Содержание к диссертации
Введение
1. Краткая геологическая характеристика 9
1.1. Рифтовая система Рио-Гранде 10
1.2. Задуговая область Япономорской подвижной системы 11
2. Аналитические исследования 15
2.1. Элементный анализ 15
2.1.1. Определение микроэлементов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой 15
2.1.2. Определение микроэлементов методом рентгеновской флуоресценции 19
2.1.3. Сравнение результатов определений микроэлементов разными методами 20
2.2. Изотопный анализ 21
3. Строение и возраст вулканических комплексов 23
3.1. Рифт Рио-Гранде 23
3.2. Задуговая область Япономорской подвижной системы 29
3.2.1. Юго-Западное Приморье 29
3.2.2. Юго-Западный Сахалин 37
3.2.3. Окислительно-восстановительные условия магматизма 45
4. Микроэлементы 49
4.1. Рифт Рио-Гранде 49
4.1.1. Редкие земли 49
4.1.2. Совместимые и несовместимые элементы 50
4.1.3. Элементные отношения 52
4.2. Задуговая область Япономорской подвижной системы 56
4.2.1. Юго-Западное Приморье 56
4.2.1.1. Редкие земли 56
4.2.1.2. Совместимые и несовместимые элементы 58
4.2.2. Юго-Западный Сахалин 60
4.2.2.1. Редкие земли 60
4.2.2.2. Совместимые и несовместимые элементы 62
4.2.2.3. Элементные отношения 62
5. Компонентный состав магматических расплавов 68
5.1. Проблема вьщеления мантийных и коровых компонентов в вулканических породах по изотопным и микроэлементным данным 68
5.1.1. Изотопная систематика океанических базальтов 69
5.1.2. Неоднозначность идентификации конечных компонентов в вулканических породах континентов 71
5.1.3. Изотопные характеристики компонентов из литосферных магматических очагов на континентах 72
5.1.4. Изотопная систематика смесей компонентов континентальной литосферы и подлитосферной конвектирующей мантии 76
5.1.5. Идентификация компонентов мантии и коры по микроэлементным данным 78
5.2. Мантийные и коровые компоненты вулканических и субвулканических пород исследуемых территорий 78
5.2.1. Рифт Рио-Гранде 78
5.2.2. Япономорская подвижная система 85
5.2.2.1. Юго-Западное Приморье 85
5.2.2.2. Юго-Западный Сахалин 90
5.2.2.3. Дуга Северо-Восточного Хонсю 92
5.2.2.4. Сопоставления 94
6. Геодинамические схемы 99
6.1. Теоретические предположения 99
6.2. Япономорская подвижная система 101
6.2.1. Синколлизионный магматический эпизод около 46 млн лет назад 103
6.2.2. Переходный этап 38-23 млн лет назад 103
6.2.3. Значение рубежа 23-21 млн лет назад 104
6.2.4. Субдукционный этап последних 22 млн лет 106
6.2.5. Развитие субдукционного магматизма Япономорской подвижной системы в контексте динамики погружения Тихоокеанского слэба под Азию 107
6.2.6. Вероятные причины различия магматических источников Лесогорской и Чеховской зон Юго-Западного Сахалина 109
6.3. Континентальная окраина запада США 110
6.4. Магматические импульсы и их связь с процессами в Тихоокеанском сегменте 113
Заключение 119
- Задуговая область Япономорской подвижной системы
- Задуговая область Япономорской подвижной системы
- Мантийные и коровые компоненты вулканических и субвулканических пород исследуемых территорий
- Япономорская подвижная система
Введение к работе
Актуальность исследования. Геодинамическая систематика магматизма по геохимическим данным разработана на примере современных обстановок [Реагсе, 1982 и др.]. Исходя из метода актуализма, выводы о корреляциях состава магм с протекающими в настоящее время геологическими процессами были распространены на геодинамические реконструкции геологического прошлого [Rollinson, 1993 и др.]. Между тем, оказалось, что вулканические породы континентальных окраин могут распределяться на индикаторных вариационных диаграммах в поля магматических пород практически всех типов известных современных обстановок [Wang, Glover, 1992; Рассказов и др., 2003]. Появление современных базальтовых магм с «внутриплитными характеристиками» на Андийской активной континентальной окраине в грабене Колима рассматривалось как следствие осложнения субдукционных процессов локальным растяжением литосферы [Wallace, Carmichael et al., 1999]. Исследования последних десятилетий показали, что на континентальных окраинах в течение кайнозоя могли иметь место глубокие структурные перестройки, поэтому для понимания геодинамики таких территорий необходима разработка новых подходов к геохимическим исследованиям магматизма. Сравнительные исследования вулканических и субвулканических пород в структурах растяжения Рио-Гранде и Японского моря ориентированы на выяснение средне-позднекайнозойской эволюции магматизма на основе изотопных и микроэлементных данных о составе мантийных и коровых источников.
Цель исследования - определить соотношения источников средне-позднекайнозойского магматизма в структурах растяжения Японского моря и Рио-Гранде
Основные задачи:
1. Изучить вариации микроэлементов и изотопных отношений стронция в последовательностях средне-позднекайнозойских вулканических пород Япономорской подвижной системы (на примере Юго-Западного Сахалина и Юго-Западного Приморья) и структуры Рио-Гранде (на примере впадины Сан Луис и сопредельных территорий).
2. Определить компонентный состав вулканических и субвулканических пород по изотопным и микроэлементным данным, установить происхождение компонентов и пространственно-временные вариации их соотношений в процессе развития магматизма.
3. Выполнить сравнительный анализ магматических источников в рассматриваемых структурах растяжения.
Защищаемые положения:
1. На западном побережье Южного Сахалина имела место пространственная смена магматических источников. Во временном интервале 21-17 млн лет назад по латерали Южно-Татарского бассейна в Чеховской зоне изливались базальтовые магмы, представлявшие собой выплавки из материала, преобразованного надсубдукционными процессами, а в интервале 16-4 млн лет назад севернее Южно-Татарского бассейна в Лесогорской зоне поступал материал из литосферной мантии континентальной окраины, не испытавшей субАукционных преобразований.
2. В Юго-Западном Приморье компонентный состав плавившегося материала существенно менялся во времени. Около 46 млн лет назад плавилась кора, в интервале 38-34 млн лет назад - материал континентальной литосферной мантии, в интервале 33-32 млн лет назад усиливалось плавление коры, а в интервале 23-13 млн лет назад возрастала роль плавления материала, связанного с субдукционными процессами.
3. В структуре Рио-Гранде выражена временная и пространственная смена магматических источников. В интервале 34-27 млн лет назад в ее северной части в плавление вовлекался материал коры, а в дальнейшем включались магматические источники дифференцированного по составу материала континентальной литосферной мантии. Астеносферные обедненные в изотопном отношении выплавки были характерны для южной части структуры Рио-Гранде, а севернее зоны Хемез они не появлялись.
4. Образование структур Рио-Гранде и Японского моря в условиях растяжения континентальных окраин сопровождалось магматизмом с близким набором компонентов мантии и коры.
Научная новизна. Продемонстрирован подход к анализу микроэлементных и изотопных данных по вулканическим породам континентальных окраин, заключающийся в выделении конкретных компонентов коры и мантии в вулканических породах и анализу их пространственно-временных вариаций. По вариациям изотопов стронция и микроэлементов в тыловой зоне Северо-Восточного Хонсю выявлена последовательность задугового магматизма, начинавшаяся выплавками из подлитосферной конвектирующей мантии окраины континента, вероятно неизмененной метасоматическими процессами, за которыми следовали расплавы из подлитосферной части надсубдукционного клина, из надслэбовой его части, а затем - из астеносферы. На западном побережье Южного Сахалина, в Чеховской зоне, пространственно связанной с Южно-Татарским бассейном, установлена
последовательность, представленная начальными выплавками из подлитосферной конвектирующей мантии окраины континента и последующими выплавками материала из слэба. Показано сходство компонентного состава средне-позднекайнозойских вулканических пород областей растяжения Востока Азии и Запада Северной Америки, хотя эти области имели различную средне-позднекайнозойскую динамику.
Практическая значимость работы. При датировании вулканических пород Южного Сахалина и Юго-Западного Приморья К-Аг и 40Аг/39Аг методами уточнена схема стратиграфии вулканогенно-осадочных комплексов. Установленный характер пространственно-временной смены источников магм в задуговой области Япономорской подвижной системы способствует пониманию структуры коры и мантии территории и должен приниматься во внимание при разработке подходов к оценке сейсмической опасности территорий.
Фактический материал и методика исследований. Диссертационная работа выполнена в лаборатории изотопии и геохронологии Института земной коры СО РАН. При исследованиях пространственно-временных вариаций изотопно-геохимических характеристик вулканических пород северной части структуры Рио-Гранде использовалась коллекция образцов, отобранных СВ. Рассказовым при совместных экспедиционных исследованиях с Р. Томпсоном (Геологическая служба США, Денвер), для территории Юго-Западного Приморья - коллекция образцов, отобранных СВ. Рассказовым и Е.В. Сараниной при совместных работах с Ю.А. Мартьшовым (Дальневосточный Геологический Институт ДВО РАН), СВ. Коваленко (Приморская поисково-съемочная экспедиция), а для территории Юго-Западного Сахалина - коллекция образцов, отобранных СВ. Рассказовым при совместных работах с О.М. Мельниковым, А.В. Рыбиным, В.А. Гурьяновым (Институт морской геологии и геофизики Сахалинского научного центра ДВО РАН) и А.Э. Жаровым (Институт морской геологии и геофизики ДВО РАН, Южно-Сахалинск). Диссертантом осуществлялась техническая обработка собранных коллекций, выполнялись аналитические исследования и интерпретация данных. Аналитические исследования проводились по методикам, в разработке которых автор принимала активное участие. Во всех отобранных образцах вулканических пород структуры Рио-Гранде лично диссертантом определены микроэлементы методом РФ А. В 61 образце из структуры Рио-Гранде и в 80 образцах Юго-Западного Сахалина и Юго-Западного Приморья определен широкий спектр микроэлементов методом ИСП-МС (химическая пробоподготовка М.Е. Марковой и Е.В. Сараниной, измерения и обработка данных диссертанта). Содержания петрогенных оксидов в 107 образцах вулканических пород рифтовой системы Рио-Гранде, 33 образцах Юго-Западного Сахалина определялись методами классической "мокрой химии" в аналитическом центре
Института земной коры СО РАН (аналитики М.М. Смагунова, Г.В. Бондарева, Т.Г. Бобровская, Е.Г. Колтунова), а в 63 образцах Юго-Западного Приморья - в лаборатории геохимии Дальневосточного геологического института ДВО РАН. Восемь образцов вулканических пород датированы в лаборатории изотопии и геохронологии К-Аг методом (измерения радиогенного аргона И.С. Брандта и СБ. Брандта, измерения концентраций калия М.М. Смагуновой), пять образцов датированы 40Аг/39Аг методом в Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН (аналитик А.В. Травин). Три Rb-Sr датировки (две минеральные изохроны и одна валовая) и значения изотопных отношений 87Sr/86Sr в пятидесяти четырех образцах получены масс-спектрометристами М.Н. Масловской и Н.Н. Фефеловым с химической подготовкой проб Е.В. Сараниной в лаборатории изотопии и геохронологии.
Апробация работы и публикации. Результаты исследований представлены на трех международных и четырех всероссийских конференциях, в том числе на симпозиуме «Rifting in intracontinental setting: Baikal Rift System and other Continental Rifts" (Иркутск-Тервюрен, 1999), на международных совещаниях «Геодинамика и геоэкологические проблемы высокогорных регионов» (Бишкек, 2002), "Structure, geodynamics and metallogeny of the Okhotsk region and adjacent parts of the north-western Pacific plate», (Южно-Сахалинск, 2002), на 2-й Всероссийской конференции по изотопной геохронологии «Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза» (Санкт-Петербург, 2003), на 20-й Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2003), на 37-м Тектоническом совещании «Эволюция тектоничесих процессов в истории Земли» (Новосибирск, 2004) и других. По теме диссертации опубликовано две статьи в журналах и семь статей в тематических сборниках. Две журнальные статьи находятся в печати.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения общим объемом 166 страниц машинописного текста. В ней содержатся 57 иллюстраций, 9 таблиц и приложений и список литературы из 185 наименований.
Автор благодарит научного руководителя СВ. Рассказова за помощь в подготовке диссертации, М.Е. Маркову и В.И. Ложкина - за всемерную поддержку в прецизионных определениях микроэлементов методом ИСП МС, Л.В. Соловьеву и А.В. Иванова - за ценные критические замечания, а также СБ. Брандта, И.С. Брандта, Е.В. Саранину, М.Н. Масловскую, Н.Н. Фефелова, М.М. Смагунову, Г.В. Бондареву и других сотрудников ИЗК СО РАН, внесших вклад в аналитические работы. Диссертация подготовлена по интеграционному проекту СО РАН № 70.
Задуговая область Япономорской подвижной системы
Вулканические и субвулканические породы Юго-Западного Приморья рассматриваются в составе дацитового нарвского и базальт-андезитового зайсановского комплексов, базальт-трахиандезитовой клерковской толщи, дацит-риолитового краскинского и базальт-андезитового славянского комплексов, а также базальтовой шуфанской свиты. Возраст этих подразделений был определен первоначально по их геологическим соотношениям и палеонтологическим находкам в осадочных отложениях. При Rb-Sr-изохронном датировании дацитовой экструзии Школьной был получен ее среднеэоценовый возраст и сделан вывод о наличии в Юго-Западном Приморье стратиграфического аналога базальтов суворовского комплекса Южного Сихотэ-Алиня [Рассказов, Саранина, Масловская и др., 2003]. Комплекс этого возраста в Юго-Западном Приморье рассматривается под названием нарвского. Экструзия Школьная находится на юго-западном борту Амбинской впадины (рис. 3.5). Для нее измерен Rb-Sr-изохронный возраст 46,2±0,5 млн лет (обр. П-480/1). Изохрона построена по валовому составу дацита и монофракциям биотита и плагиоклаза при (87Sr/86Sr)o 0,70502+0,00003 и СКВО 1,1. Синхронно с внедрением экструзии г. Школьной и вулканизмом суворовской свиты на юге Сихотэ-Алиня [Okamura et al., 1998] вулканическая деятельность проявилась также в южной части Корейского полуострова, во впадине Гийонгсанг (эпизод К-3 [Pouclet et al., 1995]). Лавовые потоки и дайки андезибазальтового состава датированы здесь К-Ar методом интервалом 46-44 млн лет. Схема опробования средне-верхнекайнозойских вулканических и субвулканических пород Юго-Западного Приморья (А).
На врезке Б показано пространственное положение Юго-Западного Приморья в Япономорском регионе и распределение средне-позднекайнозойских вулканических полей. 1 - средне-верхнемиоценовые базальты шуфанской свиты; 2-3 - вулканические комплексы: 2 - славянский, 3 - зайсановский и краскинский, 4 - базальт-трахиандезитовая толща на п-ове Клерка, 5 - нарвский комплекс; 6 - граница между Лаеолин-Гродековским супертеррейном и Арсеньевской зоной террейнов [Ханчук и др., 1995]; 7 - государственная граница Российской Федерации; 8 - населенные пункты; 9 - граница акватории. Геохимические данные и координаты образцов см. прил. 3.2. Лавы зайсановского комплекса перекрывают палеоцен-нижнеэоценовую назимовскую свиту и находятся стратиграфически ниже краскинского комплекса. В Краскинской впадине базальтовые и андезитовые расплавы либо изливались непосредственно перед дацитами и риолитами, либо были разорваны с ними во времени. Породы наименее дифференцированного состава представлены базальтом и андезибазальтом. К зайсановскому комплексу относились и базальты п-ова Клерка [Мартынов и др., 2002]. Но по своему химическому составу они существенно отличаются от стратотипа базальтов этого комплекса из Краскинской впадины.
Поэтому вулканические породы п-ова Клерка рассматриваются как отдельная клерковская толща. Она сложена покровами, реже дайками и экструзивными телами от базальтового до трахитового состава. Для базальтов п-ова Клерка (рис. 3.5) была получена К-Аг датировка 39±3 млн лет [Мартынов и др., 2002]. Затем датировались два образца (Ш-ОО-58 и Ш-00-56) методом 40Аг/39Аг. Для первого образца измерен возраст плато 37,7+1,3 млн лет, а для второго - более молодой возраст плато 34,4+1,0 млн лет. Возраст базальтов клерковской толщи принимается по результатам 40Аг/39Аг датирования в интервале 38-34 млн лет [Рассказов, Саранина, Масловская и др., 2003]. В береговых обнажениях северо-восточнее мыса Лукина, опробована серия даек северо-восточного направления (рис. 3.6). 1-5 дайки: 1 - наиболее ранние риолитовые; 2 - более поздние от дацитового до базальтового состава; 3 - дацитовая; 4 - базальтовая с содержаниями К20 1,6-1,9 мае %; 5 -то же с содержаниями К20 1,2-1,6 мае %; 6 - последовательность внедрения даек; 7 - номера образцов. В разрезе горизонтальный масштаб соответствует вертикальному. Стрелкой показано местоположение разреза на берегу Японского моря. Наиболее ранние дайки имеют риолитовый состав. В образце крупнозернистого порфировидного риолита Ш-00-100 биотит полностью опацитизирован в результате воздействия тепла более поздних даек различного состава. Фрагменты риолитовой дайки находятся в виде ксенолитов в дайке дацитового состава (обр. Ш-00-98). После нее внедрялись дайки измененных зеленовато-серых базальтов (обр. Ш-00-99), затем дайки неизмененных черных базальтов (обр. Ш-00-96, 97) (химический состав образцов см. прил. 3.4). Возможно, непосредственно на мысе Лукина внедрялись и более поздние риолитовые дайки, но их состав и возраст не исследовался. Методом 40Аг/39Аг для базальтового обр. Ш-00-97 получен возраст плато 38,1 ±1,3 млн лет. Эта датировка принимается в качестве верхнего возрастного предела дайковой серии, распространенной северо-восточнее мыса Лукина. По-видимому, заключительное внедрение базальтовых расплавов на мысе Лукина происходило синхронно с началом образования зайсановского комплекса.
Датирование более ранних даек мыса в калий-аргоновой изотопной системе не проводилось, поскольку породы даек испытали диффузионные потери радиогенного аргона вследствие теплового воздействия расплавов, неоднократно проникавших по одним и тем же разрывным нарушениям. В качестве нижнего возрастного предела дайковой серии (ранних риолитов) может условно приниматься возраст 46 млн лет дацитовой экструзии Школьной (пояснения см. раздел 5.2.2.1). Поздние риолитовые дайки мыса Лукина могут сопоставляться с краскинским комплексом. Краскинский комплекс датировался Rb-Sr-изохронным методом по валовым составам риолитов и дацитов. Результаты измерений по трем образцам п-ова Краббе (Ш-00-81А, 78, 74) интерпретировались в рамках изохронной модели: возраст 33,511,1 млн лет при (87Sr/86Sr)o 0,70467+0,00003 и СКВО 0,7. По изохронной линии, проходящей через точки двух последних образцов (пояснения см. в разделе 5.2.2.1), значение возраста снижается до 32,4±2,5 млн лет. Принимается значение возраста краскинского комплекса 33-32 млн лет. Славянский комплекс (славянская толща) перекрывает отложения надеждинской и угловской свит, датированных эоценом по макро- и микрофлоре. Этот комплекс имеет двухчленное строение (рис. 3.7). Его нижняя часть сложена агломератовыми туфами с прослоями базальтовых лав, а верхняя - лавами трахиандезитов, андезитов и дацитов. В составе комплекса имеются многочисленные экструзии трахидацитового и дацитового состава. Дацитовая экструзия м. Нерпа прорывает базальты зайсановского комплекса п-ова Клерка. Валовые составы и калиевые полевые шпаты из этой экструзии показали Rb-Sr-изохронный возраст 22,9±0,3 млн лет при (87Sr/86Sr)0 0,70416±0,00002 и СКВО 0,8 (обр. Ш-00-50, 51) [Рассказов, Саранина, Масловская и др., 2003].
Учитывая общую гомодромную направленность развития магматизма славянского комплекса, эта датировка принимается в качестве верхнего предела его возрастного интервала. Нижнее возрастное ограничение комплекса радиоизотопным датированием не определено. Стратиграфически выше славянского комплекса следуют вулканогенно-осадочные образования усть-суйфунской свиты и лавы шуфанской свиты. Павлюткин и др. по палеонтологическим данным относят усть-суйфунскую свиту к среднему-верхнему миоцену, отмечая в нижних слоях этой свиты находки раннемиоценовой флоры. Две позднемиоценовые датировки вулканического стекла, полученные трековым методом и приведенные в работе [Павлюткин и др., 1985] не могут удовлетворительно сопоставляться с К-Аг датировками, так как не указаны лаборатория, методика анализа и используемые константы. Для базальтов шуфанской свиты Шкотовского и Шуфанского вулканических полей получен интервал К-Ar датировок среднего-верхнего миоцена и плиоцена 13,3-3,3 млн лет [Рассказов, Саранина, Мартынов и др., 2003]. В Юго-Западном Приморье к шуфанской свите относятся разрозненные вулканические останцы южной периферии Шуфанского вулканического поля (рис. 3.5). В координатах ИагО+КгО - SiC 2 прослеживается возрастное изменение состава вулканических пород. В интервале 46-34 млн лет назад за дацитовыми экструзиями нарвского комплекса следовали умеренно щелочные базальты и трахиандезиты п-ова Клерка.
Задуговая область Япономорской подвижной системы
Па диаграмме (рис. 4.7) спектр нормированных концентраций редкоземельных элементов титанистых базальтов зайсановского комплекса п-ова Клерка расположен выше спектра базальтов из даек мыса Лукина (обр. Ш-00-96, 97) при одинаковом диапазоне (La/Sm)N (4-5) и различном (La/Yb)N (8-9, 9-12, соответственно). Линия нормированных концентраций базальта из дайки Ш-00-99 пересекает линии базальтовых даек Ш-00-96, 97 и по содержанию легким редкоземельных элементов попадает в интервал значений для титанистых базальтов п-ова Клерка (рис. 4.7 А). Отношение (La/Sm)N повышается до 5,5, а (La/Yb)N - до 20. Спектры нормированных концентраций редких земель базальта и андезибазальта Краскинской впадины параллельны (рис. 4.7 Б) и показывают сравнительно высокое обогащение легкими членами ряда - (La/Sm)N 7-8, (La/Yb)N 15-20. Усл. обозн. см. рис. 3.8. Использован состав хондрита из работы [McDonough, Sun, 1995]. Базальт Ш-00-40 из нижней части разреза порта Славянка имеет пологий спектр при (La/Sm)N 2,8, (La/Yb)N 3,7 с высоким (Yb)N 26 (рис. 4.7 В). Базальты из средней и верхней частей разреза также имеют низкие (La/Sm)N 3-4 и (La/Yb)N 4-5. В одном образце (Ш-00-30) концентрации тяжелых и средних редкоземельных элементов сопоставимы с таковыми в большинстве базальтов, а концентрации легких повышаются до значений, в 100 раз превышающих хондритовые. Низкокалиевые андезибазальты Ш-00-103 и Я-4128 имеют особый спектр с возрастанием нормированных концентраций от Lu до Ей и выдержанностью элементов от Ей до La на одном уровне, что характерно для низкокалиевых известково-щелочных андезибазальтов Шкотовского и Шуфанского плато возрастом 13 млн лет [Саранина, 2002; Рассказов, Саранина, Мартынов и др., 2003].
На диаграммах (рис. 4.8) породы среднего и кислого состава нанесены в сопоставлении с породами пермского гамовского комплекса - гранодиорита Ш-00-66 и прорывающей его андезитовой дайки Ш-00-67 о. Гаккеля (местоположение образцов см. рис. 4.8). Эти два спектра характеризуются низкой концентрацией иттербия, лишь в 3-4 раза превышающей хондритовую при высоких (La/Sm)N 7-8 и (La/Yb)N 25-27. Им подобен только редкоземельный спектр среднеэоценового дацита экструзии Школьной при (YD)N 3,3, (La/Sm)N 11 и (La/Yb)N 44. Спектры других пород, как правило, имеют крутой наклон в левой части, выполаживаясь по направлению к тяжелым элементам при общем интервале (Yb)N 5-15. В спектре дозайсановской риолитовой дайки мыса Лукина (Ш-00-100) и одной из риолитовых даек краскинского комплекса (Ш-00-78) имеются Ей минимум и субгоризонтальная ветвь тяжелых элементов редкоземельного спектра при крутом наклоне ветви легких элементов (рис. 4.8 А#, Б#). Слабый прогиб, на гольмии характеризует тетрад-эффект М-типа, возникающий на заключительном этапе эволюции кислых расплавов посредством образования комплексных химических соединений в водно-подобной (aqueous-like) флюидной системе [Takahashi et al., 2002]. В трахиандезите Ш-00-55 (YD)N 10,7 выше этого показателя дозайсановских пород, но ниже ассоциирующих с трахиандезитом титанистых базальтов п-ова Клерка. В последних (УЬ)к, 15-19 (см. рис. 4.7А и 5.15А#). В андезитах и дацитах краскинского комплекса (YI )N варьирует от 7 до 8, а в трахиандезитах и трахитах - от 10 до 12. В риолитах (YI )N снижается до 5. В породах среднего состава славянского комплекса этот показатель меняется от 7 до 12 (рис. 4.8 В, В#). Спектр несовместимых элементов титанистых базальтов клерковской толщи близок составу базальтов океанических островов (ОІВ), отличаясь от него небольшими минимумами Th-U, Nba, Hf-Smi и максимумом Pb (рис. 4.9 А).
Базальтовые дайки мыса Лукина также имеют минимум Th-U, резче выраженный минимум Nba (в меньшей степени La-Ce, Рг) и пониженные концентрации элементов от Р до Yb с повышением концентраций Sm относительно соседних элементов. В обр. Ш-00-99 появляется слабый максимум Ва и тенденции, отличные от OIB, проявлены сильнее, чем в обр. Ш-00-96, 97. Такие же тенденции свойственны базальтам зайсановского и славянского комплексов (рис. 4.9 Б, В). Между собой они отличаются по поведению Rb (наличию минимума Rb в зайсановском базальте и его отсутствию в славянских). Низкокалиевые андезибазальты возрастом 13 млн лет смещаются к составу обогащенного базальта срединных океанических хребтов (Е- MORB). Линия титанистого плагиофирового базальта Ш-00-46 имеет особую изогнутую конфигурацию с повышенными содержаниями элементов середины спектра и с максимумами К, Pb, Р и Ті (рис. 4.9 В). На рис. 4.10 А,Б сопоставляются ряды несовместимых элементов пород среднего и кислого состава. На диаграмме пород краскинского комплекса в средней части спектра от Nb до Рг концентрации элементов этих групп пород сопоставимы между собой. Во всех породах одинаково выражен минимум Nb и Та. В левой части спектра от Cs до К концентрации элементов в риолитах систематически превышают концентрации элементов в андезитах и дацитах. Хорошо выделяются максимумы Th, U, К и Cs. Исключение составляют аномально высокие концентрации Cs в двух образцах низкокалиевых андезитов (Ш-00-91, 94А). В правой менее несовместимой части спектра от Sr до Yb концентрации элементов в риолитах систематически ниже концентраций элементов в андезитах и дацитах с резко выраженными минимумами Р и Ті. Среди дацитов и андезитов минимум Ті обнаружен только в обр. Ш-00-81А (на рис. 4.10 не показан). Спектры несовместимых элементов более древних дацитов (обр. П-480/1 и Ш-00-98) сопоставимы со спектрами однотипных краскинских пород, за исключением аномально низких концентраций Y и Yb в даците экструзии Школьной. Риолит из дайки мыса Лукина Ш-00-100 по сравнению с дацитами обладает некоторыми особенностями. В средней части его спектра можно видеть повышенные концентрации Nb, Та, РЬ и пониженные - La, Се, Рг. В левой части спектра риолита Ш-00-100 выделяется минимум Ва. Эволюция базальтовых расплавов в Лесогорской зоне Юго-Западного Сахалина отчетливо выявляется по вариациям наклона линий спектров редкоземельных элементов, нормированных к составу хондрита (рис. 4.11). Спектры эссекситов из среднемиоценовых силлов характеризуются слабым обогащением легких элементов ряда по отношению к тяжелым. Нормированное к хондриту отношение (La/Yb)N составляет 4.4-5.1. Линии спектров трахитовых жил из силла м. Перевальный расходятся от легких элементов ряда к тяжелым, как например, высококалиевой жилы Сх-02-305 и низкокалиевой жилы Сх-02-309. Эссексит Сх-02-312 имеет более низкие концентрации всех элементов ряда относительно высококалиевой трахитовой жилы Сх-02-305.
В спектре низкокалиевого трахита Сх-02-309 имеется резко выраженный европиевый минимум, свидетельствующий о фракционной кристаллизации плагиоклаза. В умеренноглиноземистых андезибазальтах м. Изыльметьева возрастом 12-11 млн лет линии нормированных отношений становятся более пологими при (La/Yb)n 3,0-3,2. В группе умеренноглиноземистых андезибазальтов орловской толщи наклон несколько увеличивается при (La/Yb)n 3.4-4.0 и становится еще больше в группе высокоглиноземистых пород при (La/Yb)n 5.7-7.2. Усл. обозн. в основном подобны принятым на рис. 3.13. Использован состав хондрита из работы Породы основного-среднего состава из Чеховской зоны характеризуются иными возрастными вариациями редких земель (рис. 4.11). В трахиандезите из аракайской свиты Сх-02-334 наклон увеличивается по сравнению с андезибазальтом из этой свиты за счет относительного снижения концентраций тяжелых редких земель при повышении (La/Yb),, до 6,6. В базальтах возрастом 21-17 млн лет (La/Yb)n варьирует в интервале от 1,8 до 3,2. В гавайитах пологий наклон спектров сохраняется. В окварцованном базальте Сх-02-327 из чеховской свиты проявлена слабая отрицательная Ей аномалия (линия на диаграмме не показана), а концентрации редких земель сопоставимы с концентрациями в неизмененном андезибазальте Сх-02-326. В пропилитах отчетливо выражен Eu-минимум, а концентрации легких редкоземельных элементов повышены. 4.2.2.2. Совместимые и несовместимые микроэлементы Для вулканических и субвулканических пород из Лесогорской и Чеховской зон на рис. 4.12 приведены линии концентраций элементов, нормированных к составу недифференцированной мантии. Во всех спектрах пород Чеховской зоны выявляются минимумы Nb, Та и максимумы К и Sr. Эти особенности диаграмм характеризуют присутствие субдукционного компонента. Снижение концентраций калия относительно соседних элементов ряда обнаруживает только базальт Красногорской экструзии (Сх-02-328), но по наличию минимума Nb, Та он подобен другим породам Чеховской зоны.
Мантийные и коровые компоненты вулканических и субвулканических пород исследуемых территорий
На территории южной и центральной частей рифтовой системы Рио-Гранде устанавливается временная смена магматических источников. Весьма контрастная магматическая динамика проявилась под южной частью рифта (южнее Сокорро), где имело место резкое увеличение изотопных отношений неодима вулканических пород во времени. В лавах возрастом 30-17 млн лет значения eNd находились в интервале от -6 до +1 и отвечали составу континентальной литосферной мантии. Около 13 млн лет назад значения eNd возросли до интервала +3+8, что соответствовало поднятию обедненного астеносферного материала [Gibson et al., 1992] (рис. 5.2). В базальтовых лавах центральной части рифта, на поднятии Люсеро, глубинная эрозия литосферы имела место между 8 и 4 млн лет назад. Эти процессы отражены в увеличении значений eNd от интервала +3,2+4,2 до интервала +5,5+6,6. Такая смена свидетельствовала о некотором относительном возрастании доли астеносферного материала по отношению к литосферному [Perry et al., 1988]. Тенденция смены магматических источников рифта Рио-Гранде в направлении с юга на север становится неопределенной в его северной части. Значения eNd вулканических пород варьировали здесь в диапазоне от -8 до +3 в течение всего позднего кайнозоя.
Каких-либо временных изменений этого параметра не установлено. Для большинства кайнозойских вулканических пород Плато Колорадо и вулканического поля Сан Хуан существует корреляция изотопов свинца в координатах 207РЬ/204РЬ - 206Pb/204Pb и 208Pb/204Pb - 206Pb/204Pb. «Псевдоизохрона» соответствует возрасту фундамента плато Колорадо 2,3 млрд лет [Alibert et al, 1986]. Третичные вулканические породы поля Абсарока и четвертичные породы Йеллоустоунского вулканического плато располагаются в координатах изотопов свинца вдоль вторичной изохроны, определяющей возраст пород в источнике около 2,8 млрд лет, соответствующий возрасту пород фундамента. В горах Сан Хуан и сопредельной территории рифта Рио-Гранде на юге штата Колорадо и на севере штата Нью Мексико вулканические породы от олигоценового до четвертичного возраста образуют вторичную изохрону с кажущимся возрастом источника 1,8-1,7 млрд лет, указывая на преобладающий докембрийский возраст пород в источнике [Lipman, 1980]. Для трахиандезитов и трахитов формации конехоз северной части структуры Рио-Гранде характерны высокие начальные стронциевые изотопные отношения ( Sr/ Sr)0 (0,7048 - 0,7058), низкие изотопные отношения свинца 206РЬ/204РЬ = 17,3-18,1 [Гірптап et al., 1978]) и повышенные содержания стронция. Низкое (87Sr/86Sr)o (0,7037-0,7041) при высоком содержании стронция и повышенном 143Nd/144Nd = 0,51266 измерено в лавах впадины Эспаньола [Gibson et al., 1993, Thompson, Gibson, 1993], вулканического поля Ямпа [Leat et al., 1991] и части лав возрастом 7-5 млн лет вулкана Лос Моготэс [Lipman, 1978]. Такой же интервал начальных отношений изотопов стронция, но при низком содержании стронция и 143Nd/144Nd =0,51272 [Gibson et al., 1993], определен в андезибазальтах и андезитах конуса Петака.
В лавах формаций хинсдэйл и сервиллета на Плато Таос стронциевое изотопное отношение повышено ((87Sr/86Sr)0 = 0,70409 - 0,70444). Наиболее высокие значения этого параметра на исследуемой территории (0,70519 - 0,70572) определены для трахиандезитов района Сан Антонио. В четвертичных базальтах (87Sr/86Sr)0 понижается до значений 0,70361 - 0,70422. Наиболее низкое (87Sr/86Sr)o (0,703-0,7035) при высоком содержании стронция имеют щелочные базальты вулканических полей Зуни-Бандера и Джеронимо [Menzies et al., 1983;Menziesetal, 1991]. В континентальной протерозойской литосфере Запада США, обогащенной несовместимыми элементами, установлено повышенное Ba/Nb (50-250) [Ormerod et al., 1991]. На рис. 5.3 в трахиандезитах формации конехоз и породах экструзий, одновозрастных толеитовым базальтам формации сервиллета (и более поздних), наблюдается прямая зависимость между (87Sr/86Sr)o и Ba/Nb, что указывает на смешение компонента(ов) с низкими изотопными отношениями стронция с материалом континентальной литосферы с высокими (87Sr/86Sr)0 и Ba/Nb. На диаграмме (87Sr/86Sr)o - 1000/Sr в трахиандезитах и трахитах формации конехоз вулканического поля Сан Хуан и в плиоценовых трахиандезитах района Сан-Антонио выделяется компонент К с высоким начальным стронциевым изотопным отношением и высоким содержанием Sr (низким 1000/Sr). Для этого компонента характерны также низкие изотопные отношения неодима и свинца. Значения (87Sr/86Sr)0 в лавах формации конехоз входят в интервал значений начальных стронциевых изотопных отношений в трахибазальтах и минеттах вулканического поля Навайо (возраст около 25 млн лет), расположенного в центральной части плато Колорадо. Однако минетты отличаются более высокими изотопными отношениями свинца 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb и неодима 143Nd/144Nd [Alibert et al., 1986; Fitton et al., 1988; Gibson et al., 1992]. Де Паоло показал, что гранулиты из нижних частей коры имеют существенно более низкие изотопные отношения стронция, по сравнению с породами верхних частей коры того же возраста. В действительности, в нижнекоровых гранулитах eSr варьирует от -40 до +10 [Тейлор, Мак-Леннан, 1988 и др.]. Однако, интервал значений в гранулитах плато Колорадо [De Paolo, 1981] сходен с интервалом значений (87Sr/86Sr)o для пород формации конехоз (компонент К). По микроэлементному составу трахиандезиты формации конехоз выделяются обогащением несовместимыми элементами и наличием ярко выраженных субдукционных особенностей (см. глава 4.1). Учитывая возраст пород и их геохимические характеристики, компонент К вероятно соответствует источнику магм в нижней части континентальной коры или в континентальной литосферной мантии. Его происхождение связано с гидротермальным перераспределением материала, возможно в связи с процессами в зоне субдукции.
В базанитах Эспаньолы (возраст 18 млн лет), базальтах Ямпы (возраст 10 млн лет) и трахибазальтах вулкана Лос Моготэс (возраст 5 млн лет) выделяется мантийный компонент М с высоким содержанием Sr, низким (87Sr/86Sr)0 и высокими 206РЪ/204РЬ, 207РЬ/204РЪ. В низкокалиевых андезибазальтах Петаки выделяется компонент С, обладающий близкими начальными изотопными отношениям стронция с компонентом М, но отличающийся более низкой концентрацией Sr (рис. 5.4 А). Одинаковые начальные стронциевые изотопные отношения в источниках базанитов Эспаньолы и андезибазальтов Петаки не случайны. В координатах изотопов стронция и неодима эти породы образуют компактное поле, несколько смещенное в менее обедненную область по отношению к астеносферным выплавкам Провинции Бассейнов и Хребтов (Джеронимо, Зуни-Бандера) [Gibson et al., 1993]. Между базанитами и андезибазальтами имеются существенные петрогенетические различия - андезибазальтовый расплав невозможно получить за счет дифференциации базанитового расплава. Между тем, сходство изотопных составов неодима и стронция свидетельствует о вероятной радиоизотопной сингенетичности их источников М и С. На диаграмме рис. 5.5 по нормированным к недифференцированной мантии соотношениям (Се/УЬ)ы - (Yb)N показаны линии плавления мантийных источников (состав источников, пропорции при плавлении и коэффиценты распределения см. табл. 2 в работе [Bradshaw et al., 1993 и ссылки в ней]). По соотношению (Ce/Yb)N базаниты впадины Эспаньола соответствуют 0,7 -1,5 % частичного расплава из мантии, содержащей около 4 % граната. Наиболее магнезиальные образцы щелочных базальтов вулканического поля Ямпа близки тренду плавления источника, содержащего около 2,5 % граната при степени плавления около 3 %
Япономорская подвижная система
В реконструкциях, выполненных в контексте тектоники литосферных плит [Парфенов и др., 2003], для северо-западной окраины Тихоокеанского сегмента приводится два временных интервала: маастрихт-эоценовый (50 млн лет назад) и олигоцен-миоценовый (10 млн лет назад). Для первого предполагается существование трансформной границы континента, которая, возможно, сменялась конвергентной границей только в районе современного Охотского моря. К окраине континента около 50 млн лет назад причленялась Олюторско-Камчатская дуга и несколько позднее (40 млн лет назад) - дуга Терпения-Немуро. Второй временной интервал характеризуется возникновением Курильской и Японской островных дуг и проявлением в их тылу процессов рифтогенеза. Главный этап рифтогенеза Японского моря с интенсивным базальтовым магматизмом относится к раннему миоцену. Во время раскрытия Японского моря предполагается активизация правых сдвигов, прослеживающихся от Центральной Японии до Северного Сахалина и далее на север. Точка зрения о раскрытии Япономорского бассейна как структуры типа pull-apart при ведущей роли субмеридиональных правосторонних сдвиговых зон Сахалин-Хоккайдо-Япо-номорской и Цусимской весьма распространена. По данным бурения во впадине Ямато с учетом палеомагнитных материалов предполагается, что кора Японского моря начала растягиваться с 32 млн лет назад [Jolivet et al., 1994; Pouclet et al., 1995]. Предположение о раннемиоценовом (23-17 млн лет назад) главном этапе растяжения Японского моря основано на датировании базальтов бассейна Ямато [Pouclet et al., 1995; Филатова, Федоров, 2001 и ссылки в этих работах]. По палеомагнитным данным Й. Отофуджи и др. Северо-Восточная Япония вращалась против часовой стрелки во временном интервале с 25 до 15 млн лет назад, а Юго-Западная Япония развернулась в обратном направлении около 15 млн лет назад.
При завершении раскрытия Япономорского бассейна в Сахалин-Хоккайдо-Япономорской зоне возникло субширотное сжатие, а в Цусимской правосторонние сдвиговые смещения сменились левосторонними [Jolivet et al., 1994, Otofudji et al., 1994]. В настоящей работе развитие средне-позднекайнозойского магматизма Япономорской подвижной системы характеризуется последовательностью процессов, сопровождавших 1) коллизионный эпизод на окраине континента около 46 млн лет назад, 2) переходный этап от коллизии к субдукции 38-23 млн лет назад и 3) этап субдукции Тихоокеанской плиты под дугу Северо-Восточного Хонсю в последние 22 млн лет (рис. 6.3). В Юго-Западном Приморье риолитовая дайка мыса Лукина Ш-00-100 в геохимическом отношении отличается от риолитовых даек более молодого краскинского комплекса, обладая Ей минимумом и субгоризонтальной ветвью тяжелых элементов редкоземельного спектра при крутом наклоне ветви легких элементов (рис. 4.13 А#). Риолитовая дайка имеет высокое содержание рубидия 106 мкг/г, высокое Rb/Sr 1,3 и высокое (Na+K)/Al 0,83 (расчет в молях). Подобные составы распространены в синкинематических (синколлизионных) риолитах и лейкогранитах А-типа [Maeda, 1990; Abdel-Fattah et al., 2001; Рассказов, Саранина, Масловская и др., 2003 и др.]. Синкинематический риолитовый магматизм Юго-Западного Приморья протекал синхронно с заключительным коллизионным событием в сусунайском метаморфическом комплексе Юго-Восточного Сахалина и коррелирующимся с ним метаморфическом комплексе Камуикотан (о. Хоккайдо) [Maeda, 1990; Жаров, 2003]. После среднеэоценового вулканического эпизода около 46-43 млн лет назад вулканическая деятельность в Южном Сихотэ-Алине и в Юго-Западном Приморье практически отсутствовала. В Восточном Сихотэ-Алине позднеэоценовый (возраст 41-38 млн лет по результатам К-Аг датирования базальтов соньинской толщи) эпизод вулканической деятельности уже сопоставляется с другим магматическим источником, более глубинным по сравнению с раннекайнозойским [Есинидр., 1992].
Угасание вулканизма совпадало по времени с крупной тектонической перестройкой в Тихоокеанском регионе, наиболее ярко проявившейся около 43-42 млн лет назад в изменении направления миграции вулканизма Императорско-Гавайской цепи с субмеридионального на восток-юго-восточное [Clague, Jarrard, 1973]. 6.2.2. Переходный этап 38-23 млн лет назад Низкостронциевые вулканические породы (Sr 260-267 мкг/г) возрастом 29 млн лет, попадающие на диаграмме (87Sr/86Sr)o - 1000/Sr в поле подлитосферного материала мантийного клина (МК), известны в тыловой части Северо-Восточного Хонсю на о. Тобисима [Shuto et al., 1993]. Эта находка свидетельствует о проявлении процессов, подобных процессам в мантийном клине под фронтальной зоной, и в тыловой части Северо-Восточного Хонсю до его образования. Тем не менее, очевидно, что эти процессы были развиты локально. Ранние магматические источники интервала 38-23 млн лет назад существенно отличались от источников мантийного клина последних 22 млн лет. Иными словами, магматизм в глубине континента до образования фронтальной вулканической зоны Северо-Восточного Хонсю характеризовал обстановку, предшествовавшую образованию мантийного клина (а следовательно, и субдукции). В интервале 38-23 млн лет назад в тыловой части Северо-Восточного Хонсю проявилась эволюция источников от слегка обедненного мантийного состава при повышенной концентрации стронция (компонент М) в интервале 37-34 млн лет назад к обогащенному, с более низкой концентрацией стронция в интервале 30-20 млн лет назад. Компонент М мог представлять собой конвектирующий материал подлитосферной мантии под территорией тыловой части Северо-Восточного Хонсю и под пространственно объединяющейся с ней по типу магматического источника Юго-Западным Сахалином. Плавление литосферы в Юго-Западном Приморье давало спектр компонентов Мнк, Мт, S, Мс- 6.2.3. Значение рубежа 23-21 млн лет назад Существует несколько гипотез о причинах смены процессов в дуге Северо-Восточного Хонсю 23-21 млн лет назад.
В одной из ранних работ по геодинамике дуги Северо-Восточного Хонсю [Tatsumi et al., 1989] обращалось внимание на расположение вулканических пород возрастом около 30 млн лет вдоль его западного побережья и на 200-километровую миграцию вулканизма по направлению к трогу около 23 млн лет назад. Это явление связывалось со сменой пологой субдукции на более крутую в интервале 30-23 млн лет назад и рассматривалось как результат динамического отклика движений литосферы вследствие активной роли астеносферной инъекции - бокового давления активного задугового астеносферного потока на слэб . В более поздней работе [Ohki et al., 1993] придавалось особое значение обоснованию пространственного положения первого вулканического фронта линии Матсумае-Сизукуиши-Сиогама. В интервале 25-22 млн лет назад фронт протягивался от юго-западной окраины о. Хоккайдо к югу до восточного побережья Северо-Восточного Хонсю. Он располагался под острым углом по отношению к зонам, выделенным в работе [Tatsumi et al., 1989]. К фронтальной зоне со стороны трога (вместе с переходной зоной) были отнесены вулканические породы не древнее 22 млн лет [Ohki et al.,1994; Shuto et al., 1993]. Обсуждалась еще одна гипотеза о проявлении преддуговой вулканической деятельности Северо-Восточного Хонсю в результате коллизии спредингового центра и зоны субдукции около 22 млн лет назад. Эта гипотеза была предложена Дж.Е. Гиллом [Gill, 1981]. При обосновании пространственного положения первого вулканического фронта Дж. Охки и др. [Ohki et al., 1993] отметили восточнее его только два вулканических проявления возрастом около 22 млн лет. Одно представлено спекшимися туфами известково-щелочных дацитов мощностью до 200 м территории Нинохе (Ninohe), а другое - известково-щелочными андезидацитами и дацитами из скважины 439, пройденной рядом с Японским трогом. Согласно предположению Дж. Е. Гилла, последнее проявление вулканизма и явилось результатом коллизии спредингового центра и зоны субдукции - субдуцирования материала, более молодого, горячего и сравнительно неизмененного. Это предположение не нашло подтверждения плитотектоническими реконструкциями, в которых спрединговый хребет располагался бы в это время рядом с Японией. Вопрос об условиях локального проявления вулканизма около 22 млн лет назад восточнее основного фронта дуги Северо-Восточного Хонсю остался нерешенным. При сопоставлении развития магматизма в Байкальской и Япономорской подвижных системах в последней по характеру временных вариаций начальных изотопных отношений стронция различалось два этапа астеносферного диапиризма:
