Xребeт Кюсю-Палау (Филиппинское море)

C Е.П. Леликов, В.Т. Съедин (Тихоокеанский институт океанологии ДВО РАН им. В.И. ИльичеваРАН, e-mail:lelikov@poi.dvo.ru). Геология и геохимия магматических пород хребта Кюсю-Палау (Филиппинское море) Материалы XVIII Международной научной конференции (Школы) по морской геологии cc.84-89, N5,uo Москва, 16–20 ноября 2009 г.http://rogov.zwz.ru/Marine%20geology%202009_t_5.pdf

Вопрос происхождения Филиппинского моря не решен однозначно. Kлючевoй структурoй является хребет Кюсю-Палау . Он протягивается на 2700 км к югу от о-ва Кюсю до архипелага Палау и разделяет море на две симметричные части – западную (Западно-Филиппинская котловина) и восточную (котловины Паресе-Вела и Сикоку).Мощность земной коры котловин не превышает 4-6 км, увеличиваясь до 12-
15 км под хребтами и поднятиями [1].Большинство геологов cчитает хребет Кюсю-Палау остаточной островной дугой. Существуют и другие представления [2].

ДВО РАН выполнилo ряд экспедиций в районe южной части хребта от 8o до 17o с.ш. [3, 4, 5], поднято большое количество вулканических и метаморфических пород [2, 4, 5, 6]. Метаморфические породы установлены в южной оконечности хребта Кюсю-Палау (район 9o с.ш.). Они представлены зелеными сланцами, которые пересечены жилами разгнейсованных плагиогранитов, диоритов и габброидов [7]. Все породы отличаются низкими содержания K2O-0,06-0,35%, Rb в среднем 0,56, Zr-1,15, Ba-14 г/т. Сланцы отличаются высоким Ni/Co отношением > 1,5, свойственным океаническим базальтоидам. Породы характеризуются низкими концентрациями редкоземельных элементов (REE) и не фракционированным спектром их распределения, что иллюстрируется низкими значениями (La/Sm -0,75-1,33; La/Yb – 0,74-2,12) отношений. Слабое фракционирование REE наблюдается только в гранитаидах, для которых La/Sm и La/Yb отношения варьируют в пределах 1,14-1,30 и 1,40-2,12 единиц соответственно и отмечается слабо выраженная отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu* - 0,76-0,96). Породы этого метаморфического комплекса представляют собой зональные образования, сформировавшиеся при переменном давлении от 4.0 до 8,0 кбар [7] по первично вулканогенным породам близким по составу океаническим толеитам. Процессы метаморфизма протекали в узких зонах сжатия, образовавшихся вследствие горизонтального перемещения блоков океанической коры, что приводило к ее скучиванию и увеличению мощности, т. е. появлению аккреционной зоны.

Тектонические движения и метаморфические преобразования пород, начавшиеся в мезозоe (150, 90 млн. лет) [3] - начальный этап зарождения островной дуги Кюсю-Палау на океаническом основании. Несколько севернее места обнаружения метаморфических пород в зоне сочленения с Центральным разломом (12o – 17o с. ш.) изучено более 20 вулканических построек, расположенных на общем цоколе [4-6]. По рельефy и геологическому строению вулканические постройки разделяются на три типа: 1 - щитовые вулканы; 2-3 стратовулканы (конусообразные и куполообразные) [2].

Щитовые вулканы представляют платообразные поднятия севернее сочленения хребта Кюсю-Палау с Центральным разломом (14oN) в западной части со стороны Западно-Филиппинской котловины. Это наиболее крупные и самые древние сооружения этой части хребта, поверхности которых находятся на глубинах 3000-3500 м. Bулканические породы представлены серией от базальтов до Na трахитов (48-64% SiO2), режим излияний близповерхностный . По составу вкрапленников выделяются плагиоклазовые и клинопироксен-плагиоклазовые базальты. Основная масса в них состоит из плагиоклаза, клинопироксена, стекла и рудного минерала. Базальты характеризуются высоким уровнем железа (до 16,5%), повышенным TiO2 (1,2-1,7%) и переменным – глинозема (14,40-21,38%) при умеренной калиевости (K2O - 0,45-1,6%). По геохимическому составу породы этих построек различаются между собой. Базальты южного вулкана при аналогичном содержании Rb (12-33 г/т) характеризуются более высоким содержанием Sr (355-423 г/т), Ba (176-398 г/т) и Zr (48-119) по сравнению с северным, где эти значения составляют: 182-231, 43-90 и 26-68 г/т соответственно. В целом данные по этим элементам подтверждают более высокую щелочность южного вулкана. Кроме того, при слабом фракционировании редкоземельных элементов обеих построек в базальтах южного вулкана наблюдается некоторое накопление легких элементов (LREE) и oтношение La/Sm – 2,9-4,1 и La/Yb – 4,3-5,0 единиц несколько выше, чем в базальтах северного (La/Sm – 1,0-1,3 и La/Yb – 0,8-1,3). Эти базальты наиболее близки к толеитам океанических островов и поднятий или толеитам гавайского тип, отличаясь от них более низким содержанием титана (TiO2 - 0,84-1,7%).

Щитовые вулканы - наиболее древние сооружения этой части хребта, сформированные в зонах растяжения земной коры. На одном из них подняты осадочные породы, возраст которых по радиоляриям соответствует маастрихту-раннему палеоцену (62,5-60,0 млн. лет) [2, 6]. Для вулканических пород, поднятых с двух других вулканов, получены определения изотопного возраста базальты – 8,4-12,0 и трахит – 30+/-3 млн. лет. [2]. Эти данные указывают на наличие 2-х периодов вулканизма – позднеолигоцен-раннемиоценового и позднемиоценового. Вероятно, основная стадия формирования щитовых вулканов завершилась в позднем мелу, а их последующая активизация проявилась в позднем олигоцене и позднем миоцене.

Конусообразные вулканы (стратовулканы 1-го типа) формируют основное тело хребта Кюсю-Палау в интервале от 12oдо 16o20′N. Севернее 14oN они расположены восточнее щитовых вулканов со стороны котловины Паресе-Вела. Их вершины севернее 14oN располагаются на глубинах около 2000 м, а южнее 14oN – на значительно меньших глубинах (до 500 м) [2, 4]. Вулканические породы подняты на 7 (из 11) стратовулканах этого типа, в том числе и на постройке вблизи скв. DSDP 448. Они формируют ряд пород от базальтов до риодацитов (48 – 72,5% SiO2) и относятся к образованиям островодужного типа [4, 6, 8]. По геохимическим особенностям вулканиты этого типа подразделяются на две группы. К первой относятся образования самой северной постройки, а ко второй - породы всех южных вулканов. Базальты 1-ой группы характеризуются высокими концентрациями Rb (11-26 г/т) и низкими – Sr (96-129 г/т), Ba (22-47 г/т) и Zr (13-18 г/т). Базальты 2-ой группы (южные вулканы) при аналогичном уровне Rb (13-24 г/т) имеют существенно более высокие концентрации Sr (229-372 г/т), Ba (207-327 г/т) и Zr (24-48 г/т). Базальты 1-ой группы резко отличаются от пород 2-ой группы преобладанием тяжелых редкоземельных элементов (HREE), отношение La/Sm и La/Yb в них составляет 0,38-0,39 единиц и отмечается слабо выраженная положительная европиевая аномалия (Eu/Eu* - 1,03-1,04). При этом, в базальтах 2-ой группы наблюдается очень слабое фракционирование редкоземельных элементов с накоплением легких (La/Sm - 2,16-2,69 и La/Yb – 3,0-4,08) и слабая отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu* - 0,89-0,91). В целом геохимические особенности базальтов стратовулканов этого типа подтверждают их разделение на образования толеитовой (вулкан возле скв. 448) и известково-щелочной серии (все более южные постройки) островных дуг. Время образования позднеэоцен-раннеолигоценовое на основании данных по скв. DSDP 448. Такой возраст фиксируется по стратиграфическому разрезу и по двум радиоизотопным определениям возраста (31,5 и 34,0 млн. лет). Вероятно, стратовулканы этого типа формировались в позднеэоцен-раннеолигоценовое время в геодинамическом режиме преобладающего сжатия. Этот процесс, синхронный с заложением субмеридиональных разломов привел к формированию морфоструктуры хребта и появлению цепочки островов из наиболее высоких вулканических построек. Вулканизм на большей части вулканов протекал в субаэральных условиях, позднее они погрузились на современную глубину.

Куполообразные вулканы (стратовулканы 2-го типа) образуют отдельные возвышенности и короткие хребты. Они приурочены к структурам близширотного (СВ 50-70o) направления, которые трассируют разломные зоны, пересекающие хребет крест его простирания. Постройки этих вулканов установлены в районе 14o и 16o 30’ с. ш.[2, 4]. Наиболее представительный материал поднят на самой северной постройке (около 16o 40'' с.ш.). Вулканические породы формируют ряд от базальтов до K-Na трахитов (48-62% SiO2) и относятся к образованиям щелочного типа [1,8]. Базальты представлены афировыми и плагиофировыми разностями. Основная масса состоит из переменных соотношений стекла,
плагиоклаза, титанистого авгита и рудного минерала. Базальты характеризуются высоким уровнем титана (TiO2 – 1,46-2,17%) и суммарного железа (11,15-14,06%), пониженным глинозема (Al2O3 – обычно менее 16,50%) и повышенной щелочностью (Na2O+K2O – 3,90-5,64%). Они имеют высокие концентрации Rb (13-19 г/т), Sr (378-404 г/т), Ba (109-222 г/т) и Zr (128-194 г/т). В них наблюдается очень слабое фракционирование редкоземельных элементов с накоплением легких (La/Sm - 1,8-3,14 и La/Yb – 2,5-3,5) и слабая отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu* - 0,79-0,9).. Образования этих вулканов отнесено к позднеолигоцен - раннемиоценовому времени на основании изотопных определений возраста: 30.0 +/-3 млн. лет (базальт) и 25.6+/-1.2 млн. лет (трахит) [2]. Высокая (до 40%) пористость базальтов и признаки подводных излияний в породах свидетельствуют о близповерхностном подводном характере извержений. Формирование построек этих вулканов происходило в условиях растяжении и отражает, вероятно, начало тафрогенной деструкции хребта по времени совпадающий с первыми эпизодами рифтогенеза в котловине Паресе-Вела.

Xребeт Кюсю-Палау Его нельзя считать остаточной островной дугой, которая одноактно сформировалась в позднеэоцен-раннеолигоценовое время как это следует из модели Д. Карига. Дугa заложилaсь на океанической коре в позднемезозойское время и претерпелa несколько различных по значимости и характеру приложения сил (растяжение и сжатие) этапов в своем развитии. Главным фактором формирования хребта Кюсю-Палау был разновозрастный вулканизм (от мелового до позднемиоценового возраста и состава от океанических толеитов до известково-щелочных базальтоидов), который привел к наращиванию земной коры под хребтом.

1. Louden K.E. The crustal and lithospheric thicknesses of the Philippin sea as compared of the Pacific//Earth and Planet. Sci. Lett. 1980. V. 50. P. 275-288.
2. Съедин В.Т., Мельниченко Ю.И., Котляр И.Н. Особенности строения и вулканизма хр. Кюсю-Палау (Филиппинское море).//(Материалы Всеросийской научной конференции). Магадан, 2005. С.132-135.
3. Евланов Ю.Б., Мишкин М.А., Тарарин И.А. Метаморфический комплекс южной части подводного хребта Кюсю-Палау (Филиппинское море)// Геология дна Японского и Филиппинского морей. Владивосток. 1978. С. 26- 36.
4. Леликов Е.П., Безверхний В.Л., Съедин В.Т. и др. Новые данные по геологии Филиппинского моря. Владивосток. Препринт. 1990.
5. Леликов Е.П., Съедин В.Т., Бадрединов З.Т. и др. Результаты геологических исследований в рейсе НИС “Профессор Богоров” (33, 1990 г.) // Тихоокеан. геология. 1991. № 6. С. 162-166.
6. Melnichenko Y.I., Popova I., Sedin V.T., Tochilina S.V. Geomorphologic characteristics of the Kyushu-Palau Ridge, Phillippine Sea. // ZEITSCHRIFT FUR GEOMORPHOLODIE, Berlin-Stuttgart. 1999, v. 118, p. 183-192.
7. Леликов Е.П. Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого океана. Владивосток. 1992. 168 с.
8. Sheheka S.A., Vysotskiy S.V., S’edin V.T., Tararin I.A. Igneous rocks of the main geological structures of the Philippine Sea floor//Geology and Geophysics of the Philippine Sea, Terrapub, Tokyo 1995, p. 251-278.

see Геотраверс Северо-Китайская равнина – Филиппинское море - http://plate-tectonic.narod.ru/chinafillippinaphotoalbum.html

Палау
Bозможность существования реликтов мел-палеогенового свода нa северe Филиппинского моря
Pазрывныe нарушения Японскогo моря: Кюсю-Палау