 | Геология дна Охотского моря |
C Е.П. Леликов. (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток, E-mail: lelikov@poi.dvo.ru). Проблемы геологии дна Охотского моря. Материалы XVIII Международной научной конференции (Школы) по морской геологии. Москва, 16–20 ноября 2009 г.http://rogov.zwz.ru/Marine%20geology%202009_t_3.pdf
Eдиного мнения о происхождении, истории геологического развития Охотскогo моря нет. Высказываются полярные точки зрения на формирование его структур – от их заложения на древнем докембрийском основании [1, 2] до полного отрицания возможности продолжения структур Евразийского континента в пределы моря, дно которого представляет океаническое вулканическое плато, имеющее гомогенное строение [3]. Основнaя проблема познания Охотскогo моря - отсутствие в его пределах глубоководного бурения.
Основным материалом для понимания его геологии служат данные драгирования дна, которое проводилось на научно-исследовательских судах институтами Академии наук: СахКНИИ-ИМГиГ, ТОИ, ИВ ДВО РАН, ИОАН. Оно выполнялось со склонов крутых обнаженных участков , в пределах которых наличие выходов коренных пород подтверждалось сейсмоакустическими данными (МОВ ОГГТ, НСП). Блоки фундамента выступают из-под осадочного чехла в центральной части моря и прослеживаются прерывистой полосой от острова Святого Ионы на севере до подножья островного склона Курильских островов на юге, породы выходят на поверхность в виде скальных обнажений на банках Кашеварова и Святого Ионы, возвышенностях Института Океанологии и Академии наук, на склонах Охотского свода и Курильских островов.
Фундамент Охотского моря в магнитном и гравитационном полях имеет гетерогенное строение, характерное для структур с континентальной корой. Интерпретация магнитного поля с учетом магнитных свойств пород различного состава указывает на широкое распространение на подводных возвышенностях, наряду с породами основного состава, пород кислого состава. Геофизические данные и однообразие типов пород, развитых на всех возвышенностях, могут свидетельствовать в пользу местного происхождения каменного материала фундамента.
При изучении геологического строения морского дна нeт возможности наблюдать характер залегания геологических тел, площадь их распространения, устанавливать взаимоотношения с вмещающими породами. Поэтому для выяснения возрастной последовательности большое значение приобретают радиоизотопные определения возраста их петрографические и петрохимические особенности, которые позволяют провести сравнение морских комплексов с толщами и массивами окружающей суши.
В геологическом строении Охотского моря участвуют разнообразные по происхождению и возрасту терригенные, вулканогенные, метаморфические и интрузивные породы.Основной проблемой остается проблема возраста метаморфических пород фундамента.
Банка Кашеварова. Здесь при драгировании подняты амфиболиты, гнейсы и сланцы. Амфиболиты сложены амфиболом (60%), плагиоклазом (35%), кварцем (5%). Среди гнейсов выделяются гранат-амфиболиотитовые разности, сложенные биотитом (40%), роговой обманкой (10-12%), плагиоклазом An36-38 (до 40%), кварцем (5%), калиевым полевым шпатом (5%) и гранатом (2-3%); гранат-биотитовые, состоящие из биотита (до 45%), плагиоклаза An32-35, кварца (10%), граната (2-3%), а также гранат-биотит-кварц-
мусковитовые плагиогнейсы, в составе которых находятся мусковит (до 25%) и гранат (до 5%). Сланцы имеют кварц-биотит-мусковитовый, кварц-мусковитовый и кварц-альбит-хлоритовый состав. Гнейсы и сланцы сформировались в умеренно глубинных условиях при температуре 524-560оС и давлении 6,0-7,5 кбар, что определяет условия эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма. По своему составу и условиям метаморфизма они аналогичны сланцам и плагиогнейсам малкинской серии Срединного хребта Камчатки [4].
Метаморфические породы банки Кашеварова резко отличаются от нижнеархейских образований Охотского и Тайгоносского массивов, претерпевших сложную эволюцию метаморфизма, выразившуюся в наложении на «сухие» гранулитовые ассоциации амфиболитового метаморфизма и гранитизации [5]. Более молодые - верхнеархейские породы станового комплекса отличаются от охотоморских повышенной марганцевистостью и железистостью гранатов гранатсодержащих парагенезисов.
На возвышенности Института океанологии метаморфический комплекс представлен биотит-роговообманковыми гнейсами сложенными плагиoклазом An32-35 (до 45%), кварцем (20%), биотитом (20%) и роговой обманкой (5-8%); а также кварц-мусковитовые микросланцы, состоящие из плагиоклаза (25%), кварца (35%), мусковита (25%) и граната. На Охотском своде и возвышенности Академии наук к этому комплексу отнесены биотит-хлоритовые, мусковит-хлоритовые филлитовидные сланцы, метаэффузивы состава и плагиоклаз-амфибол-хлорит-эпидотовые сланцы. Последние были сформированы в условиях зонального метаморфизма в два этапа. Первый этап преобразования пород связан с высокой температурой 580-700оС и давлением 4,0-5,5 кбар, второй – с контактовым метаморфизмом при воздействии на породы позднемеловых гранитоидов (450-500оС; 1,8-2,0 кбар). Все метаморфические породы относятся к калий - натровой формации.Исходными породами для них служили вулканиты. Они характеризуются низкими концентрациями TiO2 (0,25-0,80%), кобальта (7-20 г/т), никеля (20-87 г/т), хрома (53-130 г/т); повышенными Ва (348-1056 г/т). По содержанию этих элементов, а также по соотношению Ti-K, Ba-Sr (1,0-5,0) и Rb-Sr, они близки современным островодужным вулканитам [6].
На подводных возвышенностях наблюдаются метаморфические породы различных фаций метаморфизма: умеренноглубинные образования эпидот -амфиболовой фации, зеленосланцевой и мусковит - роговиковой фаций, а также зеленокаменно - измененные эффузивы. Породы различных ступеней метаморфизма установлены на одних и тех же станциях драгирования, что может свидетельствовать о незначительных площадях их распространения, характерных для зональных комплексов регионально-контактового типа [6], не свойственным докембрийским образованиям регионального метаморфизма.
В составе фундамента Охотского моря не обнаружены глубоко переработанные докембрийские сиалические породы. 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 палеожёлоб выполненный мощными (до 10 км) осадками.
Bозраст метаморфических пород в пределах фанерозоя остается дискуссионным. Ранее на основании старых K-Ar определений зеленокаменно измененных эффузивов банки Кашеварова (313,4 и 218,1 млн. лет) [7] относили к позднепалеозойскому-раннемезозойскому комплексу. В последние годы для биотит- усковитового сланца банки Кашеварова получен раннемеловой возраст (122 млн. лет, лаборатория
ИГЕМ РАН, K-Ar метод).
Кроме того, для наиболее глубокометаморфизованных пород банки Кашеварова отмечалось большое сходство минеральных ассоциаций, состава минералов и термодинамических условий метаморфизма с породами малкинской серии Срединного хребта Камчатки. В последние годы, для метаморфических пород колпаковской серии Камчатки, аналогом которой является малкинская серия, появились радиоизотопные данные, свидетельствующие о позднемеловом (77 млн. лет) «возрасте регионального метаморфизма и мигматизации протолита колпаковской серии» [8] и даже раннеэоценовом (52+/-2 млн. лет) времени ее метаморфизма [9]. Эти данные заставляют по–новому отнестись к возрасту метаморфических пород Охотского моря и позволяют сделать предположение о меловом времени метаморфизма его протолитов.
1. Гнибиденко Г.С. Тектоника дна окраинных морей Дальнего Востока. М.:Наука, 1979. 164 с.
2. Васильев Б.И. Основы региональной геологии Тихого океана. Владивосток: Изд-во Дальнаука, 1992. 480 с.
3. Богданов Н.А., Добрецов Н.Л. Охотское океаническое вулканическое плато // Геология и геофизика, 2002. Т. 43. № 2. С. 101-114.
4. Авченко О.В. Петрология охотского метаморфического комплекса. М.:Наука, 1977. 95 с.
5. Авченко О.В., Леликов Е.П., Тарарин И.А., Сапин В.И. Метаморфические породы банки Кашеварова (Охотское море) // Докл. АН СССР, 1987. Т. 294,№ 1. С. 190-192.
6. Леликов Е.П. Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого океана. Владивосток: Изд-во ДВО РАН, 1992. 168 с.
7. Корнев О.С., Неверов Ю.Л., Калинин А.И. Результаты работ Охотоморской экспедиции на НИС «Пегас» (рейс 28). Препринт. Южно-Сахалинск:Изд-во ДВО РАН, 1989. 20 с.
8. Bindeman I.N., Vinogradov V.I., Valley J.W., Wooden J.L., Natal’in B.A.Archean protolith and accretion of crust in Kamchatka: SHRIMP dating of zircons from Sredinny and Ganal Massifs // J. Geol. 2002. V. 110. P. 271-289.
9. Кирмасов А.Б., Соловьев А.В., Хоуриган Дж.К. Коллизионная и постколлизионная структурная эволюция Андриановского шва (Срединный хребет,Камчатка) // Геотектоника. 2004. № 4. С. 64-90.