Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 Геоморфология и строение земной коры японского и охотского морей и хребта витязя 13
1.1 Морфоструктурное районирование 13
1.2 Глубинное строение земной коры 21
Выводы 27
ГЛАВА 2. Геологическое строение японского и охотского морей и хребта витязя 29
2.1 Японское море 29
2.2 Охотское морей 37
2.3 Подводный хребет Витязя 44
2.4 История изученности вулканических пород Японского и Охотского морей и подводного хребта Витязя Выводы 53
ГЛАВА 3 Фактический материал и методика исследований вулканических пород японского и охотского морей и хребта витязя
Глава 4 Радиоизотопный возраст и минералогические особенности вулканических пород японского и охотского морей и хребта витязя 62
4.1 Японское море 62
4.2 Охотское море 72
4.3 Подводный хребет Витязя 81
Выводы 88
ГЛАВА 5 Геохимия и петрогенезис позднемезозойско-раннекайнозойских вулканических пород японского и охотского морей и хребта витязя 90
5.1 Петрогеохимические и геодинамические особенности позднемезозойско-раннекайнозойских вулканитов 90
5.2 Источники и характерные черты магмогенезиса 106
Выводы 123
ГЛАВА 6 Основные петрогеохимические и геодинамические черты позднеканозойских вулканических пород японского и охотского морей и хребта витязя 125
6.1 Позднеолигоцен-раннемиоценовый вулканизм 125
6.2 Миоцен-плиоценовый и плиоцен-голоценовый вулканизм 141
6.3 Плиоцен-плейстоценовый вулканизм Курильской котловины и хребта Витязя 151
Выводы 158
ГЛАВА 7 Источники и петрогенезис позднекайнозойских вулканических пород японского и охотского морей и хребта витязя 160
7.1 Позднеолигоцен-раннемиоценовый вулканизм 163
7.2 Миоцен-плиоценовый и плиоцен-голоценовый вулканизм 177
7.3 Плиоцен-плейстоценовый вулканизм Курильской 186 котловины и хребта Витязя Выводы 193
ГЛАВА 8 Геодинамические режимы развития японского и охотского морей и формирования их глубоководных котловин 195
Выводы 211
Заключение 212
Список сокращений 215
Литература
- Глубинное строение земной коры
- История изученности вулканических пород Японского и Охотского морей и подводного хребта Витязя Выводы
- Подводный хребет Витязя
- Источники и характерные черты магмогенезиса
Введение к работе
Актуальность исследований
Японское и Охотское окраинные моря входят в состав Тихоокеанской зоны
перехода континент – океан. На фоне многочисленных споров о происхождении
окраинных морей актуальным становится выяснение особенностей
позднемезозойско-кайнозойского вулканизма, являющегося своеобразным
индикатором глубинных процессов, происходящих в недрах Земли и
проявляющихся на ее поверхности. В этой связи важную роль играет изучение
радиоизотопного возраста и вещественного состава вулканических пород
Японского и Охотского морей на основе современных методов исследований
редкометальной и изотопной геохимии. Изучение состава редкоземельных
элементов и изотопов как инертных в водном флюиде микрочастиц позволяет
установить глубинные источники магмогенерации, проследить смену
геодинамических обстановок и выявить механизмы, лежащие в основе каждого из этапов тектономагматической активизации в процессе формирования котловин Японского и Охотского морей. Исследования геохимических особенностей позднемезозойско-кайнозойских вулканических пород имеют прикладное значение как при поисках проявлений металлических и неметаллических полезных ископаемых в данных регионах, так и при решении проблемы изменения климата на Земле.
Степень разработанности проблемы
Изучение вулканитов Японского и Охотского морей и хребта Витязя в 60-80 гг. сводилось к определениям радиоизотопного возраста, анализам на петрогенные и небольшого числа редких элементов. Наименее изученными являлись вулканиты Охотского моря и хребта Витязя, а наиболее изученными – вулканиты Японского моря, среди которых в 80-е годы были выделены андезитовый, трахиандезитовый комплексы, а также комплексы окраинноморских толеитов и щелочных базальтоидов. При этом осталось множество вопросов об особенностях происхождения вулканических пород, составе источников магмогенерации и геодинамических обстановках их формирования. Исследования вулканитов проводились по отдельным структурам, что не позволяло установить полную картину механизма образования Японского и Охотского морей, и представленная работа является первой попыткой обобщить имеющийся материал и проследить геодинамику обоих регионов как единого целого.
Цель и задачи
Основная цель исследований – установить связь позднемезозойско-кайнозойских этапов вулканизма с источниками магмогенезиса и глубинной
геодинамикой Японского и Охотского морей на основе минеральных особенностей и геохимической специфики вулканических пород. Для достижения цели решались следующие задачи:
-
провести комплексное петролого-геохимическое изучение вулканических комплексов Охотского и Японского морей и подводного хребта Витязя на основе современных методов по определению радиоизотопного возраста, минерального и геохимического состава вулканических пород;
-
провести интерпретацию результатов исследований химического состава пород и минералов с последующей корреляцией вулканических комплексов изучаемых регионов;
-
на основе редкометальной и изотопной геохимии вулканитов установить источники магмогенерации, определить степень частичного плавления и выявить роль ассимиляционного процесса в эволюции магматических расплавов;
-
проследить смену геодинамических режимов в позднем мезозое – кайнозое и установить механизмы тектономагматической активизации в процессе формирования котловин Японского и Охотского морей.
Научная новизна полученных результатов
1. На основе петролого-геохимических данных по радиоизотопному
возрасту, минеральному и химическому составу вулканических пород был
установлен характер позднемезозойско-кайнозойского вулканизма Японского и
Охотского окраинных морей: поясово-окраинноконтинентальный в позднем мелу,
адакитовый в эоцене в Охотском море, окраинноморской в миоцене – плиоцене в
Японском море и островодужный в плиоцене – плейстоцене в южной части
Охотоморского региона. Результаты исследований выявили общие черты
вулканизма обоих морей, указывающие на единство тектономагматических
процессов в зоне перехода континент – океан, и отличительные особенности,
связанные с разной степенью проявления этих процессов и различной их
природой.
2. Учитывая химические особенности минералов, состав петрогенных и
редких, в том числе редкоземельных элементов и изотопов Nd и Sr, были
установлены глубинные источники магмогенерации: субконтинентальный
литосферный, астеносферный, нижнемантийный плюм-континентальный (CAB) и
плюм-океанический (OIB), а также определены степень частичного плавления
источника и степень ассимиляции магматическими расплавами континентальной
коры.
3. Впервые прослежена смена геодинамических режимов в период развития
Японского и Охотского морей (как единой области) и формирования их котловин
– от субдукционного в позднем мезозое до режима трансформной окраины (или
скольжения плит), проявившегося в маастрихт – дате и продлившегося вплоть до
плиоцена. Он включил в себя процессы деструкции и растяжения (конец мезозоя – начало кайнозоя), максимальный окраинноморской спрединг (конец раннего – начало среднего миоцена) и постспрединговый нижнемантийный плюмовый апвеллинг (средний миоцен – плиоцен) и завершился в плиоцен – плейстоцене возобновлением субдукции Тихоокеанской плиты под континент.
4. Установленные впервые в Охотском море эоценовые адакитоподобные
вулканические породы являются продуктами одного из этапов адакитового
вулканизма, спорадически проявленного в пределах Охотоморской и
Япономорской окраины континента и предшествующего нижнемантийному
плюмовому вулканизму (OIB), который был спровоцирован максимальным
подъемом к поверхности апофизы Тихоокеанского суперплюма в среднем
миоцене – плиоцене в области Японского моря.
-
В пределах подводного хребта Витязя определен двустадийный модельный возраст, который для наиболее ранних палеоценовых кислых вулканитов составил 770 млн. лет. Это стало одним из доказательств в пользу наличия древней (докембрийской) континентальной коры, слагающей северо-западную часть зоны перехода, на которой закладывались котловины будущих окраинных морей.
-
Впервые на Южной и Северном плато хребта Витязя и в разделяющей их рифтовой зоне установлены вулканические комплексы: палеоценовый, эоценовый, олигоценовый, миоценовый и плиоцен-плейстоценовый. Слагающие их породы характеризутся многими общими химическими свойствами с одновозрастными вулканитами Японского и Охотского морей. Впервые обнаруженные в пределах хребта Витязя молодые плиоцен-плейстоценовые вулканические породы свидетельствуют о современной вулканической активности данной структуры и опровергают ранее существовавшую точку зрения о его тектономагматической пассивности.
Практическое значение работы
Результаты исследований вулканитов Японского и Охотского морей и хребта Витязя использованы при составлении геологических карт. Геологическая карта Охотского моря м-ба 1:5000000. Государственные геологические фонды РФ. 2002. Геологическая карта северной части Японского моря м-ба 1:1000000 и материкового склона (листы К-52 и К-53). Государственные геологические фонды РФ. 2004. Геологические карты Японского моря м-ба 1:5000000 Охотского моря м-ба 1:6000000 для Атласа «Геология и полезные ископаемые шельфов России». М.: Научный мир, 2004. Геологическая карта подводного хребта Витязя, опубликованная в сборнике (Леликов и др., 2008).
Защищаемые положения
1. В позднем мезозое в пределах Япономорской и Охотоморской окраин континента в субдукционном режиме источником магмогенерации служили
шпинелевые перидотиты надсубдукционного мантийного клина, метасоматически проработанного водными флюидами, отделяющимися при дегидратации осадков субдукцирующей плиты. В эоцене в режиме трансформной окраины проникновение через субдукционные «окна» в литосферу астеносферной мантии океана способствовало плавлению гранатсодержащих эклогитов слэба и привело к формированию адакитоподобных вулканитов – предвестников плюмового вулканизма.
2. В позднем олигоцене – раннем миоцене в пределах Японского моря в
режиме трансформной окраины источником магмогенерации служили
метаморфически измененные (с образованием граната) шпинелевые перидотиты
«реликтового» надсубдукционного мантийного клина, формирующие
магматические расплавы, обогащенные ассимиляционной компонентой в
центральной части и внутриплитной компонентой (WPB) в южной части
Японского моря.
3. В миоцене – плиоцене в пределах Японского моря в период максимального
окраинноморского спрединга проникновение в субконтинентальную литосферу
астеносферной мантии океана привело к смешению базальтовых и известково-
щелочных расплавов и формированию наиболее деплетированных магм, близких
к N-MORB. В среднем миоцене – плиоцене максимальный подъем к поверхности
и плавление нижнемантийного плюмового источника – апофизы Тихоокеанского
суперплюма способствовало формированию наиболее обогащенных магм,
продуктами которых стали окраинноморские базальтоиды с характеристиками
OIB.
4. Плиоцен-плейстоценовые вулканиты Курильской котловины и хребта
Витязя являются производными шпинелевых перидотитов надсубдукционного
мантийного клина, метасоматически проработанного водными флюидами, что
указывает на возобновление субдукции Тихоокеанской плиты под континент в
этот период. Обнаружение трахитоидных вулканических пород в пределах хребта
Гидрографов, по многим химическим параметрам аналогичных окраинноморским
базальтоидам Японского моря, свидетельствует о влиянии апофизы
Тихоокеанского суперплюма на магмогенезис и в южной части Курильской
котловины.
Фактический материал и личный вклад автора
Автор выполнял отбор, обработку и исследование образцов вулканитов Охотского моря, подводного хребта Витязя и отдельных структур Японского моря, полученных в результате драгирования в 22-м рейсе НИС «Академик Лаврентьев» в 1998 г. по проекту «КОМЕX» и в 2005, 2006 и 2010 гг. по проекту «Цунами». Исследования также проводились по коллекционным образцам ТОИ ДВО РАН и ИМГиГ ДВО РАН, полученным в рейсах научно-исследовательских
судов в 1970-1990 гг. в Японском море: НИС «Первенец» и «Профессор Богоров» (22 рейса) и в Охотском море: НИС «Пегас» (рейсы 21, 28, 31).
В процессе работы автором изучено около 750 прозрачных шлифов по вулканитам 15 вулканических комплексов Японского, Охотского морей и хребта Витязя; использованы и проинтерпретированы результаты 310 силикатных анализов (205 авторских); проведены анализы на редкие, в т.ч. редкоземельные элементы по 180 образцам, а также сделаны микрозондовые определения химического состава минералов по 30 образцам и 26 анализов на радиогенные изотопы Sr и Nd. Использовано 136 определений радиоизотопного возраста (40 авторских). Результаты, изложенные в работе, получены автором лично, либо на равных правах с соавторами.
Достоверност ь ре зульт атов
Исследования состава петрогенных, редких, редкоземельных элементов и изотопов Nd и Sr, а также установление радиоизотопного возраста и химического состава минералов (микрозондовый анализ) проводились с использованием современных технологий и методов, принятых в мировом геологическом сообществе.
Апробация работы
Результаты исследований излагались в 12 устных докладах на Всероссийских и Международных конференциях в период с 1999 по 2011 гг.: на XIV, XV и XVIII конференциях Международной школы по Морской геологии в 2001, 2003 и 2009 гг. (г. Москва); Международном симпозиуме в 2002 г. (2 доклада) (г. Южно-Сахалинск); на Российско-Германском совещании по теме: Охотское море – Курильская дуга в 2004 г. (г. Владивосток); на Международных конференциях в 2007 г. (г. Хабаровск и г. Иркутск); на Всероссийских конференциях в 2009 г. (г. Петропавловске-Камчатский), в 2010 г. (2 доклада) (г. Екатеринбург) и в 2011 г. (г. Южно-Сахалинск).
Публикации
Основные результаты и защищаемые положения диссертации опубликованы в 120 работах: 16 статьях в рецензируемых журналах; 1 монографии и 8 статьях в монографиях; 5 геологических картах и 95 материалах и тезисах Всероссийских и Международных конференций и семинаров. Исследования проводились по Государственным темам, Федеральной целевой программе «Мировой океан», по программе «Дальний Восток»: № 15-I-1-004о, 15-I-1-006о, а также по грантам РФФИ (№ 02-05-65209-а), РФФИ-ДВО (№ 06-05-96108-р-восток-а, № 09-05-98602-р-восток-а), ДВО (№12-III-А-07-122, № 12-III-А-116 – руководитель).
Структура и объем работы
Глубинное строение земной коры
В северной части моря находятся возвышенности Первенца, Витязя, Алпатова и хребет Богорова. Возвышенность Первенца имеет площадь около 3000 км2 и относительную высоту над окружающей ее абиссальной равниной 1500-2200 м. Возвышенность Витязя отделяет Японскую (Центральную) котловину от Татарского желоба, ее поверхность залегает на глубине 1086 м. Хребет Богорова расположен в северной части Японской котловины, он разделен на две части; его вершины лежат на глубинах 1285-2400 м, а подошвы – на глубине до 3600 м.
Все возвышенности Японского моря ограничены прямолинейными, реже дугообразными разломами с крутыми склонами, достигающими глубин 800-1200 м. Глубоководные котловины и впадины занимают более половины площади дна Японского моря (Берсенев и др., 1987). Наиболее крупная Японская (Центральная) котловина расположена на северо-западе моря. Площадь ее составляет 210 тыс. км2, длина 900 км, ширина 300-400 км, средняя глубина 3200, максимальная – 3742 м. На юго-востоке моря находится котловина Ямато протяженностью 300 км, шириной до 200 км, глубина достигает 2500-2800 м. От Японской котловины она отделена седловиной глубиной менее 2500 м. К югу от котловины Ямато простираются троги Тояма и Садо. На юго-западе моря расположена Цусимская котловина, имеющая округлую форму с диаметром около 250 км, глубина составляет более 2000 м.
В котловинах Японского моря отмечаются многочисленные подводные горы и хребты вулканического происхождения. Хребты состоят из вулканических построек конической формы с крутыми склонами (до 45). Наиболее крупной из этих построек является вулкан островов Лианкур (Цусимская котловина). Его подошва диаметром 35 км лежит на глубине 2100 м, а вершина возвышается на 984 м над уровнем моря, образуя остров. К востоку от него расположен вулкан Глебова. Хребет Берсенева находится в северной части Японской котловины, вблизи возвышенности Первенца. Обе структуры имеют ассиметричную форму; поверхности залегают на глубине 2510 и 2550 м, соответственно. Хребет Гэбасс трапецевидной формы расположен в юго-западной части Японской котловины. Подошва его размером 40 28 км2 находится на глубине 3300-3400 м, а вершинная часть – на глубине 1200-2100 м. Группа вулканов Кольцо, Беляевский и др. располагается к югу от хребта Гэбасс; их вершины лежат на глубине 2200 м. Вулкан Галагана находится в южной части Японской котловины. Основание его имеет эллипсовидную форму размером 30 15 км и находится на глубине 2500 м, а вершина – на глубине 810 км. Вулкан Медведева конической формы располагается в котловине Ямато. Его подножие в форме овала находится на глубине 3000 м, вершина – на глубине 900 м. К северо-востоку от него располагается гора Мацу с залеганием подножия на глубине 2370 м, а вершины – на глубине 935-980 м.
Характерной особенностью геоморфологического строения дна Японского моря является: 1 – преобладание площади глубоководных котловин, впадин и желобов над площадью возвышенностей и 2 – наличие многочисленных молодых вулканических построек и хребтов.
Охотское море. Результаты исследований рельефа дна Охотского моря изложены в ряде публикаций (Мезо-кайнозойская…, 1967; Гнибиденко, 1979; Гнибиденко, Хведчук, 1984; Строение…, 1981; Сваричевский, 1999; Баранов и др., 1999, 2002; Харахинов, 2000; Геология…, 2002; Baranov et al., 2002 а; Biebow et al., 2003; Атлас…, 2004; Dullo et al., 2004; Тарарин, 2008; Тектоника…, 2006; Мельниченко и др., 2007 и др.).
Охотское море занимает площадь 1603.2 тыс. км2 (Рисунок 1.1.3). Максимальная его протяженность с юго-запада на северо-восток составляет 2463 км, ширина – 1482 км. При средней глубине в 777 м максимальная глубина достигает 3374 м в юго-западной части Курильской котловины. Основными морфоструктурными элементами являются шельф (прибрежный и 1 – подводные возвышенности; 2 – впадины и котловины; 3, 4 – шельфы: 3 – мелководный, 4 – глубокий, 5 – вулканические постройки и хребты; 6 – границы морфоструктур
Прибрежный мелководный шельф глубиной не более 200 м занимает порядка 40% площади акватории. Окаймляя непрерывной полосой Охотское море с запада, севера и востока, он подразделяется на присахалинскую, североохотскую и прикамчатскую части. Максимальная ширина (свыше 300 км) характерна для североохотского, минимальная (до 50 км) - для юга присахалинского шельфа. Глубокий шельф занимает большую часть акватории Охотского моря, простираясь вплоть до Курильской котловины, и представляет собой раздробленную ступень материкового склона, которая погружается с севера на юг под углом 2 на расстояние 740 км при ширине 545 км. Максимальная глубина в районе глубокого шельфа достигает 1500 м. Рельеф глубокого шельфа осложнен возвышенностями и банками, разделенными впадинами и желобами.
В северо-западной части глубокого шельфа расположены банки Св. Ионы и Кашеварова, вершины которых лежат на глубинах 152 и 130 м. Банка Кашеварова вытянута в субширотном направлении на расстояние 180 км при ширине 50-70 км. Ее южный склон переходит во впадину Дерюгина. Восточнее банки Кашеварова и впадины Дерюгина расположен Охотский свод. На юге он отделен от возвышенности Института океанологии желобом Лебедя. Возвышенность Института океанологии в плане имеет форму эллипса, вытянутого на расстояние 212 км. Вершина представляет собой плато, расположенное на глубине 894 м. К югу от возвышенности Института океанологии, через желоб Макарова, расположена возвышенность Академии наук протяженностью 278 км, при максимальной ширине 93 км. Глубина над ее поверхностью составляет 860 м. Подножие возвышенности Академии наук в плане имеет форму треугольника, вытянутого в субширотном направлении. На западе и востоке она соединяется с желобами Петра Шмидта и Атласова, а на юге переходит в Курильскую глубоководную котловину.
Впадина ТИНРО протягивается на 220 км в восточной части Охотского моря. Максимальная глубина ее достигает 991 м. Впадина Дерюгина представляет собой абиссальную долину шириной 185-220 км, максимальная глубина – 1795 м. На севере она переходит в желоб Св. Ионы, на юге граничит с прогибом Макарова, а на востоке соединяется с желобом Лебедя.
Курильская глубоководная котловина занимает южную часть Охотского моря, протягивается на 1100 м с запада на восток и характеризуется максимальной глубиной до 3374 м. Форма котловины напоминает треугольник, а дно представляет собой огромную аккумулятивную равнину, наклоненную к юго-востоку и осложненную вулканическими постройками. Контуры дна треугольной формы с максимальной шириной 220 км. В западной части котловины установлен хребет Сакура, протягивающийся перпендикулярно длинной оси котловины. Осевая зона хребта Сакура представляет собой подводное вулканическое поднятие с вулканическими постройками высотой около 200 м (Баранов и др., 1999, 2002; Baranov et al., 2002 а; Biebow et al., 2003). На севере хребта Сакура в 2004 году экспедицией на НИС «Зонна» (Sonne) по совместному Российско-Германскому проекту «КОМЕКС» были выявлены 4 вулканические постройки (Dullo et al., 2004; Тарарин, 2008). В восточной части Курильской котловины установлен вулкан Геофизиков, на юго-западе – хребет Гидрографов.
История изученности вулканических пород Японского и Охотского морей и подводного хребта Витязя Выводы
Однако исследования вулканических пород Японского моря в одних случаях были сопряжены с устаревшими методами и недостаточным объемом геохимических данных, чтобы стало возможным не только выделить вулканические комплексы, но и установить источники магмогенезиса и механизмы глубинной геодинамики. В других случаях исследования носили фрагментарный характер и касались, в основном, изучения вулканизма южной и юго-восточной частей Японского моря и отдельных скважин. Большинство же вулканических пород оставались недостаточно изученными, что требовало дополнительных и более углубленных исследований на основе современных методов и подходов.
Вулканические породы Охотского моря по степени изученности можно разделить на две группы. К хорошо изученным относятся вулканиты подводных вулканов охотоморского склона Курильской островной дуги (Остапенко Кичина, 1977; Кичина, Остапенко, 1977; Кичина и др., 1980; Пискунов, Федорченко, 1982; Пискунов, 1987; Авдейко и др., 1987, 1992), к слабо изученным – вулканиты возвышенностей внутренней части моря. В единичных публикациях встречаются лишь разрозненные сведения о возрасте, минеральном и химическом составе этих пород (Геодекян и др., 1976; Коренбаум и др., 1977; Гнибиденко, 1979; Красный и др., 1981; Геологическое…, 1982; Васильев и др., 1984; Гнибиденко, Хведчук, 1984; Корнев и др., 1989 а, б, в; Gnibidenko et al., 1995 и др.), которые собраны и обобщены в монографии (Емельянова, 2004).
Первая попытка систематизированного изучения вулканических пород внутренней части Охотского моря была сделана С.А. Коренбаумом с соавторами (Коренбаум и др., 1977). Среди них были выделены андезибазальты и андезидациты, их субвулканические аналоги, а также туфы дацитов и андезито-дацитов. Породы спорадически подвержены процессу пропилитизации или контактово-метаморфическим изменениям. В этой работе впервые было выдвинуто предположение о сходстве вулканитов Охотского моря и Охотско-Чукотского вулканического пояса. Но недостаток сведений о породах Охотского моря не позволил авторам твердо установить эту связь. В более поздних публикациях приводятся сведения о базальтах, андезитах и риолитах возвышенностей Охотского моря (Васильев и др., 1984 и др.).
Из материалов предшественников, содержащих данные по радиоизотопному датированию, следует, что формирование охотоморских вулканитов охватывает период от 179.4 до 11.9 млн. лет, а пик вулканизма приходится на позднемеловое время (Корнев и др., 1989 в). Среди датировок встречаются два определения, соответствующие эоценовому и миоценовому времени. Однако на этом факте внимание не акцентируется. Несмотря на единичные радиоизотопные определения кайнозойского возраста, среди геологов долгое время довольно устойчиво бытовало мнение о том, что вулканиты внутренней части Охотского моря, как и их интрузивные аналоги, относятся исключительно к позднемезозойским образованиям (Коренбаум и др., 1977; Гнибиденко, 1979; Геологическое…, 1982; Васильев и др., 1984; Корнев и др., 1989 а, б, в; Леликов, Маляренко, 1994; Gnibidenko et al., 1995). Считалось, что кайнозойские породы развиты лишь в пределах охотоморского склона Курильской дуги, где они слагают подводные вулканы и генетически связаны с формированием этой структуры (Авдейко и др., 1987, 1992). Однако дополнительное радиоизотопное датирование, проведенное по материалам автора, показало, что во внутренней части Охотского моря довольно широко развиты вулканиты эоценового возраста, а также встречаются олигоценовые и миоценовые разновидности этих пород (Леликов и др., 2001; Емельянова и др., 2003; Емельянова, 2004; Emelyanova et al., 2006 и др.).
В 1997-2002 гг. в рамках проекта «KOMEX» (с участием автора) в результате драгирования были подняты и исследованы олигоценовые андезиты хребта Сакура (Курильская котловина), а также плиоцен-плейстоценовые вулканиты подводных вулканов Гидрографов и Геофизиков (Tararin et al., 1998, 2003; Баранов и др., 1999; Lelikov et al., 1999, 2002; Biebow, Hutten, 1999; Biebow et al., 2000, 2002, 2003; Тарарин и др., 2000; Baranov et al., 2002 a, b; Dullo et al., 2004; Lelikov, Emelyanova, 2004 a, b; Тарарин, 2008). По сравнению с Большой и Малой Курильской грядами подводный хребет Витязя вплоть до середины 2000-х годов оставался весьма слабо изученной структурой. Геологические работы проводились в основном на Южном плато, в проливе Буссоль и юго-западной оконечности Северного плато (Васильев и др., 1979, 2001 и др.). На этих участках были установлены позднемеловые и кайнозойские вулканогенные образования. Позднемеловые породы представлены двупироксен-плагиоклазовыми андезитами и оливин клинопироксен-плагиоклазовыми базальтами. Кайнозойские вулканиты относятся к олигоцен-раннемиоценовому, среднемиоценовому и позднемиоцен позднеплиоценовому комплексам. Олигоцен-раннемиоценовые породы представлены базальтами, андезитами и их туфобрекчиями с интенсивными вторичными изменениями. Среднемиоценовые вулканические образования встречаются лишь в виде обломочного материала в туфах, туфогенных песчаниках и аргиллитах и представлены вулканическим стеклом, полевыми шпатами, кварцем, амфиболом и биотитом. Позднемиоцен-раннеплиоценовые неконсолидированные пирокластические толщи состоят из обломков пористых базальтов, андезитов, пемзовых туфобрекчий и туфоконгломератов. В пределах приосевой зоны Курило-Камчатского желоба, являющейся основанием юго восточного склона хребта Витязя, установлены лавы и туфы кислого и среднего состава с зеленокаменными вторичными изменениями (Васильев и др., 2001). Здесь же обнаружены молодые двупироксен-плагиоклазовые базальты и более кислые вулканиты, по химическому составу сопоставимые с плиоцен плейстоценовыми высокоглиноземистыми известково-щелочными вулканическими породами Курильской островной дуги.
Подводный хребет Витязя
Пористые ортопироксен-плагиоклазовые андезиты образуют две разновидности. Одни породы состоят из вкрапленников плагиоклаза с обратной зональностью: ядро и края сложены битовнитом с XAn – 74.35 и XAn – 78.07 соответственно, а лейсты основной массы – лабрадором (XAn – 62.49) (таблица 2). Фенокристаллы ортопироксенов сформированы гиперстеном с XMg – 61.70 и En59.55, микрозерна основной массы представлены более железистой разновидностью с XMg – 60.90-47.11 и En44.48. В ассоциации с ортопироксеном отмечается титаномагнетит (Fe – 54.03%, TiO2 – 33.65%) и магнетит (Fe – 75.92%). Вулканическое стекло имеет кислый состав SiO2 – 74.23% и повышенные содержания K2O – 6.31%. Вторая разновидность андезитов характеризуется наличием фенокристаллов плагиоклаза с прямой зональностью. Ядро представлено лабрадор-битовнитом (XAn – 69.46), края – лабрадором (XAn – 67.07); лейсты основной массы – лабрадором (XAn – 61.12) (таблица 2). Ортопироксен образует вкрапленники и микрозерна, в основной массе по составу отвечающие гиперстену с XMg – 61.63 и En58.96 и XMg – 62.10 и En59.56 соответственно.
Пористые клинопироксен-плагиоклазовые андезидациты состоят из вкрапленников клинопироксена, представленных ферроавгитом с XMg – 6.16 (Wo39.86En3.71Fs56.23), и плагиоклаза, соответствующего олигоклазу с XAn – 9.87 (таблица 2). Основная масса гиалиновая, гиалопилитовая, часто перекристаллизована в сферолитовый агрегат кварца и полевых шпатов, характеризуется повышенной кремнекислотностью и калиевостью (SiO2 – 71.54-72.38% и K2O – 4.48-4.54%). Среди акцессорных минералов отмечаются циркон и магнетит (FeO – 71.18%). Текстура флюидальная, обильнопористая. Позднеолигоцен-раннемиоценовые андезитоиды характеризуются обилием вкрапленников (до 40%), преобладанием плагиоклаза над орто- и клинопироксенами, а в основной массе – вулканического стекла над микролитами. Минеральный состав пород и текстурно-структурные особенности указывают на формирование данных пород в обстановке активной континентальной окраины в субаэральных или мелководных условиях. Прямой характер зональности фенокристаллов (за исключением некоторых образцов, демонстрирующих обратную зональность плагиоклаза) свидетельствует о длительном процессе кристаллизации в практически не изменяющемся геодинамическом режиме трансформной окраины (Мартынов, Ханчук, 2013).
Позднеолигоцен-раннемиоценовый комплекс щелочных вулканокластитов (26.0-15.4 млн. лет; таблица 1), прежде называвшийся трахиандезитовым (Леликов, Терехов, 1982), развит на юге Японского моря – банке Оки и хребте Кита-Оки, реже на возвышенностях Восточно-Корейской, Криштофовича и Ямато (Рисунок 4.1.1; полигоны 14, 15, 17, 18, 20, 24-26, 28). Породы представлены преимущественно спекшимися туфами и игнимбритами трахириолитов и трахиандезитов (Леликов, Терехов, 1982; Леликов, Емельянова, 2007 а; Емельянова, 2008, 2015; Емельянова, Леликов, 2010 а, в).
Спекшиеся туфы и игнимбриты трахириолитов состоят из ювенильных обломков (20-45%) кислого плагиоклаза (An8-24), калишпата, кварца, биотита, роговой обманки, реже клинопироксена, а также трахитов, трахириолитов, трахиандезитов, дацитов и риолитов. В составе акцессорных минералов встречаются апатит, эпидот, топаз, циркон и турмалин; рудный минерал – магнетит. Чуждые обломки (0-3%) окружены бурой каймой закаливания и представлены породами фундамента – кварц-биотитовыми, биотит серицитовыми и глинистыми сланцами и кварцитами. Спекшиеся туфы и игнимбриты трахиандезитов состоят из ювенильных обломков (10-35%) среднего плагиоклаза (An33-66), роговой обманки, титанавгита, авгита, бронзита, оливина, а также андезитов, дацитов, трахитов, перлитообразного или пузырчатого стекла. Среди чуждого материала отмечаются обломки фундамента – гранитогнейсов и кристаллических сланцев. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом и магнетитом. Связующая масса спекшихся туфов и игнимбритов трахириолитов и трахиандезитов состоит из частиц вулканического стекла удлиненной причудливо изогнутой формы, подчеркивающей игнимбритовую структуру и псевдофлюидальную текстуру пород. В игнимбритах отмечаются фьямме. В небольших объемах встречаются лавовые разновидности – трахириолиты и трахиандезиты. Первые состоят из вкрапленников (10-15%) калишпата, кислого плагиоклаза (An7-23), кварца, биотита или роговой обманки. Среди акцессорных минералов отмечаются циркон, апатит и магнетит. В трахиандезитах вкрапленники (15-30%) представлены плагиоклазом (An25-45), калишпатом, клинопироксеном и роговой обманкой; основная масса – микрофельзитовым агрегатом полевых шпатов. Спорадически породы замещены минералами группы смектита (0-25%).
Наличие ювенильных и чуждых обломков в позднеолигоцен раннемиоценовых вулканокластитах подчеркивает взрывной (субаэральный) характер этого этапа вулканизма. Состав чуждого материала (метаморфических, магматических и осадочных пород) указывает на несогласное залегание кислых пирокластических потоков на древнем архейско протерозойском и палеозойско-мезозойском фундаменте. Процессы смектитизации, характерные для поствулканических изменений пород в морских условиях, позволяют говорить о наличии разрозненных морских бассейнов на Япономорской окраине в этот период и отнести вулканокластиты к комплексу «зеленых» туфов.
Источники и характерные черты магмогенезиса
Эоценовый комплекс Охотского моря представлен рядом базальты – риолиты (Леликов и др., 2001; Емельянова и др., 2003; Емельянова, 2004, 2015; Emelyanova et al., 2006; Леликов, Емельянова, 2007 а; Емельянова, Леликов, 2014 б и др.). Содержания SiO2 варьируют от 49 до 75 мас.% (таблицы 15, 16). Преобладают значения 54-63 мас.%, которые соответствуют андезибазальтам и андезитам. С ростом SiO2 в породах увеличиваются содержания Na2O – от 3.88 до 5.17 мас.% и K2O – от 1.13 до 3.04 мас.%; сумма щелочей в среднем составляет 4-7 мас.%, в ней Na2O преобладает над K2O (Рисунки 5.1.1, 5.1.2). Концентрации всех остальных петрогенных окислов снижаются. Количество Al2O3 уменьшается от 20.46 до 13.10 мас.%, TiO2 – от 1.01 до 0.07 мас.%, CaO – от 8.46 до 1.07 мас.%, MgO – от 5.25 до 0.48 мас.%, сумма Fe – от 7.0 до 1.4 мас.%. Эти свойства указывают на боуэновский тренд дифференциации, характерный для вулканических образований активных континентальных окраин по (Bowen, 1928), что подтверждают и дискриминантные диаграммы Rb-(Y+Nb) и Y-Nb, на которых описываемые породы группируются в соответствующей области – VAG и являются производными I-типа магм (Рисунки 5.1.7, 5.1.8).
Эоценовые вулканиты Охотского моря относятся к высокоглиноземистым, умеренно-, реже высококалиевым, умеренно- или низкотитанистым образованиям известково-щелочной серии активных континентальных окраин. Они проявляют многие близкие химические черты с одновозрастными вулканическими породами Восточного Приморья (Рисунки 5.1.1, 5.1.2, 5.1.7, 5.1.8, 5.1.9) и Западной Камчатки, в пределах которой, в отличие от остальной ее территории, проявлен известково-щелочной вулканизм (Шанцер, Федоров, 1997). Эти обстоятельства позволяют говорить о том, что во внутреннюю часть Охотского моря простираются не только структуры Северного Приохотья, но и Восточного Приморья, что наиболее полно освещено в публикациях (Емельянова, 2004; Emelyanova et al., 2006 и др.).
Эоценовые вулканиты характеризуются средними или высокими концентрациями LILE (таблицы 15, 16). Содержания Rb повышены и составляют 18.22-65.00 г/т, достигая максимума в риолитах – 145 г/т. Концентрации Ba средние и колеблются в пределах от 317.40 до 590 г/т, а Sr повышены и достигают 460.77-800 г/т (Рисунок 5.1.10). Породам также свойственны повышенные концентрации – Zr (101.64-230 г/т), низкие или средние – Ti (1019.12-7552.90 г/т) и низкие – Ta (0.22-0.51 г/т) и Nb (3.03-4.47 г/т). Редкоземельные элементы демонстрируют фракционированный спектр с преобладанием LREE над HREE (Рисунок 5.1.11). Значения соотношений (La/Sm)N повышены и колеблются от 2.04 до 3.45, а (La/Yb)N – от 7.32 до 14.57. На многокомпонентных диаграммах редких элементов и распределения REE эоценовые вулканиты Охотского моря образуют спектры с негативной Ta-Nb и позитивной Sr аномалиями, характерными признаками вулканических пород надсубдукционных обстановок (Базылев, 2003), но отличаются от них Zr максимумом и слабо выраженными позитивными Ti, Hf, Eu и Gd аномалиями (Рисунки 5.1.10, 5.1.11).
Палеоцен-эоценовый комплекс Японского моря слабо изучен и в данной работе описан по материалам предшественников (Берсенев и др., 1987; Съедин, 1987, а). Палеоцен-эоценовые вулканиты представлены базальтами и андезитами с содержаниями SiO2 – 50-55 мас.% (таблица 13). Породам свойственна повышенная глиноземистость (Al2O3 – 18.48-19.15 мас.%), калиевость (K2O – 1.44-1.70 мас.%), титанистость (TiO2 – 0.99-1.33 мас.%), средний уровень щелочности (до 4.4 мас.%) и известковистости (CaO – 6.63-7.89 мас.%). Они отличаются от эоценовых вулканитов внутренней части Охотского моря бльшей основностью и щелочностью (Рисунки 5.1.1, 5.1.2).
Палеоценовый и эоценовый комплексы подводного хребта Витязя (Леликов и др., 2008 а, б; 2011; Леликов, Емельянова, 2011; Емельянова и др., 2012 и др.). Палеоценовые вулканиты представлены базальтами и их туфами с SiO2, в среднем составляющими 52.5 мас.% (Рисунки 5.1.1, 5.1.2; таблица 17). Породы характеризуются повышенными содержаниями суммы щелочей (до 6.61 мас.%), K2O (2.11 мас.%) и Al2O3 (18.62 мас.%) и пониженными – CaO (4.10 мас.%) и MgO (4.92 мас.%). Среди LILE отмечаются высокие
Многокомпонентная диаграмма распределения REE в эоценовых и позднеолигоценовых (обр. 3125-21) вулканитах Охотского моря концентрации Rb (до 44.52 г/т), средние – Sr (354.94 г/т) и Ba (509.17 г/т). Породам свойственны пониженные содержания элементов группы Fe: Co – 30.16 г/т, Ni – 17.19 г/т, Cr – 54.52 г/т и V – 263.18 г/т и некоторых HFSE: Ta (0.18 г/т) и Nb (2.00 г/т), формирующих Ta-Nb минимум, а также повышенные Ti (TiO2 – 0.90 мас.%) и Zr (69.16 г/т) (Рисунок 5.1.12). На многокомпонентной диаграмме распределения REE они образуют слабо фракционированный спектр, указывающий на преобладание LREE над HREE; значения соотношений (La/Sm)N и (La/Yb)N составляют 1.59-1.89 и 3.27-4.08 соответственно (Рисунок 5.1.13).
Эоценовые вулканиты представлены андезибазальтами и андезитами с содержаниями SiO2, составляющими 55.92-63.06 мас.% (таблица 17; Рисунки 5.1.1, 5.1.2). Породам свойственны повышенная общая щелочность (5.16-6.07 мас.%), калиевость (K2O – до 1.59 мас.%) и глиноземистость (Al2O3 – 14.66-16.17 мас.%), а также повышенные содержания Rb (до 35.81 г/т) и средние или повышенные – Sr (175.26-686.78 г/т). Концентрации Ba колеблются в пределах от низких (182.86 г/т) до высоких значений (1341.18 г/т). Для пород характерны низкие концентрации элементов группы Fe: Co – 10.79-38.96 г/т, Ni – 17.37-36.93 г/т, Cr –5.49-59.27 г/т и V – 63.72-278.89 г/т, а также пониженные или средние содержания некоторых HFSE: Ti (TiO2 – менее 1 мас.%) и Zr (62.51-66.65 г/т) (Рисунок 5.1.12). На диаграмме распределения REE эти породы образуют слабо фракционированный спектр с накоплением LREE относительно HREE (Рисунок 5.1.13). На дискриминантной диаграмме Rb-(Nb+Y) их фигуративные точки группируются в области VAG и генетического I-типа (Рисунок 5.1.7, 5.1.8).
В целом палеоцен-эоценовые породы хребта Витязя характеризуются химическими свойствами, близкими породам активных континентальных окраин. Однако повышенная основность, щелочность и калиевость палеоценовых и известково-щелочной состав эоценовых вулканитов может свидетельствовать о смене рифтогенного геодинамического режима с характерным для него щелочнобазатоидным вулканизмом в районе хребта Витязя в палеоцене на окраинноконтинентальный с известково-щелочным вулканизмом в эоцене. Тем более что на месте Малой Курильской гряды и хребта Витязя на рубеже палеоцена – раннего эоцена располагался глубокий трог (Сергеев, 1976).