Просмотр кода страницы Некоторые проблемы геодинамической типизации террейнов, перекрывающих и «сшивающих» комплексов

<div align="justify">
Распознавание кратонов и их фрагментов, как правило, не вызывает затруднений, в то время, как геодинамическая природа аккретированных террейнов, формировавшихся либо вдоль окраин кратонов, либо на значительном удалении от них, далеко не всегда поддается однозначной интерпретации. Более или менее уверенно распознаются террейны – фрагменты океанической коры, образованные интенсивно тектонизированными офиолитами, верхние части разрезов которых образованы базальтами со специфическими геохимическими характеристиками, а также пелагическими или гемипелагическими органогенными, в первую очередь, кремнистыми образованиями. Разработаны также комплексы-индикаторы для выделения террейнов – фрагментов активных окраин, сохранявших характерную первичную зональность (в направлении от океана к окраине): аккреционные призмы, преддуговые бассейны, фронтальные и тыловые части островных дуг (с проявлениями известково-щелочного и/или бонинитового вулканизма) задуговые бассейны. Полярность островодужных систем устанавливается с учетом реконструированных пространственных соотношений комплексов осевых частей вулканических дуг относительно, например, родственных этим дугам аккреционных призм. Фрагменты мезозойских активных окраин  достаточно давно прослежены вдоль северо-западного побережья Охотского моря, на севере Камчатки и в Корякии. Речь идет, в первую очередь, об Удско-Мургальской активной окраине (Парфенов, 1984; Тильман, Натапов, 1989; Зоненшайн и др., 1990; Филатова и др., 1990; Соколов, 1992; Ханчук, 1993; Соколов и др., 1999; Богданов, Филатова, 1999 и др.).
 
Такой важный элемент активных окраин, как аккреционные призмы (или клинья), применительно к восточноазиатским окраинам начал выделяться лишь в последнее десятилетие, хотя в мировой практике этот тип структур известен достаточно давно (Seely et al., 1974; Сили и др., 1978; Westbrook et al., 1987; Moore & Birn, 1987; Proceedings…., 1995 и др.). Сложены они, как правило, счешуенными пластинами, наклоненными в сторону континента или островной дуги и омолаживающимися в сторону океана. Представления об их строении и механизме формирования развивались, главным образом, на примерах современных аккреционных призм, располагающихся на внутренних склонах глубоководных желобов, таких, как Каскадия, Барбадос, Алеутская, Нанкай и др. При исследованиях использованы результаты многоканального сейсмического профилирования и глубоководного бурения, а также прямых наблюдений в тех немногочисленных районах, где аккреционная призма поднята выше уровня океана (Seely et al., 1974; Сили и др., 1978; Westbrook et al., 1987; Moore & Birn, 1987; Proceedings…., 1995 и др.). Снизу призмы ограничены поверхностями главного срыва (decollement), располагающимися внутри осадочного разреза (иногда проникающими в нижние горизонты, вплоть до базальтового слоя океанической коры), полого наклоненными под континент или островную дугу и отчетливо прослеживаемыми на сейсмограммах на многие десятки километров от глубоководного желоба.

В строении многократно повторяющихся чешуй принимают участие отложения глубоководных равнин, желоба, континентального склона и шельфа, причем возраст этих отложений закономерно омолаживается по мере перемещения от верхних структурных уровней к нижним. Предполагается, что формирование этих структур является прямым отражением пододвигания океанической плиты под континент или островную дугу и связано оно с реализацией различных механизмов: фронтальной и базальной аккреции,  субдукционной эрозии и др. (Dickinson, 1971; Ernst, 1975; Karig, 1974; Seely et al., 1974; Platt et al.,1985, Кеннет, 1987). При фронтальной аккреции объемы смещаемых с океанической плиты и причленяемых к призме осадков практически полностью совпадают; яркий пример – призма Каскадия (Чамов и др., 2001; Чамов, 2003). При базальной аккреции часть чехла пододвигаемой плиты проскальзывает под призму и на некоторой глубине может причлениться к ней. Такой способ поступления материала иногда обозначается как подслаивание (underplating) (Ernst, 1975; Platt et al.,1985; Davis et al., 1983; Hashimoto & Kimura, 1999). Известны примеры реализации в одной призме механизмов как фронтальной, так и базальной аккреции, когда верхняя часть пододвигаемой плиты срезается и причленяется к аккреционной призме за счет фронтальной аккреции, а нижняя - «подслаивается» под призму (призма Макран, Оманский залив, (Platt et al., 1985). При субдукционной эрозии осадочный чехол субдуцируется в глубокие горизонты литосферы вместе с океанической плитой. Этот механизм привлекается для объяснения отсутствия аккреционных призм на внутренних склонах ряда глубоководных желобов (Karig, 1974; Warsi et al., 1983).

Параллельно в орогенных поясах, главным образом, Циркум-Тихоокеанского региона стали выделяться террейны - фрагменты древних (как палеозойских, так и мезозойско-кайнозойских) аккреционных призм, в том числе - содержащих зоны меланжей с офиолитовыми пластинами (Blake, Jones, 1974; Парфенов, 1984; Lash, 1987; Taira & Tashiro, 1987; Григорьев и др., 1987; 1988; Mizutany et al., 1990; Pre-Cretaceous …, 1990; Натальин, 1991; Соколов, 1992; Ханчук, 1993; Парфенов и др., 1998; Nokleberg et al., 1998;. Соколов и др. 1999 и др.). Такого рода террейны образуют большую часть Сихотэ-Алиня и Японских островов. На карте, составленной в рамках медународного научного проекта по тектонике, геодинамике и металлогении севера Тихоокеанского обрамления выделено два типа террейнов – фрагментов аккреционных призм: типа А – сложенных преимущественно турбидитами при небольшой роли океанических пород (которые могут отсутствовать) и типа Б – сложенных преимущественно океаническими породами при подчиненном распространении турбидитов (Nokleberg et al., 1994; Парфенов и др., 1998)

Изучение фрагментов аккреционных призм в орогенных поясах восточной окраины Азии продолжается до настоящего времени. В частности, российскими и японскими геологами выполнена гигантская работа по выявлению, выделению и определению остатков микрофауны (радиолярий и конодонтов) с целью установить возраст вмещающих кремнистых,  меньше – терригенных пород на всех уровнях реконструированных тектоностратиграфических последовательностей (Pre-Cretaceous …, 1990, Кемкин, 2003 и др.).
 
На карте террейнов северного обрамления Пацифики (Nokleberg et al., 1994) выделены так называемые флишевые террейны или террейны турбидитовых бассейнов, геодинамическая типизация которых затруднительна (Парфенов и др., 1998). 

В пределах современных пассивных окраин многокилометровые толщи турбидитов накапливаются вдоль подножий континентальных склонов, главным образом, в приустьевых частях рек-гигантов (Лисицын, 1988). Примером бассейна палеозойской пассивной окраины является Верхоянский прогиб вдоль восточного обрамления [[Северо-Азиатский кратон|Северо-Азиатского кратона]] (Парфенов, 1984).

В пределах активных окраин турбидиты накапливались в задуговых и преддуговых бассейнах, а также в глубоководных желобах (в последнем случае они участвуют в строении аккреционных призм, как, например, в поясе Симанто Внешней Японии (Taira & Tashiro, 1987). Седиментация в этих бассейнах происходила на фоне интенсивного островодужного вулканизма, отличавшегося высокой степенью эксплозивности и, в связи с этим, поставлявшего в окружающие седиментационные бассейны большое количество вулканической кластики. Горизонты вулканитов и вулканокластических турбидитов характерны для шельфовых и склоновых отложений преддуговых, частью – задуговых бассейнов, а также отложений глубоководных желобов. (Ботвинкина, 1974; Хворова, 1987). Отложениями таких бассейнов считаются палеозойские и мезозойские турбидиты Корякии и нижнемеловые турбидиты [[Киселевско-Маноминский террейн|Киселевско-Маноминского террейна]] на Севере Сихотэ-Алиня (Геосинклинальное …; 1987; Маркевич и др., 1997). В отложениях задуговых окраинных морей, особенно граничащих с континентами, влияние надсубдукционного вулканизма по мере удаления от фронтальных частей дуг ослабевает, однако все же сказывается, благодаря постоянной примеси пирокластики, причем некоторые интервалы разрезов ею обогащены. (Хворова, 1987).
[[image: Picture_1_3.jpg | frame | <div align="justify"><p>'''Рис. 1.3.''' Направления перемещения Тихоокеанской плиты относительно Северо-Американского кратона (по: Engebretson et al., 1985).</p><p>Протяженность стрелок - перемещения за последние 10 млн лет.</p><p>Системы правых сдвигов: КШ - Королевы Шарлотты, КЛ - калифорнийская</p></div>]]
 
Фрагментом турбидитового бассейна совершенно иного типа является раннемеловой [[Журавлевско-Амурский террейн|Журавлевский террейн]] Сихотэ-Алиня, который образован сильно дислоцированной очень мощной толщей нижнемеловых аркозовых терригенных пород, накапливавшихся, как правило, без какого-либо влияния вулканизма. Крайне редкие потоки базальтов и только на валанжинском уровне разреза характеризуются внутриплитными геохимическими характеристиками (Левашев и др., 1989). По составу, характеру и скоростям лавинной седиментации турбидиты Журавлевского террейна могут сопоставляться с отложениями современных бассейнов пассивных континентальных окраин. Однако в том же [[Сихотэ-Алинь-Северо-Сахалинский орогенный пояс|Сихотэ-Алинском орогенном поясе]] установлены террейны также раннемелового возраста, представляющие фрагменты активной окраины. В частности, аркозовые турбидиты Журавлевского террейна замещаются по латерали (в рамках одной окраины) как образованиями фронтальной части дуги (пояс Монерон – Ребун - Кабато) и задугового бассейна ([[Кемский террейн]]), так и комплексами аккреционных призм ([[Таухинский террейн|Таухинский]] и [[Киселевско-Маноминский террейн|Киселевско-Маноминский]] террейны). Анализ полученных данных привел нас к выводу о том, что формирование турбидитов Журавлевского террейна происходило вдоль границы континент-океан на фоне крупномасштабных левосторонних трансформных скольжений плиты Изанаги относительно Евразиатского континента. Поверхностным выражением этих скольжений является система окраинно-континентальных левых сдвигов Танченг-Луджиянг (Тан-Лу) (Jiawei et al., 1987; Jiawei, 1993). Сочетание в пределах одной окраины участков доминирования субдукции и участков трансформных скольжений нами объяснялось наличием разноориентированных участков окраины при дрейфе плиты Изанаги с юга на север и, соответственно, различными углами относительной конвергенции (Голозубов и др., 1990; Голозубов, Ханчук, 1995).
 
В связи с этим возникла более общая проблема:  выделение режима трансформной окраины в структурах геологического прошлого. Как показали расчеты П.Патчетта и К.Чейза, протяженность современных трансформных окраин составляет около 8% протяженности окраин вообще, то есть этот тип окраин имеет достаточно большое распространение (Patchett & Chase, 2002). Между тем, на достаточно многочисленных геодинамических реконструкциях, в том числе – недавних, трансформные границы плит просто не показаны – даже на участках, где океанические плиты скользят под острым (менее 30°) углом или даже параллельно краям континентальных плит, на схемах показаны субдукционные границы (например, Городницкий и др., 1978; Кононов, 1989; Зоненшайн и др., 1990; Scotese, 1997). Исключение составляют последние реконструкции К.Скотиза и др., на которых продемонстрированы трансформные границы для отдельных эпизодов становления западной окраины Северной Америки в мезозое и кайнозое. (Scotese et al., 2001). В связи с этим полезно рассмотреть ситуацию в этом общепринятом тектонотипе обстановки современных трансформных скольжений с тем, чтобы определить структурные и вещественные признаки, характерные именно для трансформных границ плит. Сопоставление современной западной окраины Северо-Американской плиты и раннемеловой Восточно-Азиатской окраины представляется вполне правомерным, поскольку, как отмечал еще Б.А.Иванов (1970), в структурном отношении эти окраины имеют много общих черт. 

[[image: Picture_1_4.jpg | frame | <div align="justify"><p>'''Рис. 1.4.''' Калифорнийская система окраинно-континентальных правых сдвигов (по: Crowell, 1974).</p><p>СА - разлом Сан-Андреас</p></div>]]

Севернее экватора Восточно-Тихоокеанский спрединговый хребет ориентирован в северо-восточном (почти поперечном относительно края Северо-Американской плиты) направлении ('''рис. 1.3'''). Ряд мелких его фрагментов установлен в Калифорнийском заливе, а возможным его продолжением на северо-западе считается хребет Хуан Де Фука. Соответственно, вдоль границы малоподвижного Северо-Американского континента с Тихоокеанской плитой, до настоящего времени перемещавшейся в северо-западном направлении со средней скоростью 6,0-6,4 см/г (Engebretson et al., 1985), практически на всем ее протяжении (вплоть до Алеутской дуги) имели место крупномасштабные правосторонние скольжения (Crowell, 1962; Plafker, 1990 и др.). Отражением этих скольжений являются системы окраинно-континентальных сдвигов Калифорнии и Королевы Шарлотты, протяженность (каждой из которых) составляет около 1500 км и которые являются трансформными разломами типа хребет-дуга (Wilson, 1965). Проявления субдукции, разделяющие по латерали участки трансформного скольжения, установлены в районе Каскадных гор, где происходит погружение плиты Хуан Де Фука под континент и где вплоть до настоящего времени происходит формирование аккреционной призмы (Brendon et al., 1998; Чамов, 2001; Чамов, 2003 и др.).

 [[image: Picture_1_5.jpg | frame | <div align="justify"><p>'''Рис. 1.5.''' Сдвиги и осадочные бассейны Калифорнийского бордерленда (по: Christie-Blick, Biddle, 1985).</p><p>1 - кайнозойские бассейны; 2 - оси антиклиналей; 3 - разломы</p></div>]]

Система Калифорнийских сдвигов представляет собой серию сближенных, часто ветвящихся разломов северо-западного (с отклоненими до широтного) простирания, установленные как вдоль побережья, так и на прилегающей окраине континента (бордерленде) ('''рис. 1.4'''). Ширина полосы распространения этих разломов достигает 450 км. Правосторонние перемещения по наиболее изученному разлому Сан-Андреас установлены по изломам гидросети, разобщениям маркирующих комплексов (в том числе – слоев с характерной фауной), ориентировкам приразломных складок и ромбовидных бассейнов синсдвигового растяжения (pull-apart basins). Подсчитано, что только после нижнего миоцена амплитуда перемещений по этому разлому составила, по одним данным - около 260 (Crowell, 1962), а по другим – около 315 км (Matthews, 1976). Калифорнийское побережье и в настоящее время отличается повышенной сейсмичностью, причем зарождение некоторых из разломов путем формирования системы сближенных сколов Риделя наблюдалось во время одноактных землетрясений; амплитуда правосторонних перемещений составляла при этом до 4,5 м (Tchalenko, 1970). В перерывах между землетрясениями, как показали повторные триангуляции, вдоль разлома Сан-Андреас происходят плавные правосторонние скольжения со скоростью 1,5-2,2 см/г.

[[image: Picture_1_6.jpg | frame | <div align="justify"><p>'''Рис. 1.6.''' Спектры редкоземельных элементов в меловых магматитах субдукционной и трансформной геодинамических обстановок Сихотэ-Алиня (А, Б) и кайнозойских магматитах Долины Смерти (провинция Бассейнов и Хребтов) запада США, формировавшихся в обстановке трансформной окраины (В).</p><p>А - поля: 1 - средний состав и пределы колебаний сеноманских вулканитов надсубдукционного Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса (Симаненко, Ханчук, 2003); 2 - то же для альб-сеноманских вулканитов коркинской серии Партизанского бассейна Приморья, формировавшихся в обстановке трансформной окраины (Симаненко и др., 2002); линиями показаны альб-сеноманские гранитоиды, формировавшиеся в обстановке трансформной окраины: Березовско-Араратский комплекс (Гоневчук, 2002): 3, 4 - монцониты и кварцевые монцониты, 5, 6 - гранодиориты и граниты золотоносной ассоциации; Б - альб-сеноманские андезиты и андези-базальты алчанской свиты Приморья, формировавшиеся в обстановке трансформной окраины; В: 1, 2 - базальты «древней» вулканической группы, 3, 4 - интрузивные породы, 5 - молодые базальты (Asmeron et al., 1994)</p></div>]]

В связи с крупномасштабными перемещениями вдоль системы калифонийских сдвигов на всем ее протяжении формировались и формируются достаточно многочисленные синсдвиговые бассейны, в том числе – рифтовая долина озера Солтон Си на продолжении Калифорнийского залива, а также система параллельных грабенов в так называемой провинции Хребтов и Бассейнов, в числе которых - классический ромбовидный грабен (pull-apart basin) Долины Смерти, опущенный на 85 м ниже уровня моря (Burchfiel & Stewart, 1966). На участках разветвлений сдвиговых зон располагаются крупные нефтеносные бассейны калифорнийского бордерленда ('''рис. 1.5'''), характеризующиеся чрезвычайно высокими (до 3600 м/млн л.) скоростями лавинного осадконакопления (Christie-Blick & Biddle, 1985).

Седиментация вдоль непосредственной границы океанической и континентальной плит в условиях трансформного скольжения, по-видимому, практически не отличалась от накопления терригенных толщ в условиях пассивной окраины. Главным фактором, обеспечивающим вынос с континента больших объемов обломочного материала, является, как известно, наличие дельт крупных рек. В условиях засушливого климата Калифорнии, однако, даже такие относительно крупные реки, как Колорадо, не доходят до морского побережья. Значительная часть обломочного материала осаждалась и осаждается сейчас, как уже говорилось, в пределах эпиконтинентальных синсдвиговых бассейнов. По-видимому, по этим причинам седиментация вдоль калифорнийского подножья континентального склона происходит в условиях дефицита обломочного материала и мощность осадочных отложений, перекрывающих базальты ложа океана, не превышает здесь 700 м (Лисицын, 1988). При наличии рек – гигантов в условиях трансформных скольжений плит можно ожидать появления окраинных бассейнов с лавинным характером седиментации, таких, например, как изученный нами во фрагментах раннемеловой Журавлевский турбидитовый бассейн.

Проявления магматизма для Калифорнийской окраины также характерны и приурочены они к бассейнам синсдвигового растяжения. В позднекайнозойских разрезах некоторых из этих бассейнов установлены дайки, силлы и потоки базальтов, андезитов, дацитов и риолитов. Геохимические особенности этих вулканитов свидетельствуют о смешанных источниках магм, включающих как субдукционную, так и внутриплитовую, а иногда - и коровую компоненты (Bacon et al., 1997; Asmeron et al., 1994). По мнению некоторых исследователей, состав вулканитов во многом определяется интенсивностью синсдвигового растяжения в конкретных бассейнах – при больших скоростях растяжения изливаются лавы основного, а при меньших – кислого составов (Asmeron et al., 1994).

При скольжении вдоль системы сдвигов Королевы Шарлотта с эоцена до наших дней вдоль окраины террейны транспортировались на расстояния в сотни и тысячи километров, что наглядно продемонстрировано в работах Т. Брунса, Д. Плафкера и др. (Bruns, 1983; Plafker, 1990; Scotese et al.,.2001). Таковым, например, является составной террейн Якутат, состоящий из фрагментов позднемеловой и третичной активной окраины и океанической коры и который за последние 45 млн. лет перемещен на расстояние около 2500 км (Bruns, 1983). В эти перемещения вовлекались также фрагменты палеозойских и раннемезозойских пассивных и активных окраин. Таковы составные террейны Стикиния, Врангелия и ряд более мелких, а также фрагменты аккреционных призм с офиолитами, например, террейн Ангаючам. Конечным пунктом этих перемещений являлся участок излома края Северо-Американской плиты, где сдвиговые перемещения в той или иной мере трансформировались в надвиговые (точнее, поддвиговые) и где эти террейны, интенсивно сминаясь, нагромождались друг на друга. В настоящее время северо-западное окончание Северной Америки (Аляска и прилегающие к ней участки Канады) представляют собой коллаж террейнов различного состава, возраста и происхождения. Неудивительно, что террейновая концепция возникла на материалах именно этого региона (Coney et al., 1980; Jones et al., 1983).
 
Можно считать, таким образом, установленным, что трансформные окраины калифорнийского типа могут замещать по латерали участки активных окраин, составляя с ними своеобразные динамопары, причем характер взаимодействия на каждом из участков определяется геометрическими соотношениями направления дрейфа океанической плиты и ориентировками краевых частей малоподвижного прилегающего континента. С учетом данных о Калифорнийской окраине (частично приведенных выше) можно сформулировать признаки трансформных границ плит, которые можно использовать (и использовались нами) при выделении этих границ в структурах геологического прошлого:

а) наличие вдоль границ плит сдвиговых зон с перемещениями в сотни и тысячи километров, активных в рассматриваемый отрезок времени.

б) формирование бассейнов синсдвигового растяжения (pull-apart basins), которые в континентальной части окраины заполнялись терригенным материалом и вулканитами, а вблизи континента, на океаническом основании, характеризовались лавинной седиментацией.

в) проявления вулканизма со смешанными субдукционными и внутриплитными характеристиками приурочены к бассейнам синсдвигового растяжения и распределены вдоль окраин крайне неравномерно.

Представления о важнейшей роли сдвиговых дислокаций при формировании современного облика структур восточной окраины Азии в настоящее время общеприняты (Иванов, 1960, 1961, 1972; Уткин, 1980, 1989; Jiawei, 1987, Jiawei et al., 1993; Worral et al., 1996; Fournier et al., 1994 и др.). Раннемеловые перемещения вдоль сдвиговых зон системы Тан-Лу сопровождались, как показали исследования последних лет, формированием многочисленных бассейнов синсдвигового растяжения или сжатия (Lee & Paik, 1990; Голозубов, Ли, 1997; Голозубов и др., 1998; Lee, 1999; Голозубов и др., 2000; Ли и др., 2001; Голозубов и др., 2002).

Третье направление исследований - изучение геохимии вулканитов трансформных окраин на материале северо-западного обрамления Тихого океана – в настоящее время активно разрабатывается. Так, Ю.А.Мартыновым получены данные о том, что кайнозойские вулканиты Циркум-Япономорского региона отнюдь не надсубдукционные (как считалось ранее), а сформировались в условиях растяжения при активизации правых перемещений вдоль Хоккайдо-Сахалинской системы разломов и сочетают в себе геохимические признаки судукционного и внутриплитного источников (Ханчук и др., 1997; Мартынов, 1999). К аналогичным выводам пришел П.И.Федоров, изучавший кайнозойский вулканизм зон растяжения вдоль всей восточной окраины Азии (Федоров, 2003). Им отмечалось, что роль внутриплитного источника нарастает по мере омоложения вулканитов, а в одновозрастных вулканитах она сильно варьирует от места к месту. Совмещение геохимических признаков субдукционного и внутриплитного источников присуще и ранне-позднемеловым базальтам синсдвиговых бассейнов системы Тан-Лу (Симаненко и др., 2002). Магматиты этих бассейнов обычно в разной степени обогащены крупноионными литофильными элементами (LILE) относительно высокозарядных (HFSE), что типично для островодужных магм. Одновременно они обладают повышенными концентрацими когерентных элементов – Ni, Cо, Cr, V, свойственных внутриплитным магматитам. На графиках нормированных к MORB или примитивной мантии распределений микроэлементов в них обычно проявлены Ta, Nb минимумы. Отношение Nb/Ta в них ниже, а Ba/Nb, Ba/La, La/Nb выше, чем в типичных базальтах MORB или OIB. По соотношению ряда микроэлементов, например, Ta-Th-Hf (Wood, 1980), Ba/La-(Ba/Yb)n, (La/Sm)n – La/Hf  и другим, они располагаются в области смешения магм различных источников (деплетированных MORB, островодужных и внутриплитных) 

Распределение нормированных к хондриту лантаноидов в магматитах трансформных геодинамических обстановок также отличается от распределения в породах других геодинамических обстановок ('''рис. 1.6'''). Для обстановок активных окраин на примере Сихотэ-Алиня обычен рисунок распределения с постепенным снижением отношений концентраций от La к Lu, аналогичный графику распределения номера REE от ионного радиуса (McKey,1989). Для среднемеловых магматитов Сихотэ-Алиня, формировавшихся в связи со сдвиговыми растяжениями в системе Тан-Лу, обычен “сигмоидальный” рисунок распределения REE с некоторой выпуклостью вверх в области легких лантаноидов (обычно на уровне церия) и вогнутостью вниз в области тяжелых (обычно на уровне гольмия) и некоторым возрастанием концентраций или близким к прямолинейному распределению в направлении к лютецию. Такой рисунок распределения установлен для большинства вулканических центров Каскад (Baсоn et al., 1997), вулканитов бассейна синсдвигового растяжения Долины Смерти в Калифорнии (Asmeron et al., 1994) и проявлен в кайнозойских базальтах Сихотэ-Алиня (Ionov et al., 1995, Мартынов, 1999). Проявление сигмоидального рисунка распределеня REE в базальтах и андезитах вулканических центров типовой трансформной геодинамической обстановки Больших Каскад связывается с обогащением магматического источника субдукционной компонентой (Bacon et al., 1997). Мы же предполагаем появление магм с такими геохимическими особенностями в обстановке режима трансформной окраины на участках локальных растяжений, где происходил разрыв субдуцирующей плиты и образование в ней локальных окон (“slab-window’’). Формирование расплавов происходило за счет астеносферного диапира, субдуцированных осадков и океанической литосферы. Смешение расплавов разных источников в литосферных камерах в разных пропорциях обеспечивает в вулканитах трансформных окраин сочетание внутриплитных и островодужных геохимических характеристик. 
</div>


--Nvv 00:36, 21 октября 2009 (UTC) '''А.И. Ханчук, В.В. Голозубов, С.М. Родионов, Н.А. Горячев, В.П. Симаненко'''
<p style="text-align: justify;">
[https://repository.geologyscience.ru/handle/123456789/29406 Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"]
</p>

[[Категория:Террейны]]