Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Метаморфические и гранитоидные комплексы окраинных морей Тихого океана

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Метаморфические и гранитоидные комплексы окраинных морей Тихого океана"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Дальневосточное отделение Дальневосточный геологический институт

УДК 551.35.552.3.4. (265.53.54.55.58) на правах рукописи

р Г П О А 2 3 ОПТ 13П5

ЛЕЛИКОВ Евгений Петрович

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ И ГРАНИТОИДНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ОКРАИННЫХ МОРЕЙ ТИХОГО ОКЕАНА

Специальность 04.00.08 - петрография, вулканология

ДИССЕРТАЦИЯ на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

Владивосток - 1995

Работа выполнена в Тихоокеанском океанологическом институте Дальневосточного отделения Российской Академии наук

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук А.М. Ленников (ДВГИ ДВО РАН), доктор геолого-минералогпческнх наук З.И. Петрова (ИЗК СО РАН), доктор геолого-минералогических наук Н.П. Романовский (ИТИГДВО РАН)

Ведущая организация:

Институт Морской Геологии и Геофизики Дальневосточного отделения Российской Академии наук

Защита состоится ноября 1995 года в/1?1асов в конференц - зале ДВГИ ДВО РАН на заседании специализированного учёного совета Д.003.54.01 Дальневосточного геологического института ДВО РАН по адресу: 690022, Владивосток-22, Проспект 100-летия Владивостока, 159, Дальневосточный геологический институт ДВО РАН.

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке Дальневосточного отделения Российской Академии наук.

Диссертация в виде научного доклада разослана ¿0 1995

Учёный секретарь специализированного совета кандитат геол.-минерал, наук Б.И Семеняк

года.

Актуальность проблемы. Окраинные моря являются нажным элементом зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану, данные о геологическом строении которых дают представление о связи морских и континентальных структур, истории развития и направленности процесса формирования и преобразования земной коры. В геологии окраинных морен имеется целый ряд дискуссионых вопросов, в частности, проблемы происхождения впадин краевых морей, времени их формирования, состава и характера земной коры, на которых закладовапись и развивались структуры этих морей.

Важнейшим направлением в решении этих вопросов является изучение магматических и метаморфических процесов, как основных показателей энергетической активности земных недр, формирующей главные тектонические элементы зоны перехода. Метаморфические породы являются чутким индикатором изменения геодинамического режима в блоках земной коры. Данные о их исходном составе и условиях образования необходимы для разработки геодинамической модели зоны перехода, также как и определение природы гранитоидов окраинных морей.

Ранее представления о закономерностях развития магматических и метаморфических процессов зоны перехода базировались, прежде всего, на данных, полученных по ее континентальным структурам (окраина континента, островные дуги) с однотипным разрезом континентальной коры. Геологические материалы, полученные в последние десятилетия по зоне перехода, включая драгирование и глубоководное бурение в окраинных морях показали, что в строении дна этих морей принимают участие разновозрастные структуры с различным составом (сиалическим и мафическим) и степенью зрелости земной коры, что делает их уникальным объектом для определения зависимости петрогеохимического состава магматических и метаморфических пород от состава, мощности и строения земной коры, а также определения роли процессов магматизма и метаморфизма в формировании морских структур.

Предлагаемая работа, посвященная характеристике метаморфических и гранитоидных образований морского дна, существенно дополняет представление о геологическом строении зоны перехода, является надёжной основой цля разработки геодинамических моделей этой зоны и определения генетической природы окраинных морей, чем и определяется её актуальность.

Цели и задачи исследований. Целью работы является изучение петрогео-(имических особенностей гранитоидов и метаморфических пород окраинных чорей Тихого океана, определение условий их образования для выяснения индикаторной роли интрузивного магматизма и метаморфизма при реконструкции процессов формирования впадин этих морей. В задачи исследований зходнло: 1 - определение типов разновозрастных метаморфических комплек-:ов, особенностей их вещественного состава и условии образования: 2 - выя-:нение путей эволюции метаморфизма в процессе становления структур ок-)аинных морей; 3 - проведение типизации гранитоидов окраинных морей и определение их генетической природы; 4 - выяснение зависимости состава •ранптоидов от строения земной коры, содержащих их структур.

Научная новизна работы. 1. Впервые для окраинных морей Тихого океана проведена систематизация метаморфических образований и гранитопдов до-кембрийского, палеозойского, мезозойского и кайнозойского возрастов. Охарактеризован химический состав пород и породообразующих минералов их геохимия и приведены данные определения радиоизотопного возраста.

2 Установлены различия в характере метаморфизма докембрийских и фа-нерозойских комплексов. В докембрии проявлен широкозональный, высокотемпературный региональный метаморфизм амфиболитовой и эпидот- амфи-болитовой фации (Т - 560-670°G, Р - 5,5-7,0 кбар). Преобразования фанеро-зойских пород происходили в низкотемпературных (350-500° С) условиях зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой или глаукофансланцевой фации (Р - 9,5 кбар), главным образом, в узких в линейно-вытянутых зонах сжатия и отличались поясово-зональным и поясовым характером метаморфизма.

3. Определена природа разновозрастных гранитоидов, которые объединены в три генетических класса: ультраметаморфогенные, палингенные и производные андезитовой и толеитовой магмы, подразделяющиеся на несколько геохимических типов. Выделены формационные типы анатектоидных гранитов, гранитных батолитов, гранодиорит-гранитные, габбро-гранитные и габбро- п лагиогранитн ые.

4. Выявлены условия образования метаморфических и интрузивных пород, установлена зависимость их гетрогеохимического состава от состава, мощности, строения земной коры вмещающих их структур, что позволяет использовать эти образования для решения геодинамических задач - определения направленности развития и характера преобразования земной корь впадин окраинных морей.

Фактический материал и методы исследований. Основой для выполненш поставленных задач послужил материал, собранный автором за двадцатилет ний период (с 1973 года) изучения геологии морского дна непосредственж при морских экспедиционных работах (18 рейсов на научно-исследовательс ких судах). Были использованы также материалы экспедиций, в которых ав тор не принимал непосредственного участия (экспедиции под руководство» И.И. Берсенева, Б.И. Васильева, Ю.Б. Евланова, Ю.С. Липкина, И.К.Пущи на), но обрабатывал материал по магматическим и метаморфическим поро дам, а также литературные данные по геологии и геофизике окраинных мо рей советских и зарубежных исследователей (рис.1). В качестве сравнитель ного материала использовались данные автора, полученные при геологосъ емочных работах в Приморье и геологических экскурсиях в Корее. В работ учитывались и анализировались все факторы, касающиеся геолого-геофичес кого строения и истории развития окраинных морей. Но основное внимани было уделено изучению вещественного состава интрузивных и метаморфи ческих образований с широким использованием данных по химическом составу пород и отдельных породообразующих минералов, геохимии, радис изотопным определениям возраста, рентгеноструктурных исследований и И - спектроскоппи минералов. Подавляющее количество анализов получены п

О 1

о 2

50° «з ф

Й 5 о б

• 7

« а

# 9 *10 7 11

□ 13 ф 1А О 15 В 16 х 17 + 18 о 19 Л 20 Д 21

Рис. 1. Схема расположения метаморфических пород и гранитоидов: 1-10 - места выходов метаморфических пород различных фаций метаморфизма разновозрастных комплексов: 1 - амфиболитовой, архей - раннепроте-розойского, 2 - эпидот-амфиболитовой, позднепротерозойского, 3-6 - нерас-члененной эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой: 3 - средне - позднепа-леозойского, 4 - позднепалеозойского - раннемезозойского, 5 - мезозойского, 6 - палеоген - неогенового, 7 - глаукофансланцевой позднепалеозойского, 810 - зеленосланцевой: 8 - средне - позднепалеозойского, 9 - позднепалеозойского - раннемезозойского, 10 - палеоген - неогенового; 11-21 -места выходов гранитоидов различных генетических типов разновозрастных комплексов: 11 - ультраметаморфогенного, архей - раннепротерозойского, 12-14 - па-лингенного: 12 - среднепалеозойского, 13 - раннемелового, 14 - позднемело-вого, 15-19 - дифференциаты андезитовой магмы: 15 - позднепротерозойского, 16 - позднепалеозойского, 17 - юрского, 18 - мелового, 19 - третичного, 20-21 - дифференциаты толеитовой магмы: 20 - позднемезозойского, 21 -кайнозойского.

материалам автора. Вещественный состав пород изучался с целью определения исходного состава и условий образования разновозрастных комплексов, что в отдельных случаях, позволило однозначно решить проблему направленности развития земной коры (деструктивной или корообразующей) в процессе формирования структур окраинных морей.

Практическая ценность работы Установлено, что тектоническая позиция и состав фундамента оказывают влияние на состав базальтоидного магматизма. В частности в Японском море, в пределах жестких сиалических блоков земной коры древнего (докембрийского) заложения формировались субщелочные и щелочные вулканиты, с которыми ассоциируют проявления фосфоритов и железомарганцевых корок и конкреций. Условия формирования магматических (вулканогенных) комплексов дают представления не только о направленности тектонических процессов, но позволяют судить о палеогеографической и палеотектонической обстановке, раскрывающей условия формирования морских неогеновых отложений осадочного чехла, к которым приурочены многочисленные фосфатопроявления в Японском море. Кроме того, некоторые гранитоидные массивы Корейского полуострова и их подводное продолжение на дне Японского моря являются источниками ряда полезных компонентов (монацит, циркон, золото и др.) формирующих древние береговые россыпи, опущенные в настоящее время на 10-20 м при эвста-тических колебаниях уровня моря.

Все это позволяет использовать данные по геологическому строению фундамента для перспективной оценки морского дна на россыпные и твердые полезные ископаемые.

Практическое значение исследований реализовано также в составлении Геологической карты дна Японского моря м-ба 1:2 500 ООО (1987) под редакцией И.И. Берсенева, в составлении которой автор принимал участие, а также данные автора использованы в карте Нефтегазоносности Дальнего Востока м-ба 1:1 ООО ООО под редакцией Ю.А. Косыгина (1988) и Атласе палео-шельфов Евразии, Япономорский регион, м-б 1:5 ООО ООО (1992).

Основные защищаемые положения. 1. Докембрийские породы западной и центральной части Японского моря являются подводным продолжением Си-но-Корейского массива и представляют собой образования широкозонального, высокотемпературного метаморфизма умеренноглубинных зон (Т -560670° С, Р - 5,5-7,0 кбар - возвышенности Криштофовича, Восточно-Корейская; Т - 550° С, Р - 4,0 кбар - Ямато) с широким проявлением процессов анатекснса, мигматизации и образованием ультаметорфогенных гранитоидов. Современные выходы "габброидов" в Южном Приморье, докембрийских пород на возвышенности Ямато и гнейсов Хида в Японии определяют восточную границу протерозойского сиалического фундамента япономорского региона , на котором закладывались фанерозойские структуры.

2. В фанерозое произошло изменение геотермической активности подвижных зон. В этот период метаморфизм происходил в основном в линейно-вытянутых зонах, имел поясово-зональный и поясовой характер и отличался

низкотемпературным (350-500°С) преобразованием пород, главным образом, первично островодужных или океанических базальтоидов в зелёпосланиевой (Р - 3-4 кбар), эпидот - амфиболитовой (Р - 5-6 кбар) и глаукофансланиевой фации высокого давления (Р - 9,5 кбар, Восточно - Китайского моря). Важную роль в преобразовании пород играло давление, связанное с горизонтальным перемещением блоков земной коры на границе континент-океан. Компенсация тангенциального сжатия в линейно-вытянутых зонах приводила к увеличению мощности океанической коры путем ее скучивания, что сопровождалось метаморфизмом пород, появлением магматических расплавов и внедрением габбро-плагиогранитных интрузий. Образованием аккреционных линз (зон скучивания) можно объяснить поглощение и преобразование вещества фронтальной части океанической плиты при ее горизонтальном продвижении из зон спрединга без привлечения механизма погружения (суб-дукции) океанической плиты под континентальную окраину. Изменение возраста метаморфических пород от континента (355, 270 млн. лет, Японское, Восточно - Китайское море) к океану (до 20 млн.лет, желоб Яп, Филиппинское море) указывает на последовательное пространственное и временное перемещение линейных зон сжатия. Каждая, более древняя (западная), зона представляет собой жесткую структуру, консолидированную в результате метаморфизма и внедрения гранитоидов. Это приводило к формированию более молодой зоны скучивания, выдвинутой в сторону океана, путем заложения глубинных разломов и прогибов внутри плиты, к появлению горизонтальных срывов в коре и на её границе с мантией и активному вулканизму.

3. Разновозрастные гранитоиды окраинных морей объединены в три генетических класса: ультраметаморфогенные, палингенные и производные анде-зитовой и толеитовой магмы, которые подразделяются на несколько геохимических типов. Ультраметаморфогенные граниты развиты в составе архей-раннепротерозойского метаморфического комплекса. Среди палингенных гранитов, развитых в структурах с сиалической корой в Японском море выделяются породы известкого - щелочного типа, представленные абиссальными гранитами среднепалеозойского комплекса, и плюмазитого типа, к которым отнесены гипабиссальные позднемеловые граниты материкового склона Приморья. Производные андезитовой магмы в Японском море представлены гранитоидами позднепротерозойского, позднепалеозойского и поз-днемелового комплексов возвышенности Ямато. В Охотском море - это все интрузии юрского и мелового комплексов, а в Восточно-Китайском - третичного комплекса. К производным толеитовой магмы, известным только в Филиппинском море, относятся породы мезозойского и кайнозойского комплексов. Выявленная зависимость петрогеохимического состава гранщоидов от состава, мощности и строения земной коры вмещающих их структур позволяет использовать гранитоиды для решения геодинамических задач - выяснения направленности развития и характера преобразования земной коры впадин окраинных морен.

4. В структурах окраинных морей установлена гомодромная направленность гранитоидного магматизма во времени, которая проявляется в возрастании роли кислых дифференциатов в магматическом процессе, обогащенных 81,КДЬ,Ва от древних комплексов к молодым. В Филиппинском море, например, на хребте Кюсю-Палау прослеживается последовательное изменение состава гранитоидов во времени: мезозойские гранитоиды производные океанической толеитовой магмы сменяются производными островодужной толеитовой магмы (кайнозойский комплекс, 48,5; 42,6 млн. лет) и поздне-олигоценовыми гранитоидами производными известково - щелочной магмы. В Японском море при этом наблюдается смена разноглубинного магматизма во времени: от глубинного (абиссального) архей-раннепротерозойского и среднепалеозойского к мезоабиссальному позднепалеозойскому и раннеме-ловому до гипабиссального позднемелового.

5. Метаморфизм и магматизм наряду с тектоническими движениями являются важными элементами геологического процесса, приводящего к наращиванию и преобразованию (континентализации) земной коры, которая впоследствии подвергается деструкции, сопровождающей образование впадин окраинных морей. Степень его завершенности зависит от длительности и цикличности геологического развития отдельных структур. Наиболее глубокие преобразования произошли в структурах, на которых впоследствии заложилась впадина Японского моря. Здесь начиная с докембрия формировалась мощная сиалическая кора. В Филиппинском море смена составов гранитоидов (от мезозойских к позднеолигоценовым ), установленная на хребте Кюсю-Палау, также отражает аналогичную эволюционную направленность развития земной коры, но сохранение мафического характера коры этой островной дуги связано с непродолжительностью (поздний мезозой -кайнозой) её геологического развития. В Японском море в этот период происходила деструкция сиалической коры, связанная с формированием его впадины, что доказывается несоответствием современной мощности земной коры крупных подводных возвышенностей, установленной по геофизическим данным (20-26 км) с мощностью коры (30-35 км) на период формирования докембрийских метаморфических комплексов, абиссальных и мезоабис-сальных гранитов.

Апробация работы. По теме диссертации опубликовано более 100 работ, в том числе, четыре монографии и издана "Геологическая карта дна Японского моря" м-ба 1:2 500 ООО. Результаты исследований докладывались на Международных съездах и симпозиумах: на 14 Тихоокеанском научном конгрессе (Хабаровск, 1979 г.), 27 и 29 Международном геологическом конгрессе (Москва,1984 г., Киото, 1992 т.). "Строение и динамика переходных зон" (Сочи, 1983 г.), 5 и 6-советско-японских симпозиумах (Хабаровск, 1985 г., Токио, 1988 г.), 1-1У-советско-китайских симпозиумах (Находка ,1987 г., Пекин, 1988 г., Владивосток, 1990 г., Циндао, 1991 г.), на рабочем совещании проекта ВЕСТПАК (Токио, 1980 г.) "Гранитоиды и геодинамика" (Москва,1991 г.) на Всесоюзных совещаниях: 5-петрографическом совещании (Алма-Ата, 1976

г.), 1,2 и 3 съездах советских океанологов (Москва, 1977 г., Ялта, 1982 г., Ленинград, 1987 г.), 7-Всесоюзной школе по морской геологии (г.Геленджик, 1986). "Минеральные преобразования океанической коры" (Звенигород, 1979 г.), "Магматические и метаморфические породы дна океана и их генезис" (Москва, 1980), "Тектоника Сибири и Дальнего Востока" (Южно-Сахалинск, 1985); на региональных совещаниях: 3-4 Дальневосточном петрографическом совещании (Хабаровск, 1981, Южно-Сахалинск, 1988 г.), 1,2,3 Тихоокеанских школах по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1983, 1987, Южно-Сахалинск, 1985).

Большое значение для выполнения работы имели творческая обстановка и постоянная поддержка со стороны руководство института - академика В.И. Ильичева, д.ф.-м.н. A.B. Алексеева, обсуждения и консультации с Н.П. Васи-льковским, И.И. Берсеневым, М.А. Мишкиным, О.В. Авченко, С.А. Щекой, И.Н. Говоровым, Г.Б. Ферштатером, И.А. Тарариным, Т.И. Фроловой, Б.Я. Карпом, Р.Г. Кулиничем, P.A. Октябрьским, С.С. Зиминым, С.А. Коренбау-мом, П.Г. Недашковским.

Автор благодарен своим коллегам по работе: И.И. Берсеневу, А.Н. Маля-ренко, Е.П. Терехову, В.Т. Съедипу, В.Л. Безверхнему, А.Г. Аблаеву, А.И. Свишшникову, Ю.И. Коновалову, Г.А. Крайникову, И.Н. Якушевевой, Ю.Б. Евланову, И.К. Пущину за помощь в сборе и обработке материалов, а также В.А. Кондратенко, Е.В. Анниной, Т.А. Емельяновой и другим, способствующим выполнению и оформлению работ по теме исследований.

Ниже в тексте доклада приняты следующие сокращения: Р1 - плагиоклаз, АЬ - альбит, Ан - анортит, Or - калиевый полевой шпат, Mi - микроклин, НЬ - амфибол, Akt - актинолит, And - андалузит, Ар - апатит, Bi - биотит, Gr -гранат, Q - кварц, Cz - клиноцоизит, Mu - мусковит, Mt - магнетит, Рх - пироксен, Pum - пумпеллеит, Ser - серицит, Chi - хлорит, Ер - эпидот, Са -

кальцит; f ——100% - общая железистость пород и минералов; ^е

Ре + Са +

железистость метаморфических пород: < 0,3 - низкая, 0,3 - 1 - умеренная, >

1 - высокая; -—- - глиноземистость метаморфических пород: <

Ыа + К + Са + Мя

0,8 - низкая, 0,8 - 1,1 - умеренная, > 1,1 - высокая (Мишкин, 1984);

Са + Л/г + 1-е . ЛГ1ГК Са .

-2-100% - основность, -100% - кадьциевость,

С а + + 1'е + А! Са + + Ре

Ля + К ^ооо^ _ щелочность, —-—100% - калиевость гранитоидов

Na + К + Al Na + К

(Коренбаум, 1975).

ВВЕДЕНИЕ.

Краевые моря западной Пацифики различаются между собой, прежде всего, типом и составом земной коры, строением и возрастом пород складчатого фундамента. Наиболее контрастными по своему строению являются Японское море, которое формировалось на сиалической коре древнего доке-мбрийского заложения и Филиппинское море, структуры которого формировались на молодой (мезозойской) океанической коре.

В Японском море прослеживается продолжение древних береговых структур на морском дне, которые были вовлечены в активные мезо - кайнозо-зойские движения, связанные с формированием его впадины.

Восточно-Китайское море сходно по своему строению с Японским. Здесь выделяется обширный шельф с корой континентального типа мощностью 3032 км, в пределах которого прслеживаются структуры прилегающего континента, перекрытые мощным осадочным чехлом (2-6 км). Новообразованная кора сокращённой мощности наблюдается в рифтогенном троге Окинава, в пределах которого продолжаются структуры Японской островной дуги.

Структуры Охотского моря закладовались на фундаменте эвгеосинкли-нального типа, в строении которого не обнаружены образования древнего докембрийского возраста. Для его подводных возвышенностей характерна "субконтинентальная" кора сокращеннной мощности (до 20 км) с трёхчленным строением, промежуточный слой в которой сложен палеозойско - мезозойскими породами близкими по составу современным островодужным комплексам. Отличительной особенностью Охотского моря является наличие мощного до 8 км чехла мезо - кайнозойских отложений, выполняющих впадины, желоба и прогибы.

В Филиппинском море отмечается маломощная кора океанического типа с характерной незначительной мощностью (100-150 м) первого осадочного слоя и преобладанием магматических пород в строении второго и третего слоев земной коры. Состав известных магматических и метаморфических пород свидетельствует о мафическом характере фундамента всех изученных морфоструктур этого моря.

Таким образом в геологическом строении каждого из изученных морей (Японского, Охотского, Восточно-Китайского и Филиппинского) имеются специфические особенности и характеристика магматических и метаморфических комплексов будет дана по каждому морю отдельно.

При этом, основные метаморфические процессы и внедрение гранитоидов в структурах этих морей протекали в значительно более ранний период, чем формирование их впадин в современном виде. И поэтому термин окраинное море имеет прежде всего географическое понятие, как бассейн расположенный между материком и океаном и отделённый от последнего островами, полуостровами и подводными возвышенностями. Их современная конфигурация сформировалась в миоцен - голоценовое время.

Изучение геологического строения окраинных морей имеет многолетнюю историю, однако многие проблемы до сих пор остаются дискуссиоными, это, в частности, вопросы происхождения впадин краевых морей, времени их формирования, состава и характера земной коры, на которых закладопались и развивались структуры этих морей.

Наиболее контрасные точки зрения на природу окраинных морей высказывались В.В. Белоусовым (1960, 1962, I96S), который рассматривал их образование на первичной континентальной коре с последующим опусканием материковой суши и уничтожением "гранитного" слоя коры процессами "базификации" и Н.П. Васильковским (1960, 1964, 1968, 1973, 1978) о впадинах морей, как об остаточных депрессионных структурах окраины океанического ложа, отделившихся от Тихого океана в процессе геоантиклинально-орогенного развития островных дуг. Последняя гипотеза основывается на представлениях А.Д. Архангельского (1947) на восточноазиатские окраинные моря, как на современные энсиматические геосинклинали. Согласно первой - деструкционной гипотезе - предполагается образование впадин краевых морей в мезо - кайнозойское время, а с позиции реликтовой эпиокеанической природы, начало их образоания "отодвигается в глуб геологических времён," в частности, для Японского моря допускается начало преобразования океанической коры с докембрия.

Кроме того существуют гипотезы о происхождении краевых морей всле-дствии рифтогенного раздвижения земной коры, связанного с субдукцией плит океанической литосферы под окраину Азиатского континента по сей-смофокальной зоне Заварицкого - Беньофа (Кариг, 1974, Ludwig et.al., 1966, Uyeda, 1973), либо с внедрением мантийного диапира (Кропоткин, 1971, Хаин, 1973, Белоусов, 1975, Милановский, 1976, Берсенев, 1987, Перчук, 1987). Автор в настоящей работе придерживается представления о рифто-генном происхождении окраинних морей, связанном с внедрением мантийного диапира.

Появление новых геолого - геофизических данных, изучение вещественного состава пород складчатого и акустического фундамента морского дна позволяет более дифференцировано подходить к решению проблемы времени заложения и истории развития отдельных структур различных морей, однако не позволяет однозначно решать некоторые вопросов. В частности, Т.И. Фролова с соавторами (1989) рассматривает прблемы магматизма и преобразования земной коры активных окраин с позиции первично континентальной коры окраинных морей, в том числе, структур западной части Филиппинского моря и приходит к выводу об антидромной направленности развития вулканических серий. Изучая гранитоиды краевых морей, в том числе и Филиппинского моря (хребет Кюсю-Палау), автор приходит к выводу о гомодромной направленности гранитоидного магматизма в структурах этих морен. Этот пример свидетельствует о дискуссионности многих положений касающихся проблем происхождения впадин окраинных морей, процессов преобразования коры и развития магматических серий.

Глава 1. ЯПОНСКОЕ МОРЕ

Строение земной коры и геологическое строение.

Основными морфоструктурами морского дна Японского моря являются: шельф, материковый склон, подводные возвышенности, вулканические постройки и котловины. Разрез земной коры всех этих структур характеризуется одним и тем же набором сейсмических слоев (Карп и др., 1981, 1992, Хира-та, 1988). Среди них выделяется первый (осадочный) слой, часто состоящий из двух подслоев, второй (промежуточный), почти повсеместно представленный двумя толщами и третий (океанический). Основное отличие в строении земной коры различных морфострукгур заключается в существенной разнице мощностей, главным образом, второго и океанического слоев, а также коры в целом. На шельфе мощность второго слоя достигает 12 км при мощности коры 26 км, на крупных подводных возвышенностях (Ямато, Восточно-Корейская и др.) эти мощности составляют 5,0-7,5 км и 18-25 км соответственно. В Центральной котловине мощность коры (без водного слоя) составляет 8,0-8,5 км, а в котловине Хонсю 11-14 км, при мощности промежуточного слоя (V - 4,5-4,8 км/с) 1,5 км в первой и 5,3 км во второй котловине (V - 3,8-6,7 км/сек, Карп и др., 1992).

В геологическом строении Японского моря участвуют разнообразные по происхождению, составу и возрасту горные породы, которые подразделяются на два комплекса. Нижний сложен породами докайнозойского консолидированного фундамента, характеризующими промежуточный слой коры, а верхний - кайнозойскими отложениями первого слоя и вулканитами. В составе нижнего комплекса установлены архей-раннепротерозойские и поздне-протерозойские метаморфические породы, среднепадеозойские звгеосинкли-нальные и субплатформенные вулканогенно-терригенные образования, тер-ригенные верхнепалеозойские, раннемезозойские и раннемеловые отложения и покровы позднемеловых вулканитов, а также гранитоиды шести возрастных групп. Среди осадочных отложений верхнего комплекса выделяются толщи континентального и морского происхождения. Первые установлены на шельфе и подводных возвышенностях и представлены плиоценовой песчано -алевролитовой толщей и олигоцен - нижнемиоценовыми туфами, туфодиато-митами, туффитами, туфопесчаниками, которые содержат пресноводную диатомовую флору и папинокомплексы (Цой и др., 1985).

Морские отложения среднемиоценового, верхнемиоценового и плиоценового возраста имеют площадное распространение и представлены туфодиато-митами, диатомитами, диатомовыми глинами с прослоями песчаников, конгломератов и известняков. В основании разреза часто залегает базальный горизонт валунников, образованный в прибрежно - морских условиях.

Вулканогенные породы слагают отдельные вулканические постройки и хребты, реже залегают в виде покровов. Они подразделяются на шесть разновозрастных формационно - геохимических типов (Съедин, 1987). Палеоцен -раннеэоценовые известково - щелочные вулканиты континентальных окраин, палеоцен - плиоценовые окрашшо - морские толеиты, эоцен - верхнемиоце-

новые островодужные вулканиты, олигоцен - раннемиоценовые вулканиты трахиандезитовой серии, раннемиоценовые континентальные толеиты и плиоцен - голоценовые щелочные базальтоиды типа континентальных рифтов.

Метаморфические породы

Они подразделяются на несколько возрастных комплексов.

Архей - раннепротерозойский компекс.

Метаморфические образования этого комплекса широко распространены в западной части Японского моря на подводных возвышенностях Кришто-фовича. Восточно-Корейской и на материковом склоне Корейского полуострова. Они представлены амфиболитами, гнейсами, сланцами, мигматитами и гнейсо-гранитами.

Амфиболиты сложены роговой обманкой (Г - 45,2%, 50-65%), плагиоклазом (57-58% Ан, до 30%) и акцессорным апатитом. Роговообманковые пла-гиогнеисы состоят из плагиоклаза (33-35% Ан, реже 11% Ан), роговой обманки (("- 41,2 %), кварца (до 15%) и эпидота ( до 5%).В биотит-роговообман-ковых плагиогнейсах количество плагиоклаза (37-40% Ан) достигает 50%, биотита 15-28%, роговой обманки (Г - 45,2-47,6%) - 10-23% и кварца - 10%. Биотитовые плагиогнейсы сложены андезином (28-33% Ан) до 50%, кварцем (до 15%), биотитом (до 35%) в акцессориях рудный минерал (3-4%) и апатит. Кварц-биотит-мусковитовые сланцы - тонкополосчатые породы, сложенные биотитом и мусковитом (40-60%), кварцем (до 50%), плагиоклазом (28-32% Ан) и калиевым полевым шпатом.

Среди мигматитов, установленных на возвышенности Криштофовича развиты послойные и теневые разности. Они близки между собой по составу и структуре и состоят из плагиоклаза двух генераций: первичного олигоклаза (25-28% Ан) и альбита (8-12% Ан), развивающегося по микроклину, а также микроклина (24-34%), кварца (28-43%), биотита (2-13%). Гнейсо-граниты подразделяются на микроклиновые породы, сложенные микроклином (1520%), плагиоклазом (25-27% Ан), 25-30%, кварцем (25-50%) и биотитом (515%) и плагиограниты, отличающиеся от микроклиновых большим содержанием плагиоклаза (60-70%) и отсутствием микроклина.

По соотношению щелочей основная часть пород комплекса относится к образованиям кали - натрового типа. По величине отношения щелочных и. щелочноземельных металлов (Мишкин, 1984) все породы относятся к нат-рово - магнезиальному ряду (Ма:К> 1; Са:№^ <1). При этом породы, богатые кальцием (амфиболы и биотит-амфиболовые гнейсы) представляют собой образования умеренной железистости (0,3-0,72), низкой ( 0,55-0,75) и умеренной глиноземистости (0,83-1,09), а бедные кальцием породы (биотитовые, роговообманковые гнейсы и сланцы) в основном высокожелезистые (1,07-1,62) и высокоглиноземистые (1,13-1,56) образования. По соотношению петрогенных элементов амфиболиты отвечают составу базальтов и ан-дезитобазальтов. Биотит-роговообманковые гнейсы - андезитам, биотитовые гнейсы - гидрослюдистым глинам, грауваккам и субграуваккам (возможно, андезитам), а сланцы - монтмориллонитов им глинам.

Геохимические особенности состава первично вулканогенных пород метаморфического комплекса, в частности, повышенные концентрации в них рубидия (72-155 г/т), стронция (363-685), циркония (129-266), бария (609929), а также калия и титана сближает их с вулканитами щелочно - базальтовой серии океанических островов и поднятий (Лутц, 1980) и дает основание предполагать, что изученные структуры закладывались на древнем океаническом основании.

Мигматиты и гнейсо-граниты рассматриваются в качестве продуктов ана-тектоидного гранитообразования при ультраметаморфогенном преобразовании вулканогенно - осадочных толщ. По содержанию стронция, бария, олова, свинца, цинка, циркония они близки ультраметаморфогенньш гранитон-дам (Таусон, 1977), отличаясь от них высокими концентрациями никеля, хрома, кобальта, свойственным гранитоидам андезитового ряда, что обусловлено влиянием первичного состава исходных вулканогенных пород.

Оценка условий метаморфизма пород комплекса показывает, что гнейсо-мигматитовый комплекс возвышенности Криштофовича сформировался в среднеглубинных условиях амфиболитовой фации (Т - 560-670° С и Р - 5,07,0 кбар) а породы материкового склона Кореи при Т - 530° С и Р - 6,3 кбар.

Вероятным аналогом япономорского метаморфического комплекса могут быть позднеархейские метаморфические формации становой складчатой зоны, в частности иликанская серия (Т - 660° С, Р - 6,6-7,3 кбар, Козырева и др., 1985) и позднеархейские образования Манченренской складчатой области Северной Кореи (Геология Кореи, 1964).

Позднепротерозойский комплекс

К нему отнесены метаморфические образования западной оконечности хребта Южного Ямато и хребта Оки. В первом случае они представлены амфиболитами, сложенными роговой обманкой (40-60%) и плагиоклазом (3235% Ан); биотит-амфиболитовыми плагиогнейсами, в которых кроме плагиоклаза (34-38% Ан) в количестве 50%, присутствует роговая обманка (до 20%), кварц (10%) и биотнтовыми гнейсами, состоящими из микроклина (до 40%), плагиоклаза (25 % Ан, до 20%), кварца (до 10%) и биотита (до 30%).

На хребте Оки установлены плагиоклаз-роговообманковые гнейсы и мик-роклин-пироксеновые гнейсо-граниты, сложенные микроклином (до 70%), амфиболом, ромбическим пироксеном, плагиоклазом (32-35% Ан), кварцем.

Амфиболиты являются натрово - магнезиальными (Na:K - l,86,Ca:Mg -0,67), а гнейсы натрово - кальциевыми (Na:K - 1,86-2,15, Ca:Mg - 1,77) породами. Они относятся к калий - натровому типу умеренно железистых (0,310,32) и умеренно глиноземистых (0,84-1,05) пород, которые отвечают базальтам и андезитам аналогичным вулканитам островных дуг (Лутц, 1980).

Амфиболиты и гнейсы Ямато сформировались в условиях эпидот - амфиболитовой фации (Т - 550° С и Р - 4,0 кбар) и по своему составу близки гнейсам Хнда Японии и "габброидам" Южного Приморья.

Средне-позднепалеозойский комплекс

К этому комплексу отнесены метаморфические образования возвышенностей северного замыкания Центральной глубоководной котловины, Ямато и Хакусан.

Северная часть Центральной глубоководной котловины Японского моря отделена от Татарского пролива уступом высокой 1000-1500 м, который осложнен рядом возвышенностей (Витязя, Алпатова), разделенных долинами. Здесь установлены метаморфизованные вулканогенные и террпгенные образования. Метаморфизованные эффузивы с грубослаицеватой текстурой, сложенные эпидотизированным андезином (32-35% Ан), хлорит-актинолит-эпидотовыми псевдоморфозами по пироксену, погруженными в хлорит-ак-тинолит-эпидот-альбитовую основную массу. Реже встречаются амфиболиты по габбро или диабазам и зеленые сланцы. Первые состоят из хлорит-акти-нолитового агрегата по роговой обманке (80-85%), альбитизированных кристаллов андезина (33-35% Ан) до 20% и рудного минерала. Амфиболовые микросланцы, сложены амфиболом, плагиоклазом (до 20%) и рудным минералом. Из других сланцев встречаются альбит-эпидот-хлорит-актинолито-вые, альбит-биотит-хлоритовые и хлорит-альбит-мусковит-карбонатные разности.

Первично осадочные породы преобладают над метаэффузивами.Они представлены филлитами, кварц-серицитовыми сланцами и метапесчаниками, среди которых выделяются кварцевые (олигомиктовые) песчаники, аркозы и граувакки.

На северном хребте возвышенности Ямато установлены метаэффузивы превращенные в хлорит-эпидот-альбитовые, кварц-хлорит-альбитовые, эпи-дот-альбитовые, кварц-хлорит-серицитовые сланцы с реликтовыми порфировыми выделениями андезина (28-34% Ан), а также первично-осадочные породы: филлиты и метапесчаники, обломки в которых представлены кварцем и плагиоклазом (24-28% Ан), а алевропелитовый цемент превращен в биотит-хлоритовый и кварц-серицит-хлоритовый агрегат.

На банке Хакусан подняты обломки тонкослоистых филлитовидных кварц-серицитовых сланцев.

По петрогеохимическим данным метаэффузивы, сланцы и амфиболиты возвышенности Алпатова отличаются резким преобладанием натрия над калием и относятся к натрово - магнезиальному ряду, умеренножелезистых низко и умеренноглиноземистых пород. Они характеризуются повышенным содержанием титана (Т1О2 - 2,14-2,74 %), Бг (213-573 г/т), низким содержанием ЛЬ (1-3 г/т), Ва (55-206 г/т) и по соотношению Т1 - К, ЛЬ - Б г, Ва - 5г близки толеитам океанических островов и поднятий (Лутц, 1980).

Породы возвышенности Ямато и Хакусан также относятся к натрово-маг-незиалыюму типу, но отличаются от вышеописанных повышенной глинозе-мистостью (0,97-1,28), низким содержанием Т'| (ТЮ2 - 0,52-0,85%), более высокими концентрациями ЛЬ (18-47 г/т), Ва (298-396 г/т). По соотношению Т1-К, Т1 и железистости, Т1-8г-7г и ЯЬ-Бг метавулканиты Ямато попа-

дают в поле известково-шелочиых базальтов, близких к островодужиым вулканитам.

Различие метавулканитов возвышенностей Алпатова и Ямато отражают их происхождение из различных типов магм: океанической толеитовой северного участка и островодужной толеитовой возвышенности Ямато и указывает на образование этих структур в различной геодинамической обстановке. Первые отвечают структуре типа океанических островов и поднятий, зало-жившейся на океанической коре, а вторые - островодужные, сформировались на складчатом фундаменте позднего протерозоя.

Парагенезис минералов сланцев возвышенности Алпатова позволяет оценить условия их образования (Плюснина, 1983, Мишкин, 1990, 1994), которые отвечают давлению 2-4 кбар и температуре 480° С.

Время формирования пород комплекса на основании радиоизотопного анализа (355,9; 319,2; 272,5; 240,3; 175,0 млн.лет) соответствует среднему-позднему палеозою.

Контактово - метаморфизованные породы.

Установлены на хребте Оки, возвышенностях Ямато и Такуё.

На хребте Оки они представлены кварц-микроклин-пнроксен-амфиболо-выми сланцами с прослоями мусковитовых микрокварцитов, биотлт-амфи-бол-плагиоклазовыми, кварц-биотит-амфибол-плагиоклазовыми и кварц-мусковит-биотитовыми сланцами, а также кварц-микроклин-пироксеновыми и кварц-микроклин-эпидотовыми роговиками. Все они характеризуются преобладанием калия над натрием (Ыа.К - 0,08-0,95) и кальция над магнием (Са: Mg - 1,17-1,53) и относятся к калиево - кальциевому умеренножелезистому и высокоглиноземистому типу пород.

Исходными породами для их образования могли быть богатые кальцием пелитовые осадки, вероятно, с прослоями известняков. Они сформировались в условиях низких давлений (1-2 кбар) и различной температуры - 370, 430, 470° С, указывающей на зональный характер формирования этих пород.

На возвышенностях Ямато и Такуё в кровле гранитного массива поздне-палеозойского возраста (270 млн.лет) установлены метаморфизованные породы алевролито-песчаниковой толщи, представленные кварц-серицитовыми роговиками, ороговикованными полимиктовыми песчаниками и узловатыми хиастолмтовыми углисто-глинистыми сланцами, которые представляют собой калий - натровые, высокоглиноземпстые (1,10-1,59) породы. Появление хиастолита в контакте с гранитами свидетельствует о контактовом метаморфизме пород в условиях низких давлений, ниже фации мусковитовых роговиков.

Гранитоиднын магматизм.

Гранитоидные породы играют важную роль в строении складчатого фундамента шельфа и крупных подводных возвышенностей, где они слагают крупные тела, протягивающиеся на десятки и сотни километров. Среди них выделяются образования трех генетических классов: ультраметаморфогенные,

палингенные и дифференциаты андезитовой магмы, которые по возрасту и геологическому положению подразделяются на шесть разновозрастных комплексов: архей - раннепротерозойский, позднепротерозойский, среднепалео-зойский, позднепалеозойский, раннемеловой и позднемеловой.

Граниты первого комплекса тесно связаны с образованиями гнейсо-миг-матитового комплекса и их характеристика приведена при описании метаморфических пород.

Позднепротерозойский комплекс

К нему отнесены диориты, сиениты, гранодиориты и граниты, поднятые совместно с метаморфическими породами с западной оконечности Южного хребта Ямато, а также роговообманковые габбро западного склона Северного хребта Ямато.

Роговообманковые габбро сложены палгиоклазом (42-45% Ан до 50%), роговой обманкой (40-45%) и изредка кварцем (до 5%). Амфиболовые кварцевые диориты состоят из плагиоклаза (32-34% Ан), 60-65%), кварца (до 15%), роговой обманки (до 20%) и биотита (до 10%). Кварцевые сиениты из плагиоклаза двух генераций (32-34% Ан и 24-25% Ан) в количестве 50-80%, микроклина (5-20%), кварца (5-15%), биотита (до 10%), роговой обманки и пироксена. Биотит-роговообманковые гранодиориты сложены плагиоклазом (28% Ан, 55-60%), кварцем (15-20%), роговой обманкой (до 30%), биотитом (до 5%) и микроклином. Граниты состоят из плагиоклаза (25-28% Ал, 3035%), микроклина (30-35%), в контакте с которым в плагиоклазе появляется кайма олигоклаза-альбита и мирмекитовые вростки кварца, а также кварца (до 30%) биотита, циркона, апатита. В мусковитизированных разностях по биотиту и плагиоклазу развивается мусковит (до 10%), а в лейкократовых количество микроклина увеличивается до 40%. Гнейсо-граниты - породы с гнейсовой текстурой, состоящие из микроклина (до 40%), олигоклаза (25% Ан) до 20%, кварца (25%) и биотита (до 15%).

По соотношению щелочно - кальциевого параметра и общей кислотности (Бородин, 1987) породы комплекса относятся к известково - щелочной серии за исключением сиенитов (субщелочная серия). Породы характеризуются повышением среднего содержания Шэ от 17 до 65 г/т и Ва от 182 до 792 г/т от габбро к лейкогранитам, низкой величиной ИЬ - Бг отношения (0,04-0,17). По соотношению ЯЬ - 5г точки этих пород располагаются в поле производных андезитовой магмы и толеитовой магмы повышенной щелочности (Фе-рштатер, 1984). По содержанию Бг - 3,5 г/т, ИЬ - 23, Ъх\ -34, V - 80, Со - 10, граниты комплекса сходны гранитами андезитового ряда (Таусон, 1977), отличаясь от последних повышенной концентрацией № - 31 и Сг - 24 г/т.

Интрузивные породы этого комплекса относятся к классу остаточных образований (производных андезитовой магмы) и по своему составу и геологическому положению сходны с нозднепротерозойскими (618 млн.лет) гранитоидами южного Приморья.

Сред не палеозой с кий комплекс

К этому комплексу отнесены гранодиориты, кварцевые сиениты и граниты, установленные в западной части моря на Восточно-Корейской возвышенности, где они слагают крупный батолит, протягивающийся с севера на юго примерно на 200 км и шириной до 70 км.

Гранодиориты, кварцевые сиениты, биотит-роговообманковые и рого-вообманковые граниты - редко встречающиеся разности пород массива. Первые сложены плагиоклазом (29-33% Ан, до 50%), микроклином (до 15%), кварцем (15-20%), биотитом (Г - 55,9%,-до 10%), роговой обманкой (Г - 57,1% до 7%) и сфеном (до 1%). Кварцевые сиениты состоят из плагиоклаза (до 50%), кварца (до 15%), биотита (5-8%) и микроклина (20-25%). Биотит-роговообманковые граниты сложены плагиоклазом (25-27% Ан, до 40%), микроклином (30-50%), роГовой обманкой (Г - 46,7%, до 20%) и биотитом (до 10%), а роговообманковые разности отличаются отсутствием биотита.

Граниты - неравномернозернистые, крупно - и среднезернистые, часто порфировидные розовато-серые породы. Биотитовые граниты сложены микроклином (30-45%) в виде крупных (до 3 мм) зерен, плагиоклазом (25-28% Ан, 25-60%), кварцем (15-25%) и биотитом (5-10%). В лейкократовых разностях количество микроклина составляет 35-45%, кварца (25-40%) при количестве плагиоклаза-олигоклаза (25-27% Ан) 25-30%. В участках скопления порфировых выделений, микроклин составляет 70-85% объема породы. В плагиогранитах, появляющихся вокруг недозамещенных реликтов гнейсов докембрия наблюдается грубопараллельная ориентировка биотита (10-15%) и увеличивается содержание плагиоклаза (27-29% Ан) до 60-65%. Среди жильных разностей встречаются гранат-мусковитовые граниты, сложенные плагиоклазом (8-12% Ан, до 35%), микроклином (до 20%), кварцем, гранатом и пегматиты, состоящие из микроклина (40-60%), кварца (10-40%) и плагиоклаза (до 15%).

По химическому составу среди гранитов выделяются субщелочные раз-ностн и породы нормальной щелочности. Значение основности изменяется от 37,4% в гранодиоритах до 10,6% в пегматитах, при этом железистость и кальциевость пород возрастает с ростом основности, а общая щелочность снижается при возрастании основности. По основным петрохимическим характеристиках граниты этого комплекса аналогичны среднепалеозойским гранитам Шмаковского массива Приморья и на петрохимических диаграммах точки их составом попадают в поле шмаковских гранитов или располагаются вдоль тренда этих пород.

Породы комплекса обогащены рубидием, барием, содержание которых возрастает от гранодиоритов к щелочным лейкогранитам и пегматитам при снижении содержания Бг в этом же направлении. На диаграмме НЬ - Бг точки этих пород образуют тренд, который прослеживается от пород гранодио-ритового ряда (ЯЬгБг - 0,17) до линии гранитов предельного состава (ЯЬ:Бг -3,0). В - 5г отношение увеличивается в этом же направлении от 1,5 до 3,5 еди-ниц. По содержанию ряда микроэлементов 1л - 50,9 г/т, РЬ - 28, N1 - 17,

Со - 6, V - 29 г/т и химической специализации граниты комплекса отвечают палингеиным гранитам известково - щелочного ряда (Таусон, 1977), отличаясь от аналогичных гранитов Дальнего Востока (Недашковский, 1980) более высоким содержанием калия (К2О - 4,75%, Си - 35 г/т, В - 40 г/т) н более низким - Sn - 2,9 и Cr - 12 г/т.

Граниты комплекса образуют крупный батолит, сформированный в процессе палингенного плавления метаморфогенных образований докембрия, недозамещенные реликты которых встречаются в составе массива. По железистости, кальциевости и общей щелочности эти граниты аналогичны гранито-гнейсам архей-раннепротерозойского комплекса, что свидетельствует о влиянии докембрийских образований на состав описываемых пород. Для гранитов массива характерно широкое развитие крупнопорфировых разностей с выделениями высокоупорядоченного (0,9-1,0) микроклина. Точки составов амфиболов из этих гранитов на диаграмме (Na + К) - Al'^ (Мануйлов и др., 1975) и биотитов на диаграмме AI2O3 - TiC>2 (Ферштатер, Бородина, 1975) попадают в поле пород абиссальной фации глубинности, а состав сосуществующего щелочного полевого шпата и плагиоклаза (Seck, 1971) позволяют оценить температуру кристаллизации пород в 550-660° С. Все эти данные позволяют отнести породы комплекса к группе палингенных гранитов формации гранитных батолитов, кристаллизовавшихся из магмы с высоким содержанием водной фазы при сравнительно низкой температуре и высоком давлении.

Среднепалеозойский возраст гранитов основывается на единичных радиоизотопных данных (348,4 млн.лет), большом сходстве со среднепалео-зойскими (шмаковскими) гранитами Приморья и Северной Кореи, а также на основании налегания на этот массив терригенной толщи, сходной с девонскими отложениями Кореи и Приморья.

Позднепалеозойский комплекс

Интрузивные породы этого комплекса установлены на подводной возвышенности Ямато, где они слагают крупный массив, вытянутый в северовосточном направлении более, чем на 200 км при ширине отдельных выходов 15-30 км.

Возраст гранитоидов определяется по радиоизотопным данным (332,0181,0 млнлет) и геологическому положению массива, породы которого прорывают средне-позднепалеозойские метаэффузивы и филлиты, метаморфи-зуют отложения, относимые к позднему палеозою и перекрываются толщей нижнемелового возраста.

В составе массива выделяются кварцевые монцониты, кварцевые диориты, гранодиориты, плашограниты и граниты.

Кварцевые монцониты сложены плагиоклазом (42-48% Ан) в количестве 40-50%, калиевым полевом шпатом (15-35%), роговой обманкой (f - 40,9, до 30%), кварцем (до 10%). В биотит-роговообманковых разностях кроме того присутствует биотит (5-15%). Кварцевые диориты состоят из плагиоклаза (3436% Ан) в количестве 50-60%, роговой обманки (до 30%), иногда совместно с

биотитом, кварца (до 10%), апатита и рудного минерала. Гранодиориты сложены плагиоклазом (32-35% Ан) в количестве 40-45%, кварцем (до 20%), роговой обманкой (Г 41,9-49,3 до 25%) и биотитом (Г - 48,1-53,4, до 15%). Плагиограниты состоят из плагиоклаза (28-30% Ан, до 35%), кварца (до 35%), биотита и мусковита, который развивается по плагиоклазу. В мусковит-турмалиновых разностях отмечаются единичные кристаллы турмалина. В биотит-роговообманковых гранитах плагиоклаз представлен олигокла-зом (25-28% Ан), реже андезином (32-34% Ан) в количестве 40-60%, присутствует калиевый полевой шпат (25-30%), кварц (20-25%), роговая обманка (до 5%) и биотит (5-10%).

Биотитовые граниты слагают большую часть массива и состоят из плагиоклаза (23-27% Ан, 45-55%), микроклина (10-30%), в контакте с которым в зернах плагиоклаза развивается кайма альбита, а также кварца (25-30%) и биотита (5-10%). Субщелочные разности характеризуются более кислым плагиоклазом (15-23% Ан), с более интенсивно проявленной альбитизацией его зерен и большим (35-50%) количеством калишпата. Лейкократовые граниты сложены плагиоклазом (16-22% Ан, 35-40%), краевые части зерен которого замещены альбитом (8-10% Ан), кварцем (30-35%). В субщелочных лейкогранитах развит более кислый плагиоклаз (10-18% Ан) и содержание калиевого полевого шпата составляет 35-40%.

По химическому составу породы комплекса позразделяются на извес-тково - щелочную и субщелочную серии по Бородину (1987). К первой относятся кварцевые диориты, гранодиориты, биотитовые граниты и лейко-граниты, а ко второй - кварцевые монцониты, роговообманковые и субщелочные граниты.

Железистость и общая щелочность пород возрастает с ростом основности, при этом, при равной основности породы субщелочной серии обладают более высокой железистостью и щелочностью по сравнению с образованиями известково - щелочной группы. При этом рост щелочности происходит прежде всего за счет увеличения содержания натрия. Субщелочные породы характеризуются более высоким содержанием стронция по сравнению с известково - щелочными и точки состава первых группируются в поле производных толеитовой магмы повышенной щелочности, а вторых - островоду-жной андезитовой магмы.

По содержанию и распределению акцессорных элементов гранитоиды Ямато могут быть отнесены к породам андезитового ряда, при этом концентрации Бп - 3,9 г/т, РЬ - 24, 2п - 65, Со - 10, V - 91 в породах известково -щелочной серии близки гранитоидам известково - щелочного подтипа Дальнего Востока, а породы субщелочной серии по содержанию РЬ - 31 г/т, Со -10, С г - 18, V - 50 сходны с гранитоидами латитового подтипа известково-щелочной серии Дальнего Востока (Недашковский, 1980). При этом наблюдается закономерное накопление Ва, КЬ и снижение концентрации Бп, РЬ, Хп, N1, Со, Сг в процессе дифференциации магматического расплава от бо-

лее основных (диоритов, монцонитов) к кислым (лейкогранитам) разностям обеих серий.

Неясность взаимоотношений пород различных серий, частое их присутствие в одних и тех же станциях драгирования, отсутствие четкого деления по радиоизотопным данным не позволяет достаточно обосновано выделить самостоятельные массивы пород нормальной щелочности и субщелочного типа. Поэтому все гранитоиды описаны в составе единого позднепа-леозойского комплекса. Они представляют собой производные андезитовой магмы я по набору пород, химическому составу отвечают гранитоидам габбро - гранитной формации калий - натрового типа.

Состав биотитов (соотнтшение AI2O3 - TiOj?o), сосуществующих калиевых полевых шпатов и плагиоклазов (Seck, 1971) из гранитов свидетельствет о их кристаллизации в низкотемпературных условий (590-660° С), свойственных гранитоидам, обогащенным водной фазой в пограничной области абиссальных и мезоабиссальных интрузивных пород. Они близки гранитоидам современных островодужных систем и унаследовали основные петрогеохими-ческие особенности пород раннего этапа формирования возвышенности Ямато, в частности, лозднепротерозойских гранитоидов.

Раннемеловой комплекс

Раннемеловые гранитоиды (110-102 млн.лет) установлены в западной части Японского моря на возвышенностях Криштофовича и Гэбасс.

На возвышенности Криштофовича они слагают крупный (свыше 2000 кв.км) массив, сложенный диоритами, гранодиоритами, гранитами, гранит-порфирами с жильным и лайковым комплексом пегматитов, аплитов, диоритовых порфиритов.

Кварцсодержащие диориты и гранодиориты встречаются здесь в ограниченных количествах. Первые сложены плагиоклазом (32-35% Ан, до 50%), кварцем (до 10%), биотитом (f - 49%, до 15%), роговой обманкой (f - 46%, до 25%), пироксеном, апатитом (1-2%), рудным минералом. Гранодиориты состоят из плагиоклаза (28-32% Ан, до 45%), калиевого полевого шпата (до-20%), кварца (до 15%), роговой обманки (15-20%) и биотита (до 5%). Био-тит-роговообманковые граниты - порфировидные породы, выделения в которых представлены кал и шпатом, реже плагиоклазом, а основная масса сложена зональным плагиоклазом (25-28% Ан, 25-40%) с каймой альбит-олиго-клаза (10-12% Ан) в контакте с калиевым полевом шпатом (до 40%), а также кварцем (20-25%), биотитом (f - 49,0%, 5-10%), роговой обманкой (2-5%), апатитом, цирконом, ортитом. Биотитовые граниты отличаются от вышеописанных отсутствием роговой обманки, более кислым плагиоклазом (22-24% Ан), большим содержанием кварца (до 30%) и более железистым б и ортитом (f - 62,5%). Ленкократовые граниты сложены плагиоклазом (18-20% Ан), калншпат-пертитом (до 40%) и кварцем (до 30%). В гранит-порфирах выделения (20-40%) представлены плагиоклазом (8-12% Ан), а основная масса калншпатом (до 15%), кварцем (до 30%) и альбит-олигоклазом.

На возвышенности Гэбасс. вероятно, представляющей собой блок континентальной коры в пределах Центральной котловины, характеризующейся корой субокеанического типа наряду с базальтами были подняты граниты на 7 станциях драгирования. Эти биотитовые граниты, сложенные калишпатом (60-65%), плагиоклазом (20-25% Ан до 10%), кварцем (20-25%) и биотитом.

Породы комплекса относятся к субщелочным образованиям за счет повышенного содержания калия, который преобладает над натрием во всех типах пород за исключением диоритов. Отношение Na20:K20 изменяется от 0,72 до 0,96, что позволяет отнести их к калий - натровой серии. По значению щелочно - известкового индекса Пикока (55,3) они также относятся к калий - натровому щелочно - известковому ряду. Наиболее контрастным отличием этих гранитов от мезозойских гранитоидов Приморья, Корейского полуострова, Японских и Курильских островов является их низкая кальцие-вость и высокая калиевость.

По содержанию акцессорных элементов Rb - 166 г/т, Zr - 194,Ва - 800, Со - 7, Ni - 16, Sn - 4,5, Pb - 19, Zn - 48, Си - 20 г/т. Гранитоиды комплекса близки палингенным^известково-щелочным гранитам Дальнего Востока, отличаясь от них повышенным содержанием Cr - 49 г/т, V - 75 г/т и более низкими концентрациями Sr - 203 г/т и В - 10 г/т. На диаграмме Rb-Sr рассматриваемые гранитоиды располагаются вдоль линии, разделяющей производные островодужной толеитовой (габбро-гранитной) и андезитовой (гранитной) магм, а на диаграммах K/Rb - Rb и К - Rb точки раннемеловых гранитоидов группируются на границе полей пород корового генезиса и пород с глубинным источником вещества.

Раннемеловые гранитоиды возвышенностей Криштофовича и Гэбасс представляют собой палингенные образования известково - щелочного геохимического типа, сформировавшиеся в мезоабиссальных условиях при давлении Р - 5,3 кбар (амфиболовый геобарометр, Hollister et.al., 1987) или 4,1 кбар (Johnson et.al, 1989) и температуре 560-650° С.

Позднемеловой комплекс

Гранитоиды позднемелового возраста (58-98 млн.лет) развиты на шельфе и материковом склоне Приморья, на возвышенностях Витязя, Алпатова и на южном хребте Ямато. Породы различных участков дна по составу различаются между собой.

Шельф и материковый склон Приморья. Гранитные массивы по геофизическим данным прослеживаются от береговых выходов до материкового склона Юго-Восточного Приморья, образуя часто лакколитообразные тела толщиной до 2 км. К югу от мыса Поворотного поверхностью материкового склона срезается гранитный массив от глубины 2200 до 550 м. В этом разрезе наблюдается смена крупнозернистых разностей гранитов его внутренних частей массива мелкозернистыми и порфировидными породами в его апикальных участках.

Крупно-среднезернистые лейкократовые граниты сложены калиевым нолевым шпатом (40-70%), плагиоклазом двух генераций: первой, представ-

ленной олигоклазом и второй - альбитом (8-10% Ли) и кварцем (25-40%). Среднезернистые и порфнровндиые фаниты аналогичны вышеописанным, только в них присутствует биотит (Г - 75%) до 10%. Биотитовые меткозер-нистые граниты и фанит-порфиры также сложены альбитпзированным плагиоклазом, калиевым полевым шпатом, кварцем и биотитом, но участками в них появляются фанофировая и мнкропегматитовая структура. Акцессорные минералы всех типов гранитов: ортит, циркон, апатит, сфен, торит, флюорит, топаз, турмалин, ксенотпм, монацит, ильменит, пирит.

Породы комплекса характеризуются высоким содержанием К2О (3,95,6%), который преобладает над Ыа20 и низким содержанием СаО (2,170,33%). Наблюдается закономерное уменьшение величины отношения Ыа:К (0,87-0,55) в процессе накопления кремния. Распределение акцессорных элементов изменяется от центральной части массива к его апикальным участкам. В этом направлении повышаются средние содержания (г/т): КЬ (147260), №> (13-17), Бп (6-14) и понижаются 8г (227-15), У (27-22), Ъ\\ (148-65), Ва (599-40), Со (7-2), N1 (29-15), Сг (34-13), V (91-13), 1п (71-22). Содержание микроэлементов, характер распределения Ва, 5г, Ъх\ в разрезе массива, состав породообразующих минералов, в частности, низкая кальциевость, повышенная железистость (Г-74-83%), высокое содержание фтора в биотитах, высокое содержание альбитовой составляющей (до 48%) и низкая концентрация малых элементов в калишпатах характерны для палингенных грани-тоидов плюмазитового геохимического типа (Таусон, 1977), к которым можно отнести эти фаниты. Они кристаллизовались в гипабиссальных условиях при невысокой температуре (550-650° С) из магмы насыщенной летучими.

На материковом склоне центральной части залива Петра Великого установлены роговообманковые фаниты и фанит-порфиры, сложенные плагиоклазом (25-27% Ан) до 50%, кварцем (25-30%), калишпатом (20-25%) и роговой обманкой (до 5%). В фанит-порфирах выделения составляют 30-35% объёма породы и представлены плагиоклазом состава 25-28% Ан. Встречаются также лейкократовые фаниты с более кислым плагиоклазом (12-15% Ан), большим количеством калишпата до 50% и кварца -25-40%.

Банка Зубр. Она расположена на шельфе в 25 км к югу от осфова Русского. Здесь развиты биотит-роговообманковые кварцевые сиениты, состоящие из зональных кристаллов плагиоклаза (29-32% Ан), калиевого полевого шпата (30-35%), кварца (до 20%), роговой обманки (до 10%) и биотита (25%); биотит-роговообманковые и биотитовые фаниты, сложенные плагиоклазом (17% Ан) до 50%, калишпатом (25-30%), кварцем (15-20%), роговой обманкой и биотитом (5-8%), а также лейкократовые граниты и ашштм.

По петрохимическпм характеристикам гранитоиды банки Зубр относятся к субщелочным разностям с повышенным содержанием Са, Мц и Ре. Они могут быть отнесены к палингенным известково - щелочным образованиям калий - натровой серии (Ыа20:К20 - 0,9-1,3), кристаллизовавшихся в гипабиссальных условиях (Р - 1,1 кбар) при высокой температуре - 720° С.

Возвышенности Витязя и Алпатова. Здесь диориты и гранодиориты слагают небольшое штокообразное тело среди среднепалеозойских метаосадоч-ных и метаэффузивных образований. Биотит-роговообманковые гранодио-диориты - порфировидные породы, выделения в которых сложены зональным плагиоклазом (32-38% Ан), а основная масса плагиоклазом (30-35%), кварцем (25-30%), калишпатом (до 3%), роговой обманкой (до 15%) и биотитом (10-25%). Кварцевые диориты аналогичны гранодиоритам, отличаясь наличием участков с гранофировой структурой и более основным плагиоклазом -Лабрадором.

Эти гранитоиды характеризуются повышенной общей щелочностью, пониженной глиноземистостью и кальциевостью по сравнению с мезозойскими гранитоидами Японских островов, приближаясь по этим характеристикам к породам Центрального Сихотэ-Алиня. По соотношению КЬ и Бг они попадают в поле пород, производных андезитовой магмы.

Хребет Южное Ямато. С восточного склона этого хребта были подняты биотитовые гранодиориты, сложенные андезином (32-35% Ан) в количестве 50-70%, калишпатом (5-25%), кварцем до 20% и биотитом (до 10%), биотитовые граниты и гранит-порфиры с плагиоклазом (28-30% Ан) и промежуточным ортоклазом с низкой рентгеновской упорядоченностью (0,07).

По отношению №а:К (1,2-3,1) породы Ямато можно отнести к калий -натровой серии, а по содержанию ряда микроэлементов (г/т): Со - 11, N1 -14, Сг - 28, Б - 4,0, Zп - 38, Си - 75 они ближе всего отвечают составу извес-тково - щелочных гранитов андезитового ряда (Недашковский, 1980). На диаграммах ЛЬ - Бг, К:Ш> - ЯЬ точки составов этих пород попадают в поле производных андезитовой островодужной магмы. Они кристаллизовались в условиях гипабиссальной фации глубинности при высокой температуре (800° С), установленной по различным геотермометрам.

Все гранитоиды позднемелового комплекса формировались в условиях малых глубин. Их состав определялся прежде всего составом и мощностью земной коры вмещающих их структур. Палингенные граниты нзвестково -щелочного и плюмазнтового типов шельфа и материкового склона Приморья формировались в структурах со зрелой корой континентального типа, а производные андезитовой магмы тесно ассоциируют с проявлением остро-водужного вулканизма, наращивающего кору этих структур.

Включения гранитоидов в вулканических породах.

В Японском море наряду с вышеописанными интрузивными комплексами, слагающими крупные гранитоидные массивы, установлены гранитоиды, кристаллизовавшиеся в приповерхностных магматических очагах и вынесенные на поверхность вулканических построек в составе эруптивных брекчий и в виде включений в вулканических породах жерловой фации вулканов.

Гранитоиды неогенового возраста (12,2 млн.лет) подняты совместно с вулканитами со склона вулканической постройки, расположенной в северозападной части впадины Хонсю. Вулканические породы представлены база-

льтами, андезито-базальтами, андезитами, трахиандезитами, трахидацитами, эруптивными брекчиями и туфами, а интрузивные - диабазами, долеритами, диоритами, гранодиоритами и гранитами.

Интрузивные породы очень неоднородны по составу и структуре. В них наблюдаются участки с диабазовой структурой, сложенные плагиоклазом (4547% Ан), лейсты которого постепенно переходят в порфировые выделения диорита, а основная масса состоит из роговой обманки, пироксена и рудного минерала. В диоритах появляются участки более лейкократовых пород с гра-нофировой или микропегматитовой основной массой и выделениями-более кислого плагиоклаза (35-38% Ан), которые обрастают каймой микропегматитов кварц-олигоклазового состава. Гранодиориты сложены плагиоклазом (3540% Ан), кварцем (до 20%), роговой обманкой и биотитом (до 20%) и постепенно переходят в биотитовые граниты. В гранит-порфирах порфировые выделения представлены зональным плагиоклазом, внутренне зоны, которых сложены андезином (34% Ан), а внешняя кайма - олигоклазом (25-28% Ан)-Эти выделения обрастают кварц-альбит-олигоклазовой основной массой.

Химические анализы выполнены в основном по породам выдерженного минералогического состава. По соотношению суммы щелочей и кремнезема (диаграмма Куно, 1970) вулканические и интрузивные породы отвечают породам известково - щелочной серии и их точки располагаются вдоль эволюционного тренда базальтоидов окраинно - морского типа Японского моря (Съедин, 1987). Отношение Ыа:К варьирует в них от 13,0 до 12,2, что позволяет отнести их к натрово - калиевой серии пород. При этом дифференциация вещества в расплаве происходит с накоплением калия, при слабо изменяющемся (3,0-6,0%) содержании натрия. В направлении от базальтов до гранитов происходит накопление КЬ (3-64 г/т), Ва (101-480 г/т), Ъх (75-170 г/т), и снижение Бг (461-258 г/т), что приводит к возрастанию Ва:8г отношения (от 0,5 до 2,0). На диаграмме ЛЬ- Вг точки составов пород группируются в иоле пород производных андезитовой островодужной магмы. По содержанию ряда микроэлементов эти породы аналогичны остаточным гранитоидам известково - щелочного подтипа андезитового типа Дальнего Востока (Неда-шковский, 1980), концентрация которых слабо изменяется в процессе дифференциации магмы от базальтов к гранитоидам и составляет (г/т): N1 (1223), Со (5-30), Сг (6-18), Бп (2-4,2), РЬ (6-27), Ъп (30-68).

Для гранитоидов характерно резкое изменение петрографического состава, развитие гранофировых, пегматоидных структур, колебание в составе сосуществующих плагиоклазов порфировых выделений (25-38% Ан) и основной массы (8-12% Ан), насыщенность их рудной пылью и газово-жидкими включениями, что может свидетельствовать о неусточивом режиме кристаллизации расплава в приповерхностных условиях. Единство петрогеохимических особенностей интрузивных и эффузивных пород дает основание считать их производными единого магматического очага и рассматривать гранитоиды как продукт полной расскристаллизацни остаточного расплава базальтовой

магмы, на состав которой, вероятно, оказало влияние селективное усвоение компонентов сиалического субстрата.

Глава 2. ОХОТСКОЕ МОРЕ

Строение земной коры и геологическое строение

Основными морфоструктурными элементами дна Охотского моря являются: шельф глубиной до 200 м, глубокий шельф, который на глубине 1000-1500 м переходит в континентальный склон, впадины (Дерюгина, ТИНРО), желоба (Лебедя, Петра Шмидта), возвышенности (Института океанологии, Академии наук СССР), банки (Кашеварова и Ионы), которые осложняют рельеф дна глубокого шельфа и Курильская глубоководная котловина.

Земная кора Охотского моря имеет двух- и трехчленное строение. В его пределах выделяются структуры с континентальным, субконтинентальным и субокеаническим типом коры. Континентальная кора мощностью 28-32 км, при мощности "гранитного" слоя (V - 5,5-6,0 км/сек) 2-16 км характерна для обрамления Охотского моря, северной его части, северного и южного флангов Курильской островной душ. Субконтинентальная кора (мощностью до 20 км, со скоростями в промежуточном слое 6,2 км/сек и более) развита в центральной части моря под возвышенностями Академии наук и Института океанологии (Тулина, 1969, Строение..., 1981). Субокеанический тип коры развит в пределах Курильской глубоководной котловины. В его строении выделяются три слоя: осадочный мощностью -3-4 км (V - 2,0-4,0 км/сек), промежуточный (V - 4,5-5,0 км/сек) мощностью 5 км и "базальтовый" (Гнибиденко, 1982).

Особенностью геологического строения Охотского моря является широкое развитие мезо - кайнозойских отложений, выполняющих впадины, желоба и прогибы. Этот осадочный чехол почти повсеместно перекрывает породы фундамента. Мощность его изменяется от нескольких метров (на склонах гор и уступов) до 6-10 км во впадинах. Акустический фундамент выступает из-под осадочного чехла в Центральной части моря и прослеживается прерывистой полосой от острова Ионы на севере до подножья островного склона Курильских островов на юге.

В строении фундамента Охотского моря принимают участие метаморфические породы, осадочные и вулканогенно-осадочные комплексы палеозой - мезозойского возраста. Для осадочных пород характерно широкое развитие гранитоидов и метаморфических образований в обломочной части, слабая их окатанность и плохая отсортировочность обломочного материала, что свидетельствует о близости источников сноса и высокой скорости осад-конакопления, характерной для геосинклинальных условий. Примесь пиро-кластического материала в породах центральной и южной части моря обусловлена проявлением эксплозивного вулканизма сопровождающего осад-конакопление. Эти породы прорваны многочисленными интрузиями гип-

абиссальных гранитоидов. Кроме того, в составе фундамента широко распространены вулканиты Охотского вулканогенного пояса мел - палеогенового возраста (115-41,1 млн.лет) известково - щелочной серии базальт-рио-литовой формации.

Метаморфические породы

Метаморфические образования установлены на многих подводных возвышенностях Охотского моря совместно с магматическими и осадочными породами.

На банке Кашеварова подняты амфиболиты, гнейсы и сланцы. Амфиболиты сложены амфиболом (60%), плагиоклазом (до 35%) и кварцем (до 5%). Среди гнейсов выделяются гранат-амфибол-биотитовые разности, сложенные биотитом (до 40%), роговой обманкой (10-12%), плагиоклазом (36-38% Ан) до 40%, кварцем (до 5%), калиевым полевым шпатом (до 5%) и гранатом (2-3%), гранат-биотитовые, состоящие из биотита (до 45%), плагиоклаза (32-35% Ан), до 35%, кварца (до 10%), граната (2-3%), а также гра-нат-биотит-кварц-мусковитовые плагиогнейсы, в которых основные породообразующие минералы присутствуют примерно в равных количествах, а количество граната достигает 5%. Он часто образует характерные футляро-образные зерна, внутренние зоны которых выполнены мусковитом, биотитом, плагиоклазом и кварцем. Кварц-биотит-мусковитовые сланцы с пор-фиробластами мусковита (10-15%) и основной массой, сложенной биотитом (до 40%), мусковитом (до 20%) и кварцем (до 40%), а также кварц-мускови-товые и кварц-альбит-хлоритовые тонкополосчатые сланцы. Кроме того здесь же отмечаются обломки биотит-кордиеритовых роговиков по алевролиту, серицитовых филлитов по аргиллиту, а также метаэффузивов, основная масса которых сложена кварц-хлоритовым агрегатом с реликтовыми лейстами плагиоклаза замещенного хлоритом.

На возвышенности Института океанологии обнаружены обломки биотнт-роговообманковых гнейсов, сложенных плагиоклазом (30-35% Ан) в количестве 45%, кварцем (до 20%), биотитом (до 20%) и роговой обманкой (5-8%), а также кварц-мусковитовые микросланцы с плагиоклазом (до 25%), калиевым полевым шпатом (до 20%), кварцем (до 35%), мусковитом (до25%) и гранатом. Кварц-хлорит-серицитовые и кварц-серицитовые микросланцы подняты со склона банки Ионы.

На Охотском своде и возвышенности Академии наук установлены филлиты, биотит-хлоритовые, мусковит-хлоритовые филлитовидные сланцы, а также метаэффузивы среднего состава с лейстами плагиоклаза (32-35% Ан) до 45% и основной массой нацело замещенной хлоритом, эпидотом, иногда с амфиболом и биотитом.

В составе метаморфического комплекса Охотского моря выделяются первично вулканогенные и терригенные породы. В первую группу объединены амфиболиты, гнейсы и метаэффузивы. Они относятся к калий - натровой формации, характеризуются умеренной железистостью (0,78-0,94) и глинозе-мистостью (0,53-0,92). Породы банки Кашеварова и Охотского свода относя-

тся к натрово - кальциевому (Ca:Ng - 1,16-1,47), а остальные к натрово - магнезиальному (0,13-0,74) типу. Они характеризуются низким содержанием ТЮ2 0,25-0,80%, кобальта (7-20 г/т), никеля (20-87 г/г), хрома (50-200 г/т), высоким содержанием Ва (650-2100 г/т) и по соотношению Ti с f, Ti - К, Ва - Sr (1,0-5,0), Rb - Sr близки островожуным вулканитам и существенно отличаются от метавулканитов Сусанайского хребта о.Сахалина и возвышенностей северного замыкания Центральной котловины Японского моря, которые отвечают океаническим толеитам.

Первично терригенные породы относятся к калий - натровой формации, кроме калиевых филлитовидных сланцев возвышенности Академии наук (Na:K <1), магнезиальному (Ca:Mg - 0,10-0,97), высокожелезистому (1,011,81) и высокоглиноземистому типу пород. Исходными отложениями для них могли быть граувакки, субграувакки, и монтмориллонитовые глины.

Химические анализы минералов, выполненные для гнейсов и сланцев банки Кашеварова, позволили оценить термодинамические условия метаморфизма. Температура гранат-биотитового равновесия составляет 524-560° С, а давление, рассчитанное по гранат-мусковит-плагиоклазовому барометру (Chent et.al., 1981), уточненному О.В.Авченко (1987) - 6,0-7,5 кбар. Состав пород и минералов из них, а также условия метаморфизма банки Кашеварова аналогичны сланцам и плагиогнейсам малкинской серии Срединного хребта Камчатки (Т - 524-550° С, Р - 5,0-7,5 кбар).

В пределах банки Кашеварова наблюдаются метаморфические породы различных фаций метаморфизма: умеренноглубинные образования эпидот -амфиболовой фации, породы зеленосланцевой и мусковит - роговиковой фаций, а также зеленокаменно - измененные эффузивы. Породы различных ступеней метаморфизма устанавливаются также в пределах других подводных возвышенностей и даже на одних и тех же станциях драгирования, что может свидетельствовать о зональном характере метаморфизма регионально-контактового типа, проявленного в мезоабиссальных условиях в структурах Охотского моря. Они сформировались в палеозойско - раннемезозойскую стадию развития этих структур и представляют собой образования эвгеосинк-линального типа, близкие по составу современным островодужным комплексам.

Гранитоидый магматизм

Гранитоиды играют существенную роль в геологическом строении всех крупных морфоструктур Охотского моря. Они характеризуются многими общими чертами и имеют незначительные петрографические и петрохими-ческие различия. По данным многочисленных радиоизотопных определений возраста можно выделить два возрастных комлпекса: юрский и меловой, породы которых часто встречаются на одних и тех же возвышенностях морского дна.

Юрский комплекс.

Гранитоиды этого комлпекса развиты в основании Курильской дуги на горе Бабкина и вулканах Вавилова и Обручева. Они представлены диоритами

и кварцевыми диоритами. Диориты сложены зональными кристаллами плагиоклаза (38-42% Ан), кварцем (10-15%) и темноцветными минералами (2025%): роговой обманкой, биотитом, клинопироксеном, магнетитом.

Меловой комплекс.

Породы этого возраста известны на всех возвышенностях Охотского моря. Наиболее распространенными из них являются кварцевые диориты, гра-нодиориты и граниты, значительно реже встречаются габбро, габбро-диабазы, диориты, только на банке Кашеварова и монцониты на возвышенности Академии наук. Габбро сложены зональным плагиоклазом (68-70% Ан) в количестве 60-70%, клинопироксеном (10-15%) и роговой обманкой (Г - 33%) в количестве 20-25%. Габбро-диабазы с габброофитовой структурой состоят из лейст плагиоклаза (60-62% Ан), промежутки между которыми выполнены зернами моноклинного пироксена. В монцонитах наряду с биотитом (до 20%), роговой обманкой (до 30%) и пироксеном (до 10%) наблюдается калиевый полевой шпат и зональный плагиоклаз. Диориты сложены крупными (до 4 мм) зернами зонального плагиоклаза (60% Ан), в интерстициях между которыми развиты зерна роговой обманки (30-35%) и кварц-калишпатовые сростки гранофирового облика. Кварцевые диориты сложены зональным плагиоклазом, состав которого изменяется от лабродора (52% Ан) в ядрах до андезина (48% Ан) в краевой части кристалла. В породах возвышенности Института океанологии в краевых частях кристаллов лабродора (50-55% Ан) появляются узкие каемки олигоклаза (15-28% Ан). Из остальных минералов в них обычно присутствует кварц (10-15%), калиевой полевой шпат, роговая обманка (Г - 40-46%), биотит (Г - 51%), изредка - клинопироксен. Гранодио-риты - биотит-роговообманковые породы с зональным плагиоклазом (4550%), калишпатом (до 10%), кварцем (20-25%), биотитом (Г - 45-50%) до 10% и роговой обманкой (Г - 45-48%). В пироксен-роговообманковых разностях, установленных на вулканах Вавилова и Обручева, вместо биотита присутствует пироксен (до 15%). Среди гранитов отмечаются биотит-роговообманковые и биотитовые разности, сложенные плагиоклазом (24-27% Ан) в количестве 35-45%, кварцем (20-25%), калиевым полевым шпатом (до 30%), биотитом (Г - 51%) и роговой обманкой (Г - 38%) .В граносиенитах и сиенитах, встреченных на вулканах Вавилова и Обручева, калиевой полевой шпат (4045%) преобладает над плагиоклазом. В первом типе пород наблюдаются зерна кварца (до 10%), а в сиенитах кварц отсутствует. В них повышается содержание роговой обманки (до 20%) и апатита (до 1%).

В целом для гранитоидов Охотского моря характерно наличие зональных плагиоклазов, порфировых выделений и пегматоидных структур, гломеропор-фировых скоплений темноцветных минералов, большое количество акцессорных минералов: магнетита, апатита, сфена, циркона, ортита.

Все граннтоиды Охотского моря обладают близкими петрохимическими характеристиками. На вариационных диаграммах, построенных по средним составам различных типов пород наблюдается увеличение содержания К2О и уменьшение содержания А^Оз, Ре0бШ Мяо и СаО с накоплением 5Ю2, при

этом содержание N330 колеблется в небольших пределах (2,5-4,5%), незначительно повышаясь с ростом кремнекислоты. По содержанию Мц, Ре0бщ и "П гранитонды различных структур близки между собой и их тренды совпадают с трендами средних составов гранитоидов Японских и Курильских островов. По сравнению с последними, охотоморские гранитоиды более калиевые и менее кальциевые, и по отношению к раннемеловым породам Японского моря у них наблюдается обратное распределение этих окислов. По отношению К2О: Ка2<3 и К2О: 5102 подавляющее большинство пород отвечают габбро-гранитной вулкано - интрузивной ассоциации калий - натрового типа (Ферштатер и др., 1984). По щелочно - известковому индексу (И.П. - 5860) гранитоиды рассматриваемых структур относятся к известково - щелочной серии.

По геохимическим особенностям интрузивные образования Охотского моря также различаются незначительно. Породы различных структур имеют близкие содержания сидерофильных и редких элементов, а также характеризуются высоким (210-410) К/КЬ отношением, по которому они могут быть отнесены к вулканическим гранитоидам андезит-дацит-липаритовой формации (Ставров, 1981). По рубидий - стронциевому отношению основная часть интрузивных образований попадает в поле пород производных островодуж-ной магмы, группируясь вдоль линии четвертичных вулканитов Курило-Кам-чатской дуги и гранитоидов Алеутских островов. В распределении акцессорных элелментоь наблюдается увеличение среднего содержания ИЬ (от 41 до 79 г/т), РЬ (от 3 до 30 г/т) и снижение концентрации!! Со (от 14 до 5 г/т), № (от 26 до 12 г/т), Сг (от 53 до 45 г/т), Ъъ (от 147 до 60 г/т) и Си (от 85 до 50 г/т) от габбро и диоритов к гранитам. По Г\Ч/Со отношению (1,5-3,0) эти интрузивные породы группируются в поле габбро-гранитоидных формаций по Ферштатеру (1984), а по Сг/V отношению (<0,5) они сходны с позднеме-ловыми гранитоидами возвышенностей Ямато и Витязя Японского моря.

Условия образования интрузивных пород Охотского моря, установленные на основании изучения составов и парагенезисов минералов, свидетельствуют об их пшабиссальном характере. В частности, значения давления, полученные по амфиболовым геобарометрам, изменяются в пределах 0,25-2,32 кбар, а температура кристаллизации пород, определенная на основании составов сосуществующих биотитов и амфиболов, составляет 700-730° С, также не противоречат малоглубинной фации их кристализации.

Геологические, петрографические и петрогеохимические данные свидетельствуют о наличии в пределах различных структур этого моря гипабис-сальных гранитоидных плутонов габбро-гранитной вулканоплутонической ассоциации, с общими чертами строения, характерными для гранитоидов андезитового ряда.

Глава 3. ВОСТОЧНО-КИТАЙСКОЕ МОРЕ.

Строение земной коры и геологическое строение.

В морфоструктурах дна этого моря выделяются: шельф, материковый и островной склон и трог Окинава. Под шельфовой равниной, занимающей большую часть акватории, земная кора имеет значительную мощность (30-32 км). Трог Окинава протягивается от о. Тайвань до Японских островов на 1200 км. Ширина днища трога в среднем 80 км, средняя глубина 500-900 м на севере, 1000-1500 м в центральной части и 2000-2200 м на юге трога. Мощность земной коры в троге уменьшается от 28 км на севере до 22-24 км на юге (Emery et.al., 1969): Соответственно изменяется мощность промежуточного слоя (V - 6,0-6,2 км/сек) от 8-10 км до 3,1 км и увеличивается до 2,0 км мощность слоя рыхлых осадков на юге.

В строении шельфа выделяются акустический фундамент, сложенный докембрийскими образованиями, эвгеосинклинальными комплексами палеозоя - мезозоя и позднемеловыми вулканитами и осадочный чехол, который формируется в кайнозойских седиментационных бассейнах, где его мощность достигает 4-6 км (Гнибиденко, 1979). Рифтогенный трог Окинава, представляет собой некомпенсированный флишевый прогиб. Подводные возвышенности северной части трога сложены метаморфическими породами и вулканитами известково-щелочной серии андезитовой формации островных дуг, сходными с неоген - чертвертичными образованиями Японских островов.

Метаморфические породы

Эти породы установлены в северо-западной части трога Окинава. Они подняты со склонов возвышенности с глубины от 850 до 200 м на 9 станциях при поинтервальном драгировании, что позволило составить схематический разрез этой толщи. Она подразделяется на два комплекса: нижний, сложенный в основном гнейсами и амфиболитами и верхний - сланцевый.

Нижний комплекс

Интервал 850-800 м - мелкозернистые биотитовые гнейсы, сложенные биотитом ( до 35%), плагиоклазом (16-18% Ан), до 30%, микроклином (20%), зерна которого образуют порфиробласты (до 2 мм) и кварцем.

Интервал 650-550 м - гнейсы. Гранат-биотит-клиноцоизитовые гнейсы -породы с порфиробластами микроклина (до 3 мм) и основной массой, сложенной кварцем (до 30%), плагиоклазом (42% Ан) в количестве 15-20%, микроклином, биотитом (до 20%), гранатом (до 2%) и клиноцоизитом (до 5%).Биотит - амфиболовые плагиогнейсы сложены плагиоклазом (23-25% Ан до 40%), амфиболом (до 30%), кварцем (до 20%), биотитом и единичными зернами клиноцоизита. В гранатовых разностях присутствует гранат (2-3%). Биотитовые гнейсы - породы с порфиробластами микроклина (до 1,5 мм) и мелкозернистой (до 0,5 мм) основной массой, состоящей из плагиоклаза (15-18% и 25-27% Ан) до 35%, кварца до 30% и биотита (15-20%).

Интервал 550-400 м - гнейсы, амфиболиты, сланцы и прослои мраморов.

Клиноцоизит-гранат-биотит-амфиболовые плагиогнейсы - тонкополосчатые породы, меланократовые полосы в которых сложены роговой обманкой (20-25%), биотитом (5-10%), плагиоклазом (27-32% Ан) до 50%, кварцем, единичными зернами клиноцоизита и граната, а лейкократовые в основном плагиоклазом и кварцем. Гранат-биотитовые плагиогнейсы состоят из плагиоклаза (23-27% Ан) - 35-50 %, кварца (15-35%), биотита (до 40%), граната (до 2%) и иногда клиноцоизита. Амфиболиты - среднекристал-лические породы, состоящие из роговой обманки (45-60%), плагиоклаза-андезина (35-40%), кварца (5-10%), граната, рудного минерала и в отдельных образцах клиноцоизита. Роговообманковые сланцы состоят из роговой обманки с незначительной (до 3%) примесью кварца, апатита, рудного минерала. Мраморы - крупнокристаллические полосчатые породы. Полосы сложены кристаллами кальцита, мусковита и серицита.

Верхний комплекс

Интервал 400-350 м - биотитовые сланцы, состоящие из кварца (до 50%), олигоклаза (25-27% Ан, до 20%) и биотита (до 30%). Гранат-биотит-мусковитовые сланцы, сложенные микроклином (15-30 %), иногда в виде порфиробласт (до 1,5 мм), плагиоклазом (20% Ан), биотитом, мусковитом (до 15%) и гранатом. Кварц-альбит-мусковитовые сланцы - тонкополосчатые (до 1 мм) породы. Прослои сложены кварцем (до 35%), альбит-олигок-лазом (до 20%) и калишпатом (до 10%) и чередуются с полосами, в которых наряду с этими минералами преобладает мусковит (до 35%).

Интервал 350-300 м сложен кварц-биотит-мусковитовыми сланцами, в которых отсутствует калишпат, а плагиоклаз представлен андезином (3032% Ан). В них наблюдаются тонкие (0,5-2 см) прослои светлосерых сред-некристаллических кальцитовых мраморов. Здесь же подняты крупные (25x12x10 см) глыбы средне- и крупнокристаллических кальцитовых мраморов. Гранат-биотитовые сланцы с биотитом до 50%, плагиоклазом (18-20% Ан), кварцем (до 20%) и гранатом (до 5%).

В интервале 230-200 м подняты кварц-биотитовые сланцы, сложенные кварцем до 50%, плагиоклазом (25-27% Ан) до 20% и биотитом до 30%, а также биотитовые гнейсы с лорфиробластами микроклина, состоящие из микроклина (20-25%), плагиоклаза (15-18% Ан), кварца (до 30%) и биотита (15-20%).

В гнейсах и сланцах обоих комплексов иногда наблюдаются тонкие послойные иньекции плагиогнейсо-гранитов, сложенных плагиоклазом (25-28% Ан) до 60%, кварцем (до 30%), биотитом (до 10 %) и мусковитом.

По химическому составу и термодинамическим условиям образования породы этих комплексов различаются между собой.

Породы нижнего комплекса относятся к формации натрового ряда (№:К -3,0-3,8). Амфиболиты и биотит-амфиболовые гнейсы этого комплекса представляют собой натрово - магнезиальные (Са:М§ - 0,60-0,99), умеренно-

железистые (0,28-0,52), низко и умеренноглиноземистые образования (0,350,88) и исходными породами для них могли служить базальты и андезиты. Остальные гнейсы относятся к натрово - кальциевым (1,2-4,65), умеренно-железистым (0,39-0,82), умеренно и высокоглиноземистым породам, отвечающим грауввакам, известково-доломитовым песчаникам и глинам. Вулканогенные породы на диаграмме Тл - К (Лутц, 1980) группируются вдоль тренда островодужных базальтоидов, как и на диаграмме ИЬ-Бг, где они попадают в поле производных островодужной магмы.

Породы верхнего комплекса относятся к калий - натровой формации (№:К - 0,93-1,46), характерной для образований поздней стадии эвгеосин-клинального этапа развития. В его составе отмечаются натрово - магнезиальные (Са:М§ - 0,10-0,41) и натрово - кальциевые (1,10-4,22) породы. Они характеризуются умеренной (0,6-0,72), реже высокой железистостью (1,73-2, 09), умереннной (0,90-1,04) и высокой глиноземистостью (1,11-1,45) и по химическому составу отвечают монтмориллонитовым глинам и грауваккам. От пород нижнего комплекса они также отличаются более высокой железистостью и глиноземистостью, более высокими концентрациями ЯЬ, Ва, Ъх и более низкими - 5г. Среднее содержание этих элементов в нижнем и верхнем комплексе составляет: Шз - 30,8 и 39,3,Ва - 550,5 и 912,7, Ът - 91,8 и 120,7, 5г -275 и 154,7 г/т.

Преобладание натрия над калием свойственно также и гнейсо-гранитам из этих комплексов, при этом плагиограниты верхней толщи отличаются от плагиогранитов нижней более высоким содержанием К2О - 1,80 и 3,40% , ИЪ - 30,0 и 78,0 г/т и низким Бг - 526,3 и 407 г /т. Это обусловлено зависимостью состава лейкократовых мобилизатов, образовавшихся в процессе метаморфизма вулканогенно-осадочных толщ, от исходного состава последних.

Минеральные равновесия из ряда образцов дают возможность оценить термодинамические параметры метаморфизма этих комплексов. Температура гранат-биотитового равновесия, рассчитанная с поправкой для амфи-болитовой фации (Перчук, 1970, Глебовицкий, Другова, 1979), составляет 539° С. Величина давления при данной температуре по парагенизису гранат + плагиоклаз + биотит + клиноцоизит + кварц оценивается порядка 9,5 кбар. Таким образом, для нижней толщи устанавливаются специфические условия метаморфизма низких температур и высоких давлений, характерные для глаукофансланцевой фации (Добрецов, 1974).

Для оценки условий метаморфизма верхней толщи использованы составы минералов гранат-биотнт-мусковитового сланца. Для граната характерно высокое содержание МпО при низком содержании СаО, что обычно свойственно гранатам из зон низкого давления. Температура гранат-биотитового равновесия (Перчук, 1970) составляет 405° С. Температура, расчитанная с поправкой на ставролитовую фацию, составляет 510° С (Глебовицкий, Другова, 1979). Величина давления, рассчитанная при этой температуре составляет 3,5

кбар, снижение температуры до 400° С повышает равновесное давление до 4 кбар (Авчснко, Леликов, 1983).

Таким образом, породы двух толщ сильно различаются главным образом, по режиму давления. Это предполагает наличие разновозрастных комплексов в метаморфическом блоке трога Окинава. Изучение метаморфических комплексов Японии, на протяжении которых находится эта возвышенность, показывает, что вероятными аналогами описанных пород являются метаморфические породы зон Самбагава (Т - 450-630° С, Р - 8,0-13,5 кбар) и Реке (Т -510° С, Р - 3,8 кбар).

Радиоизотопные определения возраста дают близкие значения для образований нижнего (280-290 млн.лет) и верхнего (270 млн.лет) комплексов, а также близки времени глалукофанового этапа метаморфизма (240 млн.лет) пояса Самбагава Японии (Мишкин, 1981).

Гранитоидный магматизм

В Восточно-Китайском море гранитоиды имеют ограниченное распространение и установлены только на банке Гансоне, расположенной в северовосточной части трога Окинава в системе архипелага Токара. Эта банка представляет собой концентрическую, в плане конусообразную возвышенность с диаметром основания около 9,5 км и превышением вершины над дном трога свыше 450 м. В пределах банки развита зональная интрузия, центральная часть которой сложена кварцевыми диоритами, а краевая - гранодиоритами.

Кварцевые диориты сложены плагиоклазом (35-38% Ан, 45-70%), кварцем (10-15%), калиевым полевым шпатом (10-12%), гиперстеном (5-10%), роговой обманкой (Г - 35%, 5-10%), биотитом (^ - 1,658, Г - 60%, до 5%), апатитом и рудным минералом. Гранодиориты состоят из плагиоклаза (34-36% Ан, 4045%), кварца (20%), калиевого полевого шпата (15-22%), роговой обманки (Нр

- 1,655, Иб - 1,680, Г - 42%, 10-15%), биотита (^ - 1,660, { - 63%, 5-10%) и пироксена (2-5%). В виде жильной фации подняты единичные обломки гранит-порфиров, сложенных редкими вкрапленниками кварца и основной массы с микропегматитовой структурой, состоящей из кварца (до 40%), калиевого полевого шпата (до 40%) и плагиоклаза (27-30% Ан).

Породы комплекса характеризуются пониженной кальциевостью, повышенной железистостью и калиевостью и по своим петрохимических особенностям аналогичны неогеновым (13-14 млн.лет, БЫЬгиа еС,а1., 1968) гранитои-дам пояса Симанто Японии (Коренбаум, 1975). По содержанию ряда элмен-тов (Юз - 78 г/т, Бг - 241, №> - 10, Со - 14, № - 46, V - 159, Бп - 4, РЬ - 15, Ъ\\

- 78, Си - 51 г/т) они близки диоритам и гранитам известково - щелочного типа андезитового ряда Дальнего Востока (Недашковскии, 1980), отличаясь от них резко повышенными содержаниями Сг - 159, Zr - 174 г/т и более низким

- Ва - 349 г/т. На диаграмме ЯЬ - 5г точки составов этих пород попадают в поле производных островодужной андезнтовой магмы.

Структурное положение банки Гонсоне, данные радноизотопного возраста (17 млн.лет), состав, петрогеохимические особенности гранитоидов под-

тверждает их принадлежность к третичным гранитоидам пояса Симанто, что указывает на структурное единство и общность геологического развития в кайнозое северной части трога Окинава и Японских островов.

Глава 4. ФИЛИППИНСКОЕ МОРЕ

Строение земной коры и геологическое строение.

Это наиболее крупный окраинный бассейн Тихого океана, с максимальными глубинами дна, сходными с глубинами дна океана. Со всех сторон оно окружено активными островодужными системами: Идзу-Бонинской и Марианской на востоке, Яп и Палау на юге, Филиппинской на западе и Рюкю-Нанкай на северо-западе и севере.

Море четко разделено на две разнородные области подводным хребтом Кюсю-Палау, к западу от которого располагается Западно-Филиппинская котловина (глубина 5500-5800 м) с преобладающим северо-западным простиранием структур, а к востоку котловины Паресе-Вела и Сикоку (глубины 4500-5200 м) с меридианалъным простиранием основных структур. Западно-Филиппинская котловина разделена на северную и южную части Центральным разломом глубиной до 6500 м, а ее северо-западный край осложнен группой возвышенностей: плато Амами и Урданета, хребтами Дайто, Оки-Дайто, Лапу-Лапу и поднятием Бенхам. В котловинах Паресе-Вела проходит рифт, глубина трогов которого составляет 6000-7000 м, а в осевой части котловины Сикоку располагается цепь подводных гор Киннан.

Для этого моря характерна незначительная мощность первого осадочного слоя, составляющая в среднем 100-150 м по всему бассейну и только у западных склонов меридианальных хребтов Кюсю-Палау и Западно-Марианского появляются мощные клинья осадочно-вулканогенных отложений.

Все имеющиеся данные (Ludwig et.ai., 1973, Хейес, 1984) свидетельствуют, что кора Филиппинского моря повсеместно может быть отнесена к коре океанического типа. В котловинах ее мощность колеблется в пределах 4 км (Западно-Филиппинская) и 6 км (Паресе-Вела, Сикоку), под хребтами и поднятиями она увеличивется до 12-15 км (Кюсю-Палау, Оки-Дайто). Мощность литосферы Филиппинской плиты на участках ее глубоководных котловин не превышает 30 км, что в два раза меньше толщины литосферы смежного океана и плита здесь подстилается аномально низкоскоростной мантией.

В строении акустического фундамента преобладают магматические породы, слагающие второй (промежуточный) и третий слой земной коры.

Выходы пород третьего слоя установлены в Центральном разломе в виде метаморфизованных ультрамафитов, амфиболитов, габбро, диабазов и ме-табазальтов офиолитового комплекса (Тарарин и др., 1988) и апогарцбур-гитовых серпентинитов, поднятых с борта переуглубленной впадины южной

части Филиппинской котловины (Леликов и др., 1990). Второй слой глубоководных котловин сложен океаническими толеитами. Время излияния базальтов в котловинах различное: в Филиппинской - поздний палеоцен - эоцен, в Паресе-Вела и Сикоку - поздний олигоцен - средний миоцен, а в Марианской котловине - плиоцен - плейстоцен (Initiol Reports..., 1980, 1981, 1982).

На подводных возвышенностях, хребтах и плато установлены вулканогенные, а в отдельных случаях, интрузивные породы. Первые представлены щелочными базальтами, трахиандезитами, трахитами, комендитами, пантеллеритами, которые по своим петрогеохимическим характеристикам отвечают вулканитам океанических островов и поднятий.

На хребте Кюсю-Палау, наряду с базальтами этого типа, установлены базальты, андезиты и дациты, близкие по составу образованиям толеитовой и извеспсово - щелочной серии островных дуг, слагающих стратовулканы. На ряде структур подняты плагиограниты и метаморфические породы.

Состав магматических пород второго и третьего слоев Филиппинского моря указывает на мафический характер фундамента всех изученных морфо-структур и свидетельствует о заложении впадины этого моря на океанической коре.

Метаморфические породы

Метаморфические породы мезо - кайнозойского возраста установлены в южной части хребта Кюсю-Палау на склонах желобов Яп и Палау.

Хребет Кюсю-Палау. Здесь подняты многочисленные глыбы и обломки разнообразных зеленых сланцев, которые пересечены жилами и дайками пла-гиогранитов, диоритов и габброидов (Евланов и др., 1978).

Эпидот-актинолит-альбитовые сланцы сложены альбитом (30-50%), акти-нолитом (Ng - 1,658-1,665, 20-50%), эпидотом (10-20%), хлоритом (Nm -1,604, f - 24,6-32,0%) в количестве 5-10%, кварцем (до 5%) и сфеном. Хло-рит-альбит-кварц-эпидотовые сланцы сходны с вышеописанным и состоят из зпидота (30-40%), кварца (30%), хлорита (f - 27,8%, 20-25%), альбита и в небольших количествах присутствует актинолит (f- 29,2%, Ng - 1,659), зеленый биотит, сфен, рутил, апатит, пирит. Кварц-эпидотовые сланцы состоят из кварца и эпидота, содержание которых варьирует в широких пределах, а также хлорита (f - 25,0%, 5-10%), альбита, актинолита (f - 27,0%, до 5%) и сфе-на. Кварц-альбитовые сланцы сложены кварцем (до 40%), альбитом (до 40%), биотитом (до 15%) и эпидотом (до 5%). В единичных случаях встречаются амфиболиты, сложенные амфиболом (f - 30,6%) до 70%, плагиоклазом (17% Ан) до 15%, эпидотом (до 10%) и хлоритом(Г- 24,6%)до 5%.

Сланцы этого комплекса представляют собой породы натрово - магнезиального ряда (Na.K - 4,3-28,0, Ca:Mg - 0,37-0,83), редко встречаются карбо-натизировапные натрово - кальциевые разности (Ca:Mg - 1,3-6,9), все они умеренножелезистые (0,29-0,67) и умеренноглиноземистые (0,56-1,04) породы с низким содержанием Rb -15, Sr - 164, Ва - 49, Zr - 62, свойственным океаническим базальтам. По соотношению Rb-Sr, Ti-K, Ni:Co точки этих пород

попадают в поле производных океанической толеитовой магмы. Они отличаются высокими концентрациями N1 (80-400 г/т). Со (40-90 г/т). По содержанию ряда элементов (К, Бг, Ва, Со, N1) сланцы Кюсю-Палау сходны с толеитами срединно-океанических хребтов (МОЙВ), а по содержанию "П.

Са близки габброидам офиолиговых комплексов.

Использование различных геотермобарометров (Плюсннна, 1983, Мишкин, 1990, 1994) позволяет оценить термодинамические условия формирования пород комплекса. Хлорит-альбит-кварц-эпидотовые сланцы образовались при Т - 450-480° С и Р - 2,5-3,9 кбар, а оиидот-хлорпт-актпнолитовые сланцы и амфиболиты при более высоких значениях Т - 490-530° С и Р - 4,95,8 кбар, т.е. наблюдается изменение температуры и особенно давления в процессе метаморфизма пород комплекса. Возможно это связано с выведением на поверхность, путем тектонического скучивания, различных по условиям формирования блоков метаморфических пород.

Возраст пород по радиоизотопным данным (калий-аргоновый метод) колеблется от 42,5 до 157 млн.лет (Евланов и др., 1978).

Желоба Яп и Палау. На островном склоне желоба Яп подняты обломки амфиболитов, сложенных зональным амфиболом, плагиоклазом (15-25% Ан) и эпидотом и сланцев, представленных биотит-амфиболовыми разностями с голубовато-зеленой роговой обманкой, плагиоклазом (25% Ан), биотитом, хлоритом и эпидотом и амфиболовых сланцев с амфиболом, плагиоклазом (30% Ан) и эпилогом. Эти породы образовались за счет метаморфизма диабазов и габброидов типа амфиболовых и двуамфиболовых габбро. Здесь же отмечаются зеленые сланцы по базальтам и туфам, в которых появляется альбит-хлорит-пумпеллеит-эпидотовая ассоциация, альбитизированные ан-дезито-базальты с пумпеллеитом и хлоритом, а также хлоритизированные диабазы и базальты (Савельева и др., 1980).

В желобе Палау установлены только зеленокаменные метабазальты с фенокристами плагиоклаза, замещенного альбитом, эпидотом, хлоритом и основной пумпеллепт-хлорнтовой массой (Савельева и др., 1980).

По химическому составу породы желоба Яп и Палау характеризуются резким преобладанием N3 над К (5,2-22,7) и Mg над Са и относятся к нат-рово - магнезиальному ряду (Са:М$ - 0,32-0,98), умеренножелезистых (0,300,70), низко и умеренноглиноземистых (0,38-0,87) пород. Амфиболиты и амфиболовые сланцы отличаются от метаэффузивов более низкой глинозе-мистостью (0,38-0,41 в первых и 0,61-0,87 во вторых) и более высоким содержанием ~П ("ПО2 - 1,50-3,38 и 0,73-1,33) и на диаграмме "Л -К точки этих пород располагаются между трендами океанических и островодужных базапьтоидов, а точки метаэффузивов вблизи тренда океанических базачь-тов (Лутц, 1980), что сближает их со сланцами хребта Кюсю-Палау.

В амфиболитовых и амфиболовых сланцах наблюдаются зональные кристаллы амфиболов, в ядрах которых развиты низкоглиноземистые, менее щелочные и титанистые минералы чем их краевые части, что свидетельствует о прогрессивной направленности метаморфических процессов при

преобразовании исходных пород. Условия образования, установленные по геотермобарометру (Мишкин, 1994), в центральных частях кристаллов отвечают: Т - 330-440° С и Р - порядка 1 - 2 кбар, а их краевые участки - Т -480-530° С и Р - 3-4 кбар. Внешняя кайма игольчатых кристаллов дает более высокия значения - Т - 545° С и Р - 6 кбар. Биотит -амфиболовые сланцы сформировались при Т - 550° С, Р - 5 кбар.

Радиоизотопный возраст также указывает на не менее, чем двухэтапный характер преобразования пород. Основная фаза метаморфизма соответствует палеоген - неогеновому времени (20-23 млн. лет), а возраст ядер кристаллов амфиболов (81-93 млн.лет), дает основание считать, что формирование разрезов офиолитов происходило в меловой период (Савельева и др., 1980).

Таким образом, в Филиппинском море на хребте Кюсю-Палау и на склонах желоба наблюдаются метаморфические породы зонального комплекса, исходными породами для которых были океанические толеиты, базальты MORB или габброиды и диабазы офиолитового комплекса. Близкое нахождение пород, сформированных в различных термодинамических условиях свидетельствет о главенствующей роли тектонических факторов (тектонического скучивания в линейных зонах сжатия) при формировании этих породных ассоциаций путем выведения на поверхность пород различных ступеней метаморфизма или в результате двухфазного процесса их преобразования. При этом наблюдается смещение зон более молодого метаморфизма с запада на восток (хребет Кюсю-Палау - 157-90, желоб Яп - 20-23 млн. лет) в сторону океана.

Гранитоидный магматизм

В Филиппинском море гранитоиды пользуются незначительным распространением и известны на плато Амами, хребтах Дайто и Кюсю-Палау. Среди них по радиоизотопным данным выделяются породы мезозойского и кайнозойского комплексов.

Мезозойские гранитоиды.

Они установлены на плато Амами и хребте Кюсю-Палау.

Плато Амами. Здесь на трех станциях драгирования совместно с авги-товыми габбро, базальтами и андезитами подняты биотит-роговообманковые тоналиты и гранодиориты с возрастом 69,5-75,1 млн.лет (Shiki et. al., 1975, Geology..., 1985). Они сложены плагиоклазом, кварцем, роговой обманкой, титаномагнетитом, биотитом и апатитом.

Хребет Кюсю-Палау. Мезозойские гранитоиды (87,0-125,0 млн.лет) установлены в южной части хребта совместно с метаморфическими породами, в которых они образуют жилы, дайки и небольшие интрузивные тела разгнейсованных плагиогранитов и диоритов. Плагпограниты - породы с очковой, сланцеватой текстурой, очковые выделения в которых представлены реликтовыми зернами плагиоклаза (25-30% Ан), включающие мелкие зерна эпидота, кварца, актинолита, а основная масса сложена кварц-

плагиоклазовым агрегатом, содержащим хлорит, эпидот, актинолит, апатит, сфеи, рутил. В диоритах реликтовые зерна представлены андезином (35-38% Ан), а первичные темноцветные минералы полностью замещены агрегатом актинолита (^ - 1,659-1,661, Г - 38-40%), хлорита (Мт - 1,601), эпидота и кварца.

Кайнозойские гранитоиды

Эти породы обнаружены на хребтах Дайто и Кюсю-Палау (горы Ко-махаси-Дайни, Минами-Кохо в северной части хребта и на склонах вулканических построек его центральной части).

На хребте Дайто установлены биотит-роговообманковые диориты (Уй-Ыка\уа е1.а1., 1978), а на горе Минами-Кохо биотит-роговообманковые гранитоиды с возрастом 48,5 млн.лет (М1гипо е1.а1., 1975).

На горе Комзхаси-Дайни залегает интрузивное тело, в строении которого принимают участие разнофациальные породы: кварцевые диориты, тоналиты, гранодиориты, трондъемиты и плагиограниты с возрастом 42,726,2 млн.лет, (БЫЬа1а е1.а1., 1977; Евланов и др., 1979; Коновалов и др., 1979; Маляренко, 1991; Остапенко и др., 1976). Биотитовые плагиограниты сложены зональным плагиоклазом(35-42% Ан - ядро и 20-28% Ан - краевые части кристаллов) в количестве 54%, кварца (35%), биотита (Ит - 1,658, Г -62%) до 9%, циркона и апатита. В биотит-роговообманковых гранодиоритах преобладает зональный плагиоклаз (45-55% Ан - центр и 28-32% Ан - край кристаллов), а также присутствует кварц (30-35%), биотит (3-8%), роговая обманка (1-5%) и единичные зерна калишпата. Биотит-роговообманковые гранодиориты и тоналиты сходны с гранитами, отличаясь от них отсутствием калишпата и большим (до 30%) количеством темноцветных минералов, при преобладании роговой обманки.

В центральной части хребта Кюсю-Палау в зоне его сочленения с Центральным разломом со склонов вулканических построек, наряду с лозднеоли-гоценовыми вулканитами подняты габбро, габбро-диориты, диориты, тоналиты, трондъемиты, плагиограниты (Леликов и др., 1990).

Габбро - оливин-пироксен-роговообманковые породы, сложенные плагиоклазом (60-70% Ан) до 60%, моноклинным пироксеном (до 5%), зерна которого последовательно замещаются к краевым частям роговой обманкой-актинолитом-хлоритом, а также роговой обманкой (до 20%), по которой развивается актинолит, хлорит и оливин, нацело замещенный тальк-актинолит-магнетитовым агрегатом. Габбро-диориты - оливин-пироксен-биотит-рогово-обманковые породы, сходные с габбро, только кристаллы моноклинного пироксена обрастают в них пижонитом и роговой обманкой, реже наблюдается такая зональность: пижонит-клинопироксен-роговая обманка-актинолит. Кварцевые диориты сложены плагиоклазом (до 60%), кварцем (15-20%), роговой обманкой (15%), магнетитом, сфеном, апатитом. Плагиограниты -порфировые породы, в которых вк-рапленники представлены зональным плагиоклазом (40-45% Ан в центре и 25% Ан в краевых частях зерен), а осно-ваня масса сложена кварцем (40%), плагиоклазом (55%), биотитом, магнети-

том, сфеном, эпидотом, хлоритом. Породы рассматриваемого комплекса являются субвулканическими образованиями, комагматичными вулканитам. Наличие клино-и ортопироксенов, а также присутствие пижонита в них могут указовать на островодужный характер магмы, из которой кристаллизовались породы центральной части хребта Кюсю-Палау.

Характерной особенностью гранитоидов всех комплексов является низкое содержание К, составдящее в мезозойских образованиях не более 0,25% и поднимаясь до 1,36% в кайнозойских породах. Отношение N3 к К достигает 80 единиц, а значение коэффициента агиаидносги (0,2-0,46) позволяет отнести рассматриваемые породы к образованиям известково - натрового ряда. По щелочно - кальциевому и кремнекислотному отношению (Бородин, 1987) гранитоиды мезозойского комплекса относятся к известковой группе и их точки располагаются вдоль океанического низкощелочного тренда. Фигуративные точки кайнозойских (позднеолигоценовых) гранитоидов центральной части хребта Кюсю-Палау локализуются в известково - щелочном поле, а породы северной части этого хребта группируются в пограничной области полей известковой и известково - щелочной групп пород. На диаграмме Б.Н.Пискунова (Пискунов, 1987) породы мезозойского комплекса совместно с океаническими плагиогранитами и платиогранитами офиолитовых комплексов располагаются в поле магматических пород океанов, а кайнозойские гранитоиды - в поле развития магматических пород островных дуг и ороген-ных областей.

Различие в химизме пород находит отражение и в их нормативном составе. На диаграмме АЬ - Ап - Ог - (} фигуративные точки гранитоидов располагаются вдоль альбит - анортитовой и альбит - кварцевой сторон треугольника, но для пород кайнозойских комплексов отмечается обогащение ортокла-зовой составляющей, что проявляется и в петрографическом составе появлением в них зерен калиевого полевого шпата.

Низкое содержание калия в рассматриваемых гранитоидах определяет в них низкие концентрации крупных литофильных элементов (Ш>, Их, Ва). При общей тенденции их накопления в процессе дифференциации магматического расплава содержание этих элементов в мезозойских породах более низкое, чем в кайнозойских. Среднее их содержание в породах первого комплекса изменяется от габбро к плагиогранитам в следующих пределах: КЬ -2-3 г/т, Zr - 68-116 г/т, Ва - 35-36 г/т, а для кайнозойских пород центральной части хребта Кюсю-Палау составляет: КЬ - 10-13, 2.x - 35-113, Ва -202-485 г/т. Концентрация Эг снижается в этом же направлении от 336 до 78 г/т и от 313 до 202 г/т соответственно. На диаграммах КЬ - 8г, Ва - 8г точки составов мезозойских гранитоидов группируются вблизи среднего состава океанического толеита. Кайнозойские гранитоиды горы Комахаси-Дайни отличаются более высоким содержанием рубидия и бария и точки их составов располагаются между средними составами островодужного толеита и известково - щелочного островодужного толеита, а породы центральной части хребта Кюсю-Палау

группируются в области среднего состава известково - щелочной островоду-жной магмы (Маляренко, Леликов, 1994).

Таким образом, в пределах Филиппинского моря в структурах с корой мафического состава выделяется несколько комплексов гранитоилов, относящихся к различным формационным типам и являющихся производными различных типов магм: океанической толеитовой (мезозойски¡1 комплекс), ост-роводужпой толеитовой (кайнозойский комплекс северной части моря) и известково - щелочной (позднеолигоценовый центральной части хребта Кюсю-Палау). Смена состава магматических пород во времени отражает эволюционную направленность развития земной коры структур Филиппинского моря в процессе развития островных дуг, закладывающихся на океаническом основании.

Глава 5. ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАМОРФИЗМА И ГРАНИТОИДНОГО МАГМАТИЗМА ОКРАИННЫХ МОРЕЙ ТИХОГО ОКЕАНА

Гетерогенное строение дна окраинных морей, сложенных разновозрастными структурами с различной степенью зрелости земной коры, создает благоприятные условия для выяснения роли магматизма и метаморфизма в процессе преобразования земной коры зоны перехода.

Петрохимические особенности пород.

Поведение петрогенных и акцессорных элементов в метаморфических процессах во многом определяется режимом щелочей.

Метаморфические породы. По соотношению щелочей все метаморфические породы окраинных морей подразделяются на три группы: натровые (№:К > 3), калий - натровые (Иа:К = 3-1) и калиевые (Ыа:К < 1) образования (рис. 2).

К первому типу в Японском море относятся амфиболиты, микросланцы и метаэффузивы средне - позднепалеозойского комплекса северного замыкания Центральной котловины (№:К = 3,4-56,0), метавулканиты возвышенности Ямато (3,5-7,5) и метатерригенные породы банки Хакусан (3,1-8,8). Все они характеризуются преобладанием Мя над Са и представляют собой породы натрово - магнезиального ряда.

В Восточно-Китайском море в группу натровых пород (№:К = 3,0-3,8) попадают образования нижнего комплекса позднего палеозоя, при этом в амфиболитах Мв преобладает над Са (Са:Мц= 0,6-0,99), а гнейсы представляют собой натрово - кальциевые образования (1,2-3,65).

В метаморфических породах Филиппинского моря N3 резко преобладает над К (13,0-60,0), и точки их состава вытянуты вдоль натровой оси диаграммы (рис. 2). В них также Mg преобладает над Са (0,37-0,83).

Геохимическое родство ЯЬ, Бг, Ва с щелочными и щелочноземельными элементами определяет их распределение в метаморфических породах. Породы натрово - магнезиального типа характеризуются низким содержанием ЯЬ и Ва и низким ЯЬ - Бг и Ва - Бг отношением. Точки составов метавулка-

"%> 1Г=3

-1--г---з-----4-^-^-5-0-6

-»-□-«-6а'-—7—о—^.... д —х—ю

Рис. 2. Диаграмма соотношения щелочей в метаморфических породах: 1-2 - породы возвышенностей Криштофовича, Восточно - Корейской, материкового склона Кореи: 1 - гнейсы, 2 - сланцы; 3 - метавулканиты возвышенности Алпатова, 4 - метаосадочно-вулканогенные породы Ямато, 5 -филлиты банки Хакусан, 6-6а - метапесчаники и филлиты возвышенностей Витязя, Алпатова: 6 - натро-калиевого, 6а - калиевого типа; 7 - породы Охотского моря; 8-9 - породы Восточно-Китайского моря: 8 - нижнего, 9 -верхнего комплекса; 10 - породы Филиппинского моря.

нитов северного замыкания Центральной котловины Японского моря и метаморфических пород Филиппинского моря на диаграмме ЯЬ - Бг (рис. 3) группируются в поле производных океанической толеитовой магмы, и Ва - Бг отношение в них составляет 0,2-0,5 единицы. Точки метавулканитов возвышенности Ямато и пород нижнего комплекса Восточно-Китайского моря попадают в поле производных островодужной магмы (рис. 3) с низким Шэ -Бг (0,04-0,17) и Ва - Бг (0,5-2,0) отношением (рис. 4).

Таким образом, к натровому типу относятся комплексы метаморфических пород, сложенные океаническими толеитовыми или островодужными вулканитами.

Ко второму калиево - натровому типу относятся большая часть пород архей - раннепротерозойского комплекса (№:К=1,24-2,53), позднепротеро-зойские породы Ямато (1,77-2,85), метапесчаники и филлиты северного замыкания Центральной котловины (1,04-2,69), основная часть метаморфических пород Охотского моря (1,03-2,94), а также сланцы и гнейсы верхнего комплекса Восточно-Китайского моря (1,05-2,0). Это, в основном, магнезиальные породы, в которых отношение меньше 1, за исключением гнейсов возвышенности Ямато (Ca:Mg - 1,77), амфиболитов и гнейсов банки Кашеварова Охотского моря (1,16-1,47), в которых оно больше единицы. Породы этого типа отличаются от натровых пород более высокими содержаниями ЯЬ и Ва и более высокими значениями Ш) - Бг и Ва - Бг отношений. Архей - раннепротерозойские образования на диаграмме ЛЬ - Бг (рис. 3) распадаются на две группы. Более калиевые гнейсы и мигматиты возвышенности Криштофовича характеризуются низким (200-250 г/т) содержанием Бг и попадают в поле производных континентальной и островодужной магмы с ЯЬ - Бг отношением 0,04-1,0, а в амфиболитах и гнейсах материкового склона Кореи более богатых Бг (500-700 г/т) это отношение не превышает 0,17. Ва - Бг отношение в них также различается, составляя в первых 2,0-3,0, а во-вторых - 0,5-2,0 единицы. Породы Охотского моря характеризуются низким содержанием Бг (200-350 г/т). На диаграмме К.Ь - Бг они попадают в поле производных континентальной и островодужной магмы с высоким (до 1,0) ЛЬ - Бг и Ва - Бг отношением (рис. 4).

Породы верхнего комплекса Восточно-Китайского моря отличаются наиболее низкими концентрациями Бг (100-200 г/т) от остальных пород этого типа и высоким КЬ - Бг (0,17-1,0) и Ва-Бг (5-10) отношением. Этот тип образований представлен первично вулканогенными породами, сходными с островодужными вулканитами или производными андезитовой и толеитовой магмы повышенной щелочности, а также вулканогенно-осадочными породами, отвечающими грауваккам или монтмориллонитовым глинам эвгеосинк-линального типа.

К третьему калиевому типу относятся небольшое количество пород: био-тит-мусковитовые сланцы возвышенности Криштофовича (№-К - 0,15-0,51), филлиты и метапесчаники средне - позднепалеозойского комплекса северного замыкания Центральной котловины Японского моря (0,17-0,70). Все они

иЬ

-+-□-+-6а «--- 7—о—в 9 —х—Ю

Рнс. 3. Диаграмма ЯЬ-8г для метаморфических пород: 1-2 - гнейсы архей-раииепротерозойские: 1 - возвышенности Кришто-фовича, 2 - материкового склона Корейского полуострова; 3-10 - аналогичны рис. 2. Поля пород производных различных типов магм: левее РО - то-леитовой океанической, между Р0 - МИ - толеитовои континентальной и островодужной, правее МЫ - толеитовои повышенной щелочности.

Sr

20 30 50 100 200 500 ЮОО

6 — o—8----9—x—10

Рис. 4. Диаграмма Ba - Sr для метаморфических пород: 2 - позднепротерозойские породы возвышенности Ямато, 5-6 - метапе-счаники и филлиты возвышенностей Витязя и Алпатова: 5 - натрово - калиевого, 6 - калиевого типа, 1,3 - 4,7 - 10 - аналогичны рис. 2.

характеризуются резким преобладанием над Са - 0,10-0,65). В

филлитах и метапесчаниках отмечаются высокие концентрации Ва (400-800 г/т) и низкое содержание ЯЬ (20-120 г/т) и Бг (20-150 г/т).

В целом в метаморфических породах этих трех групп наблюдается закономерное возрастание ЯЬ и Ва и снижение содержания Бг от пород натрового типа к калиевому.

Гра/штоиды.Трлп\по\1Л,ъ\ выделенных генетических типов окраинных морей различаются между собой содержанием и соотношением щелочей, в первую очередь, калия, а также редких щелочей: рубидия, стронция, бария.

Наиболее высокой калиевостью при равной основности (Коренбаум, 1975) характеризуются палингенные гранитоиды, для которых наблюдается резкое накопление калия в направлении от более основных к кислым разностям (рис.5, линии 3, 5, 6). Производные андезитовой магмы отличаются более низкой калиевостью и более равномерным её распределением при изменении основности пород (линии 2, 4, 6а, 8, 10). При этом, в одних и тех же структурах калиевосгь возрастает от древних к молодым комплексам. В частности, содержание калия в меловом комплексе Охотского моря (линия 9) выше, чем в юрском (линия 8), также как и в позднепалеозойских гранитоидах возвышенности Ямато (линия 4), по сравнению с позднепротерозойскими (линия 2). Содержание калия и связанных с ним элементов зависит от состава, мощности земной коры и обычно возрастает по мере роста ее стабильности. Производные толеитовой магмы характеризуются наиболее низкой калиевостью и повышенной основностью (линия 11).

Геохимическое родство рубидия и бария с калием определяет поведение этих элементов в процессе кристаллизации массивов. На диаграмме ЯЬ - Бг тренды палингенных гранитов прослеживаются от пород гранодиоритовой группы (ЛЬ - Бг отношение - 0,17) до линии гранитов предельного состава, т.е. эти породы резко обогащены Ш) (рис. 6, линии 3, 6, 5). Дифференциаты андезитовой магмы, в целом, отличаются более низким содержанием ЯЬ. По соотношению ЯЬ и Бг в них выделяются две группы пород. Наиболее низким значением отношения этих компонентов (0,04-0,17) характеризуются поздеп-ротерозойские и позднемеловые гранитоиды возвышенности Ямато (линии 2, 6а), относящиеся к производным андезитовой и толеитовой магмы повышенной щелочности (Ферштатер, 1984). К производным этой магмы можно отнести также кварцевые сиениты и субщелочные граниты (линия 4) позднепа-леозойского комплекса Ямато, тренд которых располагается правее линии МЫ.

Архей - раннепротерозойские и кайнозойские граниты Японского моря, породы Охотского и Восточно-Китайского морей, а также гранитоиды нормальной щелочности позднепалеозойского комплекса Ямато располагаются в поле производных островодужной магмы (линии 1, 7, 8, 9). При этом, гранитоиды Охотского моря отличаются более низким ЯЬ - Эг отношением. В остальных это отношение изменяется в широких пределах (0,04-1,0), возрастая в направлении от среднего состава островодужного андезита до адамеллита

к

к + Ма

---I -2 -.--~ 3 ~ ~ ~ 4

.....5---6 -х-х6а—а—о 7

_у—3 —о—9 ^ "■ИЗ Рис. 5. Петрохимическая диаграмма калиевость-основность для граннтоидов:

1-11 - вариационные линии пород разновозрастных комплексов: 1-7 -Японского моря: 1 - архей-раннепротерозойского, 2 - позднепротерозой-ского, 3 - среднепалеозойского, 4 - позднеиалеозойского, 5 - раннемело-вого, 6-6а - позднемелового: 6 - шельфа Южного Приморья, 6а - возвышенности Ямато, 7 - неогенового полигона 26; 8-9 - Охотского моря: 8 -юрского, 9 - позднемелового; 10 - Восточно-Китайского моря; 11 - Филиппинского моря.

кб.Ут 3.0

♦---^ ------5 ---6 -«-х -Хба

-»-*—*—10

Рис. 6. Диаграмма ЯЬ-Бг для гранитоидов:

1-10 - вариационные линии пород разновозрастных комплексов: 4-4а -позднепалеозойские возвышенности Ямато: 4 - повышенной щелочности, 4а - нормальной щелочности; 8 - Охотского моря; 9 - Восточно-Китайского моря; 10 - Филиппинского моря. Поля пород производных различных исходных магм: левее РО - толеитовой океанической, между Р<3 и МЫ -толеитовой континентальной и островодужной, правее МЫ - толеитовой повышенной щелочности. 1-3,5-7 - аналогичны рис. 5.

Рис. 7. Диаграмма ЛЬ-Бг-Ва для гранитоидов:

1-10 - вариационные линии пород разновозрастных комплексов: 4 - по-зднепалеозойского возвышенности Ямато, 1-3,5-10 - аналогичны рис. 6.

(линии 1, 4а, 9). Гранитоиды Филиппинского моря характеризуются низким содержанием КЬ и 5г и точки этих пород попадают в поле производных то-леитовой магмы (линия 10).

Аналогичные закономерности в поведении пород различных генетических типов проявляются на диаграмме Ва - ЯЬ - Бг (рис. 7). Тренды кристаллизации палингенных гранитов изменяются в области КЬ - Ва отношения и направлены в сторону накопления КЬ при незначительном изменении содержания Бг (линии 3, 5, 6). В дифференциатах толеитовой и андезитовой магмы и ультраметаморфогенных гранитоидах тренды дифференциации направлены вдоль Ва - Бг стороны треугольника. При этом, наиболее стронциевыми являются породы Филиппинского и Охотского морей (линии 8,9), в то время как в Японском море отчетливо наблюдается обогащение пород барием в процессе гомодромного становления массивов (линии 1, 4, 6 а).

Метаморфические формации.

Данные по вещественному составу, возрасту и условиям образования метаморфических пород позволяют отнести их к определенному типу метаморфических формаций, разработанных М.А. Мишкиным (Мишкин, 1985) для континентальных структур зоны перехода (табл. 1).

Архей - раннепротерозойский комплекс относится к ареальному типу метаморфизма умеренноглубинных и глубинных зон и отвечает формации амфиболитов, биотито-амфиболовых и биотитовых гнейсов (исходная вулканогенная и вулканогенно-осадочная формашш), а также двуслюдяных гнейсов и сланцев (исходная осадочная). Метавулканиты представлены базальтами и андезитами натрово - магнезиального ряда, а гнейсы и сланцы отвечают суб-грауваккам, гидрослюдистым и монтмориллонитовым глинам натрово - магнезиального и калиево - магнезиального ряда. Мигматиты и граниты, развитые в составе этого комплекса на возвышенности Криштофовича, могут быть отнесены к производным континентальной и островодужной магмы. Метавулканиты по своим петрогеохимическим особенностям сходны с вулканитами океанических островов и поднятий и толеитовыми базальтами архейских зеленокаменных поясов, что может свидетельствовать о заложении архейских структур на древнем океаническом основании. По геоструктурной позиции этот комплекс отвечает формации эвгеосинклинальных зон. Он сходен с позднеархейскими метаморфическими формациями иликанской серии Становой складчатой области и представляет собой подводное продолжение архейских и протерозойских образований Сино-Корейского кристаллического массива.

Позднепротерозойский метаморфический комплекс возвышенности Ямато соответствует формации биотит-амфиболовых и биотитовых гнейсов, породы которой по исходному составу отвечают базальтам и андезитам островных дуг и могут быть включены в группу вулканогенно-осадочных формаций натрово - кальциевого ряда. По условиям образования они соотвествуют широкозональному типу метаморфической зональности эпидот-амфиболитовой фации умеренных глубин. Аналогичные образования развиты в составе метамо-

Схема расчленения метаморфических комплексов

Таблица 1

Возрастной комплекс Море, Структура Порода, минеральные парагенезисы Условия метаморфизма Петрохимия Исходный состав пород

Архей - ранне-протерозойский (27291983 млн. лет) Японское: возвышенности Восточно-Корейская, Криштофовича Амфиболиты (Нв+Р1+0+ Ар), гнейсы (НЫ-Р1+ (2+Ер; НЬ+В1+Р1+0; В1+Р1+0; ВН-Р1+МН"0), мигматиты (В1+М1+ Р1+0), сланцы (В1+Ми+Р1+М1+0) Т-560-760°С; Р-5,0-7,0 кбар; Амфиболитовая фация, широкозональный Ыа:К>1; Са:М8<1 Ыа:К<1; Ca:Mg<l Вулканиты океанических островов и поднятий, монтморил- лонитовые глины

Позднепро-терозойский Японское: возвышенность Ямато Амфиболиты (НЬ+Р1), гнейсы (НЬ+В1+Р1+0; В;+Р1+М1+0) Т-550°С, Р-4,0 кбар; эпидот-амфи-болитовая фация, широкозональный №:К>1; Ca:Mg<l; Ca:Mg>l Вулканиты островодуж-ного типа

Средне - поз-днепалео-зойский (356240 млн. лет) Японское: возвышенности Алпатова, Витязя Ямато Банка Хакусан Метаэффузивы, сланцы (АЬ+Ер+СЫ+АкГ, АЬ+ВНСЫ+О; СЬ1+АЬ+ Ми+Са), амфиболиты (АШ+СЫ+Р1+М1; АкИ-НЬ+Р1+М0, метапесчаники, филлиты. Метаэффузивы, сланцы (СЫ+Ер+АЬ; СЫ+А1+0; Ер+АЬ^+СЫ+Бег), песчаники, филлиты. Филлитовидные сланцы (<3+Бег) Т-480°С, Р-2-4 кбар; зеленослан-цевая фация, зональный метаморфизм, линейные зоны №:К>3 Ca:Mg<l Ыа:К<1 Ca:Mg<l №:К>3 Са:М£<1 №:К>3 Са: Mg.il Вулканиты океанических островов и поднятий вулканиты островодуж-ного типа

Хребет Оки Сланцы (НЬ+Рх+М1+С>; В1+НЬ+Р1+0; <3+Ми+В1; НЬ+В1+М1+0), роговики (0+М1+Рх; д+М1+Ер) Т-370", 430°, 480°; Р-1-2 кбар; зональный, контактово-метамор-физованный Ыа:К<1 Са:Мя>1 Известко-висто-пелито вые осадки

Палеозойский Охотское: банка Кашеварова Возвышен. Института Океанологии Охотский свод Возвышенность Академии Наук Амфиболиты (НЬ+Р1+0), гнейсы (НЬ+В1+Р1+ Ог+д+вг; В1+Р1+0+С5г; В1+Ми+д+Р1+Ог), сланцы (Ш+Ми+д; Ми+д; д+АЬ+СЫ), метаэффузивы, филлиты. Гнейсы (НЫ-В1+Р1+д), сланцы (Ми+д+Р1+Ог+Сг). Сланцы (В1+СЫ+0; Ми+СЫ+д), метаэффузивы, филлиты. Метаэффузивы, филли-товидные сланцы (В1+сы+д; Ми+сы+д) Т-524-560°С, Р-6,0-7,5 кбар; зональный, линейные зоны №:К>1 Са:МЕ>1 Ыа:К>1 Са:Мв<1 Ыа:К>1 Са:Мв>1 Ыа:К<1 Са:М§<1 Вулканиты островодуж-ного типа Вулканиты островодуж-ного типа Вулканиты островодуж-ного типа Вулканиты островодуж-ного типа

Позднепалео-зойский (290280 млн. лет) Восточно-Китайское: трог Окинава Нижний комплекс: амфиболиты (НЬ+Р1+д+ Ог+М1+Сг), гнейсы (В1+Р1+М1+д; В1+Р1+-М1+ +Сг+Сг; В1+НЬ+ Р1+0+Ог;В]+Р1+М1+0; НЬ+В1+вг+ Сг+д; В1+Р1+д+Ог), мраморы. Т-539°С, Р-9,6 кбар; глаукофанслан-цевая фация, линейные зоны Ыа:К>3 Са:Мв<1 Са:МБ>1 Вулканиты островодуж-ного типа

(270 млн. лет) Верхний комплекс: сланцы (В1+Р1+(3; В1+Ми+М1+Р1+СНСг; С>+АЬ+Ми+М1; Ми+ВИ-<3+Р1; В1+Р1+д+Ог), мраморы Т-510°С, Р-3,5-4 кбар; зеленосланцевая фация, линейные зоны Na:K>l Ca:Mg<l Ca:Mg>l Вулканиты островодуж-ого типа

Мезозойский 157-90 млн. лет Филиппинское хребет Кюсю-Палау Сланцы (НЬ+Ак1+Ер+ СЫ+; Ер+С111+В1+0+Ар; Ер+О+СЫ+АЬ; АЬ+В1+ О+Ер), амфиболиты (НЬ+Р1+Ер+СЫ) Т-450°-480°С, Р-2,5-3,9 кбар; Т-490-530°С, Р-4,5-5,9 кбар; зеленосланцевая фация, линейные зоны Na:K>3 Ca:Mg<l Океанические толенты, базальты MORB

Кайнозойский 23-20 млн.лет Филиппинское Желоба Яп и Палау Амфиболиты (НЬ+Р1+Ер), сланцы (НЬ+В1+Р1+СЫ+Ер; НЬ+Р1+Ер; АЬ+СЫ+ Рит+Ер), метабаз альты Т-330-440°С, Р-1,0-2,0 кбар, Т-480-530°С, Р-3,0-4,0 кбар Т-550°С, Р-5,0-6,0 кбар; зеленосланцевая фация, линейные зоны Na:K>3 Ca:Mg<l Океанические толеиты

рфического комплекса Хида Япония. Кроме того, формация Ямато сходна с комплексом "габброидов" Южного Приморья.

Средне - позднепалеозойский комплекс Ямато относится к метаэффузив-но-осадочной формации, сформированной в малоглубинных условиях зеле-носланцевой фации, метаморфизма. Породы комплекса относятся к образованиям натрово - магнезиального ряда, при этом, терригенные разности по преобладанию натрия над калием (№:К=3,5-7,5) отвечают песчаникам и глинам эвгеосинклинальных зон, а вулканиты - известково - щелочной серии островных дуг.

На возвышенностях северного замыкания Центральной глубоководной котловины установлен зональный комплекс метаморфических пород формации амфиболовых сланцев и филлитов, сложенный первично вулканогенными и терригенными образованиями. Вулканогенные породы характеризуются низким содержанием калия, повышенной концентрацией титана и относятся к натрово - магнезиальному ряду. Метаосадочные породы также относятся к натрово - магнезиальному ряду пород, но сформированных за счет размыва и переотложения гранитоиДов и метаморфических пород сиалического типа. Этот комплекс по составу пород, возрасту и условиям метаморфизма наиболее близок комплексу Сангун Японии.

На банке Хакусан развиты терригенные породы филлитовой формации натрово - магнезиального ряда, отвечающие глинам и песчаникам эвгеосин-клиналей (№:К=3,1-8,8). Они сформировались в условиях метаморфизма зе-леносланцевой фации и также близки терригенным породам комплекса Сангун (Ка:К=6,8, Мишкин, 1985).

В Восточно-Китайском море установлены позднепалеозойские метаморфические породы двух комплексов.

Нижний комплекс, метаморфизованный в условиях глаукофансланцевой фации, представлен формациями амфиболитов, амфиболовых и слюдистых сланцев (исходная вулканогенно-осздочная толща) натрово - магнезиального и натрово - кальциевого ряда. Вулканиты отвечают базальтам и андезитам островодужного типа, а осадочные - грауваккам, известково - доломитовым песчаникам и глинам эвгеосинклиналей.

Верхний комплекс сложен терригенными породами калий - натрового типа, отвечающими составу монтмориллонитовых глин и грауваккам поздней стадии эвгеосинклинального этапа развития структур. Они метаморфизованы в условиях эпидот - амфиболитовой фации и могут быть отнесены к формации слюдистых сланцев. По составу пород и условиям метаморфизма образования этих комплексов близки метаморфическим породам зон Самбагава и Реке Японии, являясь их подводным продолжением.

В Охотском море развиты метаморфические породы различного состава и степени метаморфизма. Породы банки Кашеварова сформировались в условиях поясово - зонального, умеренноглубинного метаморфизма и относятся к формации амфиболитов, амфиболовых сланцев и филлитов. Исходными породами комплекса являлись вулканиты н терригенные отложения.

На других морфоструктурах Охотского моря также установлены вулкано-генно-осадочные комплексы слюдисто-филлитовой и метаэффузивной формации. Вулканогенные породы большинства возвышенностей по своему составу, в основном, близки вулканитам известково - щелочной серии островных дуг, в частности, базальтоидам современной Курило-Камчатской дуги. Осадочные породы относятся к натрово - магнезиальному ряду, в котором натрий преобладает над калием. Исходными породами для них могли быть граувакки, субграувакки и монтмориллонитовые глины эвгеосинклинального типа. Сходство вулканитов и терригенных пород этого комплекса связано с тем значительным влиянием, которое оказывал вулканомикговый материал на формирование толщи в условиях шельфовых бассейнов, прилегающих к вулканическим островам. Филлиты возвышенности Академии наук по химическому составу отличаются от осадочных пород других морфоструктур Охотского моря. В них калий преобладает над натрием, и они отвечают глинам зрелых стадий развития эвгеосинклинали.

В Филиппинском море, на хребте Кюсю-Палау, в желобах Яп и Палау развиты сланцы, амфиболиты, по первично вулканогенным породам (океаническим толеитовым базальтам), которые могут быть отнесены к формации амфиболовых сланцев. Они представляют собой образования поясово -зонального, умеренноглубинного типа метаморфизма, сформированные в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фации, характеризуются резким преобладанием натрия над калием и относятся к натрово - магнезиальному ряду пород.

Формационные типы гранитоидов.

За основу формационного деления принята петрогеохимическая классификация гранитоидов, разработанная Л.В.Таусоном (Таусон, 1977), П.Г. Неда-шковским (Недашковский, 1981) с учетом формационного анализа Ю.А.Кузнецова (Кузнецов, 1964). На основании петрографического, петрогеохимиче-ского состава пород, структурно-тектонической позиции гранитоидных массивов выделены образования трех генетических классов: ультраметаморфо-генного, палингенно - анатекгоидного и дифференциатов андезитовой и то-леитой магмы, среди которых выделяются гранитоиды нескольких форма-ционно - геохимических типов (табл.2 ).

В Японском море развиты породы двух первых классов и дифференциаты андезитовой магмы, в Охотском и Восточно-Китайском только дифференциаты андезитовой магмы, а в Филиппинском - дифференциаты толеитовой и андезитовой магмы.

Некоторые вопросы геодинамики.

Изучение метаморфических и гранитоидных комплексов окраинных морей Тихого океана позволяет установить закономерности эволюции метаморфических и магматических процессов во времени и пространстве, оценить геодинамические условия их формирования и наметить схему геологического развития этих морфоструктур.

Таблица 2

Классификация гранитоидов окраинных морей.

Генетический класс Формашюнно-гео-химический тип гранитоидов Море, структура Возрастной комплекс

Ультраметам орфогенный Японское: Возвышенности: Криштофовича, Восточ но-Корейская Архей - раннепротеро-зойский

Палинген-но-анатек-тоидный Палпнгенные известково - щелочного ряда Японское: Возвышенности Восточно-Корейская, Криштофовича, Гэбасс. Материковый склон залива Петра Великого Среднепалеозойский Раннемеловой Позднемеловой

Плюмазитовые Материковый склон Южного Приморья Позднемеловой

Дифферен-циатов магм основного и среднего состава Андезитового ряда Японское: Возвышенности Ямато. Ямато. Ямато. Витязя, Алпатова. Полигон 26 (впадина Хонсю). Охотское: Вулканы Вавилова, Обручева, г. Бабкина. Возвышенности Академии наук, Института океанологии, банки Кашеварова и Ионы, островной склон Сахалина. Восточно-Китайское: банка Гансоне Филиппинское: Центральная часть хребта Кюсю-Палау. Позднепротерозойский Позднепалеозойский Позднемеловой Позднемеловой Кайнозойский Юрский Меловой Кайнозойский Кайнозойский (позднеолигоценовый)

Толеитового океанического ряда Филиппинское: Южная часть хребта Кюсю-Палау. Мезозойский

Толеитового ост-роводужного ряда Филиппинское: Северная часть хребта Кюсю-Палау, горы Комахаси-Дайни. Кайнозойский

Структуры западной части Японского моря в архейское и раннепроте-розойское время развивались как восточная окраина Китайской платформы, граничащая с древним океаном. Метаморфизм этого периода характеризовался равномерностью и выдержанностью его на больших площадях.

В раннепротерозойское время процессы метаморфизма проявлялись в областях развития позднеархейских структур, в основном, сосредотачиваясь п шовных зонах, пересекающих эти структуры, а также вовлекая образования троговых прогибов окраины континента. Для шовных зон характерно проявление ультраметаморфогенных гранитов с широкими ареалами мигматиза-ции, образовавшимися в результате анатектического плавления пород оса-дочно-вулканогенных толщ при активной роли водного флюида, поступающего в виде сквозьмагматических растворов из глубинных зон земли (Коржи-нский, 1952). В глубинных условиях, в области высокого давления, флюиды находятся в сильно восстановленном состоянии. При снятии давления в зонах глубинных разломов или при подъеме в верхние горизонты литосферы происходит 'Их окисление с выделением тепла, которое вносит значительный вклад в энергетику магматизма и метаморфических процессов (Маракушев, 1978).

В ранне - среднепротерозойский период формируется докембрийский фундамент. В Приморье это Ханкайский массив, на Японских островах -массив Хида и возвышенность Ямато в Японском море.

В позднепротерозойское время на окраине континента продолжаются активные тектонические процессы, сопровождающиеся складчатостью и метаморфизмом в средне-и малоглубинных условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фации с внедрением крупных дифференцированных интрузий габбро-гранитной формации в Южно-Приморской зоне (с возрастом 618 млн.лет) и возвышенности Ямато. Петрогеохимическая характеристика метаморфических пород и гранитоидов возвышенности Ямато свидетельствует о их генетическом единстве, как производных андезитовой магмы, кристаллизовавшейся в геодинамическом режиме, близком к современному ост-роводужному.

Таким образом, имеющиеся данные позволяют провести границу протерозойского сиалического фундамента, на котором закладывались фанерозой-ские структуры япономорского региона, по современным выходам "габброи-дов" в Южном Приморье, возвышенности Ямато и восточной границе массива Хида, на острове Хонсю Японии (рис. 8).

В начале фанерозоя происходит изменение геотермической активности подвижных зон, процессы метаморфизма смещаются в сторону Тихого океана. Они проявляются в линейно-вытянутых зонах и приобретают поясово-зональный и поясовый характер.

В раннем - среднем палеозое на докембрийском фундаменте и прилегающем участке дна океана (вдоль границы про-океана и континента) закладывается прогиб в виде протяженного пояса. Фундамент такого прогиба с

Рис. 8. Схема метаморфических поясов зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану:

1-2 - широкопоясового, широкозонального (1 - архейского, 2 - протерозойского), 3-5 - линейные зоны: 3 - палеозойского, 4 - позднепалеозойско-го-раннемезозойского (а), мезозойского (6); 5 - кайнозойского возраста, 6-8 -исходный состав метаморфических пород морского дна: 6 - океанические базальты и базальтовый слой на разрезе, 7 - островодужиые вулканиты, 8 -терригенные породы, 9 - метаморфизованные вулканиты на разрезе, 10 - гра-нитоиды, 11 - верхняя мантия, 12 - геологические границы, 13 - тектонические нарушения. Схема составлена с использованием работ М.А. Мишкина (1981), Ю.М. Пущаровского (1994).

вулканогенно-осадочными эвгеосннклинальными образованиями установлен на подводной возвышенности Ямато и в северной части Японского моря.

Во внутренней зоне докембрийских кристаллических массивов в ранне-среднепалеозойское время завершается орогенез и внедрение крупных батолитов глубинных палингенных гранитов (на Восточно-Корейской возвышенности, шмаковских и гродековских в Приморье), что приводит к консолидации этих участков земной коры. В инверсионную стадию эти граниты становятся областью размыва и источником питания субплатформенных прогибов в Корее (Пхеннамская впадина) и на Восточно-Корейской возвышенности.

На возвышенности Ямато средне - позднепалеозойское время характеризуется интенсивной складчатостью, внедрением крупных тел гранитоидов позднепалеозойского возраста, которое сопровождается образованием ореолов контактового метаморфизма. Гранитоиды этого массива представляют собой среднеглубинные породы, производные островодужной андезитовой магмы. Близость составов позднепротерозойских и средне - позднепалеозойс-ких метавулканитов Ямато к вулканитам известково - щелочной серии современных островных дуг позволяет считать, что эта возвышенность представляет собой древнюю островодужную систему. Гранитоиды унаследовали пет-рогенетические особенности пород раннего этапа формирования этой структуры. На возвышенностях северного замыкания Центральной котловины Японского моря развиты метаморфические породы зонального комплекса, сложенные вулканитами отвечающими толеитам океанических островов и поднятий, что может свидетельствовать о заложении этой структуры на океаническом основании.

Различие в составе вулканитов и терригенных пород этого комплекса, вероятно, связано с положением океанических комплексов вблизи границы с континентом, с которого происходит поступление на океаническую плиту аркозового материала. Нельзя исключать также разновозрастность пород этих двух типов объединенных в единый комплекс в процессе формирования коллизионной зоны при горизонтальном перемещении блоков земной коры на границы континента и океана.

Позднепалеозойский - раннемезозойский метаморфизм охватывает образования эвгеосинклинального прогиба и островодужной системы, протягивающейся в прибрежной части про-океана, вдоль восточной окраины Азиатского континента. Для окраинных морей наиболее отчетливым представителем этого возрастного комплекса являются блок метаморфических пород в троге Окинава, который представляет собой фрагмент метаморфического пояса, потягивающегося от острова Тайвань через Восточно-Китайское море, Японские острова и остров Сахалин. К этому же возрастному комплексу могут быть отнесены метаморфические образования Охотского моря.

В блоке метаморфических пород Восточно-Китайского моря изучены два комплекса, различающихся между собой по составу и условиям образования. Появление этих комплексов на одном уровне современного эрозионного

среза, различающихся по режиму давления (Р-9,5 кбар для пород нижней толщи и Р - 3,5 кбар - верхней толщи) обусловлено дезъюнктивными дислокациями взбросового характера, которые, вероятно, привели к соприкосновению тектонических блоков различных уровней глубинности.

Накопление мощных вулканогенно-осадочных толщ в троговых прогибах Охотского моря, их погружение на глубину до 15 км (наличие умеренно-глубинных метаморфических пород на банке Кашеверова) сопровождалось интенсивными надвиговыми дислокациями, что приводило к наращиванию земной коры. Интенсивная складчатость и повышенный тепловой поток в этой зоне способствует метаморфическим преобразованиям пород, появлению очагов магмообразования и последующему внедрению гранитоидов с образованием широких ореолов контактового метаморфизма.

К позднему триасу структуры с метаморфическими породами были выведены на дневную поверхность, и последние служили источником питания позднетриасовых (верхненорийских) бассейнов (Корнев и др., 1989). Состав осадочных вулканогенно-осадочных комплексов и гранитоидов габбро-гранитной формации мезо - кайнозойского возраста Охотского моря унаследовал особенности состава метаморфических образований эвгеосинклинальной зоны, заложившейся, вероятно, на энсиматическом основании.

Метаморфические преобразования океанических толеитов южной части хребта Кюсю-Палау связаны не только с повышением теплового потока, а в большей степени, с повышением давления, величина которого достигает 6-7 кбар. Процессы метаморфизма здесь протекали в узких зонах сжатия, образовавшихся вследствии горизонтального перемещения блоков земной коры, что приводило к ее скучиванию и увеличению мощности, т.е. формированию аккреционной зоны.

В позднемезозойское и кайнозойское время метаморфическое преобразование пород, в основном, зеленосланцевой фации проявилось в молодых островных дугах типа Курило-Камчатской и Марианской, в глубоководных желобах (Яп, Палау) и зонах разломов (Центральный разлом Филиппинского моря). Этот период характеризуется активным вулканизмом сопровождающимся гранитоидным магматизмом на окраине континента, в островных дугах и окраинных морях.

Эволюция метаморфических процессов в изученных структурах отражает общие закономерности метаморфизма, установленные для северо-западной части Тихоокеанского пояса. Они заключаются в сокращении масштабов высокотемпературного метаморфизма от древних тектоно-магматических этапов к молодым, что свидетельствует о снижении энергетической активности земных недр от архея до кайнозоя (Добрецов, 1974, Мишкин, 1981). Это проявляется в общем уменьшении интенсивности теплового потока от более древних докембрийских зон метаморфизма к молодым мезо - кайнозойским зонам. Высокий тепловой поток, проявленный в пределах древних мегас-труктур Тихоокеанского пояса, таких как Сибирская и Китайская платформы приводит к появлению широких ореолов высокотемпературного метамор-

|)изма гранулитовой и амфиболитовой фации с образованием ультраметамор-[>огенных анатектоидных гранитов и мигматитов, развитых на подводном фодолжении Сино-Корейского массива в западной части Японского моря.

Формирование фанерозойских структур происходило на фоне снижения нергетической активности земных недр, и важную роль в метаморфическом [реобразованин пород приобретает давление, проявленное в узких линейных онах (рис. 8). Характерной особенностью этого времени является прояв-ение поясового и поясово-зонального метаморфизма эпидот-амфиболитовой зеленосланцевой фации, а также зон глаукофаново!о метаморфизма. Глав-ым фактором, объясняющим природу глаукофанового метаморфизма, яв-яется повышенное давление, которое обусловлено погружением исходных олщ (на 7-10 км) в сочетании с крупными надвигами и автоклавным меха-измом (Добрецов, 1974).

Наличие линейно-вытянутых зон на границе континент - океан, развитие энальных комплексов с глаукофансланцевыми образованиями в его составе ■рог Окинава), может свидетельствовать в пользу горизонтального переме-[ения блоков земной коры, которые играли ведущую роль в формировании звременных структурных форм океанического дна. Компенсация танген-нального сжатия в этих зонах ведет к увеличению мощности океанической эры путем ее скучивания, что сопровождается метаморфическим преобра-танием пород, появлением магматических очагов и внедрением габбро-¡анитных интрузий, сопровождающих зоны метаморфизма. Образованием жрецнонных линз (зон скучивания) можно объяснить поглащение и преоб-13 о пан и е вещества фронтальной части океанической плиты при ее горизон-лыюм продвижении из зоны спрединга, без привлечения механизма пог-жения (субдукции) океанической плиты под континентальную окраину ис. 8).

Изменение возраста фанерозойских метаморфических пород в направле-1И от континента (355-270 млн.лет) к Тихому океану (до 20 млн.лет) указы-гт на последовательное временное и пространственное перемещение ли-йных зон сжатия. Каждая более древняя зона представляет собой жесткую эуктуру, консолидированную за счет метаморфизма и внедрения транитои-в. Это приводит к формированию более молодой зоны скучивания и мета-рфизма, выдвинутой в сторону океана, путем заложения глубинных разло-в и прогибов внутри плиты, к проявлению горизонтальных срывов в коре т ее границе с мантией и активному вулканизму. Таким образом, метамо-изм является важным конструктивным процессом в преобразовании океа-ческой коры в континентальную.

Исходными породами, подвергшимся метаморфическим преобразованиям, ■жили вулканогенно-осадочные и вулканогенные образования, отвечающие роводужным вулканитам (возвышенность Ямато, Охотское море, трог инава) или океанические толеиты (северная часть Японского моря, Фили-шское море). Различия в соотношении вулканогенной и терригенной сос-ляющей, а также состав вулканитов разновозрастных комплексов, вероят-

но, обусловлены степенью удалённости от континента, мощностью коры, геодинамическим режимом и продолжительностью развития структуры.

Состав гранитоидов зависит не только от состава исходных магм, но и от строения земной коры и геодинамического режима вмещающих их структур. В структурах Японского моря с мощной сиалической корой наблюдается смена разноглубинного магматизма во времени: глубинного (абиссального) архей - раннепротерозойского и среднепалеозойского возраста мезоабиссаль-ным позднепалеозойским и раннемеловым на гипабиссальный позднемело-вой. При этом, при общей унаследовательности состава пород от древних к молодым комплексам, происходит увеличение роли кислых дифференциатов, обогащенных 81 и К, в этом же направлении, т.е. намечается гомодромная направленность гранитоидного магматизма во времени. Подобные абиссальные и мезоабиссальные гранитоиды формируются в структурах с мощной (30-35 км) сиалической корой, мощность промежуточного слоя в которой составляет 10-15 км.

Происхождение и история развития Япономорской впадины можно рассматривать исходя из следующих геолого-геофизических данных. Строение докайнозойского фундамента подводных возвышенностей аналогично одно-возрастным образованиям окружающей суши. Метаморфические породы докембрия и гранитоиды фанерозоя сформировались в структурах с мощной сиалическойй корой. Современная мощность коры этих морфострукгур не превышает 22-26 км, что указывает на ей сокращение путем деструктивного преобразования континентальных блоков коры. В нижнем миоцене завершается формирование на подводных возвышенностях покровов субаэральных щелочных вулканитов трахиандезитовой серии и отложение олигоцен - нижнемиоценовой толщи с пресноводными диатомеями. Со среднего миоцена на этих структурах начинается формирование толщи с морской фауной, в основании которой залегает базальный горизонт валунников, сформированный в прибрежно-морских условиях. Современное положение этого горизонта на глубине 1700-2200 м ниже уровня моря указывает на значительное опускание япономорских структур в позднемиоценовое время.

Образование впадины Японского моря явилось следствием внедрения мантийного диапира в литосферу на границе континент - океан в позднеме-зозойское время. Его внедрение сопровождалось повышением теплового потока, разуплотнением, растяжением земной коры, проявлением рифтогенеза, в результате которого начали образовываться глубоководные котловины. Данные о крупных глобальных изменениях в геологическом развитии Японо-морского региона появляются в меловое время. В частности, на это указывает существенное различие родовых спектров материковых (Приморье, Корея) и островных (Сахалин, Япония) флор, связанное, вероятно, с наличием водной преграды, исключающей активное взаимопроникновение растений, по крайней мере, с позднемеловой эпохи (Аблаев, 1990). Кроме того, дополнительным фактором свидетельствующим о проявлении процессов рифтогенеза в это время может служить наличие гранитов плюмазитового типа на матери-

ковом склоне Приморья, характерных для геодинамических обстановок калифорнийского типа и континентальных рифтов (Кузьмин, 1985).

В течение кайнозоя продолжался рифтогенез и опускание блоков земной коры по глубинным разломам, ограничивающим структуры с различным типом коры, что сопровождалось подъемом и излиянием щелочных магм. Этот процесс протекал циклично с различными скоростями. Наиболее быстро на рубеже палеогена и неогена (23-19 млн.лет) и сопровождался излиянием субщелочных вулканитов трахиандезитовой серии на обширных площадях Японского моря и формированием толщ "зеленых туфов" в Японии. Вертикальные движения происходили на фоне продолжающегося рифтогенеза в глубоководных котловинах. При этом, рифтогенез охватывает и крупные подводные возвышенности такие, как Ямато, Корейское плато, разделяя их на более мелкие блоки. Возможным механизмом деструктивного сокращения континентальной коры могла служить контаменация ее сиалического слоя базальтовой магмой и образование в результате этого щелочных вулканитов, широко развитых в структурах Японского моря.

Мощность этой, предварительно раздробленной коры, сокращалась в результате магматической эрозии при подъеме мантийного диапира. Развитие в пределах возвышенностей субщелочных (трахиандезитовых) вулканитов свидетельствует о влиянии корового материала на формирование магматических расплавов. Процесс замещения базальтовой магмой сиалического слоя земной коры с образованием расплавов более кислого и щелочного состава можно рассматривать в качестве возможного механизма сокращения мощности коры, связанной с формированием впадины Японского моря.

В Охотском море выделяются породы юрского и мелового комплексов, которые представлены близкими по составу образованиями габбро-гранитной вулкано-плутонической ассоциации, относящиеся к производным андезито-вой магмы и сходные с гранитоидами островодужных систем. По условиям кристаллизации это отчетливо гипабиссальные породы, формирующиеся в структурах эвгеосинклинального типа палеозойско - мезозойского возраста. В составе фундамента Охотского моря не обнаружены глубоко переработанные докембрийскне сиалические образования, что отличает Охотское моря от Японского и обуславливает развитие в его структурах однообразных по составу гранитоидов. На шельф северной части Охотского моря возможно продолжаются докембрийские структуры Охотского и Омолонского массивов, однако границей их распространения, вероятно, служил Северо-Охотской прогиб, прослеживающийся по геофизическим данным от Пенженской губы до Шантарских островов и представляющий собой пачеожёлоб выполненный мощными (до 10 км) осадками. Последовательное цикличное развитие фане-розойских структур Охотского моря, сопровождающееся внедрением многофазных гранитоидных интрузий, привело к наращиванию коры и ее конти-нентализации. Эти гранитонды близки интрузивным породам Западно-Тихоокеанского вулканогенного пояса, что позволяет рассматривать дно Охотского моря в качестве аналога окраннно-матернковых зон типа Прибрежного

антиклииория Сихотэ-Алиня (Коренбаум и др., 1977) и внутренней зоны Охотско-Чукотского вулканогенного лояса (Соболев, 1989).

В Восточно-Китайском море трог Окинава развивался как рифтогенная структура, формирование которой сопровождалось деструкцией земной коры. Разобщенные блоки ее, сложенные метаморфическими породами, наблюдаются в северной части трога, а в его южной части, где процесс рифто-генеза проявился более полно, отмечается только новообразованная кора сокращенной мощности.

В Филиппинском море, в структурах с корой мафического состава выделяется несколько комплексов гранитоидов, относящихся к различным фор-мационным типам и являющихся производными различных типов магм: океанической толеитолой (мезозойский комплекс), островодужной толеито-вой (кайнозойский комплекс северной части моря) и островодужной извест-ково - щелочной (позднеолигоценовый центральной части хребта Кюсю-Палау). Смена состава магматических пород во времени отражает эволюционную направленность развития земной коры структур Филиппинского моря в процессе развития островных дуг, закладывающихся на океаническом основании.

Мощность коры под хребтами Кюсю-Палау, Дайто и плато Амами значительно увеличена (12-15 км) по сравнению с корой окружающих их котловин (Louden, 1980). Они представляют собой акреционные зоны, образовавшиеся в процессе скучивания коры в результате горизонтального перемещения ее блоков. Увеличение мощности коры под этими структурами привело к образованию в нижней части локальных очагов плавления и дифференциации магматического расплава вплодь до появления полнокристаллических габбро-плагиогранитных пород, кристаллизовавшихся в условиях малых глубин. Формирование линейных зон сжатия можно рассматривать в качестве начального этапа зарождения островной дуги Кюсю-Палау в мезозойское время (150-90 млн. лет)

В позднемеловое - раннепалеогеновое время вдоль аккреционной зоны формируются платообразные или щитовые вулканические постройки гавайского типа, сложенные вулканитами, близкими по состава к базальтоидам океанических островов и поднятий, излившимися в условиях растяжения земной коры. С ними не известны проявления гранитоидного магматизма.

В период среднеэоцен - позднеолигоценовой тектоно-магматической активизации произошло формирование стратовулканов с частичным разрушением щитовых вулканов. Этот процесс, синхронный, вероятно, с заложением субмеридиональных разломов, привел к становлению морфоструктуры хребтов и появлению цепочки островов. Стратовулканы сложены вулканитами островодужного типа, формирующимися в условиях преобладающего сжатия коры, которое, вероятно, было обусловлено процессами растяжения литосферы к востоку от хребта и связано с рассеянным спредингом в сопряженных с хребтом котловинах Паресе-Вела и Сикоку. Островодужные толеитовые и известково - щелочные гранитоиды кайнозойского комплекса, комагматич-

1ые вулканитам стратовулкаиов, внедрялись в этот заключительный период нормирования хребта Кюсю-Палау (Леликов и др., 1990).

Метаморфизм наряду с магматизмом и тектоническими движениями вляется важным элементом геологического процесса, приводящего к нарп-циванию и преобразованию (континентализации) земной коры в окраинных юрях. Степень его завершенности зависит от длительности и цикличности еологического развития. Наиболее глубокие преобразования произошли в труктурах Японского моря, в которых, начиная с докембрия сформировать мощная сиалическая кора, в отличии от мезо - кайнозойских структур Филиппинского моря, сохранивших мафический состав коры. Формирование падины Японского моря в позднем мезозое - кайнозое сопровождалось дес-рукцией сиалической коры.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

В работе впервые проведены обобщение и систематизация метаморфн-еских пород и разработана классификация гранитоидов окраинных морей "ихого океана. Выделены докембрийские, палеозойские, мезозойские и кай-юзойские комплексы, развитые в структурах Японского, Охотского, Восточ-ю-Китайского и Филиппинмкого морей. Изучен их вещественный состав, словия образования, установлена формационная принадлежность и характер вязи с метаморфическими породами и гранитоидами окружающей суши.

Представленный материал по геологии одного из наименее изученного лемента зоны перехода от Азиатского континента к Тохому океану - ок-|аинных морей - показывает, что процессы метаморфизма и гранитодного тгматизма характеризуют конструктивный режим петрогенизиса и приводят : наращиванию и континентализации земной коры этих структур.

По защищаемой теме опубликовано более 100 работ, из которых наиболее важными являются следующие:

Монографии

1. Геология дна Японского моря. Владивосток: 1987. 193 с (соавторы И.И. Берсенев, В.Л. Безверхний, Н.Г. Ващенкова, В.Т. Съедин, Е.П. Терехов, И.Б. Цой.

2. Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого океана. Владивосток: Дальнаука ,1992. 166 с.

3. Геологическое строение западной части Японского моря и прилегающей суши. Владивосток: Дальнаука, 1993. 210 с (отв. редактор Е.П. Леликов).

4. Гранитоидный магматизм окраинных морей Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 1994, 265 с (соавтор А.Н. Маляренко)

5. Геологическая карта дна Японского моря, м-б 1:2500000. Ленинград, Мингео СССР, 1984 (колл. авторов под ред. И.И. Берсенева, Л.И. Красного).

Статьи.

6. Протерозойский интрузивный комплекс. В кн.: Геология СССР, т. ХХХП, Приморский край. М. 5 Недра, 1969. С. 400-406.

7. Анатектические и метасоматические граниты Ханкайского массива Приморья. В кн.: Специфика докембрийского магматизма. Л.: Наука, 1972. С. 156-159.

8. Петрография и геохимия гранитов подводной возвышенности Ямато (Японское море). Изв. АН СССР. Сер. геол. N5. С. 146-152 (соавтор Б.И. Васильев).

9. Граниты материкового склона восточной части залива Петра Великого. В кн.: Геология окраинных морей Тихого океана. Владивосток, 1975, С.20-27.

10. Гнейсо-мигматитовый комплекс юго-западной части Японского моря. ДАН СССР, 1975. т. 223. N3. С. 676-679 (соавтор И.И. Берсенев).

11. Петрохимические и геохимические особенности гнейсо-мигматитово-го комплекса юго-западной части Японского моря. Изв. АН СССР, Сер. геол. 1977. N5. С. 45-53 (соавтор Л.Г. Пирогова).

12. Геологическое строение докайнозойского фундамента Япономорскогс шельфа у берегов Приморья. В кн.: Геологические исследования в окраинных морях северо-западной части Тихого океана. Владивосток. 1977. С. 63-76 (соавторы В.Л. Безверхний, Е.П. Терехов, В.П. Филатьев).

13. Породы докайнозойского фундамента подводной возвышенности Витязя. Там же. 1977. С. 91-96.

14. Вулканогенные породы подводной возвышенности Уллындо (Японское море). Там же. С. 103-106.

15. Вулканиты подводного вулкана пролива Баши (Южно-Китайское море). В кн.: Геология дна Японского и Филиппинского морей. Владивосток 1978. С. 50-57 (соавтор В.Ф. Остапенко).

16. Базальтоиды центральной и юго-западной части Японского моря. Е кн.: Новые данные по геологии дальневосточных морей. Владивосток. 1979 С. 109-120. (соавтор В.Т. Съедин).

17. О двух комплексах пород восточного склона Восточно-Корейской возвышенности. Гам же. 1979. С. 121-128 (соавтор Е.П. Терехов).

18. Вулканогенные и интрузивные породы северной части трога Окинава (Восточно-Китайское море). В кн.: Геология и геоморфология шельфа окраинных морей. Владивосток. 1979. С. 175-184 (соавтор В.Т. Съедин).

19. Геологическая карта Японского моря. М.: Природа, 1979.. N8. С. 74-79 (соавтор И.И. Берсенев).

20. Метаморфические породы трога Окинава (Восточно-Китайское море). М.: Природа. 1979. N11. С. 110-112. (соавтор И.И. Берсенев).

21. О находке нижнемеловых и палеогеновых отложений на возвышенности Ямато (Японское море). ДАН СССР. 1980. Т. 253. N3. С.678-682 (соавторы Е.П. Терехов, B.C. Маркевич).

22. Метаморфические комплексы трога Окинава (Восточно-Китайское море). В кн.: Минеральные преобразования пород океанического субстрата. М.: Наука, 1981. С. 131-137.

23. Включения гранитоидов в вулканических породах впадины Хонсю (Японское море). ДАН СССР. 1981. т. 257. N2. С. 437-439.

24. Геологическое строение дна Японского моря. В кн.: Геология дальневосточной окраины Азии. Владивосток. 1981. С. 30-37 (соавторы И.И. Берсенев, И.К. Пущин).

25. Условия образования и геохимическая специализация позднепротеро-зойских гранитоидов Ханкайского массива. В кн.: Геология и металлогения докембрия Дальнего Востока. Л.: Наука. 1981. С. 158-164.

26. Щелочные вулканиты дна Японского моря. Тихоокеанская геология. 1982. N2. С. 71-77 (соавтор Е.П. Терехов).

27. Магматические комплексы дна Японского моря. Тихоокеанская гео-югия. 1983. N2. С. 20-25 (соавторы Ю.Б. Евланов, А.И. Свининников, В.Т. Съедин, Е.П. Терехов).

28. Условия метаморфизма пород трога Окинава (Восточно-Китайское поре). ДАН СССР. 1983. Т. 269. N1. С. 219-223 (соавтор О.В. Авченко).

29. Рубидий и стронций в магматических породах дна Японского моря. Геохимия. 1984. N8. С. 1209-1217 (соавторы В.Т. Съедин, Г.Б. Ферштатер).

30. Раннемеловые гранитоиды Японского моря. В кн.: Фанерозойский магматизм Сихотэ-Алиня. Владивосток. 1986. С. 70-76 (соавтор А.Н. Маля-эенко)

31. Метаморфические породы банки Кашеварова (Охотское море). ДАН :ССР. 1987. Т. 294. N1. С. 190-192 (соавторы О.В. Авченко, JI.A. Тарарин, З.М. Сапин).

32. Геологические исследования в западной части Японского моря (1982986 гг.). Тихоокеанский ежегодник. Владивосток. 1987. С. 61-67.

33. Палеозойские породы складчатого фундамента северной части Японс-;ого моря. Океанология. 1988. Т. XXVUI. Вып. 2. С. 271-279 (соавтор Е.П. Терехов).

34. Геологическое строение северного замыкания Центральной глубоко водной котловины Японского моря. Тихоокеанская геология. 1988. N4. С 15 22 (соавторы В.Л. Безверхний, И.И. Берсенев, М.Т. Горовая, И.Б. Цой).

35. Metamorphisin in the formation of the plicated foundation of marginal sea abound the Pasific Ocean. J. Phys. Earth, 1988. N 36. P. 169-178.

36. Новые данные по геологическому строению западной части Японско го моря. Тихоокеанский ежегодник. Владивосток. 1988. С. 111-114 (соавто Ф.Р. Лихт).

37. Особенности гранитоидного магматизма окраинных морей Тихог океана. В кн.: Новые данные по геологии западной части Тихого океан; Владивосток. 1989. С. 5-25 (соавторы А.Н. Маляренко, О.С. Корнев).

38. Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого океана. Та же. С. 36-48.

39. Позднепалеозойские гранитовды возвышенности Ямато (Японскс море). В кн.: Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатское, континенту. Владивосток. 1989. С. 76-85.

40. Geological structure, composition and evolution of crustal layers of tl Japan sea. Tectonophysics. 1990. N181. P. 277-283 (соавтор Б.Я. Карп).

41. Результаты геологических исследований в 30/31 рейсе"Профессор Б< горов". Тихоокеанская геология. 1990. N6. С. 107-109 (соавторы В.Л. Безве] хний, М.И. Гнидаш, А.Н. Маляренко, В.Т. Съедин).

42. Докембрий дна Японского моря. В кн.: Стратиграфия нижнего доки брия Дальнего Востока. Владивосток. 1990. С. 124-131.

43. Geochemical tapes of granitoids in the Pacific marginal seas. Granites ai geodynamics. Interactional symposium. Moscow. 1991. P. 57-58 (соавтор AJ Маляренко).

44. Новые данные по геологии Амирантской дуга (Индийский океа; ДАН СССР. 1991. Т. 320. N4. С. 946-951 (соавторы В.Т. Съедин, З.Г. Ба рединов, А.Н. Деркачев, И.В. Кемкин, Ю.А. Мартынов).

45. Mesozoic-Cenozoic granitoids in the Pacific marginas seas. Geology, geo hysics, geochemistiy and metallogeny of the transition zone from the Asiatic со tinent to the Pacific Ocean. Vladivostok. 1993. Volume 1. Part 2. P. 102-108 (cc втор A.H. Маляренко).

46. Габбро-плагиогранитные и плагиогранитные ассоциации Филиппи ского моря. Тихоокеанская геология. 1994. N1 С. 28-38 (соавтор А.Н. Мал ренко).

47. Строение плато Урданет (Филиппинское море) по геолого - геофи: ческим данным. ДАН РАН. 1995. Т. 341. N 1. С. 89-93 (соавторы Б.Я. Kaj В.Н. Карнаух, В.Н. Медведев, В.Т. Съедин).

48. Features of Phanerozoic Metamorphism in Marginal Sea of the Рас Ocean. Procedings of the 8th International Symposium on Water-Rock Interacti A.A. Balkema (Rotterdam) Brookfield. 1995. P. 607-910.