 | ГЕОЛОГИЯ ПОДВОДНОГО ХРЕБТА ВИТЯЗЯ |
Схема расположения полигонов и станций драгирования Полигон Витязь Полигон. Диана Полигон Буссоль.В пределах этой части дуги проведены работы НИС «Академик М. Лаврентьев» в 2005 (рейс 37) и 2006 годах (рейс 41), организованные Тихоокеанским океанологическим институтом ДВО РАН и Институтом океанологии РАН |
Геологическая карта хребта Витязя. 1 – плиоцен-плейстоцен (туфодиатомиты, туфопесчаники, туфоалевролиты, диатомовые туффиты); 2 - плиоцен-плейстоцен (базальты, андезибазальты, андезиты, кластолавы андезитов); 3 - верхний миоцен-плиоцен (туфы, туфоконгломераты, туфопесчаники, алевролиты, диатомиты); 4 - средний миоцен (андезиты, андезидациты, дациты); 5 – олигоцен - нижний миоцен (туфодиатомиты, туффиты, туфоалевроаргиллиты, туфы); 6 - поздний олигоцен (андезиты, туфы андезитов и риолитов); 7 - ранний олигоцен (туфодиатомиты, алевролиты); 8 - ранний – средний эоцен (туфы, туфодиатомиты, диатомовые песчаники, алевролиты); 9 - эоцен (туфы андезибазальтов, андезитов, игнимбриты, дациты, риолиты гранит-порфиры); 10 - палеоген нерасчлененный, терригенный комплекс (конгломераты, гравелиты, песчаники); 11 - палеоцен (базальты, туфы базальтов, туфопесчаники); 12 - поздний мел - ранний палеоген, кремнисто-терригенная толща (кремнистые алевроаргиллиты, алевролиты, песчаники); 13 - поздний мел (гранит-порфиры); 14 - границы максимальной деструкции фронтальной зоны Курильской островодужной системы по Р.Г. Кулиничу; 15 - скрытые выступы консолидированного фундамента; 16 - границы осадочных прогибов и грабенов различных рангов; 17 - разломы различных рангов по Р.Г. Кулиничу |
|
Диаграмма «щелочи-кремнезем» для вулканитов хребта Витязя и Курильской дуги: 1 – плиоцен-плейстоценовых, 2 – миоценовых, 3 – позднеолигоценовых, 4 – эоценовых, 5 -6 - плиоцен-плейстоценовых вулканитов: 5 - фронтальной зоны Курильской дуги, 6 – Курильской котловины. Прямыми линиями обозначены тренды вулканитов (Пискунов, 1987): А – фронтальной зоны Курильской дуги, Б – Курильской котловины. |
Диаграмма Ba/La – La/Yb (Филатова, 2004) для вулканитов хребта Витязя и Курильской котловины: 1 – хребта Витязя, 2 – Курильской котловины |
C “ ГЕОЛОГИЯ ПОДВОДНОГО ХРЕБТА ВИТЯЗЯ НА ТИХООКЕАНСКОМ СКЛОНЕ КУРИЛЬСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ”, Леликов Е.П., Емельянова Т.А., ихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток;
e-mai: lelikov@poi.dvo.ru http://kcs.dvo.ru/ivs/slsecret/konf_r/sbornik/pdf7.pdf
Курило-Камчатская островная дуга соответствует зоне субдукции, в которой происходит погружение Тихоокеанской плиты под Азиатский континент. Данные по механизмам очагов землетрясений свидетельствуют о том, что преобладающим типом напряжений здесь является сжатие. Строение нижней части фронтального склона дуги также несёт на себе отпечаток обстановки сжатия в виде надвигов в аккреционной призмы, ориентированных параллельно оси желоба.
Однако в центральной части Курильской дуги располагается «сейсмическая брешь», зонa активного растяжения и деструкции. Выделение «сейсмических брешей» основывалось на том, что области очагов сильнейших землетрясений не должны перекрывать друг друга (Федотов, 1965). В пределах Центрально-Курильской «сейсмической бреши» сильные землетрясения имели место в 1915 и 1918 гг., 15 ноября 2006 г. с магнитудой 8.4 балла и 13 января 2007 г. с магнитудой 8.1 балла., т. е. этот участок был пассивeн на протяжении 90 лет.
Юго-западной границей зоны растяжения служит рифтогенная система пролива Буссоль, ориентированная в северо-западном направлении. Деструктивные процессы в пределах зоны имели наложенный характер и включили в себя не только структурные деформации, но и активный магматизм преимущественно вулканического типа. Внутреннее строение зоны деструкции осложнено горсто-грабеновыми структурами, в том числе, и центральная часть Курильской дуги, разбитая поперечными разломами на серию небольших блоков.
Подводный хребет Витязя - внешняя, невулканическaя дугa. Mеждуговой прогиб обособляeт хребет Витязя от Курильских островов.
По данным Р.Г. Кулинич и др., 2007 центральнaя часть Курило-Камчатской островной дуги есть зонa активного растяжения и деструкции. Юго-западной границей зоны служит тектоническая система пролива Буссоль, ориентированная в северо-западном направлении. Северо-восточная граница простирается в субмеридиональном направлении от Курило-Камчатского желоба на юге до о. Онекотан на севере. Обе границы имеют тектоническую природу и образованы серией разломов сбросового характера. Морфологически эта зона слагает центральную погруженную часть хребта Витязя, акустический фундамент которой состоит из наклонных блоков, типичных для условий растяжения. Гравиметрические и магнитометрические данные позволили разделить структуру на четыре крупных блока (I-IV) протяженностью 50-90 км. Деструктивные процессы в пределах зоны имели наложенный характер и включили в себя не только структурные деформации, но и активный магматизм вулканогенного типа. Внутреннее строение зоны деструкции осложнено горсто-грабеновыми структурами.
Позднемеловой комплекс представлен биотит-роговообманковыми гранит-порфирами, представляющими собой малоглубинные субвулканические образования. Позднемеловой - раннепалеогеновый вулканогенно – кремнисто - терригенный комплекс сложен биотит-роговообманковыми дацитами и риолитами, а также толщей кремнистых алевроаргиллитов, алевролитов, песчаников. Возраст радиоляриевой ассоциации из кремнистых алевроаргиллитов устанавливается в пределах позднего кампана – начала раннего палеоцена. Выдержанный состав и характер переслаивания туфогенно-кремнистых пород первого комплекса Северного плато могут свидетельствовать о их формировании в глубоководных морских условиях в относительно спокойной тектонической обстановке со слабо проявленной эксплозивной вулканической деятельностью (Леликов и др., 2008а).
Породы грубообломочного вулканно-терригенного палеогенового нерасчлененного комплекса вместе с вулканитами эоценового и позднеолигоценового комплексов, в которых развиты игнимбриты и спекшиеся туфы, представляют собой единый палеогеновый пирокластически-осадочный субаэрально-мелководный комплекс. Для осадочных пород характерно отсутствие слоистости, грубообломочный состав, слабая степень дезинтеграции, плохая сортировка, наличие детрита растений, красноцветный облик конгломератов. Все это может говорить о мелководных, прибрежноморских условиях их образования и незначительной транспортировке обломочного материала от источников питания.
Слаболитифицированные породы кайнозойского чехла – это смешанные вулканогенно-осадочные образования, осадочный материал которых представлен панцирями диатомей и небольшой примесью глинистого вещества. Нижнеолигоценовые (подзона «а» 33.7-31.0 млн. лет) отложения формировались преимущественно в шельфовых условиях. А их нахождение на глубинах 1900-2200 м указывает на значительное погружение хребта Витязя в олигоцене. В позднеолигоцен-раннемиоценовое время (24.0-20.3 млн. лет) в районе южного плато осадконакопление происходило преимущественно в батиальных условиях. А на северном плато, в осадках которого установлен споро-пыльцевой комплекс, оно осуществлялось в мелководных морских условиях вблизи побережий. В верхнеплиоцен-нижнеплейстоценовых отложениях (5.5-3.5 и 2.0-1.0 млн. лет) преобладают океанические виды диатомей, что указывает на глубоководные условия их формирования (Леликов и др., 2008а).
Вулканиты хребта Витязь представлены в основном базальтами и андезитами, и лишь олигоценовые образования сформированы пирокластическими породами умеренно- кислого и кислого состава. Это согласуется с данными магнитометрии о том, что консолидированный фундамент хребта представлен преимущественно магнитоактивными геологическими комплексами, в качестве которых должны выступать магматогенные формации базитового ряда. На основании радиоизотопного анализа вулканиты подразделяются на несколько возрастных комплексов:
Палеоценовый комплекс сложен клинопироксен-плагиоклазовыми базальтами, порфирокластическими литокластическими туфами базальтов и туфопесчаниками. Эоценовые породы представлены псефо-псаммитовыми кристаллокластическими туфами андезито-базальтов, андезитов и игнимбритами умеренно кислого состава, реже биотит-роговообманковыми дацитами и биотит-роговообманковыми гранит-порфирами.
Позднеолигоценовый комплекс сложен андезитами, алевритовыми кристаллокластическими туфами андезитов и риолитов, и спекшимися туфами риолитов. Среднемиоценовые вулканиты представлены амфибол-клинопироксеновыми андезидацитами, клинопироксен-плагиоклазовыми и двупироксен-плагиоклазовыми андезитами. К плиоцен-плейстоценовому вулканическому комплексу отнесены оливин-клинопироксен-плагиоклазовые, клинопироксен-плагиоклазовые базальты, амфибол-двупироксен-плагиоклазовые андезиты и кластолавы клинопироксен-плагиоклазовых андезитов (Леликов и др., 2008б)
Все изученные магматические породы обладают многими общими геохимическими особенностями: средние или повышенные содержания Al2O3 (16.17-18.20%), повышенные – СaO (6.34-9.37%) и суммы Fe (7,20-9.11), а также средние или повышенные содержания суммы щелочей (2.09-4.61%) с преобладанием Na2O над K2O и низкий уровень титанистости (TiO2 – менее 1.0%). Для пород свойственны пониженные содержания элементов группы железа (Co, Ni, Cr и V) и некоторых высокозарядных элементов (Nb и Y).
Позднеолигоценовые вулканиты характеризуются повышенными содержаниями Rb (до 153.84 г/т) и пониженными – Sr (151.23-572.94 г/т). Для них свойственнен слабо фракционированным спектром распределения редкоземельных элементов (REE), нормированных к хондритовому стандарту, и низкие отношения La/Sm и La/Yb, которые составляет 1.91-3.54 и 3.48-9,72 соответственно.
Плиоцен-плейстоценовые вулканические породы относятся к умеренно - или высокоглиноземистым, высокоизвестковистым и низкотитанистым образованиям с низкими содержаниями элементов группы Fe: Co (11.87-29.70 г/т), Cr (3.93-36.58 г/т), Ni (0.62-16.34 г/т) и V (108.57-380.39 г/т). Породы характеризуются разными концентрациями K2O – от 0.36% до 2.18%, что соответствует составу толеитовых, известково-щелочных и субщелочных вулканитов Курильской островной дуги и Курильской котловины. Гетерогенность геохимического состава очевидна и по показателям других элементов. Так, концентрации крупноинонных литофильных элементов варьируют в следующих пределах: Rb – от 3.80 до 25.05 г/т, Sr – от 266.59 до 739.06 г/т и Ba – от 241.35 до 390.00 г/т. Плиоцен-плейстоценовые вулканиты демонстрируют различный характер распределения REE. Толеитовые разности (оливин-клинопироксен-плагиоклазовые базальты) характеризуются не фракционированным спектром распределения, т.е. низкими концентрациями LREE и соответственно низкими значениями отношений La/Sm (0.82) и La/Yb (0.83). По мере повышения щелочности и калиевости пород в двупироксен-плагиоклазовых базальтах и амфибол-двупироксен-плагиоклазовых андезибазальтах и андезитах спектр распределения REE становится более фракционированным за счет повышения содержаний LREE, а отношения La/Sm и La/Yb повышаются до 2.23 и 3.19 соответственно.
Вышеуказанные геохимические особенности свидетельствуют о том, что плиоцен-плейстоценовые вулканиты хребта Витязь аналогичны толеитовым и известково-щелочным породам фронтальной и промежуточной зон Курильской островной дуги и субвулканическим породам Курильской котловины. В генезисе данных пород значительную роль играет континентальная кора, участвовавшая в генерации магматических расплавов. Это видно на диаграмме «Ba/La-La/Yb», демонстрирующей принадлежность большинства плиоцен-плейстоценовых вулканитов хребта Витязя к известково-щелочной компоненте. Все это позволяет отнести описываемые породы к производным магматических расплавов типа обогащенной сиалическим субстратом мантии EMII (EMII = enriched mantle source has higher 87Sr/86Sr (> 0.720) - see петрография изверженных пород - http://plate-tectonic.narod.ru/petrographyigneousphotoalbum.html)
.
Pазновозрастныe терригенныe и вулканогенныe комплексы отражают этап развития подводного хребта Витязя и по времени совпадает с этапами развития в Охотском море и в других частях зоны перехода континент-океан, что указывает на единство тектонических процессов, формирующих эту зону.
Изученные магматические породы относятся к образованиям известково-щелочной серии активных континентальных окраин. Обнаружение молодых плиоцен-плейстоценовые вулканитов (4.3-1.6 млн. лет) в пределах хребта Витязь и их сходство с вулканическими породами тектонически активных Курильской островной дуги и Курильской котловины принципиально меняет ранее существовавшее представление об этом хребте как о невулканической структуре в общей системе Курило-Камчатская дуга – желоб.
Список литературы
Васильев Б.И., Суворов А.А. Геологическое строение района подводной долины Буссоль (Курильская островная дуга), новые данные по геологии Дальневосточных морей. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 58-68.
Кулинич Р.Г., Карп Б.Я., Баранов Б.В. и др. О структурно – геологической характеристике «сейсмической бреши» в центральной части Курильской островной дуги // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26. № 1. С. 5-19.
Лаверов Н.П., Лаппо С.С., Лобковский Л.И. и др. Центрально-Курильская «брешь»: строение и сейсмический потенциал // ДАН. 2006. Т 408. № 6. С. 1-4.
Леликов Е.П., Цой И.Б., Емельянова Т.А. и др. Геологическое строение подводного хребта Витязя в районе «сейсмической бреши» (Тихоокеанский склон Курильской островной дуги) // Тихоокеанская геология. 2008а. Т. 27. № 2. С. 3-15.
Леликов Е.П., Емельянова Т.А., Баранов Б.В. Магматизм подводного хребта Витязя (тихоокеанский склон Курильской островной дуги) // Океанология. 2008б. Т. 48. № 2. С. 260-270.
Пискунов Б.Н. Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987. 236 с.
Федотов С.А. О закономерностях распределения сильных землетрясений Камчатки, Курильских островов и северо-восточной Японии // Труды ИФЗ АН СССР. 1965. № 203 (36). С. 66-93.
Филатова Н.И. Закономерности динамики окраинноморского магматизма (Корейско-Японский регион) // Литосфера. 2004. № 3. С. 33-56.
Le Maitre R. W., Bateman P., Dudek A. et al. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford, 1989.