надвиг, именуемый как тектоническая линия Нобеока на о. Кюсю, или Аки – на о. Сикоку, или Гобо-Хаги – на п-ве Кии о. Хонсю. Базирующиеся на палеонтологических датировках традиционные представления таковы, что самым молодым возрастом для меловой части пояса Шиманто считается маастрихт, а самый древний возраст для кайнозойской части – ранний эоцен, что и лежит в основе мнения о стратиграфическом (возрастном) перерыве в формировании этого аккреционного комплекса. Одна группа исследователей [23] связывает данный перерыв с тектонической эрозией в ходе субдукции топографически возвышающихся объектов на океанической плите (например, подводные горы), другая объясняет подслаиванием и погружением на глубину бóльшую, чем ныне обнажено эрозионным срезом более молодых участков океанической плиты в ходе продолжительной субдукции [24]. Вместе с тем имеется достаточное количество публикаций, указывающих на палеоценовый возраст самых структурно нижних тектоно-стратиграфических единиц меловой части комплекса Шиманто [25–27]. Например, на о. Сикоку в районе Китагава-Умаджи самый нижний структурный уровень меловой части аккреционного пояса Шиманто, слагающий висячий блок надвига Аки, представлен тектоно-стратиграфическим комплексом Маги [26; 28]. Верхняя часть комплекса сложена меланжем (глыбы и обломки базальтов, кремней, песчаников в рассланцованном алевролитовом матриксе), а нижняя переслаиванием филитовидных сланцев (по алевролитам) и песчаников. Палеонтологические данные указывают на кампан-маастрихский возраст матрикса меланжа. Однако результаты U-Pb датирования детритовых цирконов свидетельствуют о ранне-среднепалеоценовом возрасте меланжевых и когерентных отложений комплекса Маги. Самый молодой кластер цирконов из матрикса меланжа имеет значения 62.7 ± 1.7, а из песчаников нижней части комплекса – 62.0 ± 1.3 млн лет [26].

Аналогичные возрастные данные получены для комплекса Маги и на восточном побережье о. Сикоку [25], где он представлен пакетом шестикратно повторяющихся тектонических пластин, сложенных рассланцованными черными алевролитами с горизонтами хаотических образований (меланж, содержащий глыбы и блоки кремнистых аргиллитов, кремней, базальтов, песчаников) и прослоями кислых туфов. Результаты U-Pb датирования цирконов из прослоев туфов имеют значения 66.2 ± 3.5 – 76.2 ± 2.4 млн лет для верхних пластин и 57.9 ± 2.9 – 63.5 ± 3.8 млн лет для нижних.

На полуострове Кии кайнозойская часть пояса Шиманто (Хикигава пояс) включает аккреционный комплекс Муро и залегающий на нем комплекс Отонашигава, границей между которыми служит надвиг Тикатсую [27]. Возраст аккреционных образований, определенный по фауне радиолярий, установлен как палеоцен – ранний эоцен для комплекса Отонашигава и средний эоцен – ранний миоцен для комплекса Муро. Структурно самая верхняя часть пояса Хикигава представлена комплексом Нюнокава, охарактеризованным позднемеловыми радиоляриями [29]. Следует также отметить, что по совокупности литолого-стратиграфических, структурных и палеонтологических (палеоценовый возраст) данных комплекс Отонашигава сопоставляется с комплексом Маги на о. Сикоку, слагающим самую структурно нижнюю часть мелового аккреционного пояса Шиманто [8].

Таким образом, приведенные выше данные показывают отсутствие сколько-нибудь существенного возрастного перерыва в терригенных образованиях комплекса Шиманто, хотя разрезы непрерывных поздних мел-палеоценовых последовательностей в виду чешуйчато-надвигового строения всего пояса Шиманто крайне редки.

Анализ имеющихся данных по магматизму также не подтверждает наличие и магматического перерыва в палеоцене. Несмотря на существующее мнение о значительном сокращении надсубдукционного магматизма в раннем палеоцене Японии [3; 4], палеоценовые вулканно-плутонические образования достаточно широко развиты в северо-западной части Внутренней зоны Японии, в юго-восточной части Китая и Корейского полуострова, а также в Сихотэ-Алине, которые все вместе еще 17 млн лет назад составляли единую восточную окраину Палеоазиатского континента (рисунок, а, б).

Палеоценовый магматизм Сихотэ-Алиня и прилегающих территорий

Палеоценовые магматические образования, по данным геологического картирования, широко распространены на территории Сихотэ-Алиня (рисунок, б). В то же время прецизионные изотопно-геохимические и геохронологические данные по этому региону, цитируемые в зарубежной литературе [30–32], имеют весьма ограниченный и разрозненный характер. В таблице приведены доступные литературные данные по геохронологии палеоценовых магматических пород. Они представлены риодацит-риолитовым и лейкогранитовым комплексами. Риодацит-риолитовый комплекс объединяет вулканические, экструзивные и жерловые образования кислого и умереннокислого состава, выполняющие многочисленные вулканно-тектонические депрессии и кальдеры проседания. Размер отдельных из них, с учетом эрозионного вреза до уровня близповерхностных магматических камер, достигает 40x20 км.

Фациальное разнообразие пирокластических пород определяется различными стадиями эксплозивного процесса игнимбритообразования. В игнимбритах и объемных телах вулканических стекол риодацит-риолитового состава широко распространены кварц, альбит-олигоклаз, санидин, феррогиперстен, феррогеденбергит, ферроавгит, биотит и фаялит. Акцессории – ортит, ильменит, циркон, апатит, самородное железо и когенит (Fe3C), что предполагает крайне восстановленный состав исходных расплавов [33].

Гранитоиды, генетически связанные с вулканитами, представлены пластообразными телами, залегающими между лавовыми потоками, и дайками, выполняющими кольцевые и радиальные разломы в пределах вулканических впадин. Почти все интрузии приурочены к субвулканическим эндоконтактовым зонам и представлены порфировыми разностями с плохо раскристаллизованной фельзитовой или сферолитовой основной массой. В основном это щелочно-полевошпатовые граниты и лейкограниты, реже эгирин-рибекитовые граниты и кварцевые сиениты. Первые два типа содержат вкрапленники, состоящие из олигоклаза (модальное содержание до 40 %), кварца, пертитового полевого шпата и гиперстена и реже магнетита, авгита, роговой обманки и биотита. Эгирин-рибекитские граниты представляют собой мелкозернистые, порфиритовые или пегматитовые породы, содержащие различные пропорции кварца, щелочного полевого шпата, альбита, эгирина и рибекита. Акцессории – преимущественно циркон, ксенотим и бастнаезит, реже – колумбит, чевкинит или ортит.

Геохимические данные свидетельствует, что палеоценовые магматические породы на территории Сихотэ-Алиня представлены кремнекислыми образованиями. Содержание SiO2 обычно 65–75 wt. %, достигая в отдельных образцах 82 wt. %. Для них характерны высокие содержания щелочей (K2O+Na2O от 6.8–10.5 wt. %) и крайне низкие концентрации CaO и MgO, что находит свое отражение в их высоко-среднекалиевых, высокоглиноземистых, агпаитовых и железистых составах. Характерны широкие вариации концентраций щелочных и щелочноземельных элементов (K, Rb, Cs, Sr и Ba), повышенные – для высокозарядных (Zr, Nb, Ga и Y) и редкоземельных элементов (за исключением Eu). Рассчитанные величины TZr более 800 °С, что позволяет предположить высокотемпературный характер исходных расплавов. На многокомпонентных диаграммах составы пород близки по характеру спектров РЗЭ – незначительное обогащение LREE/HREE (3.5–10.5) при невысоких значениях (La/Yb)N отношений (0.9 и 2.2–10.6) и отрицательная Eu аномалия. На спайдер-диаграмме нормализованные к примитивной мантии значения имеют отрицательные аномалии по Ba, Sr и Ti и положительные по К, Th, U и Pb, а также отчасти для Ce, Zr и Hf, т.е. имеют типичные характеристики A-геохимического типа магматических пород [7; 34; 35].

В дополнение следует отметить, что аналогичные или близкие по петро-геохимическим характеристикам Сихотэ-Алиньским раннепалеогеновые магматические образования широко распространены и на сопредельных территориях. На территории Кореи они картируются вдоль восточного побережья и представлены разновеликими плутонами гранитов и гарнодиоритов А-типа (Yangsan, Daejeonri, Hoam и др.), возраст которых варьирует в пределах 50.8 ± 0.4 – 57.5 ± 0.5 Ma [36; 37].

В прибрежной зоне Южного Китая раннекайнозойские магматические породы представлены риолитами и риолит-дацит-андезитовыми ассоциациями в южных частях провинций Фуцзянь, Маоминг, Гуандун и Хуаю [38]. Их геохимические данные также указывают на принадлежность к А-типу, а U–Pb возраст, определенный методом LA-ICP-MS, находится в узком диапазоне от 55 до 60 млн лет со средним возрастом 59,3 ± 0,2 и 56,2 ± 0,3 млн лет [38; 39].

Вопреки выводам об отсутствии палеоценовой магматической активности в Японии [3; 4; 9] магматические породы этого периода широко распространены в северо-западной части Внутренней зоны Японии [40-42]. Они представлены гранитоидами, риолитами и игнимбритами, возрастной диапазон которых конец мела – ранний палеоген (68–52 млн лет). Однако отсутствие детальных геохимических данных не позволяет скоррелировать их с каким-либо геохимическим типом и сопоставить с палеоценовыми гранитами Сихотэ-Алиня.

Обсуждение

Отсутствие в Сихотэ-Алине и смежных регионах средне-позднепалеоценовых надсубдукционных магматических образований дает основание предположить прекращение субдукции вдоль восточной Палеоазиатской окраины в раннем палеогене. Подтверждением этому служит и существенно терригенный состав палеоценовых осадочных образований, характеризующихся отсутствием пелагических и гемипелагических отложений. Например, на полуострове Кии палеоценовые отложения (комплекс Отонашигава) представлены пачками переслаивания песчаников и алевролитов, чередующихся с мощными пластами крупнозернистых песчаников и прослоями конгломератов, общей мощностью около 2000 м [27]. На о. Сикоку самая нижняя тектоно-стратиграфическая единица комплекса Маги, содержащая раннепалеоценовые детритовые цирконы, также сложена пачками ритмично переслаивающихся песчаников и алевролитов [26]. В случае продолжающейся субдукции эти разрезы должны были бы включать фрагменты Ocean Plate Stratigraphy Sequences.

С другой стороны, широкое развитие палеоценовых (60.5–53 млн лет) вулкано-плутонических комплексов А-типа не позволяет интерпретировать восточную окраину Палеоазиатского континента в раннем палеогене и как пассивную окраину. Таким образом, из трех возможных вариантов: пассивная окраина, активная субдукционная и активная трансформная, остается последний. Это подтверждается и различиями структурных ансамблей разновозрастных тектоно-стратиграфических комплексов пояса Шиманто, т.е. пространственной ориентировкой деформационных структур слагающих их когерентных и меланжевых образований. В частности, самый молодой (маастрихт-раннепалеоценовый) и самый структурно нижний комплекс меловой части пояса Шиманто на о. Сикоку комплекс Маги, являющийся основанием висячего блока надвига Аки, сложен нормально слоистыми терригенными отложениями и меланжевыми образованиями, смятыми в асимметричные разноамплитудные складки В-С-В (50–60 °, в современных координатах) простирания [43 и ссылки в ней]. Данные анализа пространственной геометрии деформационных элементов в катаклазированных терригенных породах и меланже, включающих сколы Риделя (R), вторичные сколы Риделя (Р), сопряженные трещины Риделя (R’), трещины отрыва (Т), Y-сдвиги, зеркала, борозды и штрихи скольжения, согласно вышеупомянутым авторам, показывают, что деформация пород осуществлялась в условиях простого параллельного слоистости отложений сдвига, обусловленного косой субдукцией.

В отличие от комплекса Маги, в комплексе Муротоханто [Murotohanto subbelt, по 21] или Нахаригава [Naharigawa Formation, по 26], являющемся самым древним (палеоцен-эоценовым) и самым верхним структурным элементом кайнозойской части пояса Шиманто, непосредственно подстилающим надвиг Аки, установлено два этапа формирования деформационных структур. Первый (ранний), в ходе которого отложения были смяты в асимметричные разноамплитудные складки широтного З–В простирания (в современных координатах), проявлен только в самой северной части комплекса, охарактеризованной палеоценовой микрофауной [21]. В ходе позднего этапа деформаций отложения всего комплекса (и северная часть, и южная, охарактеризованная ранне-среднеэоценовой микрофауной) были смяты в складки С–В простирания. Разница в ориентировке элементов залегания пород составляет порядка 30 °, что указывает на разворот против часовой стрелки вектора движения океанической плиты в раннем эоцене и изменение угла конвергенции [21].

Принимая во внимание разницу кинематических режимов формирования деформационных структур самой молодой части мелового Шиманто, палеоценовой и эоценовой частей кайнозойского Шиманто, а также формирование комплекса Маги в условиях косой субдукции, есть все основания утверждать, что в интервале времени поздний мел – ранний эоцен Тихоокеанская плита дважды меняла направление движения относительно Палеоазиатской окраины – с северо-западного (косая субдукция) в позднем мелу – раннем палеоцене на субмеридиональное (средний – поздний палеоцен) и снова на северо-западное (ранний эоцен). Этот вывод не противоречит данным по направлениям относительного движения тихоокеанских океанических плит в рассматриваемый временной интервал [44], рассчитанным на основе полосовых магнитных аномалий и фиксированных горячих точек, и предполагает доминирование в палеоцене режима трансформной окраины на востоке Палеоазиатского континента. Следует также отметить, что режим трансформной окраины в палеоцене – раннем эоцене обосновывался и по данным структурно-биостратиграфических исследований кайнозойской части пояса Шиманто (комплекс Хъюга) на о. Кюсю [45].

Смена угла конвергенции океанической плиты фиксируется не только в структурных ансамблях аккреционных образований пояса Шиманто, но и в формировании структурно-вещественных комплексов на самой Палеоазиатской окраине. Согласно данным [46; 47], в палеоцене началось закрытие позднемелового преддугового прогиба, расположенного в пределах современных Западного Сахалина и Хоккайдо, что фиксируется накоплением палеоценовых континентальных грубообломочных отложений с прослоями углей. В Южном Сахалине и поясе Камуикотан (Хоккайдо) позднемеловые аккреционные образования были смяты в эшелонированную систему флексурообразных складок с эксгумацией в палеоцене высокобарических комплексов [47; 48].

Принимая во внимание приведенные геолого-структурные данные, а также то, что палеоценовые вулканические отложения в Сихотэ-Алине залегают с явно выраженным структурным несогласием на позднемеловых магматических комплексах, самый молодой возраст которых, по данным U–Pb (SHRIMP) датирования диоритов, составляет 60.45 ± 0.65 млн лет [35 и ссылки в ней], смена геодинамического режима субдукционной окраины на восточном крае Палеоазиатского континента на режим трансформной окраины произошла в среднем палеоцене. Это подтверждается и прецизионными геохронологическими данными по цирконам из Сихотэ-Алиньских магматических пород А-типа (таблица). Но уже в раннем эоцене возобновляется режим субдукции, что фиксируется и формированием эоцен-среднемиоценовых аккреционных комплексов, и синхронным им надсубдукционным магматизмом [5]. Такая смена геодинамического режима на Палеоазиатской окраине может быть описана моделью субпараллельной коллизии спредингового хребта, которая приводит к прекращению субдукции, вызывая отмирание спредингового хребта в глубоководном желобе, и формированию крупномасштабных синсдвиговых деформаций континентальной окраины, как это показано на примере калифорнийской трансформной окраины США и Мексики [49], но не исключает и простое трансформное скольжение океанической плиты без каких-либо подводных возвышенностей в результате смены вектора относительного движения, например из-за разности скорости спрединга на разных участках спрединговой системы [50].

Выводы

Анализ структурно-геологических данных позднемеловых и палеогеновых аккре- ционных образований, а также палеоцен-эоценовых эпиконтинентальных структурно- вещественных комплексов указывает как минимум на двукратную структурную перестройку на Палеоазиатской окраине (на рубеже позднего мела и палеоцена и позднего палеоцена и раннего эоцена), что связано, вероятно, со сменой режима субдукции океанической плиты ее трансформным скольжением и, снова, режимом субдукции.

Широкое развитие среднепалеоцен-раннеэоценовых магматических образований кислого состава на территории Сихотэ-Алиня, юго-восточной части Китая, Корейского полуострова и северо-западной части Внутренней зоны Японии не подтверждает мнение о палеоценовом магматическом перерыве, расцениваемом в качестве аргумента субдукции спредингового хребта Изанаги-Тихоокеанская. Эти породы характеризуются ярко выраженными минералогическими и геохимическими признаками магматических пород А-типа, резко отличными от позднемеловых магматических пород I-типа, что предполагает иной, чем субдукция, геодинамический режим на Палеоазиатской окраине в этот период.

Работа выполнена при частичной поддержке гранта РФФИ-ГФЕН № 19-55-53008.