Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Мезо-кайнозойский гранитоидный магматизм в структурах окраинных морей Тихого океана

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Мезо-кайнозойский гранитоидный магматизм в структурах окраинных морей Тихого океана"

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАЬЕНИ

ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

' ---------К'а—пряппу руаопиои

УДК 552.321 (265.54,55,58)

Ыаларонко Алэкоандр Николаевич

МЕ8й~КАШЮЭ0й0КИй ГРАНИТОИДНЫЙ МАГМАТИЗМ В СТРУКТУРАХ ОКРАИННЫХ ЫОРЕЙ ТИХОГО ОКЕАНА

Спзцпаявкоатъ 04.00.08 - петрография'и вулканология

АморсЛораг

диосоргащш на сожг.мнпо учоной сшпвни кандидата гоолого-ктгорал'огичосжих наук

Владивосток 1991

Диссертационная работа выполнена в Тихоокеанском окаанологнчзокоа инотитуте ДВО АН СССР

Научный руководитель! кандидат геолого-минералогичоокЕХ наук

Е, П.Беликов

Офидаалышо оппоненты: доктор геолого-мииералогических наук

О.В.Авченко

кандидат геодого-минералогичеоких наук К.С.ьашкин

Ведущая организация» Инотитут морокой геологи;! ы геофисики ДВО АН СССР

Защита дисоертации состоится "_'. 1921 г, в _"

часов на заоедании специализированного совета Д.003.54,01 по присуждению ученой отепени доктора геолого-шшералогичеоких наук при Дальневосточном геологичеокоы инотитуте ДВО АН СССР,

Адрес: 690022, г,Владивосток, проопект 100-лотия Владивостока, 159, ДВГЙ.

С диссертацией шжно ознакомиться в.библиотеке ДВО АН СССР (адрес тот ае).

Автореферат раэоолан ■"_" ______■ . 1991 г.

• Ученый секретарь специализированного совета как»,адат геолого-кинерало- Б.И.Сеизняя

гичеоких наук

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Исследование особенностей геологического Строения и развития окраинных морей актуально в практическом и те-оретичекком отношении. В теоретическом аспекте выяснение геологического строения и истории развития окраинных морей позволяет ре-1та?ь-яробл(шц-направленности развития земной коры и литосферы на

границе двух глобальных геоструктурных неоднородности - икеана-и-

континента. В практическом плане большой интерес предетазляют нефтяные и россыпные месторождения шельфом?! части морей, иелезо-мар-ганцэвая, фосфатная, сульфидная и другая нииерализпцил. В этой связи, изучение меэо-кайноэойского гранитоидного магматизма, широко проявленного в окраинных морях западной части Тихого океана (рис.1), долзно способствовать решению как теоретически;: (направленность развития земной кори), тан и практических (рудная и россыпная минерализация) аспектов вышеназванной проблемы..

• "ель работа - дать сравнительную характеристику мезо-кайнозойскж гранитоидов различных структур окраинных морей западной части Тихого океана. Провести их типизацию с ' целью выявления индикаторного значения гранитоидного магматизма, зтвечающего различным этапам развития земной коры окраинных морей. 3 соответствии с указанной целью решались следующие задачи.

Изучение строения, состава, геолого-структурной позиции гранито- ■ !доз, выделение комплексов и обоснованно их возрастной нрииадлея-гаети, Пстрогеохикическал характеристика пород, выделение форчаци-чшо-геохимичоских типов гранитоидов; изучение поведения потроген-[ых и микроэлементов в процессе петрогекззиса. Изучение веществеи-юго состава породообразующих минералов для оценки основных физико-имических параметров условий становления гранитоидных массивов. На сиоео полученных данных проведение сравнительной фзрмационно-гео-имичсской типизации гранитоидов.

Фактический матерная и методика исследований. В основу работы олояеи фактический материал, собранный автором в пяти морских окс-едитдиях на нис: иДм.Мсвдолоевл(19а5), "Проф.Богоров"(1986,1937, 989), лГегао"(1965). Испгльоопшш материалы других экспедиций ТОЙ ВО АН СССР, проведенных в I9?0~EJ7 гг. под руководством И.И.Еерсе-зва, Е.П.Леликовз, И.К.Пущина, Б.И.Васильева, Ю.Б.Евлаиова.

В.процессе работы проведено детальное исследование вещественного эстава пород петрографическими, петрогсохиынческш«!, шшералоги-геккми методами. В работе систематизированы результата £78 сили-пных анализов пород (168 авторских) и 73 силикатных анализов ын-

неролов (56 авторских); приведено 09 количественных спектральных анализов пород и 18 - минералов; 179 рентгено-радиометрических анализов пород и 42 - минералов; 20 рен1 "■еноструктурных анализов минералов; использовано 79 определений абсолютного возраста пород (25 авторских); просмотрено более 500 прозрачных шлифов.

Новизна и практическая ценность работы. Впервые для Филиппинского и Охотского морей дана полная характеристика состава пород и минералов гранитоидных комплексов. Детально изучены мезо-кайнозойские гранитоиды Японского моря. На основе петрогеохимических и минералогических исследований проведена типизация и сравнительная характеристика мезо-кайнозойских гранитоидов Японского, Охотского и Фллип-пинского морей. Рассмотрены фоэико-химические параметры их кристаллизации и установлены характерные черты проявлений гранитоидного магматизма с различных структурах окраинных морей.

Результаты исследований могут быть использованы при составлении геологических карт отделыгых структур окраинных морей, для построение геодинамических моделей развития переходной зоны океан - континент.

Апробации работа. Результаты работы докладывались на и З*1 Тихоокеанских школах по морской геологии и геофизике (К/лно-С&хаиинск, 19оЬ;Владивосток,19^37), на Iм к 3м Советско-Китайских симпозиумах по геологии, геохимии и металлогении зоны парохода от Азиатского континента к Тихому океану (Находка,1937¡Владивосток,1903), На 3м съезде советских океанологов (Ленинград,19сГ7), на 1У Дальневосточном региональном петрографическом совещании (Ккнэ-Сахал1шск,1983), и Геологическом институте АН ШЩР (Пхесон, 1939,1990).

Публикации. По теме диссертационной работы опубликовано 15 работ Диссертация сосюит из введения, 4 глав, заключения и содержит ПО стрг:ищ машинописного текста, Л2. рисунка, 45 таблиц. Список лшератури включает 1 вЗ наименования.

11а протяжении всех лет работ!» автор ощущал дружескую поддержку и ионо:ц1. в проводимых исследованиях своего руководителя - к.г.-и.н. Г. 11.Беликова, за что ему очень признателен. Автор благодарит за помощь критические замечания И.И.Берсенева, В.Т.Съодина, Е.П.'Горохова, 10.11.Коновалова, И.Н.Говорова, П.Г.Недаяшовекого, С.А.Щзку, С.АЛСоренбауиа, И.А.Тьрарпна, Г.А.Валуй, В.Л.Еаоворхного; за помощь при! щготовко и оформлении работы - В.Л.Кондратенко, Э.А.Половнико-&у; ¿а аналитическое обеспечение работ - И,Н.Якушеву, А.В.Мокзров--ского. Ам-ор признателен И.И.Берсеневу, Е.П.Лолииову, И.К.Пущину, БЛи&асильеьу, С,Б.' рлано:у, О.С.Корлзву оа предоставленную возмог.-

сть пользоваться каменным материалом.

В работе охарактеризованы гранитоиды Японского, Охотского и Фи-ппинского морей» Однако, автор счел необходимым рассмотреть и лее основные разности пород (габбро, диориты), являющиеся неот-лимой частью некоторых интрузивных серий окраинных морей. Глава I МЕ30-КАЙН030ЙСКШ ГРАШТОВДШй ШТКОДИЗМ

ШОНСКОГСНЮРЯ—-—_____

В настоящее время Японскоо моро по "праву считается одним из на-— злее изученных среди окраинных морей Тихого океана. Оно включаэ-т :ебя структуры с континентальным, субконтинентальным и субокеа-ческим типами земной коры (Основные...,х978). Первый тип коры эактерен для шельфа и верхней части континентального и острэвно-склона. Крупные подводные возвышенности (Криытофовича, Восточно-зейская, Ямато, Витязя, Гэбасс и др.), нижняя часть континенталь-'о и островного склонов характеризуются субконтинентальным типом той коры. Мощность коры подводных возвышенностей составляет 16км, при мощности "гранитного" слоя 2-6 км. Субокеанический тип шой кгры имеют глубоководные котловины.

Главные положительные морфоструктурные элементы дна Японского )я представлены шельфом, материковым и островным склонами, сис-юй хребтов южной и центральной части моря, возвышенностями серого замыкания Центральной глубоководной котловины, Прикорей-1м и Японо-Сах&лкнским бордерлеццом. В геологическом строении 1х структур принимают участие различные по происхождению и возра-г комплексы осадочных, вулканогенных, вулканогенно-осадочных, ме-юрфичвских й магматических пород (Геология...,1987). Наиболее вними образованиями являются структуры юго-западной части моря, ючая южную часть возвышенности Ямато и, возможно, возвышенности

и Ното, которые сложены комплексами пород, характерными для злой" континентальной коры с развитым "гранитным" слоем. Шельф атериковый склон Приморья, яоовшеннооти северного замыкания тральной котловины и центральной и юго-восточной части моря об-овакы палеозойскими и мезозойскими структурами с комплексе:', по-такпо характерным для структур с развитой континентальной корой, точная и северо-восточная части коря представлены преимуществен-мезозойскнми-и кайнозойскими структурами, которые, по всей веро-эсти являются продолжением наземных: структур Японских острогов. Гранитоидный магматизм широко проявлен в различных положительных ¡«структурах Японского моря. В настоящее время выделяется семь ■штовдных комплексов (Лелшсов н др.,198В): дй-рн^ Рг2, Рг3>

к-,, к2, к2-р ,В работе-рассматриваютсятолько меэо-кайнозой-ские гранитоиды.

Рпннемоловне гранитои~ы установле j при драгировании на еозвы-, шенностях Криштофовича и Гэбасс (рис,1). На возв.Криштофовича, в её северной части, гранитоиды слагают крупный массив, вытянутый в северо-восточном направлении. Они прорывают докембрийские образования кристаллического фундамента (ar -pr ) и перекрываются вулка^ нитами трахиандезитового комплекса (р -N ) и морс..ими отложениями (N ). Основной объем пород массива составляют биотитовсе и биотит-роговообманковые граниты. В небольших количествах распространены диориты, гранодиориты, лейкократовые граниты, аплиты, пегматиты, диоритовые порфириты. На возвышенности Гэбасс, которая расположен! в Центральной глубоководной котловине и является вулканической постройкой, гранитоиды, по-видимому, слагают её цокольную часть и встречаются в виде ксенолитов в жерловой фации, Возраст гранитоид! рассматриваемого комплекса - 100—110 млн,лет.

Кварцевые диориты сложены pi (32-35% Ан) , И1щекс структурной упорядоченности з(лА1) и содержание al т 0 для него по (Каменцев и др.,1974) - 42,6 и 0,54 соответственно; q ; bí ( f~ 56;Kai-I9,' Нв ( Г - 56-62), в дарах которой отмечается Рх. Биотит-роговообма] ковые граниты состоят из pi (25-2í$ Ан); q ; рвр (¿2 - 0,63-0,5' промежуточный ортоклаз (Шмакин и др.,1981)имеющего <^ик-0>35 и S . 0,24-0,33; Bí ( / -46,á;Ky¡¿ -19,4), соответствующего биотитам гран! тоидов нормальной щелочности (Тарарин,1371);)Нв ( г - 59-62). Био типовые граниты:Р1 (22-24$ Ан); q ; рэр - промежуточный ортоклаз с более высокой £>ик(0,70); более железистый bí (f - 62-63;Kai -IB,2-19,1). Акцессорные минералы пород комплекса - щ, Ар, Zr, Ог По химическому составу (Классификация...,1981) раннемеловые гр нитоиды Японского моря принадлежат, главным образом, к субщелочны гранитам и лейкогранитам. К преобладает над на в0 ЕСех типах лор кроме диоритов (иа20/Ко0 - 0.72-0,96), что позволяет отнести их калий-натровой серии (табл.1). По отношению к мезозойским гранито дам Корейского полуострова, Приморья и Японских островов породы рассматриваемого комплекса характеризуются повышенными содержания К и пониженными Са. -

Нормативные составы с шла кислых-''ленов интрузивного рддэ, кри талj. товавшнхсл из .расплава наиболее близкого к эвтектическому, п кааквам', что от» порды образовались в мозоабиссаяъных условиях при Р - 3-5 кб.чр (воив.Габасс) и 5-7 кбар (возв.Криштофовича.

Г.о геохимический ,|0с>беь»юстям гранитоидн рассматриваемого кокп

\

ленса наиболее близки палингениимх-ранитовдам иэвесткоБО-челочпсго ряда (Таусон,1977;Недашковский,1980), отличаясь от них повьтазн:;:.!-мк содержаниями v (табл.1), что можно объяснить геохимической спецификой вмещающего их субстрата (лн-PR метаморфические тол^и), по сравнению с которыми они обогащены некогерентными (8а,нь ) и "относительно легкоплавкими когерентными ('/.у, у ) элементами.

Позднекеловые гранитоиды известны на материковом илЛини ил1 о-во«— точного Приморья, материковом склоне залива Петра Великого, возвышенностях северного замыкания Центральной глубоководной котловины, хребте Юж.Ямато (рис.1).

Материковый склон .юго-восточного Приморья. Гранитсчди с:'агают крупный массив, который срезается поверхностью материкового склона последовательно обнажаясь в интервале глубин 550-2200 м. Он сложен крупно- и средкезернистими биотитовыш и лейкократовыми двуполево-ипатовыми гранитами, биотитовыми мелкозернистыми и порфировидными гранитами и гранит-порфирами. Биотитовые граниты состоят ис: ?1 (5-1555 Ан); Q ; Bi (f -75;Kai - 18-20); Pap (д2 -0,59) - промежуточный ортоклаз. Лвйкократовые граниты: (5-19$ Ан); q ; Bi Ii - 74-79;Kai - 16-19); Pap. Акцессорные -Or, 2r, Ap, Sph, Ii,Tu. Имеющиеся аналитические материалы (табл.1) позволяют отнести порода данного комплекса к субщелочнкм гранитам и лейкогранитам, хара-¡теризуюцимся низкими содержаниями СаО (2,1-0,3^) и высокими К^О 1 3,9-5,6$), при преобладании К над На . Отношение 1Таго/к2о эаконо-lepno уменьшается (0,fcf?-0,55) в процессе накопления зю2 . В отом е направлении происходит исменение Каг(0,71-0,49). Сравнение пет-охимических характеристик рассматриваемых гранитоидов с одновоз-астньми образованиями, распологхенными в пределах прилегающей суши массивы: Успенский, мыса Поворотного, Судзухинский, бухты Юзгоу), оказывает, что наиболее близки им породы массива Судзухинского.

По содержанию микроэлементов гранитоиды материкового склона При-орья сопоставимы о палингегапгш гранитоидами плюмазитового типа. 1Я mix характерно неравномерное распределение микроэлементов, их эльшая дисперсия, что отражает (Таусон,1977;Кузьмин,Т98а) близ-)верхИостные'условия кристаллизации, где на первое место выступа? зманационная дифференциация. От нижних (центральных) к верхним «■шкальным) частям массива происходит повышение содержаний (г/т): > (147-260), НЪ (10-17), Sn(6-I4) и понижение Sr (227-11), Zr 48-65), Ва (599-40), Со (7-2),Cr (34-13), V (91-13). Такое пове-нио микроэлементов характерно для перехода плюмазигозых гранитов авной фазы к лейкогранитам литий-фтористой' фацин (Tayсон, 19/7).

О принадлежности пород данного комплекса к плюмазитовым гранитам свидетельствуют и петрогеохимичеекие особенности породообразующих минералов: низкая кальцпвость, пов! энная железистость (£-74-83), повышенные содержания фтора в биотитах; высокие содержания альби-товой составляющей (до 4й$) и низкие концентрации микроэлементов в калиевых полевых шпатах.

¿атеш^оный, склеж д£№И^а—11ет<2а_Вел_икого1. Гранитоиды, слагающее дшшнй миссис, обнажаются в урезах двух каньонооСразных долин,.рас секшлцих материковый склон. Они представлены роговообманковыми гра лигами п гранит-порфирами, лейкократоншш гранитами, отоосящимися (Классификация... ,1081) к суб::;слочпым гранита;.! и лейкогракитаы, и характеризуются ловшешош содержаниями к, г.та и пониженными Са по отношению к одиоьоэрастным гронитондам окружающей суши и Японских островон. Содержание микроэлементов в рассматриваемых гра нитоидах меньше, чог: в среднем граните (Виноградов,1962). По сравнению с прочими ¿рьиитоцдоми Японского меря они обеднены литофиль-ными здоментамн. Недостаточное количество фактического материала и позволяет однозначно отнести рассматриваемые гранитоиды к определенному формационно-геохимичеекому типу. Однако, опираясь на петро графические и петрогеохимические особенности пород, с некоторой до лой условности, их модно отнести 1С палингенныырбразоЕанням извесг-ково-щелочного рода, сформировавшимся в гипабисоальных условиях.

]]анка Зубр располагается в шельфовой части Уссурийского залива. Б ее строении принимают участие биотит-роговообманковые гранодиор»: тг, о'иотитовые и лейкократовые граниты. Преобладают бнотит-рогово-обманковие разности. Они сложены: Р1 С10—20-/5 Ал); <5 ; Ш (г -53); Нв (£ - 30-32); 1гпр . Акцессорные - Ар, нри, ?,г, 1.и . Породы бачки Зубр относятся к субщелочным разностям при равных количествах щелочей ( Ии^о/к^о - 1,0-1,1). Содержания микроэлементов обличает их с пялннгеншши гранитоидами иэвесткоио-щвлочного ряда,

Во£вы11;£|щооти Вттядя_н_Алпатова. Интрузивные породы возвышенное той северного замыкания Центральной глубоководной котловины, представленные биотит-роговообманковыми среднезернистыми порфировидны-ми гранодиоритлыи, диоритами и кварцевыми диоритами, слагают небольшое интрузивное тело в поле развития среднепалеозойских метао-садочных и метаэффузивних образований. По особенностям химсостава они отличаются от позднемеловпх гранитоидов шельфа и материкового склона Приморья и приближаются к гранитоидам Центрального Сихотэ-Лдиня. Геохимические особенности пород: повышенные содержания элементов группы кел^.., к/кь отношения, содержания ив и Зг , сбли-

ает их с гранитоидами южной части Охотского моря и позволяет от-ести к гипабиссальным гранитокдам ацдезитового рада.

Хребет Ю.дный Ямато. Небольшая интрузия, прорывающая и метамор-изуицая осадочные и вулканогенное образования мезозойского возрас-а, находится на восточном склоне хребта (рис.1). Она сложена био-ифппими грянодиоритами, гранитами, гранит-порфирами, лейкократо-ыми гранитами. Грпнппипрнттг ?1 - пН.'И'мчгг—, о (Tft-20&)T L (10%), Fap (Ю-2555). Граниты: PI (28-30% Ан) - з(ДА1) - 26,3 45-65%), Q (15-20%), Bi (5-10%), Pap (15-25%) - промежуточный ор-эклаз (az-O,50,0-0,07). Акцессорные -r.lt, лР, Zr . По хичическо-у составу породы комплекса относятся к гранодиоритам и нткощелоч->im гранитам (табл.1). Они характеризуются повышенной железистостью преобладанием Na над К ( 1*а20/К20- 1,2-3,1). По содержанию мик-)элементов они соответствуют гранитовдам аццезитового ряда по клас-1фикации Л.В.Таусона (1977) и на диаграммах Rb-Sr, K-Rb, к/]?ъ-нъ тадают в поля островодужкнх пород.

Мел-палеогеновые гранитоиды известны на мелких островах, распо-женных в пределах акватории Японского моря на шельфа (о.Дого.Са->,Ава) и островном склоне (о.Окусири) Японских островов. Они явля-'ся гипабиссальными образованиями андезитового ряда и по петрогео-мическим особенностям сопоставимы с гранитоидами, развитыми в [излежащих районах Японских островов.

Глава II Ж30-КШ030ЙСШ ГРАНИТ0ЗДНЫЙ МАГМАТИЗМ ОХОТСКОГО МОРЯ

Основные элементы дна Охотского моря представлены шельфом, кон-нентальным и'островным склоном, глубоководной котловиной. Харак-рной особенностью моря является наличие в его центральной части реуглублекного шельфа, осложненного системой впадин, желобов, соз-шенностей и банок.

Земная кора Охотского моря изменяется от континентальной (обрам-ние коря и его краевые восточная и северная части), через субтсон-нентольцую, свойственную банкам и возвышенностям переуглубленнсго пьфа, к субокеа:.ической коре Курильской глубоководной котловины., авчой чертой субконтчнентольного типа земной коры является резкая мекчмвость "гранитного" слоя и его полное выклинивание в структуре кнкой части.моря, где развит "мэтадиоритовий" слой с граничными зростяыи 6,6 км/сек (Строение...,1964,1981¡Гнибиденко,1979).

Охотское мор;? представляет собой структуру, наложенную на гете-"енноо основание. В пределы его акватории продолжаются структуры зуяезоцзй суши, В геологическом строении центральной части ьори

принимают учыстие несколько разновозрастных комплексов пород: палеозойские^) метаморфические; мезозойские и кайнозойские осадочные, вулканогенио-осадочкле, вулканогенные; меоо-кайнозойские гра-нитоиды (Коренбаум и др. ,1977;Авченко и др., 19сГ/; Корне в и др.,1933, 19о9;Васильев и др.,1985). Наличие более древних (докембрийских) образований в пределах Охотского моря не установлено.

Интрузивные породы известны на всех крупных положительных морфо-структурах моря. Они представлены габбро, диоритам, кварцевыми диоритами, гранодиоритами, гранитами, низкощелочными гранитами, при преобладании кварцевых диоритов и грачодиоритов. В южной части моря (обрамление Курильской глубоководной котловины) отмечаются монцони-тоидные разности. Породы всех структур имеют сходное петрографические характеристики. Наиболее игучзнн"ми являются интрузивы банки Кап;еваро:,а, породы которых образуют ряд габбро-гранит.

Габбро состоят из Р1 (68-70% Ан);.?х; Нв (г -33). Диориты -

(до 60% Ан), Не. Кварцевые диориты: рх (45-52$ Ан) с низки;.) индексам структурной упорядоченности (26,2) и содержанием А1 о0,46; <3 (10-15/а); Нв {f - 40-46); вх (г - 51-54,Км - 20-21 );РаГ. -'редкие зерна (<^.-0,21 ,Л1 „, 0--0,3:3). Гранодиориты: Р1 (33-47^ Ан); С (15-20'Д'.); Нв; *\<зр (дй -0,54-0,57/(^,-0,35, А1 ^-0,39-0,40), Граниты: 1'1 (25-35^ Ан); 0 (25-30£); Нв; вх (£ - 44146,Км -20-21);?ар (лг -0,53) - промежуточный ортоклаз. Акцессорные; Ог, гг, Лр, ЗрЪ.

Согласно многочисленным рздиоизотопным (к-Аг ) определениям возрасти (33- валовые, 39- минералы) гранитоидь: Охотского моря делятся на ряд комплексов: юрский, меловой, позднемеловой-лалеогеновый. Наиболее распространены породы мелового комплекса (70%). Они известии в основании Курило-Камчатской дуги, северной и центральной частях возвышенности Академии наук, на возвышенности Института океанологии северном шельфа, склонах впадины Дерюгина, островном склона Сахалина, Охотском своде. Породы первого комплекса развиты в основании Курило-Каччатской дуги (гора Бабкина, вулканы Вавилова, Обручева, Случайный); третьего - на южном склоне возвышенности Академии наук, банке Ионы (рис.1).

По соотношению ^О и ЭХОд все граиитоиди Охотского моря отвечают гаобре-гранитоид.юП вулкано-интрузииний ассоциации калк-натровс-го типа, проявляющейся в условиях пой-негеосинклиналъноп стадии и в рощ ^е квазиплат4<?рмонной стабилизации. Породы различных Структур и роарастных комплексов обладают близкими лотрогеозашписскими характеристиками, Для них отыочавтея нормадопя урецда оволюции, харак-•!>'рн;узд1ссл увеличенном К. и уменьшением А1, Ре, М£, Си. с накопле-

ием ЗЮ2 ;К&Г закономерно повьппается (0,27-0,60) от основных к целым разностям пород;, Иа20/к20отношения в них ? I, По щелочно-эвестковому ивдексу (индекс Пикока) гранитоиды всех рассматриваете структур откосятся к известковочцелочной (Тихоокеанской) серии и.п. - 58-60). Отмечается некоторое различие в содержании петро-эннйх элементов: шцыШЬНнов-сеаержаниа-Мр: в породах центральной асти возвышенности Института океанологии, пониженное йд и пош-— энное Са в гранитоидах южной части островного склона Сахалина. Со-вржания Т1, Ре, к2 сближают .гранитоиды Охотского моря с гра-ятоидами ( Лгаша1с1 ot а1.,1972 ) Японских островов. Обработка пет-эхимической информации на ЭВМ (факторный анализ - ме-од главных эмпонент) подтвердила незначительное различие петрохимических ха-актеристик гранитоидов различных структур и возрастных комплексов.

По микроэлементному составу гранитоиды различных структур Охотного моря близки и сопоставимы с гранитоидами аццезитового ряда, гличаясь от последних пониженными содержаниями пъ и слабсповышен-лми зг,гг, V, гп . К/НЬ и иъ/зг отношения (Ставров,1981; Руб и э.,1986;Зеритатер,198?) позволяют отнести юс к малоглубинным обра-званиям вулкано-плутонических ассоциаций, связанных с глубинным зточником (рис.2).

Таким образом, весь комплекс петрогеохимических данных свидоте-ьствует о наличии в пределах Охотского моря многочисленных гип-5иссальных гранитоидных плутонов габбро-гранитоидной ассоциации, гносящихся к гранитоидам авдезитового ("островодужного") типа.

Глава III МЕ30-КАЙН030ЙСКИЙ ГРАНИТОВЫЙ МАГМАТИЗМ ФИЛИППИНСКОГО МОРЯ

Большую часть Филиппинского моря занимают глубоководные впадины Филиппинская, Сикоку, Парасе-Вела, Марианская, Бонин), характерн-пощиеся океаническим типом земной коры. Положительные ыорфострук-фн моря представлены линейными протяженными хребтами (Кюсю-Палау, шадко-Марианский) и изомвтричными поднятиями (плато Амами, Бен-ил, Бородино), имеющими субконтинентальный тип земной коры моцно-■ью 9-15 км. Отличительной особенностью данного типа коры являет-[ отсутствие в нем слоя с "гранитными" скоростями. В геологическом 'роении структур рассматриваемого типа принимают участие несколько яновозрастных комплексов пород, одним из которых являются грани-1иды. В отличии от Японского н Охотского морей, в пределах отр'^к-'Р Филиппинского моря, гранитовди пользуются незначительным рас-гастранэнием и известны на плато Амами, хребтах Дайто и Квса-Палау >еди них выделяются позднемозозойские и кайнозойские образования.

Поэднемеаозойские гранитоиды. Породы данного комплекоа драгие ваны в южной части хребта Кюсю-Палау с его восточного склона, пр мыкающего к впадине Парасе-Вела, с •тубины 2500-4000 м, совмести с метаморфизованными эффузивами, в которых гранитоиды образуют я лы и дайкк. Комплекс вмещающих пород представлен эпидот-альбит-а тинолитовыми, хлорит-альбит-кварц-эпидотовыми, кварц-эпидотовымй сланцами; интрузивные породы - разгнейсованными диоритами, тонал , тами, плагиогранитами, Разгнейсованные плагиограниты - породы с очковой, сланцеватой текстурой. Очковые выделения - реликтовый Р (23-30$ Ан). Основная масса елокона кварц/плагиоклазовым агрегат содержащим хлорит, реже актинолит, Акцессорные: Ар, 7,г, Ru . Раз гнейсованные диориты по структурно-текстурным особенностям анало гичны плагиогранитам, отличаясь от них более высоким содержанием вторичных хлорита и актииолита.

Кайнозойские гранитоиды делятся на два комплекоа. Первый комл леке развит в северной части хребта Кюсю-Палау (горы Минами-Кохо и Комахаси-Дайни). Наиболее представительный материал подучен по гранитоидам горы Комахаси-Дайни, - где они, по-видимому, образуют единое интрузивное тело общей площадью порядка 50-70 кв.км. Поро; комплекса представлены кварцевыми диоритами, биотит-рогоаообманк< выми тоналитами и гранодиоритами, биотитовыми и биотит-роговообм; нковыми плагиогранитами, при подавляющем преобладании поодедних. , Биотит-роговообманковые плагиограниты сложены pi (50—55JS), Q (3035?), Bi (3-8^), Нв (1-5%). Акцессорные - Ар, zr ; рудные - Mt . I'1 образует широкие зональные таблицы (45-55% Ан в центре, 28-3) Ан - в краевых частях)* Он относится к неупорадоченной и слабоуш рдцоченной сериям:Б(ла1) - 1,3; ai ' о-0,13. рар , промежуточны! ортоклаз (д 2-0,43, сГ„к-0,07-0,14, ai т о-0.3б), присутствует в виде редких ксеноморфиттс оерен. Биотитовые плагиограниты соотоят из зонального (36-42% Ан в центре, 20-28% Ан в краевых частях) р; (54%), Q (35$), Bi Акцессории: Ар, Zr ; рудные - m , Био-

тит-роговообманковые гранодиориты и тоналиты по структурно-текст! рным особенностям сходны с плагиогранитами, отличаясь от них otcj ствием калишата и присутствием большого количества (до Z0%) темноцветных минералов,, при преобладании роговой обманки. , • Породы второго комплекса драгированы в юяноИ части хребта Ккск Пал^у CpailOH сочленения хребта с Центральным разлетом). Они пред. ставлены оливин-биотит-пяроксен-рогоЕОобмапковыш! габбро, биотит-роговообманковкми габбро, олнвтьпнроксон-биотнт-роговообманковц». габбро-диоритами, г структурно-текстурным особенностям приблинаг:

\

щимися к конго-диабазам, роговообманкошми и биотнт-роговообманно-вкуи кварцевыми диоритами, биотитовши плагиограиитаки. Совместно? нахождение о^фузиша« и интрузивных пороц, текстурно-структурные особенности последних свидетельствуют о том, что они, являясь ио-могматами еффузивов, образуют в них ряд мелких экструзивных тел. --л^ктический материал не позволяет однозначно подойти к решению вопроса о принадльмшоти 1'(язди¥оадод_лдато Амамн и хребта Дайто к определенному ^ормационно-гсохимичссксм.у тину.

По химическому составу (Классификация... ,1931) гранитондн í»u;iv;~ лннсксго моря относятся к диоритам, тонолитам, нипксщолоч:;;-?.! грани-га?.« и, главным образом, плагиогранитам, Коэффициент! агпсмтносш (0,20-0,48) и высокие KfigO/K^O отношения (4-80) позволяют отнести их к образованиям известкового натрового ряда. Дня нчх, как и для большинства гранитоидных комплексов, отмечается тенденция ,>г.;и:!ьке-кия содержаний Ti, Al, Fe, Mg, Ca при увеличении кремнекислотнос-ти пород. Однако, содержания Ti, Ре, Са по сравнения с гранитои-дами Курильской (Сергеев и др.-1953) и Японской ( Arsmaki et ni., 1972) дуг, d них вкез.

Наиболее характерной особенностью как позднемезозойских, так и кайнозойских гранитоидов Филиппинского моря является их низкая ка-лневость и, как следствие, незначительные содержания крупных лито-фильных элементов - r<t>, Sr, Zr, B,n.

Все вышеперечисленные характеристики позволяют отнести граннто-иды рассматриваемых комплексов к "океаническим" в понимании Р.Г. Колмана (1975) или к плагкогранитам толситового ряда (Таусон,1977). Однако, принимая во внимание геологическое положение, различие в содержании сидорофильных элементов (табл.1), п такие исходя из того, что па диаграмме (рис.З), предложенной В.Н.Пискуновын (1977) для разделения магматических пород океанических и континентальных областей, они попадают в различные поля, произведено их более дробное членение. Выделено.два формацконно-геохимичееккх подтипа, являющиеся производными различных магм.

Граиитонды кайьозойского комплекса (¡гора Комахаси-ДаПни) отозде-сталнются с гранитоидами плагиогранитной формации, ярким примером которой являются плагкограниты маинского комплекса Западного Саяна, которые сформировались по (Пополитов и др.,1973) в момент смены условий растяжения сжатием в процессе развития звгеосинклиьали, зало-киватейсл на ¡tope океанического типа. Граннтоиды поодиомезозоПского комплекса, образующие гхгаы и дайки в мотаморфизованньпе зффузизах, относятся к габбро-плагиогранитной формации офиолитоьых комплексов.

\г

Таким образом, в пределах Филиппинского моря, в структурах с корой мафического состава, вццеляютсг. разновозрастные комплексы гранитоидое, относящиеся к различным формационно-геохимическим типам и являющиеся производными океанической (позднемезоэойский) и островодужной (кайнозойские) толеитовых магм.

Глава 1У ГРАНИТОЗДНШ МАГМАТИЗМ ОКРАИННЫХ МОРЕЙ И ВОПРОСЫ ГЕОДИНАМИКИ

Срга1н;:телы1аяпотро геохимическая харшдтериот^ По-

казано, что гранитоиды Филиппинского моря относятся к известковым, Охотского - к известково-щелочным, Японского - к известково-щелеч-ним и субщелочным сериям (рис.4), Петрагеохимичеокие особенности, нашедшие отражение на различных диаграммах (Фсрштьтер,197?; Руб к др.,1986¡Ставров,1931 и др.) позволили разделить гранитоиды на два генетических класса: палингенно-анатектоидный и остаточный (диффэ-ренпнати андезитовых и базальтовых магм ). Обработка геохимических данных (гранитофпльные элементы) на ЭВМ (метод главных компонент) подтвердила проведенной деление, -

Породообразующие мшюриш и условия обраооаниия граиигоидов.Гра-нитоицные комплексн и типы пород отличаются по минеральному составу. Поэтому сгепгнь охарактеризованное^'. их но отдельным минерал и,5 неодинакова,

Лифиболн нее:; гршштоидшк комплексов представлены кальциевыми •Нг» (СаО 10$). Исходя из соотношений «рориулышх количеств пзтрогеи-1И-1" ллонен'юв в них (Мануйлова и др. ,1076), гранмтопды окраинных морой долятся на мезоабиссальнне (воэв.Крищюфовича, Гобьсс) и гип~ аоиесглмшэ (0:сС'1'С1:оз пора, банка Зубр). Количзетюннаи характеристики глубинн краоталлиааупи пород получена пэ .\м гйобарспзтрам

иг с с а1., 1 ^ о1тло;з а!., ). Даьлс'ния, рассчитан«-

ныо па ним состашшот; дяп гршштоццоп гюзв.Кршггофовичй 4,1-5,3 кбар, банки Зубр 0,9-1,0 кбар, Охотского мот: - 0,25-2,5 кбар. Температуры, онродслс-нн;« но Ат геоторг.о»«в?ру (Даунов Д979), но противоречат фациям глубинности:

600°, 720°, 700-730^ С соответственна.

Н'.^титп по хииеостапу делтоя на три группы. Изрг-оп сключзет биогичи гранигоццои Охотского морк (£ -37-53, К А.1 -17,7-21,0,1 -4649), ыорли - вози.Кригго.{ом«№ ' г -47-04, К А1 -10,2-19,9, 1 -51-53), тр-гт'я - материкового склона Нришрья (£ -74-83,1С л 1 -15,5-20,3, 1-49-сЗ), На диг^рьг.!!'^ М. ¿осгара '(1950) оиотити грщииоидоо пграой группы отнгчают Мк биотитйм, вюроП -Ре . третьей - но составу пр.1-бдкиаятея к евдероф (лите:.\ Таким образом, ылооиитость, ияшюаеик-¡пость бисгп-.тов и содершию Л1 с различны:': координация.--:, указиьгг-

юг на образованно гранитоидов материкового склона Приморья в условиях максимального значения химических потенциалов HgO и К. Самые низкие значения данных характеристик и, соответственно, более высокие температуры кристаллизации, свойственны биотитам гранитокдов -Оааддкого моря. По соотношению потроганных элементов между сосуществующими биотитами и температуры кристаллизации пород различных комплексов.

Сравнение магнзтитоз окраинных корой а магнзтитами магматических и пздротэрмальных образований по программе (Щека и цр. ,1980), показало, что они составлял'? вполне индивидуальную группу (горолтиэсш» д£>%), Наиболее блиопк они граиодкоритпм Приморья и '.{тчлтлп и пгдртсршвьто О'Зуснмккм гпбброцдом. Дч.ч рассыатривао-\ал: магг^'титов хорзкг-ерт низкие ссддрг».сния 8п , для мзгнотитов Зияипшшекого !тсря - Ht, Cv,

По^гжл ялтулд. Проведено опткчесхоо, х'.сглчссксз, дк£рактсме?ри-.¡сскоо изучения, ?:эучзш*.о ¡'зтодом ККС» опрздэлсш содержания микро-)Лаыан?оа, Kasitonuo полое;::; ппат;-,; гранитоидоа раее.чатривясг/пх мервй триплдлпг.г1,? :: !'ГШ с гикоклкшгоЯ сиг/глвтрпсй ячейки н откосятся к 1рок&«у?очн«м ортоклазам. Ниск!!!'{ коэффициент упорядоченности Л 2 'Шмокин и др.,1933) иг-зюг ¡СИЛ :о плягиогранитсв Филиппинского поря; 1айбольш:»Й (0,09-0,63), грягтчкмй с область» низкого ортоклаза, КПШ •ранитоидоп возя,Криггтоф&випа и Гобссс. Плагиоклаз!! по индексу ï'pjî'.'rjpioii упорядоченности Л(лМ-> и косрзлируощ!:и с ним содериа-к*м A3. р^здолелги на три группы: Р1 гранмоидои (Гняиппчьского оряо- а(\л1) -■• 1,3, Охотского-поря - Яо-ЗЭ, воов.Кршто'рсish<m ~ 5,3. ШлО'Яшю ¡магта-лпео:; и.ч диагрл-лмах тма 2hfcl -- соетап-поредоч^кность иоглдеустся с припод'Зшглм дололпои, !1а;;болсо и:со-о*омизратур«ш и !г<шсоуяорядо«!<шпл.т и?жптвя пяагиоклази «Гилия-иг.ского ;.-оря; г:,::?р.'1лч оотояыпз: комплексов располагайся з паля:-: powcnsyvc'nia« 510 ст^'лтурпому соотпянно • пялгниклглоз. ЪЬ'-глратурм, ^«•гялдйзяции» орр">дс;$еннив по разлитаяi гоо'л:рм1з;отрл:.5 (Рябчиков, >ЗГ);Пепм.уп 'и др, ,l1.77t»;;^6pob«niiiijIC.07; Stroîr.oi', и-sr» et al., ЙЗЬмглч« кодтаерглаяч' npoac;i«!t;îOO делекпз, Сотклм грапптопроп и iianp':;:--' гсоа-ли^кки. настоящее орзмя cy^ccvnysr к кгтзетоо'класси.^шг'цкй гранитоадев.В i6otc принято понятно Г^рмацкокьо-ггохт/лчеекаго типа, при вцделс-!И ¡{второго астор исходил из определения магматсчеоксго комплекса Л.Кузнецова <1964), гоохимнеокоро (Таусон,1977) и пзтрогаохйми-ског'ч (Недса,<овский,1930) типов гранатоидос. ^ Окраинные моря включают в себя о тру к r.yp'i с различней историей

геологического развития, вследствие кого, гранитоиды отих струн», тур отличаются петрогеохимически, Среди них вццеляютоя образовав ния двух генетических классов: палиигенно-анатзктоидного и остаточного. Каждый класс состоит из нескольких формационно-геохимичес-ких типов гранитоидов. Палингенно-анатектоидный рключает два типа . гранитоидов: палингенше известково-щелочного рада (ао.зв.Криштофо-вгча, Гэбасс) и плюмазитовыо гранить: (материковый склон Приморья). Первые формировались б мезоабиссальных условиях (Р - 4-5 кбар, Т-560-640° С), вторые - в гипабиссгутьных, при повышенной роли летучих. В остаточном классе выделяется два типа: гранитоиды андезито-вого ряда (возв.Витязя, Алпатова, хр.Юж.Ямато - Японское море;Охо-тское море) и гранитоиды топеитового ряда (Филиппинское море). Последние делятся на два подтипа: тслеитового океанического ряда(поо-днемезозойские гранитоиды ютной части Хр.Кюсю-Палау) и толеитового островодуяного ряда (район сочленения хр.Кюсю-Палау с Центральным разломом, гора Комахаси-Дайни). Bes гранитоиды остаточного класса сформированы в гипабиссальиьтх условиях: Р - 0,25-2,5 кбар, Т - 700 850° с для гранитоидов Охотского моря; Р - 1,0-1,5 кбар, Т - 750800° С для п-'агисгранитов Сшпшпкнекого моря.

Гранито.да фиксируют определенные 1.;о;,;снты раоаития пкецаюцих их структур и позволяют решать вопросы направленности развития osühoí! коры и геодинамики в пределах окраинных норой. В развитии земной коры окраинных морей и ■ переходы» Í1 еоны онсан-контшкшт мо:::но выделить процессы двух типов: деструктивные и конструктивные. Собственно проявления гранитоидного магматизма (внздронио, кристаллизация и т'.д.), в целом, фиксируют конструктивную направленность процессов. Однако, из рассмотрения условий образования (Р, Т п т.д) отдельных гранитоидных комплексов и их современного положения но вывести определенные ¡заключения о дальнзйвой истории развития 1 вмещающих их структур, в том числе и о деструктивной направленности развития земной коры,

Раннекзловко гранитоиды воав,Кришто^овича и Гобасо Японского коря также как и врскис гранитоиды Корейского полуострова являются актиБизацноннщ.:!! иалингеишми, но монэо глубинными образования:.:!!. Наличие таких гранитоидов в различных структуры: гзподши Японского ».¡орл подтверждает представление о ее зало:;;ении на сиапичсокои основании. Несоответствие меаду глубиной становления гранитондн:« массивов и современной мощностью "гранитного" слоя, который па пае-выжшностях Японского моря на превышает 6,5 г.м, указывает на его сокращение в процессе формирования Япмюнорской впедиш. Развитие

граннтоидного Магматизма в центральной (хр.Юж.Ямато), северной '■ (возв.Витязя, Алпатова) и восточной (оо.Окусири, Садо, Ава и др.) частях моря в Но-Р вромл связано с проявлениями островодуиного вулканизма и фиксирует конструктивную направленность процессов в развитии земной кори данных структур Япономорского региона в обстановке общего скатия.

ал^ддщчпой части осадочных пород различных структур, устанавливается наличие минералов,

их образовании, частично, за счет размыва интрузивов габбро-пла-гиогранитной, гранодиорит-плагиограннтной формаций (Коренбаум и др.,1977;Ксркэв и др.,1989). Возраст этих образований - дог ранит • ный: триасово-юрский, позднэяалеозойский(?5. Мезо-каЛнозойскке гранитоиды моря относятся к образованиям авдозитового рада габ-бро-гранитоидяой формации. Таким образом, в Охотском море наблюдается смена позднегтеозойскихС?) габбро-плагпогранит:шх формаций ранних этапов развития геосинклиналей мезозойскими гранктоидами габбро-гранитоидкых формац«Я, свойстве;-:«« для более поздн'/х этапов их развития. Это свидетельствует о конструктивной направленности развития земной коры, в пределах структур будущей впадины Охотского моря з время.

Гранитоиды Филиппинского моря относятся к плаг::огро.1;:-:тной и г1 аббро-плагпогранитной формациям толептового ряда. Изучение состава и условий образования позволило разделить их иа озтроводуяный толептовый и океанический тодеитовыЯ формационно-геохпы^чеекие подтипы. Наличко раакопоэрастннх комплексов я структурах с корой исфического состава, относящихся к различным формиц;'.с;шочгеохпми~ «юсякм типам, освидетельствует о направленности раэьятэд земной коры Филиппинского коря. Смена пс^цн'омезсзойских глббро-пяагиогра-ннттг;; формаций офполптог.их комплексов кайнозойскими плагмогршт-•мядш и геббро-плагйогранитялд! формация;.:!! укезывгет па екзну условий рсстя:;:он!!я, сгомстодяяэд океанической стадии развития, на условия сжатия напольного этапа развития сатровимх дут1.

ЗШРОДЕ

Дстельпсз мзуедипе вс;цсотоопг.ог» состава гранитоидов окраинных морей позволило полупить слсдугцяа выводы, представляемые в качество стдецае^ух -полевений.

Среди 1.?сзо-Кб{!нозойскях гранитсидоп, окраинных морей зипод юЯ чисти Тихого окоана выделено два генетических класса: падингенко-сяатектовдныА и остаточный (дифрзрзнциаты андезитовых и базальтовых магм). Каждый класс состоит из нескольких формациошо-геохики-

'ческих типов, Палингснно-анатектоиднкй клаос включает два типа" гранитоидов: палинг^нные гранитоиды известково-щелочного ряде, и плюмазитовиэ граниты. В остаточном "массе выделяется два типа: гранитоиды авдезитового ряда и гранитоиды толеитового рдда. Поело« дние разделены на два подтипа: гранитоиды толеитового оотроводук-ного и толеитового океанического рада.

Устанавливается зависимость состава гранитоидов от мощности, со«-состава и тектонической зрелости земной коры вме'.'ак^их их структур^ В наиболее сложно построенном л геологическом отношении Японским море присутствуют палингенные (гранитоиды извеотково-челочного ряда, плюмаоитовыс граниты) и остаточные (гранитоиды андезитового рода) образования. Первые развиты нц продолжении структур докемб--рийской консолидации Корейского полуострова к Спхотэ-ЛдинскоП складчатой системы. Вторые - и структурах Японо-Сахалинского бор-дерленда, на возе, северного самиканим Центральной котловины и хребте Ш.Ямато, Охотское море, в котором не установлено структур с глубоко проработанной корой докембрийскогс возраста, вмотают гранитоиды акдозито^ого ряаа ост-аточногй класса. В Зилсппкисксм море, в структура-; <*. корой мафического состпва, развиты гранитоод-ные комплексы остаточного класса толеитозогр ряда,

Грянитоидныи магматизм служит индикатором распития земной кори в пределах окраинных млрой. Наличие раинэм-злоных паднигенных мооо-абиссалькых гранитоидов в структурах х>го-запздной части ЯпонокогО моря является подтзерэденкем асложения Япономор-.м;ой впадин:-! на си-слическом основании. Носоотютотииз соврзмешоР г.о-цьс<си1 "гранитного" слоя и глубины образования гранитоидов свг^отелы-Л'вуот о си деструкции в процессе развития впадины Японского »зря. Н?лп<.;ис гр,;. питовдов толеитового рлда, смена гранито:угиз габбро-хкагиоуранит-ных формаций (океанический толоитоиий подтип) офмолитоекч коуплок«« сов океанической стадии развития ллагногранчтными и габбро-плотно-гранитными формациями (оетроводухный толситог.ый подтип) начального этапа развития островных дуг, свидетельствуй':1 о конструктивной Направленности развития земной кори Филиппинского моря и с;«шэ утопий растяжения, существующих на момент формирования поадне-г.'юойой» скИх гранитовой, условиями сжатия » кайнозойское вромл.

Список опубликованных рабо" но теме диссертации: I. Гранитоиды подродных возвышенностей Вавилова и'Обручева (Охотское мора)// Вторая Тихоокеанская иисола по морской геологин и геофизике. Тезисы докладов. Юу:но~Сахал;шек, 1955, с.46-47, Соавтор: Е.П.Лйликов.

Гранитоидный магиатизм Охотского карп// ХУ конференция молодых ченых и специалистов.Тезисы докладов.Южно-Сахалинск,1987,с.19. , Гранитоиды подводных возвышенностей Витязя и Алпатова (Японское ope)// Геологмя Тихого океана. Тезисы докладов III Тихоокеанской колы по морской геологии, геофизике и геохимии. Владивосток,1987, J^6-I47\___

, Мззо-кайнозойокио гранитоиды икигданннх-шсей-Тихого океана// I оветско-Китайскнй симпозиум. Геология, геофизика, геохимия и ме-аллогения зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану, аходка, 1937, 0,43-45. Соавтор: Е.П.Леликов.

. Гранитоидные формации окраинных морей Тихого океана// III Съезд зветских океанологов. Геология, геофизика и геохимия океана. Теэи-i докладовs Ленинград, 1987, о,137-139. Соавтор: Е.П.Леликов. , Раннемеловио гранитоидн Японского моря// Фанерозойскнй магма-1зм Сихотэ-Алииской вулканической области. Владивосток, с.70->. Соавтор: Е.П.Леликов,

Мезо-кайнозойский грзнитоццный магматизм окраинных морей Тихого :еана// Геология морей и океанов. Тезисы докладов 8-й Всесоюзной олы морской геологии. Геленд>:и;!:, 1937, с.159-160. Соавтор: Е.П. ликов.

Магматизм'Японского моря// 1У Дальневосточное региональное пет-графическоз совещание. Тезисы докладов, Юг.кно-Сахалпнск, 1983, 35-38. Соавторы Е.П.Леликоп, В.'Г.Съэдки, Б.П.Терехов. Гранитоиды Филиппинского моря// Tmi «е. с.52-54. Соавтор«:Ь).й. нопалon, E.I1 Jic-nmcon.

. К вопросу о грпнитоидол' океана// ГП Сопзтоко-Китг^'.ский снмпо-уи, Геологии, Гй0'р!зи:т, геохимия и г-пкзралыйгч ресеуреи окрпин-< кореН Тн::ого океана. Тезисы докладеп. Владивосток, 1939, o.G5-

■ Грани! ощшй млгеатнзп поэгм'лзииоатзй Витаяч и Алпатова (Япоц-»ч коро)// iîoi'.uo дршшэ по геологии западной «lauvii Тнгого стсеа-Влгушпссюк, 193Э, с. 31-31:

Особшшссти гранитоидного !.'дгмати:.;ма опряшти:-: iwpsit// те, ¡-25, Соавтор.-!:. Е.П.Леликоп, О'.О.Корков,

О розрг.йто магматических пород Охотского г/оря// Боэрэст гаоло-тскш: образований Охотомор^оп) региона и прилегптк-тх террпто--, Владивосток, 1939, с.9-15« Соавторш О.С.Коркоа, И.Л.КеЕеров, (Нарьгам11.

Рзь^льтатн Охотоморской пкеподииии на паучдо-исследовслгел1.скам нэ"Логас"(31 poitc)//npeiip»HT, Йкно-Сахаишск, 1969, 40 с. Coair4û~

ры: О.С.Корнев, Ю.Л.Неверов, В.И.НарыжныЙ, Л.В.Кочергин, Р.Ф.Булгаков. , • • 15. Результаты и перспективы геолого-геофизических исследований дна Охотского моря// Управление транснациональными рессурса1.ш и возможные аспекты сотрудничества. Тезисы доклад.ов международной конференции по Японскому и Охотскому морям. Находки, 1389, с.54-55. Соавторы: В.Л.Безверхннй, Е.П.Лоликов.

В тексте атореферата приняты следующие символы минералов: Г1 - плагиоклаз, 0 - кварц, В1 - биотит, 1!в - роговвя обманка, Рх пироксен, Рвр - калиевый патовой шпат, ;.п - магнетит, Лр -апатит, 2г - циркон, Ог-ортит, Зр1г-сфен, и - ильменит, ти -турмалин, Ни РУтил. Ге Д1

Для минералов: Р=------- ; кА1=---------— ;

Ро + МС А1 +

21

. Средний состав пород интрузивных комплексов (химическил-масуо, микрозлегяштшй-г/т)

.блица I

-102 ?±02 А1203 Ре203 Ре О МпО и^О

1аО Па20 К2О

ПЪ Зг- За- 2г Со К1 Сг V Бл ?Ъ

2п

1 50,92 1£4 17,45 £25 6,30 ОДЗ 3£0 7,70 352 Ьр9 - - - - - - - - - 2/0

2 6400 057 15Д1 $33 3Щ 013 304 2Д0 4.90 178 221 977 204 10 24 74 105 6 2С 48 2/2

3 67,27 0,44 14£4 Ц7 Зр5 Орб 1,49 339 376 423 137 202 889 205 9 20 65 103 4 г; 52 7/7

4 7217 0,25 13£5 ф7 1,91 005 0,44 0Р4 фл 4,91 174 195 806 198 6 12 31 53 5 2< 61 8/8

'5 70£5 С£6 1,08 2?4 Орд 063 1Д4 5^7 439 183 Т68 538 155 5 24 27 74 7 з; 70 4/4

б 7срЗ ОДЗ 12?? 065 1?4 ф5 0^3 050 ф? ¿7 276 69 403 140 4 17 18 36 13 2£ 41 8/8

7 70,50 044 14Д9 1,04 1,80 ф5 024 оро 490 4,77 100 176 665 218 6 7 22 63 3 2С 50 1/1

а 74£2 026 ДОЗ 051 Д9 ф4 0Д5 052 4£5 4Д5 75 НО 456 158 5 6 21 65 3 и 26 2/2 £

9 65|57 0,40 Щ87 1)23 1,97 фб ф1 300 450 4ДЗ 100 560 773 214 5 14 15 109 4 Й 38 ЗА

10 ШрЗ 061 1ф5 3,08 ЗуЗО'фЭ 344 323 383 91 407 634 120 13 26 56 162 3 1' 102 3/2

II 65Д5 059 15,67 ЦЗ фй фб 1Д2 323 3*35 313 56 490'610 151 12 17 2Э 89 3 37 3/3

12 68р0 0,45 14°2 \ 26 3^3 006 095 2рО а85 341 42 415 780 221 II 10 27 81 5 40 4/4

- Охотское морэ

13 50,88 0&4 17,57 ^92 518 016 5Д0 ф4 350 050 - _ - - - - - - - 1/0

14 61,68 0£4 15,54 фз Щ ОДЗ 396 $36 ^31 327 49 300 2 115 - 10/2

15 6ц70 0,39 14,43 2,41 2Д6 024 1,9? 370 3£8 фо 115 430 - 167 4/2

16 71,60 0,34 13,42 1,44 1,64 ОДЗ 1,42 Щ 3£6 3,06 124 221 - 170 - - - - - 5/3

17 60£3 0,63 16Э2 2,67 4Д9 ОД2 385 4*80 3^10 312 56 320 415 114 17 35 90 170 3 Ы 103 7/1

18 64.08 0;47 15,37 151 3/15 ОД 2 308 •¿5 ЗДО 344 47 270 533 95 4 12 10 150 2 2 68 4/1

19 70/33 0,34 13,84 96 1,32 ОД4 1Д8 340 3]Ю 362 85 232 - 141 - - - - - - - 4/2

£0 4Й41 17,35 4£1 ф2 0Д6 605 ПРО 2^0 ф9 14 315 123 47 - - - - - - - 4/4

21 5275 6,99 Ц37 2Д4 7,21 ОД 5 ф4 ф8 фа ¿р 19 382 309 78 13 12 3 120 3 5 122 2/2

310, тю2 А1203 Ре203 РеО ЫпО МсО СаО Ла2о ::2о НЬ Зг Ее. Я" Со !Т:. Сг V 2г. РЪ 2п и

22 6q63 0,65 15^9 4/31 4Д9 0,12 2,94 5,32 2,96 $15 45 370 533 115 - - - - _ 9/9

23 6ф2 0,50 15,33 ф8 299 0,09 3,94 3,47 356 ^94 68 333 603 146 10 13 28 138 3 II 33 17/17

24 71,47 034 13,96 1^3 1,65 008 С£7 2^0 353 354 34 330 311 162 5 12 36 70 4 24 54 17/17

Филиппинское море

25 5929 058 16р2 251 521 0,19 ЗД6 572 372 Ц61 2 174 90 93 12 14 12 53 3 2 28 3/3

26 64Д5 ^53 щао 3,83 338 0Д1 Ц5 4£2 3?! ф"0 10 170 153 128 12 12 13 103 2 - 27 3/3

27 69Д1 Ц51 ьузо 250 326 ОД2 ^70 4.02 365 0,67 9 170 155 107 12 14 14 101 2 - 33 13/13

. 28 . 50,15 0,63 Щ7д 5,65 365 0,17 626 ПД1 3,56 0Д0 2 336 35 68 27 48 32 300 3 7 103 4/4

29 59.33 Д64 15рЗ 391 Зр9 028 ЗГА ^25 245 0Д1 3 283 52 66 12 50 56 274" 3 4 164 3/3

. 30 66;63 0,62 1^6 279 0,07 246 5рЗ 331 ОДО 3 126 27 ИЗ 15 28 51 93 2 3 59 6/6

31 7^91 0,46 Ц82 1,61 1,35 ф7 3,31 ^63 433 ОДО 2 87 36 117 II 13 И 72 3 3 25 16/16

32 5366 0,66 1854 . 8^9 - 015 422 щ 277 067 12 251 285 40 - - - " - — —• — 4/4

33 57,92 0,50 20,80 ' 572 - 0,06 203 631 364 075 5 318 256 55 - - - _ 4/4

34 72,02 0.37 14£5 2/55 - qoз ;о1 430 ОМ - 201 435 114 - - - - - 2/2

Породы:- 1-4- возв.Криштофовича, Гэбасс; 5-8- материкового склона Приморья (5,6) и залива Петра Вел1 ¡кого (7,8); банки Зубр —9; 10— возв.Витязя, Алпатова^ 11,12— хребта Юк.Ямато; 13—16— возв.Института океанологии; 17-19- возв.Академии наук; 20-24- банки Какеварова; 25-27- горы Комахаси-Дайни; 28-34- шной части хребта Кюсю-Палау (позднемезозойский-23-31, кайнозойский-32-34 комплексы). 13,20,23- габбро,1,32- гаЗбро-дкориты, ,10,21,25,29,33- дкоригс . 2- диоритовые порфирита, Г4,17,22-кварцевке диориты, 9,11,15,18,23- гранодиориты, 26,30- тоналиты, 3-8,12,16', 19,24- граниты, 27,34-плагиограниты. ' '

Филиппинское

2 !

__N_|

5 ° *

1 р

ТЗ т

0 о1

- тз

о I -I ' I

1 ?

к) Р

Р 5

П

~ТГог"

о а

п "

японское

С)

*Ь

к-- X £ СГ" -------

\ » У !* 0)0

о га (.г о

! -1 | у с г

О а а

V К о и

-1 1 ГС

5 к и о с -1

• V Г)

-)

ь ! !

I'

0

V X

ч

1

"1 (У

• СЛ V' т)

0

1

п з XI Р I Г' г»

г °

2 * £.1 V

п ;)

5'р

О I

а ч

рад инк^зибны* 40рнлций гаЬБРо-пла^ гиогранитпон грлпм,

Ряд вудкаиегений* иггрузн^ш чожаций гаББРО-дмоРНТ-граьитиа;'! г^упгы

море ,

возраст "|о

V м о ]

¡5 ¡2: Структура

«»?

р р

О X а

х

•О ^ О 3

•а р> " ч

к г го-о

р

С

X

ЗС Л> .1= О

03

£ а»

Р Л

го X

о с

X >1

о

о

Е> О-

л о с

£/' о 5

к;, я " <■-*

Г» —

Р о V.

V £ ^

§1.5

я

ё* -1 р ■о о. |>' с 1;

Е О И СУ

г: (г ££.

88?

Кой

5 ? £

и: 8 8

—1

го о X

тс 2

г.

го

о ^

н

р

о о

> ъ.

В у л к а н о — и н т р у г и он

Г.^утони-чэскзя

¿ессциацмя

ГаБЕРО- ГР&ИИТОМДНЫЙ

Гае.БРо-плагно-гранитная

Гавг.ро-диорнт-ГРаннтная

ч Ь -1

:г "О - -п

Г; '•■> о £>

а * "о ~

I с о

К 'С сг Р X

'КОРМОЦИОНМЫ1

ти п

г; о i

Типы серий

Тг £ I

5 I- а *

Примитнаная толеитсаая

Ссттоводужная толеитовая

Остаточный

М1

О I

и о о 5

я ?

83?

Р I Э

исходная м агма

А и ате ктондный

р 5 н

с г Р

Ь» 2 » Г' Ь

* 5

0

€

и * ь

Е О %

н г о

I э

Г» п ?

(и «

3 3

о а

•в я

I » ; £

Гонетмческкй класс ■

= 5 2

с- х ы Я

с;

СУо

Ь п:

О л

Л н

г *

О о с. сз

о

3 3

1?

о 5

о Z £

ГХЗ ) Х- С» и 1 «тГ ■из ЕСП

Ф 12 и о £ о в> 5 о £ "> §8

гг

Г:т.1 Распространение мезо-кайнооойсккх гран/тондов б

структурах окраинных морей Тихого океана Гг.оксгсое морс: I- г.оог-икс:¡кость Кркагго£св::ча, 2-созвыаенность Гобас.с, 3- матсриковгй склон чго-востог-ного Поиморья, Л- материков;-'?: склон залипа Пвтра Зплк-кого, 5- банка Зубр, 6- возгаженности совсрного замкка- £> ния Центральной котловины, 7- хребет Ю-я.Гк-ато,- 8- остров Окусири: 9-17- Охотское море: S- отнпя, Ю- северная части йозвкшонности Академии наук, II- к?шг.я, 12- северная части возвышенности Института океанологии, 12- бгн-••л. Кашеварова.. 14- бпнча Ионч, 15- гора Бпбккка, 16-вулуакн Басилова .к Обруева. 17- пстрогной склон Сг.-алг-на; 16-23- Филиппинское море: 18-21- хребет.Ккси-Пплпу: 18,19- г~пая часть, 20,21- северная часть -гор;: Комах?— Си-Дайни (20) к "инами-Кохп (21), 22- плато 22-

хребет Дайто.

Рис. 2. Соотношение Кб и К в гранитокдах окраинных морей 1-5- Японское море: I- возв.Крштофовкча и Гэбасс, 2- материковый склон Приморья, 3- банка Зубр, 4- хребет Юя.Ямато, 5- вози.Витязя и Алпатова; б- Охотское море; 7-S>~ средние составы гранитоидоз: 7,6- Филиппинского моря (7- гора Комахаси-ДаЯни, в- клная часть хребта Кюсю-Палау); 9- I- андез'итовоп ряда, III- палннгенкыс из— песткопо-щелочные (Таусон, 1У77); II- авдезитового ряда Дальнего Востока (НедашковскиЯ,1930); 1У- средний гранит (Виноградов,1962); I- вариационная линия гранитоидов Алеутских остросоз (Perfite et al.,I980 ). Поля различных формаций (Ставров,1931): А- формации субвулканических гранитов, Б- батолитовоП формации.

Гранитоиды:1-позднемезозойские,2-кайноэойские Филиппинского моря; 3-Срединно-АтлантичеСкого хребта (Aumento,1968 ),4-океанических островов Кергелен(Вознесения (Молчанова,I972;Nougier,l980|Harri3,1983) 5-7-о$иолитовых кодексов :5-Кипра (Coleman et al.,1975 ),6-Коста-Рики (Cotsh et nl,l98'j ,7-Аппалачей ( Yfiidberg , 19Q7 );8-маинского комплекса Западного Саяна (Пополитов и др.,1973).Вариационные линии гранитоидов:Охотско-Чукотского вулканического пояса (Соболев,1984)-I,Приморья (Молчанова,I.98D-II,Японских островов (Aramakí ,et al., 1972)-Ш.Поля развития магматических пород Шяскунов,1937):океаноБ (А) ,орогьншх областей и острозных дуг (Б)

Рис. 4, Диаграмма (ХьПа)/Са-А3 для гранитоидоа окраинных морей Средние составы и вариационные кривые гранитойдов: 1-4- Японского моря: Т- возвышенности Криштофовича и Гэбасс; 2- материковый склон Приморья; 3- хребет КК.Рмато; 4- возвышенности Витязя и Алпатова; 5- Охотского моря (банка Каьеварова); 6,7- Филиппинского моря: 6-кишая чг..сть хребта Кюсю-Палау; 7- гора Комахаси-ДаЧни; 6- Японских островов ( Агапак! et <11, 1972 ); 9- Курильских островов (Молчанова, 1931); Ю- Охотг.ко-Чукотского вулканического попса (Соболев °19о-1). Цифрами ообзнаг'ени поля :;ело"ности (Бородин, 1937): I- известковое, II- . весткоЕО-срлочноз, III- сус5::;олоиноо, 1У- щелочное базальтовс У— щелочное