Геодинамическое положение верхнекайнозойского вулканизма Эгейско-Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса.

5.2. Вулканиты коллизионно-рифтового типа.

Рис. 5.4

Следующей группой вулканитов, распространенных в пределах коллизионных областей являются вулканиты, имеющие геохимические черты вулканизма, характерного для зон континентального рифтинга (рис. 5.3). Для вулканизма  этого типа свойственно существенно большее значение основных пород в общем его объеме, проявление бимодальности в большинстве вулканических серий, а также повышенная щелочность и появление вулканитов толеитовой серии. Расчетные глубины генерации расплавов спускаются ниже, чем для вулканитов типично коллизионной группы(Короновский, Демина, 1996), и уходят в пределы верхней мантии. Соотношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr колеблются в пределах от 0,702 - 0,703 для высокотитанистых и высококалиевых разностей поздней щелочной серии Западной Анатолии ( Gulec, 1991) до 0,7062 в кислых разностях вулканитов Восточной Анатолии (Pearce et al., 1991), однако в большинстве случаев находятся в пределах 0,7035-0,7055. Такие соотношения изотопов стронция также свидетельствуют о наиболее вероятном происхождении магм из верхних частей мантии, или низов коры.

Спектры REE для пород рассматриваемой группы менее дифференцированы, чем спектры типично коллизионных вулканитов, в основном, за счет большей обогащенности в тяжелой части спектра, а соотношение La/Lu значительно ниже. Основные породы группы часто более обогащены легкими REE, чем более кислые, что отличает их от типично рифтовых и роднит с типично коллизионными вулканитами.

Полные геохимические спектры отличаются заметным обогащением элементами средней части (рис. 5.4), однако не столь значительным, чем у типично рифтовых разностей. Основные породы группы отличаются от типично рифтовых еще и значительно большим обеднением Ni и Cr и отсутствием Hf аномалии.

Рис. 5.5

Спектры пород среднего состава рассматриваемой группы (рис. 5.5) наиболее близки к типично рифтовым, отличаясь от последних, как уже отмечалось выше, значителльно меньшим обогащением такими элементами, как La, Nb и Ta. Среди характерных минимумов этих спектров выделяются минимумы Sr, Ti и Р, а среди максимумов - Nb, Zr, Y.

Для графиков зависимостей породообразующих окислов характерно наличие нескольких, чаще всего трех, соответствующих кислым , средним и основным породам, трендов, что существенно отличает вулканиты группы от типично коллизионных .

Согласно предложенным геохимическим признакам к вулканитам коллизионно-рифтовой группы могут быть отнесены в первую очередь породы вулканов Немрут и Биликан, расположенных в окрестностях оз. Ван, новейшие вулканиты "Угла Испарты" ( район Афьон) и близлежащих вулканических центров в Западной Анатолии (Кула и др.), а также вулканогенные образования уже отмечавшейся ранее линии Южные Спорады - Салоникский грабен, однако здесь следует отметить, что геохимические спектры Доирани-Стратон, расположенного в Салоникском грабене отличаются от описанных выше типичных спектров коллизионно-рифтовой группы, занимая как бы промежуточное положение между последними и типично коллизионными. Тем не менее, соотношение петрогенных окислов все-таки позволяет относить вулканиты Доирани-Стратон именно к "коллизионно-рифтовой" группе.

Переходное положение между типчно коллизионными и "коллизионно-рифтовыми" вулканитами занимают вулканогенные образования района г. Муш и вулканов Бингёль, Суфан, Этруск и Тендурек, пространственно и структурно близкими к областям развития вулканизма, обладающего рифтовыми чертами. Геохимические характеристики основных и кислых пород этих областей соответствуют коллизионно-рифтовой группе. В то же время принятые в настоящей работе соотношения петрогенных окислов пород среднего состава указывают на их типично коллизионное происхождение, чего нельзя сказать о распределении редких и малых элементов, которое полностью отвечает характеристикам коллизионно-рифтовой группы. Сходны с колиизионно-рифтовыми и графики соотношений породообразующих окислов , а расчетные глубины генерации и изотопные соотношения Sr, лежащие в пределах 0,7043 - 0,7053 указывают на основание коры, что также ближе к характеристикам группы "коллизионно-рифтовых" вулканитов.

Столь значительные отличия в химизме вулканитов уже невозможно объяснить только особенностями субстрата или незначительными различиями в условиях генерации расплава, как это предполагалось ранее для объяснения латеральной неоднородности вулканитов коллизионной зоны. Скорее всего, появление столь обособленной по своему составу группы вулканитов надо связывать с особенностями геодинамического режима в районах проявления вулканизма "коллизионно-рифтового" типа, в какой-то мере сходного с геодинамическим режимом континентального рифтинга, но не являющегося развитым рифтовым режимом.

Представляется, что появление вулканитов "коллизионно-рифтового" типа в Восточной Анатолии отражает взаимодействие в этом регионе двух крупных сдвигов (Северо-Анатолийского и Восточно-Анатолийского), определяющих как структурный план, так и современную геодинамику не только Восточной Анатолии, но и всего Эгейско - Кавказского сегмента в целом. В результате такого взаимодействия возникают локальные зоны растяжения, охватывающие не только верхнюю часть коры, но и распространяющиеся вглубь, достигая уровня верхней мантии, что и является причиной проявления вулканизма, в значительной мере сходного с рифтовым.

Формирование подобных вулканитов района Афьон и линии Южные Спорады - Салоникский грабен, возможно, может иметь еще более глубинную природу, отражая процесс проградации Красноморского рифта.

Так, поля вулканитов района Афьон лежат на продолжении известного, хорошо выделяемого по различным геофизическим данным в акватории Восточной части Средиземного моря, Нильско-Таврского разлома, или разлома 32 градуса, являющегося продолжением одной из ветвей Суэцкого грабена. Примечательно, что продолжение этого разлома на континент хотя и не имеет четкого морфологического проявления, но зато ярко проявляется в особенностях сейсмического режима, отграничивая чрезвычайно сейсмически активные районы Западной Анатолии от почти асейсмичной Центральной Анатолии. Более того, именно в районе пересечения Нильско-Таврского разлома со складчатой системой Таврид отмечается узкая сейсмофокальная зона, простирающаяся вдоль разлома, с глубинами гипоцентров, достигающими 180 километров и часто интерпретируемая как проявление процессов остаточной субдукции. Надо отметить, что такая интерпретация, как видно из приведенного выше описания, не находит подтверждения в особенностях современного вулканизма.

Аналогичный узкий "язык" погружающихся к северо-западу до глубин более 180 километров гипоцентров землетрясений, образующих наиболее отчетливо проявленную в Эгейском регионе сейсофокальную зону, отмечается и вдоль линии Южных Спорад, подчеркивая юго-восточный край Южноспорадско-Салоникской линии проявления коллизионно-рифтового вулканизма. Характерным является и то, что непосредственно к востоку от линии Южных Спорад большинство землетрясений происходит в пределах верхней коры, в то время как западнее большая часть сейсмических событий происходит на глубинах от 30 до 60 километров, отмечаются и более глубокофокусные землетрясения .

Наличие активной структуры растяжения вдоль линии Южные Спорады - Салоникский грабен подтверждается не только по сейсмологическим данным, но и по ряду других факторов.

Так, морфологически данная структура выражается в виде цепочки впадин дна Эгейского моря с прямолинейными северо-восточными и юго-западными бортами и подчеркивается цепочками островов и характерными подрезанием береговых линий этих островов. Особенно ярко это проявляется на примере вытянутых поперек простирания структуры островов, таких как Кос и Амиргос. Северо-Эгейский трог четко подрезается рассматриваемой структурой, что также находит отражение в морфологии островов Скопелос, Илиодромия и др.

В глубинном строении Южноспорадско-Салоникская структура находит отражение в морфологии диапира Макриса (Makris 1978), вытянутая часть которого располагается как раз под цепочкой описанных ранее впадин дна Эгейского моря. Наличие разрывов со сбросовой кинематикой, ограничивающих структуру подтверждается и по геофизическим данным (Mascle and Martit, 1990).

Четко срезаются линией Южные Спорады - Салоникский грабен и коровые сейсмогенерирующие разломы северной части Эгейского моря, в том числе и Северо-Анатолийский разлом (рис.4.2, 4.3), причем в местах их пересечения со структурой часто отмечается увеличение количества землетрясений.

Выше приведены лишь наиболее яркие признаки, которые могут служить подтверждением наличия крупной структуры растяжения, объясняющей проявление новейшего вулканизма коллизионно-рифтового типа в Эгейском регионе, детальное же исследование ее строения является отдельной задачей, не входящей в цели настоящей работы. Тем не менее, следует отметить, что Южноспорадско-Солоникийская структура несомненно не является развитой рифтовой структурой, а, возможно, представляет собой лишь зачаточную стадию развития рифта, что, однако, уже находит отражение в вулканизме.

Кроме того, из-за сложности кинематики блокового строения коры в Эгейском море на протяжении структуры существуют такие участки, где она как бы пережата, или зажата за счет перемещения отдельных блоков, как например, в районе такого, хорошо выраженного морфологически, уступа, подчеркиваемого островами Икария и Самос, где вулканизм сразу же приобретает типично рифтовые черты. Коллизионный же облик имеют вулканиты отстоящего несколько восточнее зоны растяжения острова Хиос.

Связь Красноморского рифта с Южноспорадско-Салоникской структурой весьма спорна, так как в геофизических полях соединяющая их структура практически не проявляется, однако она находит слабое отражение как в морфологии дна Средиземного моря (International Bathimetric chart of the Mediterranean, 1987), так и в мощностях четвертичных отложений на дне (Sage, Letozey, 1990). Кроме того, о наличии активной структуры, расположенной вдоль линии, соединяющей Южные Спорады и Суэцкий грабен, свидетельствуют и данные о поглощении сейсмической энергии, любезно предоставленные автору И.В. Ананьиным. Находит свое отражение соединяющий Южные Спорады и Суэцкий грабен разлом и на ряде тектонических карт (Хаин (ред), 1975; Яншин(ред.), 1978).