Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Геохимическая эволюция вулканитов острова Кунашир

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Геохимическая эволюция вулканитов острова Кунашир"

На правах рукописи

552.323.5

МАРТЫНОВ Алексей Юрьевич

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ВУЛКАНИТОВ ОСТРОВА КУНАШИР (КУРИЛЬСКАЯ ОСТРОВНАЯ ДУГА)

Специальность 25.00.04-петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

2 9 СЕН 2011

Владивосток - 2011

4854980

Диссертационная работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН.

Научный руководитель:

академик А. И. Ханчук

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук И.А. Тарарин кандидат геолого-минералогических наук В.Т. Съедин

Ведущая организация:

ИВиС ДВО РАН, г.Петропавлоск-Камчатский

Защита состоится 28 октября 2011 г. в на заседании Диссертацинного совета Д-005.006.01 в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН по адресу: 690022, г. Владивосток, Пр. 100-летия Владивостока, 159. Тел.: (423)2317-554. Факс: (423)2317-847. Е-таН^ед1@у1а<±ги; office@fegi.ru

С диссертацией можно в библиотеке ЦНБ ДВО РАН (адрес тот же)

Автореферат разослан «_»_2011 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета

кандидат геолого-минералогических наук

Б.И. Семеняк

Общая характеристика работы

Актуальность проблемы

Несмотря на огромный интерес, проявляемый к островодужным системам и связанным с ними магматическим процессам, данные по вулканизму ранних этапов ограничены (Stern, 2004). В пределах Изу-Бонин-Марианской островной дуги исследования нижних частей вулканического разреза проводились с помощью обитаемых подводных аппаратов (Ishizuka et al., 2006а и др.). Интенсивно изучалась островная дуга Северо-Восточной Японии (Goto et al., 1995; Kimura, Yoshida, 2006; Nakajima et al., 1995; Okamura et al., 1995; Okamura et al.-, 1998; Okamura et al., 2005; Pouclet, Bellon, 1992; Pouclet et al., 1995; Sato et al., 2007; Shuto et al., 2004, 2006; Takagi et al., 1999; Yoshida et al., 1995; Yoshida, 2001), сформированная в позднем кайнозое в ассоциации с тыловодужной котловиной Японского моря (Kimura, 1996; Tamaki et al., 1992). Здесь комплексы пород начальных этапов развития располагаются выше уровня моря и могут быть исследованы без применения сложных технических средств. В пределах дуги поперечная геохимическая зональность, типичная геохимическая особенность островодужных систем (Gill, 1981; Pearce, Parkinson, 1993; Peate, Pearce, 1998), проявляется лишь начиная с плиоцена (Yoshida et al., 1995; Yoshida, 2001; Kimura, Yoshida, 2006).

Курильская островная дуга, предмет данного исследования; изучена слабо. Современные аналитические данные доступны лишь для отдельных крупных голоценовых вулканических центров (Журавлев и др., 1985; Ishikawa, Тега, 1997; Bailey etal., 1989; Bindeman, Bailey, 1999; Авдейкои др., 1992; Мартынов и др., 2005). Геохимическая информация по миоцен-плиоценовым эф-фузивам, картируемым в основании наземной части вулканического разреза, практически отсутствует. В некоторых работах (Сывороткин, Русинова, 1989; Baranov et al., 2002) высказывались предположения о связи их формирования с процессами раскрытия задуговой Курильской котловины, но требуются более детальные изотопно-геохимические исследования, чтобы судить об этом с большей определенностью.

Цель исследований. Целью данной работы является детальное изотопно-геохимическое изучение разновозрастных преимущественно основных вулканитов о. Кунашир с целью реконструкции особенностей развития Курильской островной дуги в неоген-четвертичное время. В процессе исследования решались следующие задачи:

1. Анализ распределения петрогенных оксидов, микроэлементов и изотопов Sr, Nd, Pb и Hf в разновозрастных эффузивах;

2. Оценка роли коровой контаминации в магмогенезисе;

3. Реконструкция природы субдукционного компонента;

4. Характеристика изотопного и микроэлементного состава мантийного источника;

5. Оценка влияния задуговых процессов на субдукционный магмогенезис.

Научная новизна исследований. Впервые выполненные детальные геохимические и изотопные (Sr, Nd, Pb, Hf) исследования неоген-четвертичных вулканитов о. Кунашир позволили выявить главные особенности эволюции магматизма южных Курил, оценить роль различных магмогенерирующих фак-

торов на зарождение и эволюцию магм.

Практическая значимость. Данные по микроэлементному и изотопному составу разновозрастных лав о. Кунашир могут быть использованы при построении общей картины развития вулканизма южного сегмента Курильской островной дуги и, в качестве геохимических реперов, при геологическом картировании вулканогенных толщ, металлогенических построениях.

Фактический материал. В основу работы положен фактический материал собранный автором при полевых исследованиях, атакже образцы из коллекций A.B. Рыбина (ИМГиГ ДВО РАН) и Ю.А. Мартынова (ДВГИ ДВО РАН). При решении геологических и петрогенетических проблем привлекались литературные источники.

Образцы и аналитические методы. Коллекция образцов (74 шт.) преимущественно основного и среднего составов, характеризующая миоценовые, плиоценовые, плиоцен-плейстоценовые и голоценовые этапы вулканизма, была проанализирована рентгено-флюоресцентным методом (XRF) на 10 пе-трогенных элементов и ограниченное число (14) микроэлементов. Истертые породы в течение трех часов прокаливались в муфельной печи при температуре более 1000°С. Смесь, состоящая из 1,8 граммов прокаленного порошка (образец) и 3,6 граммов флюса, плавилась с помощью автоматического аппарата «Bead Sampler» (Kimura, Yamada, 1996). В качестве флюса использовалась смесь Li2B407 и UB02 в отношении 4:1. Полученные плавленые диски были проанализированы на спектрометре Rigaku RIX 2000 в университете Шимане, г. Матсуе, Япония.

31 образец был проанализирован на широкий спектр микроэлементов, включая редкоземельные (REE), масс-спектрометрическим методом с индукционно-связаной плазмой (ICP-MS) на приборе VG PQ3 (Kimura etal., 1995). Измерение изотопных отношений 87Sr/66Sr, 143Nd/144Nd,206Pb/204Pb, 207pb/204pb_ 208pb/204pb (31 образец) и 176Hf/177Hf (5 образцов) проводилось на мультиколлекторном спектрометре (MC-ICP-MS) VG Р54. В качестве стандартов использовались пробы JB-1b (для Nd и Sr) и JB-2 (для РЬ). Процесс сепарирования Sr, Nd, РЬ и Hf осуществлялся по методике, описанной в работах (lizumi et al., 1994; lizumi et al., 1995; Kimura et al., 2003).

Апробация работы. По данной теме было опубликовано 7 работ, в том числе 6 в центральных и зарубежных периодических изданиях, рекомендованных ВАК.

Основные положения работы докладывались на различных региональных, всероссийских и международных совещаниях и симпозиумах, в том числе на IV Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии «ВУЛКАНИЗМ И ГЕОДИНАМИКА» (г. Петропавловск-Камчатский, 2009).

Благодарности. Автор благодарит научного руководителя академика А.И. Ханчука А.И., чл. корр. РАН В.Г. Сахно, к.г.-м.н. В.Ф. Полина за обсуждение, замечания и рекомендации, позволившие значительно улучшить качество диссертации, а также Дж.И. Кимуру и Ю.А. Мартынова за постоянную помощь в работе, полезные советы и поддержку на всех этапах исследования. Автор выражает глубокую признательность за аналитическое обеспечение Дж.И. Кимуре, Б. Розэру (Университет Шимане, г. Матсуе, Япония). За помощь в обработке материалов и техническое оформление работы автор бла-

годарен Н.Н. Семеновой, А.А. Чащину, Н.И. Гвоздевой, Л.А. Кариюк (ДВГИ ДВО РАН); за предоставленный каменный материал - А.В. Рыбину (ИМиГ ДВО РАН) и Ю.А. Мартынову (ДВГИ ДВО РАН).

Краткий геологический очерк Курильская островодужная система, образованная в результате погружения Тихоокеанской океанической плиты под восточную окраину Евразии, состоит из Курило-Камчатского глубоководного желоба, Большой Курильской вулканической гряды и Курильской глубоководной котловины. При постоянной скорости конвергенции около 8,6 см/год, возраст океанической коры вблизи Курило-Камчатского желоба увеличивается с 90 млн. лет на севере до 118 млн. лет на юге. Древний возраст океанической плиты подтверждается и значительной, до 650 км, максимальной глубиной землетрясений. Все участки островной дуги классифицируются как зоны умеренного сжатия (Bailey, 1996).

Курило-Камчатский глубоководный желоб заполнен океаническими осадками с примесью континентального материала (17-80% объема), кремнистого биогенного осадка (около 9 об. %), вулканического пепла (первые об. %), небольшого количества карбонатов. Пропорция континентальной составляющей в осадке увеличивается с севера на юг (Ishikawa, Тега, 1997).

Формирование Большой Курильской вулканической гряды началось в олигоцене или в раннем миоцене. Общая ее протяженность превышает 1150 км, при ширине от 100 до 200 км. Традиционно в пределах дуги выделяют северную, центральную и южную зоны. Глубина до погружающейся Тихоокеанской океанической плиты под вулканическим фронтом варьирует от 94,2 км под северными до 92 км под южными Курилами (Syracuse, Albers, 2006). Мощность коры изменяется незначительно: от 28-33 км в Южной зоне, 25-30 км в Центральной до 32-36 км в Северной (Злобин и др., 1987). Присутствие в вулканитах ксенолитов метаморфических пород свидетельствует о континентальной природе земной коры на всем протяжении Курильского архипелага (Подводный вулканизм..., 1992). Состав включений несколько различается во фронтальной и тыловой зонах. Во фронтальной преобладают оливин-пироксеновые габброиды (габбро, габбро-нориты, габбро-анортозиты), иногда встречаются алливалиты, троктолиты, эвкриты, гранитоиды (о-ва Па-рамушир, Симушир, Кунашир), а в тыловой - амфиболовые габбро и гипер-базиты. Включения габброидов и метаморфических пород в тыловодужных лавах обогащены Ti, щелочами, Rb, Ва, Sr, Ni, Сг, Zn, но обеднены Cr, V, РЬ, Sn (Подводный вулканизм..., 1992).

Вулканические и вулканогенно-осадочные породы, слагающие Курильские острова, подразделяются на два структурных яруса. Нижний сформирован умеренно деформированными неогеновыми вулканогенно-осадочными отложениями, верхний - слабо деформированными плейстоцен-голоценовыми эффузивами. Вулканические породы обоих структурных ярусов варьируют по составу от базальтов до риолитов, но базальты и андезиты преобладают (Подводный вулканизм..., 1992)

Формирование Курильской котловины относят к раннему-среднему миоцену (32-15 млн. лет), со сменой режима растяжения на сжатие в позднем миоцене (Baranov et al., 2002). Несмотря на смену геодинамического режима, магматические процессы в тыловой зоне оставались активными, по край-

ней мере, вплоть до голоцена, о чем свидетельствуют высокий тепловой поток (до 105 мВт/м2) и присутствие четвертичных (0,84-1,07 млн. лет) подводных вулканов на севере-востоке задугового бассейна (Вагапоу е1 а1., 2002; Тарарин и др., 2000).

Вопросы расчленения вулканогенных толщ о. Кунашир

По представлениям Б.Н. Пискунова (1987), в результате вулканической деятельности, продолжавшейся на островах Большой Курильской гряды с начала миоцена, а возможно с олигоцена, сформировались четыре вулканических формации: зеленотуфовая, вулканогенно-кремнисто-диатомитовая, базальтовая и андезитовая. Пространственная локализация разновозрастных вулканитов в пределах о. Кунашир показана на рис. 1.

Зеленотуфовая базальт-риолитовая формация является наиболее древней, включающей отложения раннего и среднего миоцена общей мощностью около 4000 м. Не исключается возможность отнесения пород основания разреза к олигоцену (Рыбин, 1996). Специфика формирования формации обусловила характерное сочетание эффузивно-пирокластических и вулканогенно-осадочных пород.

На о. Кунашир зеленотуфовая формация представлена двумя стратиграфическими подразделениям - кунаширской (N1^) и ловцовской (Ы.,1-^2) свитами, а также комагматичными экструзивными, субвулканическими и интрузивными телами.

Самые нижние горизонты кунаширской свиты, сформированной в подводных условиях, представлены базальтами, лавовыми брекчиями, чередующимися с туфовыми отложениями. В средней части разреза базальты переслаиваются с риолитами, часто игнимбритоподобными. Осадочные образования представлены обычно плохо или градационно сортированными отложениями щебнистых и песчаных потоков. Особенностью о. Кунашир является высокая доля кислых вулканитов в составе кунаширской свиты, что дает основание ряду исследователей рассматривать ее в качестве контрастной базальт-риолитовой формации.

Ловцовская свита представлена тонко- и грубоциклической толщей песчаников, конгломератов, диатомитов и, в меньшей степени, алевролитов, пепловых туфов кислого состава. Породы свиты выходят на поверхность преимущественно на п-ове Ловцова, где залегают на кунаширской свите без видимого несогласия. Обломочный материал полимиктовый, главным образом вулканогенный, средний, кислый и основной по составу. Формирование ловцовской свиты, как и ранее рассмотренной кунаширской, происходило в условиях активного тектонического режима, в сейсмической зоне, на значительной глубине у подножья склона при обильном питании обломочным материалом, поступающим с островной суши.

Вулканагенно-кремнисто-диатомитовая формация о. Кунашир представлена пестрыми по составу и фациальной принадлежности отложениями алехинской (Ы^-Ы^ и головнинской (Ы,3-!^) свит, комагматичными экструзивными и субвулканическими образованиями.

Алехинская свита отличается преимущественно среднекислым составом вулканических пород и экзогенных продуктов их переотложения. Резко преобладают игнимбриты и пемзовые туфы кислого состава, хотя встречаются

в.Тятя

в. Менделеева

I_|-Места отбора проб

1 - Компресорный - Прасолово

2 - Прасолово-Назарово

3 - Назарово-бухта Лагунная

4 - вул. Екатерина

5 - Бухта Филатова

6 - Мостовая - Бухта Филатова

7 - Полуостров Ловцова

Образования :

15

30 км

Нижне-среднемиоценовые зеленотуфовые У///А - Позднемиоценовые-нижкеплиоценовые ЕЗ - Плиоценовые I I - Нижнечетвертичные

- Конусы вулканов

~ Полигенетичные рыхлые четвертичные отложения

- Кратеры и кальдеры

Е2Ш - Границы структурных несогласий

СПИ - Разломы

ШЗ - Глубинные разломы

Рис. 1. Геологическая карта о. Кунашир по (Пискунов, 1987) с небольшими изменениями.

базальты. Многочисленны дайки, силлы, лакколиты и магматические диапи-ры кислого и среднего составов. Формирование свиты происходило в субаэ-ральных и морских условиях

Головнинская свита существенноосадочная.пемзоваясредкимипрослоями

базальтовых лав в основании и в средней части разреза. Наличие признаков обмеления в отдельных частях свиты, а также присутствие в песчаниках линз аллохтонного угля позволяет относить ее к флишу, заканчивающему этап длительного прогибания территории.

Базальтовая формация на о. Кунашир представленна григорьевской свитой (Nj-Q,) и комагматичными субвулканическими телами, сформированы-ми в результате проявления третьей позднеплиоцен-плейстоценовой фазы вулканизма. Вулканиты формации пользуются широким распространением, формируя небольшие плато в западных и центральных приводораздельных частях о. Кунашир. В геологической литературе при их описании часто используется термин «платобазальты». В составе стратифицированной толщи выделяются два комплекса пород. Нижний - представлен преимущественно базальными конгломератами, гравелитами и конгломерато-брекчиями, часто замещающимися по простиранию туфоконгломератами, агломератовыми ги-алокластитами и туфами основного и среднего состава. Верхний комплекс сложен субаэральными зффузивно-пирокластическими образованиями среднего и основного составов при преобладании андезибазальтов. Иногда картируются фациальные переходы лав плато в осадочные морские толщи, что указывает на временное погружение острова или отдельных его частей ниже уровня моря.

Андезитовая формация (Q2) сформирована эффузивно-эксплозивной активностью вулканов центрального типа, небольших вулканических конусов, массивов различного строения, морфологии и состава. Вулканы фронтальной (Менделеева) и тыловой (Тятя) зон острова несколько различаются по типу извержений и составу магматических продуктов. Для первого харак-терена циклическая, иногда взрывная вулканическая активность с базальт-андезит-риолитовым составом продуктов извержений. Вулкан Тятя сформирован в результате излияний жидких базальтовых и андезибазальтовых лав.

Описанная выше стратиграфическая последовательность была существенно скорректирована последующими геолого-съемочными работами. Согласно современным представлениям вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы о Кунашир объединяются в рыбаковскую (N12 nb), ка-муйскую (N2 km) и плиоцен-плейстоценовую фрегатскую (N2-Q, fr) свиты. Более детально, чем в предшествующих исследованиях, расчленены голо-ценовые эффузивы с выделением головнинского, богатырского и роковско-го комплексов.

Обоснованность новой стратиграфической схемы, слабо подтвержденной возрастными датировками, прежде всего Ar-Ar, все еще дискутируется. Для наших исследований она не вполне удобна из-за чрезмерной генерализованное™ расчленения древних миоценовых толщ, выделяемых, по существу, в одно структурное подразделение. Поэтому, в данной работе использовалась возрастная терминология. Нижние части стратифицированного разреза рыбаковского комплекса, относимые ранее к кунаширской свите, рассматриваются как среднемиоценовые отложения. Породы верхних горизонтов того же комплекса (ловцовская свита) описываются как позднемио-ценовые. Для лав камуйского комплекса (алехинская и головнинская свиты) используется термин плиоценовые вулканиты, для фрегатского (григорьев-

екая свита) - плиоцен-плейстоценовые. Вулканогенные образования современных центров магматической активности описываются как голоценовые.

Обоснование защищаемых положений

Первое защищаемое положение

Поперечная геохимическая зональность - типичная особенность субдукционного магматизма, проявлена в вулканитах всех временных интервалов развития о. Кунашир, за исключением плиоцен-плестоценового. Плиоцен-плейстоценовые платобазальты формировались либо в условиях пологой субдукции, либо в несубдукционной геодинамической обстановке.

Поперечная геохимическая зональность является индикаторным признаком субдукционных систем. Для молодых образований Курильской островной дуги она отмечалась многими отечественными и зарубежными исследователями (Подводный вулканизм..., 1992; Ryan et at., 1995; Ishikawa, Тега, 1997; Bindeman, Bailey, 1999 и др.).

Реконструкция геохимической зональности для древних вулканических комплексов сталкивается с рядом трудностей. Прежде всего, из-за возможного изменения составов пород при взаимодействии с морской водой. Но в большинстве проанализированных образцах потери при прокаливании (п.п.п.) меньше 3 мас.%, а отношение Na20/K20 - ниже 20. Отсутствует систематическая корреляция между п.п.п. и содержанием флюидомобильных элементов, таких как К20, Rb и Ва, что указывает на минимальную ремобили-зацию щелочноземельных катионов (Miyashiro, 1974). С учетом этих фактов, для реконструкции геохимической зональности древних вулканитов использовался весь спектр элементов, хотя для более точных исследований, например оценки состава магматического источника, выбирались только «консервативные» элементы, не подверженные ремобилизации низкотемпературными метасоматическими процессами.

Другая сложность заключается в определении положения фронтальной и тыловой зон. Современная граница между ними примерно параллельна осевой линии Курило-Камчатского глубоководного желоба. Однако положение этой границы, а также глубину до поверхности субдуцирующей плиты, невозможно точно определить для геологического прошлого. Поэтому древние лавы классифицируются как тыловые и фронтальные на основании физико-географического распределения современных вулканогенных пород. Образцы, отобранные на востоке острова во фронтальной зоне голоценовых лав, классифицируются как фронтальные, вблизи охотского побережья - как тыловые.

Несмотря на эти сложности, полученные данные дают важную информацию о поперечной геохимической зональности вулканитов различных возрастных этапов формирования о. Кунашир.

Ранний миоцен-плиоценовый этап. Для среднемиоценовых лав поперечная геохимическая зональность в распределении К20 проявлена отчетливо. На классификационной диаграмме Si02 - К20 (рис. 2) все типы фронтальных лав попадают в поле низкокалиевой серии, а тыловодужные - умереннокали-евой. В позднемиоценовых и плиоценовых эффузивах такая закономерность выражена слабее из-за особенностей локализации первых преимущественно

45 50 55 60 65 70 75 80 Si02 (мае, %)

45 50 55

65 70 75 Si02 (мае. %)

■л > л

й^дНизко-К

■ Г ■ ; > i i i Высоко К

DAC-RH

AN j' Умеренно к :

BA-AN

ВА

: g Низко -к ~

Tjjji Ь .и. .......1.....

45 50 55 60 65 70 Si02 (мае. %)

75 80

45 50

55 60 65 Si02 (мае. %)

О 1 • 2

□ з

■ 4

А 5 ▲ в

□ т

О 8

♦ 9

70 75 80

55 60 65 70 Si02 (мае. %)

Рис. 2. Классификационная диаграмма К20 - Si02 (Le Maître et al., 1989) для пород острова Кунашир.

1 - средний миоцен (тыловая зона); 2 - средний миоцен (фронтальная зона); 3 - поздний миоцен (тыловая зона); 4 - поздний миоцен (фронтальная зона); 5 - плиоцен (тыловая зона); 6 - плиоцен (фронтальная зона); 7 - плиоцен-плейстоцен; 8 - голоцен (тыловая зона); 9 - голоцен (фронтальная зона).

При построении диаграмм использовались данные, приведенные в работе (Фролова, 1989).

в пределах сравнительно небольшой территории п-ва Ловцова, а вторых -вдоль охотоморского побережья. О составе плиоценовых фронтальных лав можно судить лишь по небольшому числу проанализированных образцов.

Важной особенностью и миоценовых и плиоценовых тыловодужных вулканитов является присутствие среди них высокомагнезиальных базальтов (МдО > 9 мае. %).

Поперечная зональность в отношении микроэлементов проявлена еще более отчетливо. Породы тыловой зоны обогащены 1Л_ элементами (К, ЯЬ, Ва, частично Эг и Сэ), Р1ЕЕ (1.а, Се, Рг.Ш, Бт, Ей, Ос1, ТЬ, Оу, Но, Ег, Тт, УЬ, 1_и) и НРЭЕ (ТИ, 1), ЫЬ, Та, Тх, Ж, частично У и "П. РЬ/Се также закономерно уменьшается по мере удаления от фронта к тылу вулканической дуги. Нормализованные к хондриту спектры распределения 1ЧЕЕ и Ж в тыловодужных лавах также достаточно характерны - высокое отношение 1-КЕЕ/ШЕЕ, слабо выраженная негативная Ей аномалия и отчетливо проявленный Ж минимум (рис. 3).

La Ce Pr Nd Hf SmEu GdTb Оу Ha Er TmYb Lu

Рис. 3. Спектры распределения содержаний редкоземельных элементов в базальтах и андезибазальтах острова Кунашир нормированых к хондриту (Sun, McDonough, 1989). Условные обозначения см. рис. 2.

Ковариации между соотношениями изотопов и содержаниями элементов достаточно типичны. Предыдущими исследованиями было отмечено уменьшение содержания радиогенного Nd с возрастанием содержания радиогенного Sr к тыловой зоне современных лав (Bindeman, Bailey, 1999), а также увеличение в этом направлении 511В и Sr(lshikawa, Тега 1997). Наши изотопные данные подтверждают возрастание содержания радиогенного Nd во фронтальной зоне миоцен-плиоценовых вулканитов, хотя это происходит практически при неизменном отношении Sr изотопов. Последнее, вероятно, связано с вторичными изменениями проанализированных образцов морской водой. Полученные данные по изотопии свинца показывают возрастание количества радиогенного РЬ в лавах фронтальной зоны. Это противоречит представлениям, высказанным в работе (Bindeman, Bailey, 1999). Однако исследования этих авторов не были направлены на изучение поперечной зональности древних толщ. В отличие от цитируемой работы, полученные нами свинцовые изотопные отношения линейно коррелируют с отношениями изотопов Nd и, таким образом, явно указывают на существование поперечной зональности в их распределении.

Голоценовый этап. Поперечная геохимическая зональность голоценовых лав имеет определенные особенности. Породы тыловой зоны обогащены К20 (рис. 2) и некогерентными микроэлементами, включая LILE, REE, HFSE. В тоже время отсутствуют высокомагнезиальные базальты - концентрации МдО во всех проанализированных образцах не превышают 6 мае. %. Обогащение LREE, а также отрицательная Hf аномалия в тыловодужных базальтах слабо выражены. ( .

Для фронтальных лав характерны устойчиво более высокие отношения 87Sr/86Sr при близких значениях 143Nd/144Nd. Все типы голоценовых вулканитов близки между собой по свинцовым изотопным отношениям, отличаясь от пород ранних этапов формирования устойчиво низкими отношениями

207РЬ/204РЬ и 208pb/204pb

Плиоцен-плейстоценовый этап. Особенностью вулканитов этого возрастного интервала является не только трещинный характер излияний и преимущественно базальтовый состав, но и локализация в пределах тыловой зоны голоценовых лав. При этом содержание К20 в породах аномально низкое, сходное с таковым во фронтальных вулканитах других возрастных интервалов.

К характерной особенности плиоцен-плейстоценовых платобазальтов следует отнести также широкое распространение высокомагнезиальных, насыщенных оливином, разновидностей (МдО > 12 мае. %). Распределение некогерентных микроэлементов хорошо коррелирует с низкими концентрациями К20 в исследуемых образцах. На нормированных к хондриту многокомпонентных диаграммах для платобазальтов типично либо небольшое обогащение LREE, либо (более часто) «субгоризонтальный» спектр распределения легких и тяжелых лантаноидов. Европиевая аномалия, как индикатор участия плагиоклаза в процессе плавления или фракционирования, не проявлена; Hf минимум отчетливо выражен (рис. 3).

Второе защищаемое положение

Геологические и геохимические особенности тыловодужных вулканитов о. Кунашир свидетельствуют об определенной роли в их генезисе тектоно-магматических процессов формирования задуговой Курильской котловины.

Причины высоких содержаний некогерентных элементов в породах тыловой зоны Курильской островной дуги до сих пор являются предметом дискуссии. Эти особенности можно объяснить:

1. Низкой степенью плавления мантийного вещества;

2. Влиянием глубинного флюида, образующегося при распаде специфических водосодержащих минералов, таких как флогопит или фенгит;

3. Плавлением океанической коры (Ryan et al., 1995; Ishikawa, Тега, 1997).

Влияние компонентов океанической коры также является предметом обсуждения - являются ли главными источниками субдукционных компонентов погруженный океанический осадок или измененная океаническая кора.

В этой работе для оценки роли флюида, образованного в результате дегидратации измененных океанических базальтов и осадка, а также расплава, образованного при плавлении осадков, был использован ряд дискриминационных диаграмм. При их построении учитывались различное поведение элементов во время дегидратации океанической коры и ее плавлении (Kogiso et al., 1997; Johnson, Plank, 1999; Kessel et al., 2005), данные по концентрации микроэлементов и радиогенных изотопов в источнике и в субдукционных компонентах (Plank, Langmuir, 1993; Hauff et al., 2003; Kimura, Yoshida, 2006).

Важнейшим геохимическим индикатором вклада расплава, образовавшегося в результате плавления осадков, является Th. Нами в качестве дискриминанта использовались не только его абсолютные концентрации, но и отношения к Yb и Nd. Все три элемента являются высоконекогерентными, поэтому отношения Th/Nd и Th/Yb не должны значительно меняться в процессах плавления или фракционной кристаллизации (Pertermann et al., 2004), даже в присутствии воды (Green et al., 2000). Th, Yb и Nd немобильны во флюидной фазе (см. Johnson, Plank, 1999), но Th, из-за высоких концентраций в океаническом осадке, намного легче переходит в расплав, образованный при его плавлении (например, Plank, Langmuir, 1993).

На бинарную диаграмму Th-Yb (рис. 4) вынесены фигуративные точки разновозрастных, преимущественно основных и средних по составу пород о. Кунашир, а также рассчитанные отношения элементов в водном флюиде (при 700° С) и расплаве (при 900° С), образованных, соответственно, при дегидратации и плавлении осадочного материала. Валовые составы осадочной колонны вблизи южных и северных Курил взяты из работы (Plank, Langmuir, 1998); валовые коэффициенты распределения Th и Yb между осадком, флюидом и расплавом - из публикации (Johnson, Plank, 1999).

Основные вулканиты голоценового возраста, как фронтальной, так и тыловой зон, ложатся на крутой диагональный тренд, что указывает на преобладающий вклад в их происхождение низкотемпературного субдукционного компонента. Вблизи этого тренда, при низких концентрациях Th и Yb, располагаются фигуративные точки миоцен-плиоценовых фронтальных лав.

Вулканиты тыловой зоны среднемиоценового, плиоценового и плиоцен-

Рис. 4. Диаграмма Yb-Th (г/т) для лав о. Кунашир.

На диаграмму вынесены рассчитанные составы флюдной фазы (700° С) и расплава (900° С), образованные соответственно при дегидратации и плавлении осадков, субдуцирующихся под камчатский (Кам. осад.) и курильский (Кур. осад.) сегменты Курило-Камчатской островодужной системы. Состав осадков по (Plank, Langmuir, 1998); валовые коэффициенты распределения элементов в системе осадок/флюид и осадок/расплав по (Johnson, Plank, 1999). Условные обозначения см. рис. 2.

/7лейсточе«овоговозрастовформируютсубгоризонтальныйтренд,накотором, при более высоких концентрациях Th, располагаются составы океанических осадков и расплавов, образованных при их плавлении.

На диаграмме 143Nd/144Nd-Th/Nd (рис. 5) образцы фронтальных и тыловых голоценовых лав располагаются на линии смешения флюидных субдукцион-ных компонентов, образованных при дегидратации измененных океанических базальтов (АОС) и осадочного чехла. Рассчитанный вклад двух источников (~ 95% флюид АОС и ~ 5% флюид осадка) близок к таковому в Изу-Бонинской дуге (Straub et al., 2004), что свидетельствует о сходном механизме магмоге-незиса под различными островными дугами. Вблизи субвертикального тренда смешения располагаются и фигуративные точки фронтальных лав миоцен-плиоценового возраста.

Древние миоцен-плиоценовые тыловодужные вулканиты, а также

Рис. 5. Диаграмма 143Nd/144Nd-Th/Nd для оценки роли субдукционых компонентов в магмогенезисе основных лав о. Кунашир.

Показаны рассчитанные линии смешения флюида, образовавшегося при дегидратации измененной океанической коры (АОС fluid) и осадка (SED fluid), расплава, связанного с плавлением осадка (SED melt). Состав измененной океанической коры и субдукцио-ного флюида по (Ishizuka et al., 20066). Состав флюида и расплава, образовавшихся в результате соответственно низко- и высокотемпературного преобразования осадочного материала рассчитаны с использованием валового состава осадка, субдуцирую-щегося под Курильскую и Японскую островодужные системы (Plank, Langmuir, 1998) и валовых коэффициентов распределения микроэлементов (Johnson, Plank, 1999), 700° С для флюида и 900° С - для расплава. ВФ - фронтальная зона; ТЗ - тыловая зона Условные обозначения см. рис. 2.

плиоцен-плейстоценовые платобазальты характеризуются повышенными отношениями Th/Nd и пониженными 143Nd/144Nd, что дает основание предполагать вклад в их генезис не только низкотемпературного, но и высокотемпературного субдукционного компонента, связанного с плавлением осадка.

Сходные закономерности проявляются и при анализе диаграммы 143Nd/144Nd-Nb/Zr. Только расплав может транспортировать низкое соотношение Nb/Zr в океаническом осадке в зону плавления надсубдукционной мантии (Aizawa et al., 2004; Kessel et al., 2005).

Геохимическим индикатором влияния высокотемпературного субдукци-онного осадочного компонента является также отрицательная Hf аномалия (рис. 3), отчетливо проявленная в базальтах тыловой зоны ранних миоцен-плейстоценовых этапов формирования Курильской субдукционной системы. Водный флюид, не приводит фракционированию LREE от HFSE, из-за незначительной растворимости этих элементов (Pearce et al., 1999; Мартынов и др., 2010).

Геохимические признаки плавления субдукционного осадка в тыловой зоне миоценовой и плиоценовой субдукции, а также при формировании плиоцен-плейстоценовых платобазальтов, свидетельствуют о сравнительно высоких температурах на поверхности субдуцирующей плиты. Высокий температурный фон надсубдукционной мантии регестрируется оценками температур и давления генерации высокомагнезиальных базальтов (МдО > 9 мае. %). Эти породы являются первичными мантийными выплавками, испытавшими минимальное оливиновое фракционирование. Поэтому их состав в отношении петрогенных элементов определяется, главным образом, температурой и давлением в зоне плавления надсубдукционной мантии. Для расчета этих параметров использовался экспериментально откалиброванный геотермоба-рометр (Lee et al., 2009). Корректировки оливинового фракционирования проводились пересчетом составов на равновесие с мантийным оливином Fogo. Содержания воды принимались равными 0 и 3 мае. %. При более высоких концентрациях Н20 плавление мантийного перидотита приводит к появлению сравнительно кислых магматических жидкостей (Lee et al., 2009).

Согласно расчетным данным, в «сухих» условиях генерация миоценовых, плиоценовых и плиоцен-плейстоценовых магнезиальных базальтов в тыловой зоне о. Кунашир должна была происходить при температурах (1456-1560°С) и давлениях (1,6-3,2 ГПа) более высоких, чем MORB (1250-1450° С, 0,5-2 ГПа), близких к таковым плюмовых базальтов океанических островов (1400-1700° С, 1,5-6 ГПа). Добавление 3% воды меняет как расчетное давление (1,04-1,76 ГПа), так и, более чем на 100° С, понижает температуру плавления (1285-1365° С) до более реалистичных уровней, соответствующих нижней границе MORB (F = 10%).

Согласно геологическим данным, формирование Курильской островной дуги происходило в условиях погружения древней и «холодной» Тихоокеанской плиты. Расчетные же температуры плавления первичных магм превышают таковые для «горячей» субдукции Каскадных гор Северной Америки (0,8-2 ГПа и 1150-1300° С, Н20 = 3 мае. %). Следовательно, температурный фон в тыловой зоне о. Кунашир формировался не только под влиянием субдукционных факторов. Определенную роль играли и процессы, связанные с формированием Курильской котловины.

Влияние задуговых тектоно-магматических событий на субдукционный магмогенезис установлено для целого ряда островодужных систем (например, Peate, Pearce, 1998), в том числе и для Курильской (Мартынов и др., 2010).

На основании выше изложенных данных, происхождение поперечной геохимической зональности лав ранних этапов формирования о. Кунашир, по-видимому, связано с изменением физической природы субдукционно-

го компонента. Это подтверждают и расчетные данные - добавление к де-плетированным базальтам фронтальной зоны 5% кислого расплава - продукта плавления терригенного осадка, существенно повышает отношение LREE/HREE в смеси до уровней тыловодужных лав.

Поскольку голоценовые вулканиты и тыловой и фронтальной зон формировались в условиях преобладающего влияния низкотемпературного флюидного компонента, для объяснения поперечных вариаций их составов требуются иные механизмы. Незначительное возрастание от фронта к тылу островной дуги отношений LREE/HREE и REE/HFSE согласуется с моделью, предполагающей низкую степень плавления магматического источника.

Третье защищаемое положение

Особенности распределения изотопов РЬ и Hf указывают на то, что, по крайней мере, с позднего кайнозоя, состав надсубдукционной мантии южного звена Курильской островодужной системы соответствовал резервуару индийского MORB-muna. Граница с резервуаром MORB Тихого океана проходила, вероятно, по Курило-Камчатскому глубоководному желобу.

Западная Пацифика является границей двух основных мантийных доменов Земли - MORB Тихого и Индийского океанов. Основываясь на РЬ изотопной систематике, мантия индийского MORB-типа была закартирова-на под юго-западной Пацификой (Loock et al„ 1990; Haase et al.,2002; Hergt, Hawkesworth, 1994; Crawford et al„ 1995), северо-восточной Японией и Японским морем (Hickey-Vargas et al., 1991, 1998; Tatsumoto, Nakamura, 1991; Jolivet, Tamaki, 1992; Pouclet, Bellon, 1992 et al.). В эту же область попадают и составы разновозрастных лав о. Кунашира, что дает основание проводить западную границу мантии Тихоокеанского MORB типа к востоку от Курило-Камчатского островодужной системы.

Учитывая мобильность РЬ в субдукционных процессах, изотопы Hf считаются более надежными при выделении мантийных доменов (Pearce et al., 1999, 2007; Nebel et al., 2007). Их изучение, в частности, подтвердило, присутствие мантии Индийского MORB-типа под Камчаткой (Munkeret al., 2004).

Поскольку данные по изотопии гафния в курильских образцах отсутствуют, нами были отобраны 5 образцов магнезиальных базальтов (5,27-12,22 мае. % МдО) среднемиоценового, плиоценового, плиоцен-плейстоценового и голоце-нового возрастов. Наиболее древний (среднемиоценовый) базальт умеренно обогащен калием, в то время как более молодые породы деплетированы в отношении этого элемента (0,03-0,51 мае. % К20). Содержание Al203 в лавах варьирует от 14,9 до 19,52 мае. %.

Несмотря нато, что Ш-Н^зотопнаясистемаявляетсяболееконсервативной по отношению к флюидным субдукционным компонентам, концентрация Nd в породах может быть изменена в результате вовлечения в магмогенезис суб-дукционного осадка (Pearce et al., 1999, 2007; Woodhead et al., 2001; Munker et al., 2004; Мартынов и др., 2010). Геохимическим индикатором такого процесса может служить отрицательная Hf аномалия на расширенных REE нормализованных диаграммах (Pearce et al., 1999). Три проанализированных образца курильских базальтов фронтальной зоны не показывают относительную деплетацию гафнием, что исключает необходимость корректиров-

ки Nd изотопных данных. Отрицательная Hf аномалия отмечена только для ты-ловодужных базальтов плиоценового и плиоцен-плестоценового возрастов, однако эти образцы близки к трем другим по Hf изотопным отношениям (рис. 6).

Таким образом, данные по свинцовой и гафний-неодимовой изотопным системам свидетельствуют о присутствии мантии MORB Индийского океана под юго-западной частью Курильской островодужной системы в течение длительного периода времени, по крайней мере, со среднего миоцена. Граница между двумя основными мантийными доменами Земли, вероятно, располагается в пределах Курило-Камчатского желоба (Nebel et al., 2007).

01 Д 2 V 3 О 4 * 5 X 6 I 7 9 8

Рис. 6. Диаграмма еН(-еЫс! для субдукционных лав Курило-Камчатской островодужной системы и вулканических осадков Тихого океана.

1-4 - базальты и андезибазальты фронтальной и тыловой зон о. Кунашир среднеми-оценового (1); плиоценового (2); плиоцен-плейстоценового (3) и голоценового (4) этапов формирования (залитые символы - вулканический фронт); 5-7 - плейстоцен-голоценовые вулканиты Камчатки и западной части Алеутской островной дуги по (Мипкег е( а1., 2004): Восточный вулканический пояс (5), Центральная камчатская депрессия (6), Срединный хребет (7); Алеуты (8).

АУБ - средний состав вулканогенного океанического осадка; Р\/Э - средний состав вулканогенного осадка Тихого океана.

Соответствие полученных геохимических данных существующим геодинамическим представлениям

В работе (Вагапоу е! а1., 2002) выделены три основных тектонических этапа формирования задуговой Курильской котловины. В миоцене преобладал режим растяжения, сопровождаемый подъемом астеносферной мантии и активным вулканизмом. Сжатие бассейна началось в позднем миоцене и продолжается в настоящее время. В будущем предполагается формирование новой, восточной зоны субдукции, с закрытием задугового котловины.

Не обсуждая гипотетический третий этап, отметим, что полученные нами геохимические данные находятся в хорошем соответствии с геодинамическими построениями.

Геологические признаки формирования миоценовых вулканитов на значительной глубине в подводных условиях и бимодальный характер магматической активности указывают на растяжение в тыловой области. Мантийный диапиризм и вулканическая активность, связанные с растяжением, приводили к разогреву литосферы задугового бассейна, повышая температурный фон и в тыловой зоне зарождающейся субдукционной системы. В результате плавления надсубдукционной мантии и вовлечения в магмогенезис осадочного слоя океанической плиты, происходило формирование базальтовых магм со специфическими геохимическими характеристиками. Учитывая петрологические данные по плиоценовым базальтам можно предположить, что такие же условия сохранялись вплоть до плиоцен-плейстоцена.

Смена тектонического режима в задуговом бассейне произошла, скорее всего, не в позднем миоцене, как предполагают авторы геодинамической схемы, а в плиоцен-плейстоцене. С этим периодом времени связаны массовые излияния платобазальтов с необычным для субдукционного режима особенностями локализации, ареальным характером извержений и геохимическими свойствами.

Преобладающий в голоцене режим сжатия задугового бассейна сопровождался прекращением активной магматической деятельности, охлаждением литосферы, в том числе и в тыловой зоне. Преобладающую роль в субдукци-онном магмогенезисе начинает играть низкотемпературный флюидный компонент.

Заключение

Впервые выполненные детальные изотопно-геохимические исследования вулканитов начальных возрастных этапов формирования о. Кунашир позволили реконструировать особенности эволюции субдукционной системы, оценить влияние на магмогенезис задуговых текгоно-магматических процессов.

Отчетливая поперечная зональность ранних миоцен-плиоценовых вулканитов о. Кунашир свидетельствует об их субдукционном происхождении, что существенно отличает южные Курилы от расположенной южнее вулканической дуги Северо-Восточной Японии. Температурный фон в тыловой зоне зарождающейся островной дуги определялся не только температурой погружающейся океанической плиты, но и активными магматическими процессами в раскрывающейся Курильской котловине. Происхождение поперечной геохимической зональности вулканитов этого возрастного интервала в значительной степени определялась вариациями физической природы субдукционного

компонента - водного флюида или расплава.

Отсутствие поперечной геохимической зональности, аномально низкие концентрации К20 и некогерентных микроэлементов свидетельствуют о формировании плиоцен-плейстоценовых платобазальтах либо в условиях пологой субдукции, либо в несубдукционном геодинамическом режиме. Требуются дополнительные исследования, чтобы судить об этом с большей определенностью.

В условиях сжатия и охлаждения задугового бассейна, преобладающую роль в магмогенезисе вулканитов голоценового возраста начинает играть низкотемпературный водный флюид. Происхождение поперечной геохимической зональности этих пород связано, скорее всего, с уменьшением степени плавления магматического источника к тыловой зоне острова.

Впервые полученные данные по отношению изотопов Hf позволили установить присутствие мантии MORB Индийского океана под южным звеном Курильской островодужной системы, по крайней мере с миоцена.

Список основных работ по теме диссертации

Мартынов Ю.А., Дриль С.И., Чащин A.A., Рыбин A.B., Мартынов А.Ю. Деплетированный характер вулканизма острова Кунашир - роль несубдукци-онных фактороы в магмогенезисе Курильской островной дуги // ДАН. 2004. Т. 394. № 4. С. 527-532.

Мартынов Ю.А., Дриль С.И., Чащин A.A., Рыбин A.B., Мартынов А.Ю. Геохимия базальтов островов Кунашир и Итуруп - роль несубдукционных факторов в магмогенезисе Курильской островной дуги // Геохимия. 2005. № 4. С. 369-383.

Мартынов Ю.А., Мартынов А.Ю., Чащин A.A., Рыбин A.B. Базальты вулкана Тятя: петрология и генезис (остров Кунашир, Курильская островная дуга) II Тихоокеанская геология. 2005. Т. 24. № 3. С. 22-31.

Мартынов Ю.А., Ким Дж.И., Ханчук А.И., Рыбин A.B., Чащин A.A., Мартынов А.Ю. Магматические источники четвертичных лав Курильской островной дуги: новые данные по изотопии стронция и неодима // ДАН/ 2007. Т. 416. № 5. С. 670-675.

Мартынов А.Ю., Kimura J.-I. Геохимия Миоценовых вулканитов острова Кунашир, Большой Курильской гряды // Материалы симпозиума «Вулканизм и Геодинамика». 2009. Т. 1. С. 421-423.

Мартынов Ю.А., Ханчук А.И., Кимура Дж.И., Рыбин A.B., Мартынов А.Ю. Геохимия петрогенезис четвертичных вулканитов Курильской островной дуги // Петрология. 2010. Т. 18. № 5. С. 1-25.

Martynov A.Y., Kimura J-l,. Martynov Y.A., Rybin A.V. Geochemistry of late Cenozoic lavas Kunashir Island, Kurile Arc II Island Arc. 2010. V. 19. P. 86-104.

Алексей Юрьевич МАРТЫНОВ

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ВУЛКАНИТОВ ОСТРОВА КУНАШИР (КУРИЛЬСКАЯ ОСТРОВНАЯ ДУГА)

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Подписано к печати 30.08.2011 г. Печать офсетная. Бумага офсетная. Формат 60x90/16. Усл. п. л. 1,31. Уч.-изд. л. 1,08. Тираж 100 экз. Заказ 93

Отпечатано в типографии ФГУП Издательство «Дальнаука» ДВО РАН 690041, г. Владивосток, ул. Радио. 7

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Мартынов, Алексей Юрьевич

Введение.

Глава 1 Общая геологическая характеристика.

1.1. История геологической изученности.

1.2. Краткий геологический очерк.

1.3. Вопросы строения вулканогенных толщ о. Кунашир.

Глава 2 Петрография вулканических пород.

Глава 3 Главные и малые элементы.

Глава 4 Микроэлементы.

Глава 5 Радиогенные изотопы.

5.1 Изотопы Sr, Nd, Pb.

5.2 Изотопы Hf.

Глава 6 Вопросы петрогенезиса.

6.1 Коровая контаминация.

6.2 Состав мантийного источника.

6.3 Вклад в магмогенезис субдукционных компонентов.

6.4 Происхождение поперечной геохимической зональности.

6.5 Возрастные геохимические вариации.

6.6 Оценка температур и давлений образования высокомагнезиальных базальтов.

6.7 Вопросы геодинамики.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геохимическая эволюция вулканитов острова Кунашир"

Актуальность проблемы. Несмотря на огромный интерес, проявляемый к островодужным системам и связанным с ними магматическим процессам, данные по вулканизму ранних этапов их формирования очень ограничены (Stern, 2004). В пределах Изу-Бонин-Марианской островной дуги исследования нижних частей вулканического разреза проводились с помощью обитаемых подводных аппаратов (Ishizuka et al, 2006а и др.). Интенсивно изучалась островная дуга Северо-Восточной Японии (Goto et al., 1995; Kimura, Yoshida, 2006; Nakajima et al, 1995; Okamura et al, 1995; Okamura et al., 1998; Okamura et al, 2005; Pouclet, Bellon, 1992; Pouclet et al, 1995; Sato et al, 2007; Shuto et al, 2004, 2006; Takagi et al, 1999; Yoshida et al, 1995; Yoshida, 2001), сформированная в позднем кайнозое в ассоциации с тыловодужной котловиной Японского моря (Kimura, 1996; Tamaki et al., 1992). Здесь комплексы пород ранних этапов развития располагаются выше уровня моря и могут быть исследованы без применения сложных технических средств. В пределах дуги поперечная геохимическая зональность, типичная геохимическая особенность островодужных систем (Gill, 1981; Pearce, Parkinson, 1993; Peate, Pearce, 1998), проявляется лишь начиная с плиоцена (Yoshida et al., 1995; Yoshida, 2001; Kimura, Yoshida, 2006).

Курильская островная дуга - объект данного исследования, изучена слабо. Современные аналитические данные имеются лишь для отдельных крупных голоценовых вулканических центров (Журавлев и др., 1985; Ishikawa, Тега, 1997; Bailey et al., 1989; Bindeman, Bailey, 1999; Авдейко и др., 1992; Мартынов и др., 2005). Геохимическая информация по миоцен-плиоценовым эффузивам, картируемым в основании наземной части вулканического разреза, практически отсутствует. В некоторых работах (Сывороткин, Русинова, 1989; Baranov et al., 2002) высказывались предположения о связи их формирования с процессами раскрытия задуговой Курильской котловины, но требуются более детальные изотопно-геохимические исследования, чтобы судить об этом с большей определенностью.

Цель исследований. Целью данной работы является реконструкция магматической истории самого южного острова Курильской островной дуги -Кунашира на основе детальных изотопно-геохимических исследований неоген-четвертичных, преимущественно основных по составу, вулканитов. В процессе работы решались следующие задачи:

1. Анализ распределения петрогенных оксидов, микроэлементов и изотопов Sr, Nd, Pb и Hf в разновозрастных эффузивах;

2. Оценка влияния коровой контаминации на состав магматических пород;

3. Реконструкция вклада субдукционного компонента в магмогенезис;

4. Характеристика изотопного и микроэлементного состава мантийного источника;

5. Оценка влияния задуговых тектоно-магматических процессов на островодужный магмогенезис.

Научная новизна исследований. Впервые выполненные детальные геохимические и изотопные (8г, N<1, РЬ, ЬИ) исследования неоген-четвертичных вулканитов о. Кунашир позволили выявить главные особенности развития магматизма в пределах южных Курил, оценить роль различных магмогенерирующих процессов и факторов в зарождении и эволюции расплавов.

Фактический материал. В основу работы положен фактический материал собранный автором при полевых исследованиях, а также образцы из коллекций А.В. Рыбина (ИМГиГ ДВО РАН) и Ю.А. Мартынова (ДВГИ ДВО РАН). При решении геологических и петрогенетических проблем привлекались литературные источники.

Образцы и методы исследования. В процессе лабораторных исследований автором было описано около 150 прозрачных шлифов вулканических пород. Составы минералов (более 50) определялись на микрозонде СатеЬах в Институте вулканологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский) и на микроанализаторах .ГХА-5а и 1ХА 8100 в ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток). Анализ осуществлялся при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе зонда около 50 нА. В качестве эталонов использовали химически проанализированные однородные по составу минералы (санидин - для 81, Иа, К, А1; диопсид - для Са и М^; оливин - для

Fe; ильменит - для Ti и родонит - для Мп). Ошибка анализа не превышает 1.5-2 отн. %.

74 образца вулканических пород, преимущественно основного состава, характеризующие миоценовые, плиоценовые, плиоцен-плейстоценовые и голоценовые этапы вулканизма, были проанализированы рентгено-флюоресцентным методом (XRF) на 10 петрогенных элементов и ограниченное число (14) микроэлементов. Истертые пробы пород в течение трех часов прокаливались в муфельной печи при температуре более 1000°С. Смесь, состоящая из 1,8 граммов прокаленного порошка (образец) и 3,6 граммов флюса, плавилась с помощью автоматического аппарата "Bead Sampler" (Kimura, Yamada, 1996). В качестве флюса использовалась смесь Li2B407 и 1ЛВ02 в отношении 4:1. Полученное при охлаждении стекло анализировалось на спектрометре Rigaku RIX 2000 в университете Шимане, г. Матсуе, Япония.

Более трех десятков проб были исследованы на широкий спектр микроэлементов, включающий редкоземельные элементы (REE), масс-спектрометрическим методом с индукционно-связаной плазмой (ICP-MS) на приборе VG PQ3 (Kimura et al., 1995). Измерение изотопных отношений 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb (31 проба) и I76Hi7177Hf (5 проб) проводилось на мультиколлекторном спектрометре (MC-ICP-MS) VG Р54. В качестве стандартов использовались пробы JB-lb (для Nd и Sr) и JB-2 (для РЬ). Процесс сепарирования Sr, Nd, Pb и Hf осуществлялся по методике, описанной в работах (Пгшш et а/., 1994; Пгшш а1., 1995; К1тига et а1, 2003).

Основные защищаемые положениях

1. Поперечная геохимическая зональность - типичная особенность субдукционного магматизма, проявлена в вулканитах всех временных интервалов развития о. Кунашир, за исключением плиоцен-плейстоценового. Плиоцен-плейстоценовые платобазальты формировались либо в условиях пологой субдукции, либо в несубдукционной геодинамической обстановке.

2. Геологические и геохимические особенности тыловодужных вулканитов о. Кунашир свидетельствуют об определенной роли в их генезисе тектоно-магматических процессов формирования задуговой Курильской котловины.

3. Особенности распределения изотопов РЬ и Н/указывают на то, что, по крайней мере, с позднего кайнозоя, состав надсубдукционной мантии южного звена Курильской островодужной системы соответствовал резервуару индийского МОЯВ-типа. Граница с резервуаром МОКВ Тихого океана проходила, вероятно, по Курило-Камчатскому глубоководному желобу.

Апробация работы. Основные положения диссертации были опубликованы в 7 работах, 6 из которых - в центральных и зарубежных периодических изданиях, рекомендованных ВАК:

Мартынов Ю. А., Дриль С.И., Чащин A.A., A.B. Рыбин, Мартынов А.Ю. Деплетированный характер вулканизма острова Кунашир - роль несубдукционных факторов в магмогенезисе Курильской островной дуги // ДАН. 2004. т. 394. № 4. с. 527-532.

Мартынов Ю. А., Дриль С.И., Чащин A.A., Рыбин A.B., Мартынов А. Ю. Геохимия базальтов островов Кунашир и Итуруп - роль несубдукционных факторов в магмогенезисе Курильской островной дуги // Геохимия. 2005. № 4. с. 369-383.

Мартынов Ю.А., Мартынов А.Ю., Чащин A.A., Рыбин A.B. Базальты вулкана Тятя: петрология и генезис (остров Кунашир, Курильская островная дуга) // Тихоокеанская геология. 2005. т. 24. № 3. с. 22-31.

Мартынов Ю.А., Кимура Дж. И., Ханчук А.И., Рыбин A.B., Чащин A.A., Мартынов А.Ю. Магматические источники четвертичных лав Курильской островной дуги: новые данные по изотопии стронция и неодима // ДАН. 2007. т. 416. №5. с 670-675.

Мартынов А.Ю., Кимура Дж.И. Геохимия Миоценовых вулканитов острова Кунашир, Большой Курильской гряды // Материалы симпозиума " Вулканизм и Геодинамика", том 1. 2009 г. с. 421-423.

Мартынов Ю.А., Ханчук А. И., Кимура Дж.И., Рыбин A.B., Мартынов А. Ю. Геохимия и петрогенезис четвертичных вулканитов Курильской островной дуги // Петрология. 2010. т. 18. № 5. С. 1—25.

Martynov A.Y., Kimura J-I., Martynov Y.A., Rybin A.V. Geochemistry of late Cenozoic lavas Kunashir Island, Kurile Arc // Island Arc. 2010. V. 19. P. 86104.

Основные положения работы докладывались на различных региональных, всероссийских и международных совещаниях и симпозиумах, в том числе на IV Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии «ВУЛКАНИЗМ И ГЕОДИНАМИКА» (г. Петропавловск-Камчатский, 2009).

Практическая значимость. Данные по микроэлементному и изотопному составу разновозрастных лав о. Кунашир могут быть использованы для реконструкции особенностей развития вулканизма южного сегмента Курильской островной дуги, в качестве геохимических реперов при геологическом картировании вулканогенных толщ и металлогенических построениях.

Благодарности. Автор благодарит научного руководителя академика А.И. Ханчука А.И., чл. корр. РАН В.Г. Сахно, д.г.-м.н. Казаченко В.Т., д.г.-м.н. Кемкина И.В., к.г.-м.н. В.Ф. Полина за обсуждение, замечания и рекомендации, позволившие значительно улучшить качество диссертации, а также Дж.И. Кимуру и Ю.А. Мартынова за постоянную помощь в работе, полезные советы и поддержку на всех этапах исследования. Автор выражает глубокую признательность за аналитическое обеспечение Дж.И. Кимуре, Б. Розэру (Университет Шимане, г. Матсуе, Япония). За помощь в обработке материалов и техническое оформление работы автор благодарен H.H.

Семеновой, A.A. Чащину, Н.И. Гвоздевой, JI.A. Кариюк (ДВГИ ДВО РАН); за предоставленный каменный материал - A.B. Рыбину (ИМиГ ДВО РАН) и Ю.А. Мартынову (ДВГИ ДВО РАН).

Символы и сокращения используемые в диссертации

LOI - потери при прокаливании

PI - плагиоклаз

Срх - клинопироксен

Орх - ортопироксен

Ol - оливин

Mt - магнетит

ОМ — основная масса

An — анортит

Ab - альбит

Аи - авгит

Wo - волластонит

Fs - ферросилит

En - энстатит

Fa - фаялит

Fo - форстерит

HFSE - высокозарядные элементы

LILE - крупноионные литофильные элементы

REE - редкоземельные элементы

LREE - легкие редкоземельные элементы

HREE - тяжелые редкоземельные элементы

АОС - измененная океаническая кора

АОС fluid - флюид, образующийся при дегидратации измененной океанической коры.

SED - океанический осадок

SED fluid - флюид, формирующийся при дегидратации океанического осадка.

SED melt - расплав, образующийся при плавлении океанического осадка

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Мартынов, Алексей Юрьевич

Заключение

Впервые выполненные детальные изотопно-геохимические исследования вулканитов ранних возрастных этапов формирования о. Кунашир позволили установить основные особенности эволюции субдукционного магматизма.

Отчетливая поперечная зональность ранних миоцен-плиоценовых базальтов о. Кунашир свидетельствует о субдукционных условиях их образования. В этом отношении южные Курилы существенно отличаются от вулканической дуги Северо-Восточной Японии.

Температурный фон в тыловой зоне зарождающейся островодужной системы определялся не только возрастом погружающейся океанической плиты, но и активными магматическими процессами в раскрывающейся Курильской котловине. Поперечная геохимическая зональность островодужных лав на этом этапе развития островной дуги в значительной степени определялась изменением физической природы субдукционного компонента, с возрастанием к тыловой зоне роли расплава, связанного с плавлением осадочного материала.

Отсутствие поперечной геохимической зональности в плиоцен-плейстоценовых платобазальтах, аномально низкие концентрации К20 и некогерентных микроэлементов в этих породах свидетельствуют о формировании этих пород либо в условиях пологой субдукции, либо при ее отсутствии. Требуются дополнительные исследования, чтобы судить об этом с большей определенностью.

В условиях сжатия и охлаждения задугового бассейна, преобладающий вклад в магмогенезис вулканитов голоценового возраста оказывал низкотемпературный субдукционный компонент. Происхождение поперечной геохимической зональности пород этого возрастного интервала связано, скорее всего, с уменьшением степени плавления магматического источника к тыловой зоне островодужной системы.

Впервые полученные данные по отношению изотопов Ж позволили установить присутствие мантии МСЖВ Индийского океана под южным звеном Курильской островодужной системы на протяжении длительного периода времени, по крайней мере, со среднего миоцена.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Мартынов, Алексей Юрьевич, Владивосток

1. Богатиков O.A., Цветков A.A. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука. 1988. 249 с.

2. Биндеман И.Н. Смешение магм как механизм генезиса экструзивных дацитов вулкана Менделеева (о. Кунашир, Курильские острова) // Тихоокеанская геология. 1990. №1. С.490-493.

3. Биндеман И.Н., Фролова Т.И. Окислительно-восстановительный режим формирования вулканических пород Курило-Камчатской дуги как индикатор их поперечной зональности // Доклады АН СССР. 1993. №4. С. 490-493.

4. Вергунов Г.П. Об интрузивных породах Курильских островов (Шикотан, Кунашир и Итуруп) // Геология и геофизика. 1961. № 5. С. 77-80.

5. Виноградов В.И., Григорьев B.C., Покровский Б.Г. Изотопный состав кислорода и стронция в породах КОД — ключ к некоторым генетическим построениям. В сб. Эволюция системы кора-мантия. М. 1986. С. 78-103.

6. Волынец О.Н. Гипербазитовые включения в четвертичных лавах Курильской островной дуги // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1990. №3. С. 43-57.

7. Волынец О.Н., Щека С.А., Дубик Ю.М. Оливин-анортитовые включения вулканов Камчатки и Курил . В кн. Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М. 1978. С. 124-167.

8. Геолого-геофизический атлас Курило-Камчатской островной системы. Под ред. Сергеева К.Ф., Красного M.J1. Ленинград: ВСЕГЕИ. 1987. 36 листов.

9. Горшков Г.С. Вулканизм Курильской островной дуги. М.: Наука. 1967. с. 288 .

10. Данченко В.Я. Золото-серебрянная минерализация Большой Курильской гряды. Препринт. Южно-Сахалинск. 1991. 63 с.

11. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы. М.: «Мир», Т.2. 1965. 405 с.

12. Журавлев Д.З., Цветков A.A., Журавлев А.З. и др. Латеральные вариации изотопных отношений неодима и стронция в четвертичных лавах Курильской островной дуги и их петрогенетическое значение //Геохимия. 1985. №12. С. 1723-1736.

13. Злобин Т.К., Пискунов ,.Н., Фролова Т.И. Новые данные о структуре земной коры в центральной части Курильской островной дуги // Доклады АН СССР. 1987. Т. 293. С. 185-187.

14. Леонова Л.Л. Геохимия четвертичных и современных вулканических пород Курильских островов и Камчатки // Геохимия. 1979. №2. С.179-197.

15. Леонова Л.Л., Удальцова Н.И. Геохимия урана и тория в вулканическом процессе на примере Курило-Камчатской зоны. Новосибирск: наука. 1974. 94 с.

16. Мартынов Ю.А., Дриль С.И., Чащин A.A., Рыбин A.B. Мартынов А.Ю. Геохимия базальтов островов Кунашир и Итуруп роль несубдукционных факторов в магмогенезисе Курильской островной дуги // Геохимия, №4, 2005 а. стр. 369-383.

17. Мартынов Ю.А., Мартынов А.Ю., Чащин A.A., Рыбин A.B. Базальты вулкана Тятя: петрология и генезис (остров Кунашир, Курильская островная дуга) // Тихоокеанская геология. 20056. Т. 24. № 3. с. 22-31.

18. Мартынов Ю.А., Ханчук А.И., Кимура Дж.И., Рыбин A.B., Мартынов А.Ю. Геохимия и петрогенезис четвертичных вулканитов Курильской островной дуги // Петрология, 2010, том 18, № 5, С. 1-25

19. Мархинин Е.К. Кварцево-оливиновый дацит о. Кунашир// Бюллетень вулканологических станций АН СССР. 1957. №26. С.35-52.

20. Неверов Ю.А. Магматизм и рудная минерализация Южной группы Курильских островов. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. Владивосток. 1970. 9с.

21. Орлова Л.П., Леонова Л.Л., Циханский В.Д. Геохимия циркония и гафния в четвертичных вулканитах Курило-Камчатской островной дуги // Геохимия. 1979. №11. С. 1644-1651.

22. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. Санкт-Петербург: из-во ВСЕГЕИ. 2009. С. 200.

23. Пискунов Б.Н. Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987. 237 с.

24. Подводный вулканизм и зональность Курильской островной дуги. М.: Наука, 1992. 527с.

25. Пополитов Э.И., Волынец О.Н. Геохимические особенности четвертичного вулканизма Курило-Камчатской островной дуги и некоторые вопросы петрогенезиса. Новосибирск: Наука. 1981. 182 с.

26. Пузанков Ю.М. Уран и торий в кремнекислых вулканических породах Камчатки // Доклады АН СССР. 1983. Т.268. №2. С. 441-444.

27. Пузанков Ю.М. Радиохимические признаки связи проявлений кислого вулканизма с кристаллическим фундаментом // Геол. и геофиз. 1992. №1. С.57-64.

28. Рыбин A.B. Неоген-четвертичный кислый магматизм Курильской островной дуги // Автореферат дисс. канд. Геол.-мин. Наук. Владивосток. 1996. 24 с.

29. Рыбин A.B., Пискунов Б.Н. Плагиограниты и гранодиориты о. Кунашир эволюция состава или латеральная зональность // Тихоокеанская геология. 1991. №2. С.16-40.

30. Сергеев К.Ф. Геологическое строение и развитие района северной группы Курильских островов. М.: Наука. 1966. 148 с.

31. Сергеев К.Ф. Тектоника Курильской островной системы. М.: Наука. 1976. 147 с.

32. Сывороткин В.Л., Русинова C.B. Платоэффузивы острова Кунашир -рифтовая формация на островной дуге // Магматизм рифтов (петрология, эволюция, геодинамика). М: Наука. 1989. С 180 188

33. Тарарин И.А. Гранитоидный магматизм о. Кунашир (Курильские острова). Тр. Сах.КНИИ. 1974. вып.31. С.182-195.

34. Тарарин И.А., Леликов Е.П., Итая Т. Плейстоценовые подводные вулканы восточной части Курильской котловины (Охотское море) // Доклады РАН. 371. 2000. с. 366 -370.

35. Федорченко В.И., Абдурахманов А.И., Родионова Р.И. Вулканизм Курильской островной дуги: геология и петрогенезис. М.: Наука, 1989. 239 с.

36. Федорченко В.И., Родионов Р.И. Ксенолиты в лавах Курильских островов. Новосибирск: Наука. 1975. 140 с.

37. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Островодужный кислый вулканизм и его значение // Тихоокеанская геология. 1984. 260 с.

38. Фролова Т.И., Бурикова И.А, Гущин A.B., В.Т. Фролов, В.Л. Сывороткин. Происхождение вулканических серий островных дуг. М.: Недра, 1985. 275 с.

39. Фролова Т.И., Бейли Д., Бурикова И.Л. и др. О генетической общности низкокремнеземистых оливин-анортитовых включений и вмещающих пород Курильской островной дуги // Тихоокеанская геология. 1988. №5. С.27-36.

40. Хэтч Ф., Уэллс А., Уэллс М. Петрология магматических пород. М.: Мир. 1975. 511 с.

41. Цветков А.А., Гладков Н.Г. О распределении редкоземельных элементов в породах о. Уруп, Курильские острова, в связи с проблемой их происхождения // Доклады АН СССР. 1990. Т. 310. №4. С. 958-963.

42. Щека С.А. Некоторые аспекты проблемы генезиса включений в вулканитах островных дуг. В кн: Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М., 1978. С. 5-35.

43. Aizawa К., Yoshimura R. & Oshiman N. Splitting of the Philippine Sea Plate and a magma chamber beneath Mt. Fuji // Geophysical Research Letters. 2004. Vol. 31. doi:10.1029/2004GL019477.

44. Baddington A.F., Lindsley D.N. Iron-titanium oxide minerals and synthetic equivalents // J. Petrol. 1964. V. 5. № 3. P. 310-357.

45. Bailey J. C. Role of subducted sediments in the genesis of Kuril-Kamchatka island arc basalts: Sr isotopic and elemental evidence // Geochemical Journal. 1996. Vol.30. P. 289-321.

46. Bailey J. C., Frolova Т. I., Burikova I. A. Mineralogy, geochemistry and petrogenesis of Kurile island-arc basalts // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1989. Vol. 102. P. 265-280

47. Baranov В., Wong H. K., Dozorova К., Karp В., Liidmann Т., Karnaukh V. Opening geometry of the Kurile Basin (Okhotsk Sea) as inferred from structural data//Island Arc. 2002. Vol. 11. P. 206-219.

48. Bindeman I. N., Bailey J. C. Trace elements in anorthite megacrysts from the Kurile Island Arc: a window to across-arc geochemical variations in magma compositions // Earth and Planetary Science Letters. 1999. Vol. 69. P. 209-226.

49. Crawford A. J., Briqueu L., Laporte C., Hasenaka T. Coexistence of Indian and Pcific upper mantle reservoirs beneath the Central New Hebrides island arc // Geophys. Monogr. 1995. 88.

50. Davidson J.P. Deciphering mantle and crustal signature in subduction zone magmatism // Geophysical Monograph, American Geophysical Union. 1996. Vol. 96. P. 251-262.

51. Defant M .J., Drummond M.S., Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere // 1990. Nature. Vol. 347. P. 662-665.

52. Elliot T. Tracers of the slab // Geophysical Monograph, American Geophysical Union. 2003. Vol. 138. P. 23-45.

53. Frost B.R., Lindsley D.H., and Anderson D.J. Fe-Ti oxide-silicate equilibria: Assemblages with fayalitic olivine // American Mineralogist. 1988. Vol.73. P 727-740.

54. Gill J. B. Orogenic andesites and plate tectonics. 1981. Heiderberg:1. Springer-Verlag.

55. Goto Y., Nakagawa M., Wada K. Tectonic setting of the Miocene volcanism in northern Hokkaido, Japan: speculation from their K-Ar ages and major element chemistry // Journal of Mineralogy Petrology and Economic Geology. 1995. Vol. 90. P. 109-123.

56. Green T. H. Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. P. 347-359.

57. Green, T.H., Adam J. Experimentally determined trace element characteristics of aqueous fluid from partially dehydrated mafic oceanic crust at 3.0 GPa, 650-700°C //European Journal of Mineralogy. 2003. Vol. 15. P. 815-830.

58. Green T.H., Blundy J.D., Adam J., Yaxley G.M. SIMS determination of trace element partition coefficients between garnet, clinopyroxene and hydrous basaltic liquids at 2-7.5 GPa and 1080-1200°C // Lithos. 2000. Vol. 25. P. 165-187.

59. Haase K.M., Worthington T.J., Stoffers P., Garbe-Schonberg, Wright I. Mantle dynamics, element recycling and magma genesis beneath the Kermadec arc-Havre Trough // Geochemistry, Geophysics, Geosystems (G3). 2002. doi: 10.1029/2002GC000335.

60. Hergt J.M., Hawkesworth C.J., Pb, Sr and Nd isotopic evolution of the Lau Basin: implication for mantle dynamics during back-arc opening. In: Hawkins J.W., Parson L.M., Allan J.F. (Eds.) // Proc. ODP Sci. Res., Vol. 135. P. 505-517.

61. Hauff F., Hoernle K. Schmidt A. Sr-Nd-Pb composition of Mesozoic Pacific oceanic crust (Site 1149 and 801, ODP Leg 185): Implications for alteration of ocean crust and the input into the Izu-Bonin-Mariana subduction system //

62. Geochemistry, Geophysics, Geosystems (G3). 2003. Vol. 4. doi: 10.1029/2002GC000421.

63. Hamelin B., Durpé B., Allègre C. J. Pb-Sr-Nd isotopic data of Indian Ocean ridges: new evidence of large-scale mapping of mantle heterogeneities // Earth and Planetary Science Letters. 1985-1986. Vol. 76. P. 288-298.

64. Hickey Vargas R. Isotope characteristic of submarine lavas from the Philippine Sea; implication for the origin of arc and basin magmas of the Philippine Sea plate // Earth and Planetary Science Letters. 1991. Vol. 107. P. 290304.

65. Johnson M. C., Plank T. Dehydration and melting experiments constrain the fate of subducted sediments // Geochemistry, Geophysics, Geosystem (G3). 1999. Vol. 13. doi: 10.1029/999GC000014.

66. Katz R.F., Spiegelman M., Langmuir C.H. A new parameterization of hydrous mantle melting // Geochem. Geophys. Geosyst. 2003. 4. doi: 1 oil 029/2002GC000433.

67. Kelley K. A., Plank T., Grove T. L., Stolper E. M., Newman S., Hauri E. 2006. Mantle melting as a function of water content beneath back-arc basins // Journal of Geophysical Research. 2006. Vol. 111. doi: 10.1029/2005JB003732.

68. Kersting A. B., Arculus R. J., Gust D. A. Lithospheric contributions to arc magmatism: Isotope variations along strike in volcanoes of Honshu, Japan // Science. 1996. Vol. 272. P. 1464-1468.

69. Kessel R., Schmidt M. W., Ulmer P., Pettke T. Trace element signature of subduction-zone fluids, melts and supercritical liquids at 120-180 km depth // Nature. 2005. Vol. 439. P. 724-727.

70. Kimura G. Collision orogeny at are-are junctions in the Japanese islands // The Island Arc. 1996. Vol. 5. P. 262-275.

71. Kimura J.-L, Kawahara M., Iizumi S. Lead isotope analysis using TIMS following single column-single bead Pb separation // Geoscience Report of Shimane University. 2003. Vol. 22. P. 49-53.

72. Kimura J.-L, Yamada Y. Evaluation of major and trace element XRF analyses using a flux to sample ratio of two to one glass beads // Journal of Mineralogy, Petrology and Economic Geology. 1996. Vol. 91. P. 62-72.

73. Kimura J.-I., Yoshida T. Contributions of slab fluid, mantle wedge and crust to the origin of Quaternary lavas in the NE Japan arc // Journal of Petrology. 2006. Vol. 47. P. 2185-2232.

74. Kimura J.-I., Yoshida T., Takaku Y. Igneous rock analysis using ICP-MS with internal standardization, isobaric ion overlap correction, and standard addition methods // Science Report of Fukushima University. 1995. Vol. 56. P. 1-12.

75. Klein E.M., Langmuir C.H., Zindler A., Staudigel H., Hamelin R. Isotopic evidence of mantle convection boundary at the Australian-Antarctic Discordance // Nature. 1988. Vol. 333. P. 623-629.

76. Klein E.M., Langmuir C.H., Staudigel H. Gechemistry of basalts from the Southeast Indian Ridge, 115°E 138°E // Journal of geophysical Research. 1991. Vol. 96. P. 2089-2107.

77. Martynov A.Yu., J.-I Kimura, Martynov Yu.A., Rybun A.V. Geochemistry of late Cenozoic lavas on Kunashir Island, Kurile Arc // Island Arc. 2010. V.19. P. 86-104.

78. Munker C., Worner G., Yogodzinski G.M., Churikova T.G. Behavior of high field strength elements in subduction zone: constrains from Kamchatka-Aleutian arc lavas // Earth and Planetary Science Letters. 2004. Vol. 224. P. 275293.

79. Miashiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins // American Journal of Science. 1974. Vol. 274. P. 321-355.

80. Nakajima S., Shuto K., Kagami H., Ohki J. & Itaya T. Across-arc chemical and isotopic variation of Late Miocene to Pliocene volcanic rocks from the Northern Japan arc // Memoir of the Geological Society of Japan. 1995. Vol. 44. P. 197-226.

81. Nebel O., Miinker C., Nebel-Jacobsen., Kleine T., Mezger K., Mortimer N. // Earth and Planetary Science Letters. 2007. doi:10.1016/j.epsl. 2006.11.046.

82. Okamura S., Arcurus R. J., Martynov Y. A. Cenozoic magmatism of the North-Eastern Eurasian Margin: The role of lithosphere versus asthenosphere // Journal of Petrology. 2005. Vol. 46. P. 221-253.

83. Okamura S., Arculus R. J., Martynov Y. A., Kagami H., Yoshida T., Kawano Y. Multiple magma sources involved in marginal-sea formation: Pb, Sr, and Nd isotopic evidences from the Japan Sea region // Geology. 1998. Vol. 26. P. 619-622.

84. Okamura S., Sugawara M., Kagami H. Origin and spatial variation of Miocene volcanic rocks from north Hokkaido, Japan // Memoir of the Geological Society of Japan. 1995. Vol. 44/P. 165-180.

85. Pearce J.A., Kempton P.D., Nowell G.M. and Noble S.R. // Hf-Nd Element and Isotope Perspective on the Nature and Provenance Of Mantle and Subduction

86. Components in Western Pacific Arc-Basin Systems. Journal of Petrology. 1999. Vol. 40. № 11. P. 1579-1611.

87. Pearce J.A., Stern R.J.,Bloomer S.H., Fryer P. Geochemical mapping of the Mariana arc-basin system: implication for nature and distributions of subducted components // Geochemistry, Geophysics, Geosystems (G3). 2005. Vol.6, doi: 10.1029/2004GC000895.

88. Pearce J.D., Kempton P.D., Gill J.B. Hf-Nd evidence for the origin and distribution of mantel domains in SW Pacific. // Earth and Planetary Science Letters. 2007. Vol. 260. P. 98-114.

89. Peate D. W., Pearce J. A. Causes of spatial compositional variations in Mariana arc lavas: Trace element evidence // Island Arc. 1998. Vol. 7. P. 479-495.

90. Plank T., Langmuir C. H. Tracing trace elements from sediment input to volcanic output at subduction zones //Nature. 1993. Vol. 362. P. 739-42.

91. Plank T., Langmuir C. H. The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle // Chemical Geology. 1998. Vol. 145. P. 325-394.

92. Pouclet A., Bellon H. Geochemistry and isotopic composition of volcanic rocks from the Yamato Basin: Hole 794D, Sea of Japan. In K. Tamaki, K.

93. Suyehiro, K. Allan, M. McWilliams (eds.) 11 Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 1992. P. 779-789.

94. Pyle D.G., Christie D.M., Mahoney J.J. Duncan R.A. Geochemistry and geochronology of ancient southeast Indian and southwest pacific sea floor // Journal of Geophysical Research. 1995. Vol. 100. P. 22261-22282.

95. Ryan J. G., Morris J., Tera F., Leeman W. P., Tsvetkov A. Cross-arc geochemical variations in the Kurile Arc as a function of slab depth // Science. 1995. Vol. 270. P. 625-627.

96. Stern R. J. Subduction Initiation: Spontaneous and Induced // Earth and Planetary Letters. 2004. Vol. 226. P. 275-292.

97. Stern R. J., Bloomer S. H. Subduction zone infancy: Examples from the Eocene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California // Geological Society of America Bulletin. 1992. Vol. 104. P. 1621-36.

98. Syracuse E.M., G.A. Albers. 2006. Gloval compilation of variations in slab depth beneath arc volcanoes and implications // Geochemistry Geophysics Geosystems. 2006. Vol. 23. doi:10:1029/2005GG001045.,

99. Takagi T., Orihashi Y., Naito K., Watanabe Y. Petrology of a mantle-derived rhyolite, Hokkaido, Japan // Chemical Geology. 1999. Vol. 160. P. 425445.

100. Tatsumoto M., Nakamura Y. (1991). DUPAL anomaly in the Sea of Japan: Pb, Nd, and Sr isotopic variations at the eastern Eurasian continental margin // Geochimica et Cosmochimica Acta Vol. 55. P. 3697-3708.

101. Tatsumi Y. Some constrains on arc magma genesis. In J. Eiler (ed.) //Inside the Subduction Factory, Geophysical Monograph. 2003. Vol. 138. 277-292.

102. Taylor B. Martinez F. Back-arc basin basalt systematics // Earth and Planetary Science Letters. 2003. Vol. 6632. P. 1-17.

103. Wedepohl K.H. The composition of the continental crust // Geochem. Cosmochim. Acta. 1995. Vol. 59. P. 1217-1232

104. Woodhead J.D., Hergt J.M., Davidson J.P., Eggins S.M. Hafnium isotope evidence for "conservative" element mobility during subduction zone processes // Earth and Planetary Science Letters. 2001. Vol. 192. P. 331-346.

105. Yoshida T. The evolution of arc magmatism in the NE Honshu arc, Japan // Tohoku Geophysical Journal. 2001. Vol. 36. P. 131-149.

106. Yoshida T., Ohguchi T., Abe T. Structure and evolution of source area of the Cenozoic volcanic rocks in Northeast Honshu arc, Japan // Memoir of the Geological Society of Japan. 1995. Vol. 44. P. 263-308.