Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Общие сведения об охотоморском регионе, состояние рассматриваемой проблемы, терминология 12
1.1. Общие сведения об Охото морском регионе 12
1.2. Состояние рассматриваемой проблемы 17
1.2.1. Геотектонические концепции формирования складчатых структур земной коры 17
1.2.2. Особенности строения и развития современных континентальных окраин 19
1.2.2.1. Сейсмоактивные субдукционные зоны активных окраин 27
Зоны субдукции и седиментация 27
Зоны субдукции и магматизм 28
Зоны субдукции и метаморфизм 34
Зоны субдукции и металлогеническая зональность 36
1.2.2.2. Формирование субдукционных сутур 37
1.2.2.3. Пликативные и дизъюнктивные деформации континентальных окраин 38
1.3. Принятая в работе терминология 41
Выводы 48
Глава 2. Ларамииские структурные элементы острова Сахалин 51
2.1. Краткие сведения о геологической изученности о-ва Сахалин 51
2.2. Западно-Сахалинская складчатая система 60
2.3. Центрально-Сахалинская субдукционная сутура
2.3.1. Строение Центрально-Сахалинской субдукционной сутуры 78
2.3.2. Определение направления и угла наклона Центрально-Сахалинской субдукционной палеозоны 102
2.3.3. Блокировка Центрально-Сахалинской субдукционной палеозоны Поронайским микроконтинентом 103
2.4. Восточно-Сахалинская складчатая система 105
2.4.1. Террейны западной зоны Восточно-Сахалинской складчатой системы 106
Восточно-Сахалинский составной террейн 106
Вальзинский террейн 106
Гомонский террейн 119
Набильский террейн 135
Тонино-Анивский террейн 147
2.4.2. Террейны восточной зоны Восточно-Сахалинской складчатой системы 162
Шмидтовский террейн 163
Рымникский террейн 171
Терпеньевский террейн 174
2.4.3. Террейны Охотоморской субдукционной сутуры 193
Северо-Набильский террейн 193
Озерско-Свободненский террейн 196
2.5. Охотоморская субдукционная сутура 201
2.5.1. Реконструкция Охотоморской субдукционной палеозоны 201
2.5.2. Строение Охотоморской субдукционной сутуры 208
2.5.3. Блокировка субдукционной палеозоны Охотоморским микроконтинентом 209
2.6. Магматические породы складчатых систем о-ва Сахалин 216
Выводы 219
Глава 3. Структурные элементы острова хоккайдо 221
3.1. Краткие сведения о геологическом строении о-ва Хоккайдо 221
3.3.1. Тектонические пояса Центрального Хоккайдо 229
3.2. Магматические породы структурных элементов о-ва Хоккайдо 235
3.3. Сопоставление структурных элементов Сахалина и Хоккайдо 235
Выводы 238
ГЛАВА 4. Каинозоские структурные элементы южной части охотоморского региона 241
4.1. Задуговые рифтовые и синсдвиговые системы, осадочные бассейны и магматические пояса 241
4.1.1. Западно-Сахалинская рифтовая система 244
4.1.2. Восточно-Япономорская рифтовая система 258
4.1.3. Центрально-Сахалинская рифтовая система 259
4.1.4. Восточно-Сахалинская рифтовая система 262
4.1.5. Дерюгинская рифтовая система 265
4.1.6. Тинровская рифтовая система 266
4.1.7. Западно-Камчатская рифтовая система 268
4.1.8. Макаровская рифтовая система 269
4.1.9. Атласовско-Голыгинская рифтовая система
2 4.1.10. Северо-Охотская рифтовая система 269
4.1.11. Магматические породы кайнозойских задуговых рифтовых и синсдвиговых систем 271
4.2. Курило-Камчатская островодужная система 278
4.2.1. Курило-Камчатская сейсмоактивная субдукционная зона 278
4.2.2. Курило-Камчатский глубоководный желоб 279
4.2.3. Краевой океанский вал Хоккайдо 284
4.2.4. Курило-Камчатская вулканическая островная дуга 286
4.2.5. Курильская глубоководная впадина 300
4.2.6. Геофизические особенности структурных элементов Курило-Камчатской островодужной системы 305
4.3. Тохоку-Хонсю островодужная система 308
4.3.1. Тохоку-Хонсю вулканическая островная дуга 308
Выводы 309
Глава 5. Геодинамические обстановки формирования структурных элементов южной части охотоморского региона в мезозое и кайнозое 311
5.1. Геодинамические обстановки формирования структурных элементов в мезозое и раннем кайнозое 311
5.2. Геодинамические обстановки формирования структурных элементов в кайнозое 320
Выводы 326
Глава 6. Теоретическая оценка перспектив рудоносности острова сахалин и дна прилегающих акваторий 327
6.1. Связь магматизма и рудообразования с тектоническими структурами 327
6.2. Металлогеническая зональность Дальневосточной окраины Азии 331
6.3. Металлогеническая зональность Сахалина и Хоккайдо 336
6.4. Оценка перспектив рудоносности о-ва Сахалин и дна прилегающих акваторий 340
Выводы 346
Заключение 348
Список литературы
- Геотектонические концепции формирования складчатых структур земной коры
- Определение направления и угла наклона Центрально-Сахалинской субдукционной палеозоны
- Тектонические пояса Центрального Хоккайдо
- Магматические породы кайнозойских задуговых рифтовых и синсдвиговых систем
Геотектонические концепции формирования складчатых структур земной коры
При составлении тектонической карты Охотоморского региона масштаба 1:2 500 000 (Объяснительная записка ..., 2000) в состав региона были включены структуры дна акваторий Охотского моря и Татарского пролива, обрамляющие их горно-складчатые сооружения, о-ов Сахалин, север о-ва Хоккайдо, Курильские и Командорские острова, Командорская впадина Берингова моря (рис. 1).
Сибирский кратон является наиболее стабильной структурой региона. На северо-западе к нему прилегают среднемеловые складчатые сооружения. Фундамент кратона в этой части сложен архейскими гранулито-гнейсами с радиологическим возрастом 2,6-2,5 млрд лет, ультраосновными породами и карбонатитами рифейского и среднемезозойского возраста. Осадочный чехол сложен карбонатными и терригенными отложениями протерозойского, палеозойского и мезозойского возраста (Объяснительная записка ..., 2000).
Охотский, Балыгычанский, Омолонский и Тайгоносско-Пареньский массивы расположены среди складчатых сооружений на северо-востоке. Фундамент Охотского массива, представленный гранулит-плагиогнейсами (3,3 млрд лет), перекрыт редуцированным чехлом верхнедевонских-юрских слабо дислоцированных отложений. Фундамент Балыгычанского массива сложен предположительно докембрийскими образованиями, перекрытыми полого залегающими пермо-триасовыми терригенными породами верхоянского комплекса. Фундамент Омолонского массива сложен гранулит-плагиочарнокитовыми гнейсами (3,8-3,4 млрд лет) и метаосадочными кристаллическими сланцами (2,3-1,8 млрд лет), перекрытыми полого залегающими рифейско-юрскими осадочными отложениями чехла. Между Балыгычанским и Омолонским массивами расположен Сугойский прогиб, выполненный верхнепалеозойскими-среднемезозойскими деформированными флишевыми отложениями. Фундамент Тайгоносско-Пареньского массива сложен гранулитамии и плагиогнейсами (2,8 млрд лет), а чехол - корбонатно-терригенными отложениями, смятыми в складки, осложненные надвигами и шарьяжами (Объяснительная записка..., 2000).
С севера и востока Охотское море обрамляют складчатые области Верхояно-Чукотского региона, формирование структуры которого завершилось в середнемеловое время, и Корякско-Камчатского региона, продолжавшего активно развиваться в кайнозое и частично сохранившего высокую эндогенную активность в современную эпоху (Хаин, 2001). Складчатые сооружения Верхояно-Чукотского региона объединены в Северо-Охотскую аккреционно-коллизионную складчатую область (рис.1) (Объяснительная записка ..., 2000), включающую Верхояно-Колымский коллаж кратонных террейнов (Омолонский, Охотский) и террейнов раннепалеозойской континентальной окраины (Приколымский, Омулевский и др.), которые в девонское-каменноугольное время были отделены от Сибирского (Северо-Азиатского) кратона в результате рифтинга (Ханчук, Иванов, 1999), и юрские (Хаин, 2001) или триасовые-неокомовые (Объяснительная записка ..., 2000) островодужные терреины на континентальном фундаменте, терреины фрагментов аккреционных призм и турбидитовых отложений, перекрывающие океанские образования.
Северо-Корякская складчатая область располагается восточнее и включает Корякский коллаж эпиокеанских юрско-меловых террейнов островных дуг и аккреционных призм, сформировавшийся при субдукции в северном направлении литосферных плит Палеопацифики (Богданов, Тильман, 1992; Соколов, 1992; Парфенов, 1984 и др.).
Среднемеловой Охотско-Чукотский ОКВГШ и его преддуговые верхнемеловые туфогенно-терригенные отложения позже перекрыли Верхояно-Колымский коллаж террейнов, край Сибирского кратона и Корякский коллаж террейнов (Хаин, 2001).» Охотско-Чукотский ОКВГШ резко несогласно наложен на различные структурные элементы, включая Охотский и Омолонский массивы. Формировался пояс с альба до сенона. Сложен он разнообразными от основных до кислых вулканитами. Во внутренней, , обращенной к континенту, зоне пояса преобладают средние и кислые разности, во внешней, обращенной к океану - средние и основные. В пределах пояса наблюдается большое разнообразие вулкано-тектонических структур и разрывных нарушений, включающих взбросы и надвиги в направлении континента (Вулканические пояса ..., 1984; Белый, 1977; Филатова, 1988; Сахно, 1994; Хаин, 2001 и др.).
Южно-Корякская, Западно-Камчатская, Восточных хребтов и Восточных полуостровов складчатые области расположены между Охотско-Чукотским ОКВПП и Беринговым морем. Частично они перекрыты мицен-плиоценовым Апукско-Вывенским и олигоценовым-плейстоценовым Центрально-Камчатским (Ханчук, Иванов, 1999) или Западно-Камчатским (Объяснительная записка ..., 2000) вулкано-плутоническими поясами и образованиями Курило-Камчатской островной дуги (рис. 1).
Южно-Карякская складчатая область надвинута на Северо-Корякскую. Крупные терреины ее сложены позднемеловыми-эоценовыми вулканогенно-осадочными отложениями. На западе она граничит с эоцен-олигоценовым Южно-Корякским ОКВПП (рис.1) (Объяснительная записка ..., 2000).
Западно-Камчатская складчатая область сложена юрскими и меловыми окраинно-морскими и островодужными комплексами, выходы которых наблюдаются в западных и восточных ее районах. Наиболее древние образования отмечены в Срединном и Ганальском хребтах, где развиты докембрийские и фанерозойские метаморфические и метаморфизованные осадочные и магматические комплексы, слагающие гранито-гнейсовые купола (Ханчук, Иванов, 1999). Обширная депрессия, расположенная в ее центральной части, выполнена меловыми и кайнозойскими мелководными, прибрежно-континентальными терригенными отложениями молассового типа.
Складчатая область Восточных хребтов надвинута на Западно-Камчатскую по предсреднеэоценовому надвигу, проходящему вдоль контакта с метаморфитами Срединного и Ганальского хребтов (Хаин, 2001). Террейны ее сложены верхнемеловыми и палеоценовыми окраинно-морскими и островодужными образованиями, осложненными зонами тектонического меланжа. Складчатые структуры перекрыты кайнозойскими молассовыми отложениями (Объяснительная записка ..., 2000).
Складчатая область Восточных полуостровов сложена верхнемеловыми и палеоцен-эоценовыми окраинно-морскими комплексами (Объяснительная записка ..., 2000), а также верхнекампанскими-маастрихтскими островодужными образованиями и более древними офиолитами, принадлежащими Кроноцкой вулканической дуге (Левашова, Шапиро и др., 2000). Зона восточных полуостровов сопряжена непосредственно с северной частью Курило-Камчатского глубоководного желоба.
Монголо-Охотская складчатая область состоит из Хангай-Хэнтэй-Даурской и Амуро-Охотской складчатых систем (Гранник, 2003). Террейны Амуро-Охотской складчатой системы, обрамляющей Охотское море, сложены палеозойскими и мезозойскими вулканогенными, субвулканическими, интрузивными и осадочными океанскими, окраинно-морскими, островодужными и поясовыми образованиями. Они являются фрагментами позднепалеозойской и раннемезозойской активных окраин Монголо-Охотского залива Палеопацифики (Гусев, Хаин, 1995; Парфенов и др., 1999; Сорокин, 2001; Гранник, 2003).
Определение направления и угла наклона Центрально-Сахалинской субдукционной палеозоны
B.C. Рождественский (1993) рассмотрел эволюцию структурно-формационных зон Хоккайдо-Сахалинской складчатой системы, связав ее с изменениями направлений движения океанских плит относительно Азиатского континента. Им намечены следующие этапы геологического развития Хоккайдо-Сахалинской складчатой системы: средне-позднеюрский, раннемеловой, сеноман-туронский, позднемеловой-палеоценовый, эоцен-четвертичный. Было отмечено большое значение для формирования рассматриваемой системы столкновений и блоковых скольжений, обусловленных растяжениями земной коры в спрединговых зонах кайнозойских задуговых бассейнов (Японское, Охотское моря). Существенное влияние на процессы формирования геологической структуры острова оказывали изменения направлений движения океанских плит. Позже им была рассмотрена эволюция структурно-формационных зон Хоккайдо-Сахалинской складчатой области (Рождественский, 2002).
Д.Ф. Семенов (1997) сделал обобщение по геологическому строению и эволюции Сахалина, опираясь на положения геосинклинальной концепции. В основу обобщения положены материалы разномасштабных геолого-съемочных работ, выполненных в основном по устаревшим методикам. По крайней мере, ни геолого-съемочными работами, ни Д.Ф. Семеновым (1997) не были выделены аллохтонные океанские пелагические и перекрывающие их гемипелагические и далее окраинно-континентальные терригенные комплексы, слагающие многочисленные тектонические блоки или террейны. Установленные им магматические комплексы также выделялись и описывались в отрыве от геодинамических обстановок их формирования. Отмеченные недостатки исходных материалов в значительной степени снижают ценность сделанного Д.Ф. Семеновым (1997) обобщения. Несмотря на это, кратко перечислим основные выводы, сделанные этим исследователем. Д.Ф. Семеновым (1997) среди доолигоценовых толщ Сахалина выделены эвгеосинклинальные, миогеосинклинальные и орогенные формационные комплексы и олигоценовые и постолигоценовые формационные комплексы, обладающие признаками как геосинклинальных, так и орогенных формаций. Геосинклинально-складчатые сооружения острова подразделены на эвгеосинклинальную и миогеосинклинальную системы. В эвгеосинклинальной складчатой системе выделена устойчивая геоантиклинальная зона, расположенная вдоль западных отрогов Восточно-Сахалинских гор и охватывающая Сусунайский хребет. Кроме того, выделены блоки ранней (Тонино-Анивский, Ивашкинско-Набильский, Таулан-Армуданмский, Рымникский) и поздней (Западно-Сахалинские горы, п-ов Терпения, северо-западная часть п-ва Шмидта) консолидации. К более молодым структурным элементам Сахалина, связанным с формированием зоны сочленения континента и океана, отнесена олигоцен-нижнемиоценовая вулканическая дуга (геоантиклиналь), тыловые (распложены западнее дуги) и передовые (Северо-Сахалинская равнина, Лунская и Пограничная впадины) прогибы. Магматические породы Сахалина, объединены в два формационных комплекса: мезозойский-палеогеновый дунит-гарцбургитовый - гранодиорит-гранитный и олигоцен-неогеновый габбро-диоритовый - кринанит-эссекситовый. В олигоцене произошла смена гомодромного типа магматической эволюции на антидромный. В рассмотренном обобщении приведена схема размещения полезных ископаемых о-ва Сахалин, их характеристика и отмечены горизонты, продуктивные на нефть и газ.
О.А. Мельниковым (1988, 1988а) по разработанной им методике осадочные, метаморфические и магматические породы Хоккайдо-Сахалинской складчатой области были объединены в надформации, мегаформации и элементарные формации, а также были охарактеризованы палеотектонические и палеогеографические обстановки их образования. Однако разработанная этим исследователем схема находится в противоречии с современными данными по стртиграфии, петрографическом составе, тектонической природе магматических комплексов, особенностях процессов метаморфизма, проявившихся только в локальных зонах и на разных стратиграфических уровнях, а также с представлениями о геодинамических обстановках формирования всех типов пород.
А.Э. Жаровым (2003, 2003а, 2004) были систематизированы материалы по Юго-Восточному Сахалину на базе современных концепций расслоенности литосферы и террейнового анализа, а также данных геолого-съемочных работ, выполненных по современным методикам. Было произведено тектоническое районирование Южного Сахалина с позиций террейнового анализа, установлено разное строение северной и центральной частей Тонино-Анивского полуострова, уточнена схема стратиграфии мезозойских и палеогеновых образований, обнаружены фрагменты кампан-раннеэоценовой энсиматической островной дуги Токоро. Для Сусунайского хребта установлены различия в строении его западной и восточной частей и их структурно-вещественных преобразований во времени. Кроме того, были охарактеризованы разновозрастные аккреционные, коллизионные и шовные сдвиговые структуры, выделены элементы Охотской палеогеновой системы дуга-желоб, имеющей современную субширотную ориентацию, рассмотрено тектоническое развитие Юго-Восточного Сахалина в меловое-палеогеновое время. В разбираемой работе кайнозойские континентальные рифтовые магматические комплексы с "островодужными" петрогеохимическими признаками могли быть ошибочно относены к палеогеновой островодужной системе. Приведенные в работе палеомагнитные данные по кампан-палеогеновой дуге, скорее всего, характеризуют фрагменты южного сектора Восточно-Сахалинской островодужной системы, попавшие в Охотоморскую субдукционную сутуру (Озерский террейн по (Жаров, 2004)). По мнению автора диссертации, террейны Сусунайский и Камуикотан принадлежат Центрально-Сахалинской и Камуикотан субдукционным сутурам, а Озерский (Озерско-Свободненский (Гранник, 2005)) и Токоро - Охотоморской и Токоро субдукционным сутурам (Гранник, 2005). При этом необходимо учитывать более позднее надвиговое перемещение по зоне Хидака в западном направлении, приведшее к сближению упомянутых зон. Требует некоторой корректировки и намеченный им сценарий меловой-палеогеновой эволюции Юго-Восточного Сахалина, являющегося всего лишь фрагментом зоны перехода континент-океан.
По современным представлениям палеозойские образования в коренном залегании на о-ве Сахалин представлены фаунистически доказанными верхнепермскими породами, установлеными только в составе Сусунайского и Тонино-Анивского террейнов. Они также могут присутствовать в составе террейнов океанской плиты, субдуцированных под Западно-Сахалинский преддуговой прогиб (Гранник, 19986). В большинстве остальных районов Восточного Сахалина палеозойские образования встречены преимущественно в виде разноразмерных обломков, глыб и блоков вулканогенно-кремнистых и карбонатных пород с микрофауной силура, девона, карбона и перми (Геология СССР ..., 1970; Рихтер, 1986 и др.) в составе тектонических и седиментационных микститов или выделены предположительно. Мезозойские доверхнемеловые вулканогенно-кремнистые образования содержат радиолярии триаса, юры и раннего мела. Сложены они преимущественно бурыми и красными яшмами, радиоляритами или метаморфизованными их аналогами - кварцитами с прослоями ортосланцев, метаэффузивов, спилитов, базальтов, диабазов, линзами известняков и пачками флишоидно переслаивающихся яшм и известняков. Верхнемеловые отложения содержат фауну аммонитов, иноцерамов, пателл, а также микрофауну радиолярий и фораминифер. В Западно-Сахалинских горах кремнисто-терригенно-вулканомиктовый состав они имеют лишь в отдельных местах в нижней части разреза. Основной объем верхней части разреза здесь составляют аргиллиты, алевролиты и песчаники с локально развитыми конгломератами, углями и туфогенно-терригенными отложениями. В Восточно-Сахалинских горах верхнемеловые отложения в нижней части представлены кремнисто-глинисто-пирокластическими породами, различно окрашенными туфами, среди которых локально развиты потоки эффузивов, линзы и прослои радиоляритов, разноцветных яшм и известняков. В верхней части - в одних местах вулканомиктово-терригенными отложениями, чередующимися с пачками вулканогенно-кремнистых образований мощностью до 400 м, в других -ритмично-слоистыми вулканомиктово-терригенными отложениями с трансгрессивной и регрессивной ритмичностью и градационной слоистостью, содержащими в отдельных местах пачки угленасыщенных пород и вулканогенно-вулканомиктовые образования, состоящие из продуктов подводного и наземного вулканизма (Гранник, 1989). Автором и многими исследователями установлено, что палеозойские и мезозойские доальбские яшмы, кремнистые породы и ассоциированные с ними в отдельных местах основные вулканические породы Сахалина и смежных районов Дальневосточной окраины Азии, практически лишенные терригенной примеси, сформировались в обстановке абиссальной области океана, находившейся под влиянием внутриплитного вулканизма. Более молодые по возрасту светло-серые и цветные кремнисто-глинистые породы, аргиллиты и алевролиты накопились в гемипелагической обстановке. В альб-сеноманских кремнисто-глинистых отложениях заметно возрастает примесь терригенного материала, появляются прослои и пласты песчаников и пакеты ритмично-переслаивающихся пород (турбидиты). Часть этих отложений накопилась в Западно-Сахалинском преддуговом прогибе. Верхнемеловые туронские и более молодые отложения накапливались в преддуговом, междуговом и тыловом прогибе уже под влиянием континентальных источников терригенного материала, в том числе пирокластичекого и вулканомиктового, поступавшего в седиментационный бассейн от вулканической деятельности вулкано-плутонических поясов и островных вулканов и разрушения вулканических построек. Детальное изучение фрагментов аккреционных комплексов показывает, что отмеченная смена литологического состава отражает постепенную миграцию террейнов океанской плиты по направлению к субдукционной зоне и окраине палеоконтинента. Кайнозойские отложения занимают большую часть территории острова. По условиям седиментации они подразделяются на пять крупных литологических ассоциаций, соответствующих крупным этапам геологического развития острова Сахалин и прилегающих акваторий (Структура и динамика ..., 1986 и др.).
Тектонические пояса Центрального Хоккайдо
Серпентиниты и серпентинитовый меланж широко развиты также в центральной и северной частях Восточного хребта в виде отдельных тонких тектонических пластин и мелких протрузий. Кроме того, они часто встречаются в основании надвигов. Относительно крупная (6-7 км2, мощность 250-300 м) аллохтонная пластина серпентинитового меланжа расположена в северной части хребта, южнее мыса Елизаветы. Пластина залегает на алевролитах тойской свиты под углом 20-30 с наклоном на восток-северо-восток. В основании пластины фиксируется зона мощностью 20-25 м интенсивно рассланцованной тектонической брекчии с включениями эллипсоидальной формы массивных серпентинитов и аргиллитов. Основная часть пластины сложена серпентинитовым меланжем, состоящим из глыб и крупных блоков (от нескольких метров до 0,5-1 км) серпентинизированных перидотитов, серпентинитовых брекчий, крупнокристаллических энстатититов, габброидов, плагиогранитов, диабазов, базальтов, туфов основного состава, глыб верхнемеловых вулканогенно-осадочных пород, сургучных яшм, песчаников с позднемеловыми радиоляриями, глаукофановых сланцев. Габброиды представлены многочисленными глыбами и блоками в серпентинитовом меланже, а также слагают относительно крупную аллохтонную пластину {Прибрежный массив, протяженность 8 км, ширина 250-600 м, мощность более 300 м), надвинутую на базальты и перекрытую в свою очередь надвинутыми базальтами (рис. 2.68). То есть, здесь мы имеем пакет чешуи. Плоскости надвигов наклонены на восток под углом 30-40. Основными породами аллохтона являются амфиболизированные габбро-диабазы и габбро. Очень редко встречается кварцевое габбро. Между габброидами и базальтами также прослеживается зона серпентинитового меланжа мощностью 50 м. В подошве аллохтона необычно много глыбовых включений родингитов, являющихся метасоматически измененными в процессе надвигания габбро и габбро-диабазами. Для габброидов характерны процессы динамометаморфического преобразования, дробления и интенсивного катаклаза. Верхняя эффузивно-радиоляритовая часть разреза офиолитовой ассоциации представлена спилитизированными и карбонатизированными гиалобазальтами, миндалекаменными спилитами, диабазами, микродолеритами, габбро-долеритами (гипабиссальные тела и центральные части потоков), гиперстеновыми долеритами, спилитовыми лавобрекчиями и базальтовыми туфами (орлинская свита, мощность 300-400 м, поздний мел (Разницин, 1982)). Базальтоиды представлены преимущественно шаровыми лавами, среди которых редко встречаются массивные
170 разности. В вулканических породах часто присутствуют глыбы (от 0,1-1 до 20 м и более в поперечнике) и фрагменты деформированных прослоев разноцветных яшм, сургучных радиоляритов, кремнистых пород, мраморизованных известняков, пикритов. Базальты надвинуты на ультрабазиты. Плоскость надвига наклонена к востоку под углом 30 (рис. 2.69). Базальты в значительной степени изменены вторичными процессами, но имеют устойчивое высокое содержание титана (2-3%) и по химическому составу они близки толеитовым базальтам Северо-Западной котловины Тихого океана и толеитовым базальтам поднятий в Филиппинском море (Разницин, 1982).
Дайковый комплекс офиолитовой ассоциации (комплекс параллельных даек) представлен диабазами, долеритами, габбро-диабазами, габбро-диоритами, кварцевыми диоритами, плагиогранитами. Базальтоиды на контакте с дайками несут следы термального воздействия, интенсивно ожелезнены, пиритизированы и окварцованы. Мощность даек диабазов и плагио гранитов составляет 1-2 м и меньше. В количественном отношении преобладают дайки плагиогранитов, секущие дайки диабазов, но местами наблюдаются и обратные взаимоотношения. Залегание даек близко к вертикальному, простирание субширотное. Радиологический возраст гранодиорита из дайки 87,1 млн лет (сантон). Вдоль восточного побережья п-ова Шмидта протягивается несколько массивов (площадью до 5 км2), сложенных диабазами, габбро-диабазами, гранодиоритами, тоналитами, плагиогранитами и гранофирами. По составу породы массивов не отличимы от аналогичных образований комплекса параллельных даек. По структурным соотношениям, петрографическим особенностям, химическому составу комплекс пород даек сходен с комплексом параллельных даек некоторых офиолитовых поясов мира (Тайер, 1977).
При решении вопроса о возрасте тектонического становления офиолитов необходимо учитывать следующие данные. Офиолитовые пластины залегают на сеноманских флишоидных отложениях тойской и томинской свит. Галька ультраосновных пород присутствует в базальных конгломератах мачигарской свиты (олигоцен). Осадочные образования мачигарской свиты запечатывают пластины ультрабазитов и базальтов, являясь по отношению к ним неоавтохтоном. Таким образом, надвигание офиолитов могло произойти в конце позднего мела-начале палеогена. Но офиолитовые комплексы испытывали и более молодые горизонтальные перемещения, поскольку в отдельных местах базальты надвинуты на песчаники мачигарской свиты. Пластины офиолитов залегают горизонтально, либо наклонены на восток. Надвиговые чешуи и лежачие складки в алевролитах и песчаниках томинской свиты имеют вергентность в западном направлении. Эти данные указывают на то, что движение покровов происходило с востока на запад. Верхнемеловые образования с резким угловым и стратиграфическим несогласием перекрыты кайнозойскими отложениями (мачигарская, тумская, пильская и диановская свиты). Это свидетельствует о том, что в палеоцене и эоцене в пределах Восточного хребта Шмидтовского террейна происходило общее поднятие и разрушение накопившихся отложений.
Рымникский террейн Рымникский террейн сложен отложениями рымникской и березовской серий, детально охарактеризованными в монографии (Гранник, 1978). Этот террейн от Гомонского и Набильского террейнов отделен Прибрежным надвиго-сдвигом (рис. 2.2). Рымникская серия включает богатинскую и ракитинскую свиты. Богатинская свита (коньяк?-ранний сантон, мощность 1600м) сложена кремнистыми тонкообломочными туфами, туффитами и смешанными кремнисто-глинисто-пирокластическими породами с редкими прослоями темно-серых яшм, зеленовато-серых глинистых силицитов, мелкообломочных туфов и тонкозернистых аркозовых песчаников. Особенности строения свиты выражены в чередовании пачек кремнистых, сильно кремнистых аргиллитов и глинистых яшм мощностью 210-250 м и кремнистых туффитов и пепловых туфов мощностью 80-270 м.
Ракитинская свита (сантон, мощность 1300 м) сложена разноцветными крупнообломочными и мелкообломочными туфами с многочисленными линзами и прослоями разноцветных яшм и розовых известняков и редкими лавовыми потоками. Наиболее глубоководные ее фации представлены темно-серыми, зеленовато-серыми и светло-зелеными тонкообломочными туфами с редкими прослоями мелкообломочных туфов и светло-зеленых глинистых яшм. В районе рек Богатая, Мелкая и Герань в основании свиты залегает пачка (310-510 м) спилитов, базальтов и их туфов с редкими прослоями и линзами сургучных яшм, глинистых радиоляритов, глинисто-кремнистых туффитов и известняков. В юго-западном направлении отмеченные породы замещаются чередующимися кварцевыми альбитофирами, кремнисто-глинистыми туффитами, туфогенными силицитами с прослоями и линзами кирпично-красных яшм суммарной мощностью до 830 м. В западном направлении происходит выклинивание охарактеризованной пачки и одновременное замещение эффузивов мелкообломочными туфами, содержащими редкие прослои и линзы яшм и известняков. Выше залегает пачка красно-бурых и сургучных тонкослоистых яшм, выклинивающаяся в восточном и северозападном направлениях. В юго-западном направлении описанные породы замещаются флишоидно переслаивающимися яшмами и известняками (мощность 250 м). Верхняя пачка ракитинской свиты сложена преобладающими тонкообломочными туфами, кремнисто-глинистыми туффитами, фтанитоподобными силицитами, глинистыми яшмами и кремнистыми аргиллитами.
Магматические породы кайнозойских задуговых рифтовых и синсдвиговых систем
Зона Камуикотан на площади камуикотанского ущелья представлена двумя геологическими комплексами: серпентинитового меланжа с жадеит-глаукофановым типом метаморфизма высокого давления метабазитовых блоков и согласно залегающих метапелитов, метапесчаников и метабазитов промежуточного типа метаморфизма высокого давления (Takashi, 1997). Арагонит и натриевые пироксены присутствуют в обоих комплексах. По данным зонального картирования зона наиболее высокой степени метаморфизма включает эпидот-амфиболитовый тектонический блок, который запечатан метаморфическими породами жадеит-глаукофанового типа метаморфизма. Метаморфический возраст камуикотанских метаморфических пород по данным М. Сакакибары и Т. Охты (Sakakibara & Ohta, 1993) колеблется от 135 до 50 млн лет (валанжин-эоцен) с пиком около 65 млн лет (маастрихт-даний). Радиологический возраст жадеит-глаукофановых пород, установленный К-Ar методом по мусковиту, 145-130 млн лет (берриас-альб), а эпидот-глаукофановых пород - 107-51 млн лет (альб-эоцен). К-Аг возраст эпидот-амфиболитовых пород тектонического блока, установленный по роговой обманке, 126 млн лет, а по мусковиту- 123 млн лет. Верхнеюрский-раннемеловой возраст протолита метаморфических пород установлен по органическим остаткам из слоистых кремней как титонский, а из кремнистых сланцев матрикса - как валанжин-готеривский (Takashi, 1997). Предполагается, что метаморфическая зона Камуикотан и ее северное продолжение - сусунайский комлексе Южного Сахалина - образовались в процессе субдукции в западном направлении под островную дугу пояса Ребун-Кабато, северным продолжением которой является Монеронско-Самаргинская ВОД, а южным - граниты Китаками и вулканиты Харачияма, расположенные на северо- востоке о-ва Хонсю.
Группа сорачи сложена главным образом подводными базальтами, пелагическими кремнями и известняками, которые содержат титон-валанжинские микрофоссилии (The Sorache Group ..., 1986). Базальты по химическому составу соответствуют базальтам MORV, щелочным базальтам и пикритам. Базальты MORV перекрыты триасовыми-позднеюрскими пластами кремней и вышележащими щелочными базальтами. Щелочные базальты в свою очередь перекрыты титонскими-валанжинскими кремнями. На площади Хороканаи группа сорачи включает офиолиты, представленные метаморфизованными габбро и ультрамафическими породами, перекрытыми кремнями с готерив-барремскими органическими остатками и литологическими признаками направленного перемещения от пелагического через гемипелагическое к терригенному осадкообразованию (The Sorache
Group ..., 1986). Группа сорачи несогласно перекрыта группой иезо-хакобучи, сложенной апт-датскими отложениями с выпадением части альбских отложений. Грубозернистость отложений возрастает вверх по разрезу. К. Kiminami (1986) и Niida и Kito (1986) предположили, что группа сорачи представляет поглощенную океанскую кору. G. Kimura et al. (1994), основываясь на составе базальтов, высказали предположение, что группа сорачи является фрагментом океанского плато, образованного центральным суперплюмом на юге Панталассы.
Пояс Идоннаппу от зеленокаменных образований пояса Сорачи-Иезо отделен разломом (рис. 2.1, 3.4). Сложен он хаотическими комплексами (микститами и меланжем), состоящими из блоков различного возраста кремней и известняков, погруженных в черный сланцевый матрикс. Установленный возраст блоков пелагических отложений пермь-триас, апт, альб, а возраст матрикса - готерив-баррем, апт-альб, сеноман, турон-сантон и сантон-кампан. Возраст матрикса омолаживается в восточном направлении, В этом же направлении состав блоков становится наиболее разнообразным (Kiyokawa, 1992; Kimura, 1997 и др.). Охарактеризованные образования перекрыты эоценовыми отложениями.
Пояс Хидака сложен мощными турбидитами, базальтами и меланжем позднемелового-палеогенового аккреционного комплекса (группа наканагава на юге и хидака на севере). Пояс представляет собой фрагмент коры островной дуги, в котором можно проследить постепенное изменение степени метаморфизма от фактически не метаморфизованных позднемеловых-палеогеновых образований к ортопироксен содержащим гранулитам (Takashi, 1997). Метаморфические породы, развитые на южной площади, метаморфизованы в условиях верхней амфиболитовой фации (3-4 кб, 650-750С). Гранулиты центральной площади метаморфизованы в условиях давления 6-7 кб и температуры 750-850С, что соответствует глубине 20-25 км. Эти образования считаются выведенной на поверхность верхней частью нижней коры (Takashi, 1997) и сопоставляются с аналогичными образованиями Съерра-Невады запада США и зоны Иври Альп. Метаморфические породы пояса Хидака включают перидотиты Хоромаи, являющиеся наиболее крупным перидотитовым телом Японии, которые залегают в гранулитовой зоне. Третичные мигматиты широко развиты в зоне наиболее высокой степени метаморфизма, в которой происходил анатексис (Taigiri et al., 1989). Тоналиты S типа прорывают гнейсы, преобладающие на среднем структурном уровне. В них присутствует кордиерит в зоне амфиболитовой фации и ортопироксены в зоне гранулитовой фации (Shimura et al, 1992). Rb-Sr возраст 5 образцов гранитоидов и гнейса (2 тоналита, 2 рестита, 1 гнейс) составил 56,0+-6 млн лет (Osanai et al., 1991).
Установленный по минералам К-Ar возраст метаморфических и гранитоидных пород колеблется в пределах 32-17 млн лет (олигоцен-миоцен) (Takashi, 1997). Кислые и основные олигоцен-миоценовые интрузивные породы прорывают охарактеризованные образования. Некоторые исследователи считают их фрагментом коры островной дуги.
Тектоническая модель и источники тепла для пояса Хидака являются наиболее дискуссионными. Согласно наиболее ранним плейт-тектоническим построениям метаморфические породы пояса Хидака относились к основанию Охотского микроконтинента, столкнувшегося с Азиатским континентом в поздней юре или палеогене (Jolivet, 1986 и др.). Современные радиологические определения возраста показали, что метаморфические и интрузивные породы отделены от палеогеновых-миоценовых образований. Более того, установлено, что дотретичные образования слагают метаморфизованный аккреционный комплекс, эквивалентный позднемеловому-раннепалеогеновому комплексу, обнаженному на поверхности (Komatsu et al., 1989). Слабо измененные и не метаморфизованные породы пояса Хидака включены в группу наканагава на юге и хидака на севере. Возраст отложений группы наканагава изменяется от Маастрихта до эоцена, а группы хидака - от кампана-маастрихта до раннего эоцена. В составе группы хидака присутствуют базальты, излившиеся одновременно с накоплением турбидитов вблизи глубоководного желоба или на океанском дне. С. Миашита и Н. Катсушита (S. Miyashita, N. Katsushita) считали, что субдукция хребта Кула-Пасифик явилась причиной излияния базальтов вблизи желоба. В составе группы хидака присутствует меланж с блоками пермских-триасовых известняков, кремней и базальтов (The Sorache Group ..., 1986), переотложенных из пояса Идоннаппу, в котором они широко распространены. Западная граница пояса Хидака является надвигом, зону которого некоторые исследователи выделяют в самостоятельную западную зону пояса Хидака. Милониты, залегающие вдоль границы надвига, позволяют считать ее коллизионной границей, сформировавшейся при столкновении Курильской дуги с дугой Северо-Восточной Японии. Но геометрические построения с учетом раскрытия Курильской впадины в миоцене не подтверждают этого предположения (Maeda, 1990). Возможно, что субдукция хребта Кула-Пасифик была причиной как метаморфизма пород пояса Хидака, так и магматизма. В этом случае, метаморфический пояс Хидака может быть восточным продолжением пояса Риоке Юго-Западной Японии (Takashi, 1997). Западная граница пояса Хидака в олигоцене-миоцене была оборвана сдвигом. Это позволило предположить, что пояс Хидака располагался первоначально севернее своего современного положения и мог находиться к востоку от Южного Сахалина (Kimura, Miyashita, 1986 и др.).
