Вулканоплутонические пояса (андский тип).
Зарубежные исследователи именуют их континентальными магматическими
дугами. Они, так же как и островодужныс системы, образуются над зонами
субдукции, но на краях материков (непосредственно за глубоководным
желобом), и лишены окраинных морей. Типичный пример таких структур —
Андский пояс западной континентальной окраины Южной Америки. Фундаментом
поясов служит мощная (до 60—70 км) кора континентального типа, сложенная
разновозрастными, в том числе и докембрийскими, образованиями,
относящимися к самым разным структурно-вещественным комплексам. Для
поясов этого типа характерны высокие сейсмическая и магматическая
активность и значения теплового потока, а также резкоконтрастный рельеф
с перепадами высот порядка 10—14 км от днища желоба до вершин вулканов
на краю континента. Для них обычны и крупные вертикальные смещения
отдельных блоков, что устанавливается по наличию морских террас,
расположенных на значительной высоте (до 800 м) от уровня океана.
В пределах поясов выделяются внешняя, прилегающая к желобу, а также
внутренняя и перивулканическая зоны.
Внешняя зона располагается в промежутке между желобом и магматической
дугой. На отдельных участках она может представлять собой либо
валообразное поднятие континентальной коры, возникшее в результате
мантийного диагшризма над зоной субдукции или же в результате аккреции,
либо подводную террасу, морфологически похожую на шельф, либо
преддутовую депрессию, характеризующуюся накоплением морских осадков
большой мощности, представленных по формационному составу от флиша и
турбидитов до дельтовых и речных отложений [62, 86 и др.].
Внутренняя зона — собственно магматическая дуга. В ее пределах широко
распространены вулканические постройки типа стратовулканов и реже
щитовых вулканов, вулканические плато, вулканотектонические депрессии,
кальдеры, экструзивные купола, а также более крупные магматогенные
структуры глубинного происхождения — мегасводы и своды. Вулканические
толши характеризуются фациальной невыдержанностью как в разрезе, так и
по простиранию, что связано с деятельностью самостоятельных
вулканических аппаратов, а также, по-видимому, с различной степенью
дифференциации расплавов и разной глубиной магматических очагов.
Магматизм внутренней зоны и пояса в целом по многим своим параметрам
достаточно близок к островодужному и особенно к магматизму энсиалических
дуг. Это, вероятнее всего, объясняется залеганием тех и других на
континентальной коре и их одинаковым положением относительно
ссйсмофокальных зон Ва-дати—Заварицкого—Беньофа. В то же время в
островных дугах доминируют вулканические породы, а в поясах андского
типа, кроме того, и разновозрастные плутонические, вскрытые в наиболее
эродированных их частях.
Признаки ьулкано-плутонических поясов андского типа, роднящие их с
островными дугами, следующие: 1 — очень близкий состав пород,
относящихся к одним и тем же детрохимическим сериям, включая субщелочную
калиевую (шошонлты) и щелочные с лейцитофирами и фонолитами [531 при
преобладании среди них известково-щелочных пород среднего состава [51,
70]; 2 — широкое распространение андезитов калиево-натриевой
специализации; 3 — поперечная и вертикальная зональность, выражающаяся в
увеличении щелочности пород, главным образом за счет К20, как в
направлении от океана вглубь континента, так и вверх по разрезу [49]; 4
— наличие парных метаморфических поясов — высокобарического и
высокотемпературного; 5 — близкие отношения изотопов стронция в
базальтах, равные 0,703—0,710 [631;
6 — обогашенность пород элементами с крупными ионными радиусами по
сравнению с толеитами N-типа СОХ [79];
7 — субаэральное и аэральное происхождение вулканитов: 8 — широкое
распространение пирокластических пород.
Наряду с признаками сходства с островными дугами, поясам андского типа
присущи свойственные только им признаки: 1 — широкое развитие в низах
разреза андезибазальтов и практически полное отсутствие базальтов,
появление которых отмечается обычно на заключительных этапах
магматического процесса, 2 — генеральное гомодромное развитие вулканизма
от андезибазальтовых толш на ранних стадиях к андезитовым на средних и
до дацитовых и риолитовых на поздних, хотя в отдельных вулканических
постройках и отмечается контрастность вулканических продуктов, т. е.
чередование потоков базальтов, андезитов, трахитов, дацитов, риолитов,
сопровождаемых туфами того же состава; 3 — более высокие концентрации
элементов с крупными ионными радиусами [70, 79]; 4 — характерные
величины отношений Ba/La>15, La/Nb>2, Ва/Та>450 и La/Th<7 в андезитах,
чем указанные породы отличаются от андезитов всех других геодинамических
обстановок [531; 5 — обилие вулканитов кислого состава и их эксплозивных
фаций, в том числе игнимбритов; 6 — чрезвычайно широкое развитие
вулкано-текто-нических структур; 7 — интенсивное проявление
гранитоидного магматизма в течение длительного времени и достаточно
закономерное в региональном плане повышение щелочности гранитоидов по
мере удаления их от желоба; 8 — наличие многообразных по конфигурации и
знаку гравитационных и магнитных полей, обусловленных различными
петрофизическими свойствами пород, зависящими от их состава, возраста,
мощности и глубины залегания, а также очень высокая (тысячи 10_3 А/М)
намагниченность 1ранитоидов и вулканитов кислого состава, относящихся к
ферромагнитному классу [30]. В магнитном поле выделяются пояса
высокомагнитных изрезанных аномалий.
Перивулканическая зона расположена в тыловой части пояса между
магматической дугой и более континентальными районами. В первом
приближении внешняя граница ее очерчивается по ареалам распространения
разрозненных выходов и изолированных полей магматитов, одновозрастных с
таковыми внутренней зоны пояса. В ее пределах достаточно широко
распространены плутоны гранитоидов, сопровождающиеся вулканитами
близкого состава и возраста, образующие так называемую плутоническую
дугу или зону гранитных батолитов. Главными структурными элементами
перивулканической зоны являются наложенные впадины, заполненные
молассовыми отложениями от конгломератов до тонких озерных илов с
прослоями углей, или же, что более редко, мелководными морскими
осадками, переслаивающимися с эффу-зивно-пирокластическими породами, а
также разнопорядковые магматогенные структуры — мегасводы, своды и
купола. В этой же зоне нередко формируются системы чешуйчатых надвигов и
взбросов, наклоненные навстречу сейсмофокальной зоне и получившие
название «систем встречных надвигов». Ширина их достигает десятков и
первых сот километров, иногда в надвиго-образование вовлекаются и
высокометаморфизованные образования континентального основания.
Магматические формации вулкана плутонических поясов андского типа более
разнообразны, чем в островодужных системах. В них устанавливаются
формации базальт-андезитовая, андезит ^базальтовая,
базальт-андезит-риолитовая, андезитовая, дацит риолитовая, риолито-вая,
трахибазальтовая, трахибазальт-трахиандезит-трахириолитовая,
трахириолит-трахибазальтовая, трахиандезитовая, трахириолитовая,
калиевых базальтов—трахитов (шошонитовая), щелочных базальтоидов и
фонолитов, щелочных базальтоидов и лейцитофиров,
габбро-диорит-плагиогранитовая, гранодиорит-гранитовая, аляскитовая,
нефелиновых (миаскитовых) и щелочных сиенитов,
диорит-гранит-гранодиоритовая монцонитоидная,
диорит-граносиенит-щелочногранитовая, щелочных габброидов и нефелиновых
сиенитов, щелочных габброидов и лейцит-нефелиновых сиенитов [15, 17, 53,
56, 83 и др.].
Согласно представлениям Дж. Дьюи и Дж. Берда [99],
в конвергентных субдукционных обстановках, как островодужных, так и
вулкано-плутонических поясов андского типа, в результате термальных
процессов, связанных с подъемом толеитовых, изве-стково щелочных и
щелочных магм, над зоной субдукции происходит горообразование и
формируются горные цепи (горные пояса) кордильерского типа. Эти пояса
характеризуются следующими признаками: 1 — расходящимся наклоном и
направлением надвигов, когда клинья и пластины океанической коры
направлены к океану, а более поверхностные пластины отложений и
континентального основания перемещены к континенту; 2 — гравитационным
скольжением отложений с континентального склона, предшествовавшим
надвиганию твердых пород; 3 — наличием двойной метаморфической
зональности, т. е. двух зон метаморфизма (более ранней высокобарической
— голубых сланцев— на океанической стороне и более поздней
высокотемпературной — на континентальной стороне); 4 —
взаимосвязанностью зон, «миогеосинклинальной» (шельф, континентальные
склон и подножие) и «эвгсосинклинальной» (пространство между краем
континента и желобом); 5 — двойной полярностью флиша, как к континенту,
так и к океану, с образованием его преимущественно за счет материала,
сносимого из районов высокотемпературной метаморфической зоны горного
пояса; 6 высокой плотностью цоколя горного пояса, что, вероятно, связано
с размещением интрузий основного состава над осевой частью зоны
вулканизма и высокотемпературного метаморфизма; 7 — наличием обширных
участков шарьяжей позади зон высокобарического метаморфизма и отдельных
тел в меланже, сложенных офиолитами «надсубдук-ционного» типа.