1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Океанология
  4. T. 60, № 2, 2020

Океанология, 2020, T. 60, № 2, стр. 268-280

Плиоцен-голоценовый щелочно-базальтоидный вулканизм Цусимской котловины Японского моря: новые данные по геохимии и геодинамике

Т. А. Емельянова 1, *, Е. П. Леликов 1, А. А. Пугачев 1, **

1 Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН
Владивосток, Россия

* E-mail: emelyanova@poi.dvo.ru
** E-mail: puigachev@poi.dvo.ru

Поступила в редакцию 17.04.2018
После доработки 22.08.2019
Принята к публикации 16.12.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

Приводятся и анализируются оригинальные данные по составу петрогенных и редких элементов в плиоцен-голоценовых щелочных базальтоидах Цусимской котловины Японского моря, полученные методом “мокрой химии” и методами атомно-эмиссионной спектрометрии и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой. На основе интерпретации этих данных были установлены геохимические и геодинамические особенности этого этапа вулканизма, выявлен источник магмогенезиса, представленный гранатовыми перидотитами. Установлена внутриплитная плюм-континентальная природа щелочных базальтоидов, на что указывает высокая щелочность и калиевость пород, Ta–Nb максимум, высокие значения нормированных La/Yb (22–28) и La/Sm (3–6), а также высокие Ti/V, Nb/Y, Zr/Y, Zr/Hf, Th/Yb и близкие к хондритовым показатели Nb/Ta. Внутриплитная природа также в той или иной степени подтверждается близостью химических свойств цусимских базальтоидов с вулканическими породами вулканов Цинбоху и Удалянчи Центрально-Азиатской внутриплитной провинции (ЦАВП), которая располагается к западу от Японского моря и сформировалась в позднем кайнозое под воздействием Северо-Азиатского суперплюма.

Ключевые слова: Японское море, Цусимская котловина, щелочные базальтоиды, геохимия, геодинамика, суперплюмы, плюм-континентальный, плюм-океанический вулканизм

ВВЕДЕНИЕ

В Японском море широко развиты вулканические породы, слагающие подводные вулканические хребты, постройки (и острова), а также лавовые и пирокластические потоки на крупных возвышенностях (полигоны драгирования; рис. 1а). Преобладают кайнозойские вулканиты. В соответствии с радиоизотопным возрастом и с учетом химического состава среди них выделяются несколько вулканических комплексов: позднеолигоцен-раннемиоценовый (27–18 млн лет), среднемиоцен-плиоценовый (13–4.5 млн лет) и плиоцен-голоценовый (3.5–2.3 млн лет до современного периода). Радиоизотопный возраст двух последних комплексов приведен в табл. 1. Результаты изучения вышеперечисленных комплексов опубликованы в многочисленных статьях [1, 3–5, 8, 9, 13, 17, 20 и др.]. В большинстве из них акцент сделан на среднемиоцен-плиоценовый этап вулканизма, проявленный в постспрединговую стадию формирования котловины Японского моря. Продуктами этого этапа стали окраинно-морские (ОМ) толеиты, химический состав которых близок составу щелочно-базальтоидных вулканитов океанических островов (OIB). В то время как плиоцен-голоценовый щелочно-базальтоидный вулканизм Цусимской котловины юго-западной части Японского моря долгое время не приковывал к себе должного внимания из-за незначительного своего проявления. Оставались актуальными и требовали своего решения вопросы, касающиеся источников магмогенезиса, отличительных черт геодинамики и механизмов, провоцирующих тектономагматическую активность в этот период. В последние годы авторами были получены результаты химических анализов на петрогенные, редкие элементы и изотопы, которые использованы в этой статье наряду с литературными данными с целью установления роли этого этапа вулканизма в формировании котловины Японского моря.

Рис. 1.

Морфоструктурная схема Японского моря (а) с полигонами драгирования вулканических пород по [1], район исследования заштрихован; схема расположения станций драгирования плиоцен-голоценовых щелочных базальтоидов в Цусимской котловине (б): 1 – табл. 2; 2 – 1864, 1865 по [1]; 373 по [11]. Диаграмма щелочи-кремнезем (в) для щелочных базальтоидов: 1 – табл. 2; 2 – по [1] и 3 – ОМ толеитов по [1, 9]. Римскими цифрами обозначены области вулканических пород различной щелочности по [22]: I – тефриты, базаниты, II – пикробазальты, III – трахибазальты, IV – базальты, V – андезибазальты, VI – трахиандезибазальты, VII – андезиты, VIII – дациты, IX – риолиты, трахириолиты, X – трахиандезиты, XI – трахиты, трахидациты, XII – фонолиты, XIII – тефрифонолиты, XIV – фонотерфиты, XV – фондиты.

Рис. 1.

Окончание

Таблица 1.  

Результаты определения радиоизотопного возраста окраинно-морских толеитов Центральной котловины (1–12) и щелочных базальтоидов Цусимской котловины (13–15)

№ № обр. Сев. широта Вост. долгота Породы K% ± σ, % 40Arрад ± σ, нг/г K–Ar возраст
1 1679-1 40°40.5′ 132°03.0′ Базальты 1.33 0.011446 12.4
2 7734-1 40°33.8′ 132°05.0′ » 0.80 0.00661 10.2
3 7753 40°14.8′ 131°17.8′ » 0.66 0.00569 12.4
4 7749 40°09.5′ 132°08.8′ » 0.66 0.00375 8.2
5 52-23-3 42°05.04′ 131°51.44′   1.34 1.052 11.3 ± 0.4
6 1147-г 41°46.2′ 132°22.4′ » 1.01 0.012142    13 ± 0.7
7 1567 42°07.9′ 133°44.2′ Трахиты 4.21 3.30 11.2 ± 0.5
8 1155-1 42°04.0′ 133°42.32′ Трахиандезиты 1.91 0.08178 10.9
9 2055-4 42°39.5′ 136°16.5′ Трахиты 2.55 1.82 10.2 ± 0.5
10 7714-а 42°36.1′ 136°17.4′ Базальты 1.02 0.76 10.7 ± 0.5
11 2068 41°25.2′ 134°58.0′ » 0.95 0.023053    12 ± 1.0
12 2070-а 41°26.1′ 134°59.0′ » 1.21 0.38   4.5 ± 0.5
13 936 37°31.0′ 131°21.5′ » 2.49 0.006027 3.5
14 1208 37°11.3′ 132°15.7′ Трахиты 4.74 0.0112 3.4
15 1212-b 37°13.9′ 132°18.2′ Базальты 2.50 0.003928 2.3

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории ИГЕМ РАН [1, 9, 20].

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Для лабораторных исследований использовались образцы вулканических пород из коллекции Тихоокеанского океанологического института ДВО РАН, полученные в результате драгирования вулканических построек и подводных частей островов Цусимской котловины Японского моря в 20-м и 21-м рейсах НИС “Первенец” в 1973 и 1974 гг. (рис. 1б).

Лабораторные исследования заключались в просмотре прозрачных шлифов и определении состава петрогенных и редких элементов, а также изотопов Nd и Sr. Петрогенные элементы определялись методом “мокрой химии” в ЦЛ ППГО (г. Владивосток) и методом атомно-эмиссионной спектрометрии в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток). Состав редких элементов определялся на спектрометре Agilent 7500 с (Agilent Technologies, США) в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток). Анализы на изотопы Sr и Nd проводились в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН и в лаборатории ГЕОХИ РАН (г. Москва). Радиоизотопный возраст вулканических пород определялся K–Ar методом в ИГЕМ РАН (г. Москва), аналитики М.М. Аракелянц, В.А.  Лебедев. Определение содержания радиогенного аргона проводилось на масс-спектрометре МИ-1201 ИГ методом изотопного разбавления с применением в качестве трассера 38Ar; определение калия – методом пламенной спектрофотометрии. При расчете возраста использованы константы: K = 0.581 × 10–10 год–1, γ = 4.962 × × 10–10 год–1, 40K = 0.01167 (ат. %).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Плиоцен-голоценовые щелочные базальтоиды слагают острова Уллындо и Лианкур, а также возвышенность Глебова и гайот Оки [1, 2, 11], располагающиеся на северном замыкании Цусимской котловины (рис. 1б). Эта котловина имеет округлую форму диаметром 250 км, глубина над ее дном достигает 2000 м. Геофизическими методами установлена мощность земной коры, составляющая 10–12 км, что соответствует утолщенной океанической коре [6], образовавшейся в период окраинно-морского спрединга [21]. В 120 км от Корейского полуострова расположен остров (вулкан) Уллындо площадью 73 км2. Его высота относительно дна Цусимской котловины составляет 3000 м, а над уровнем моря он возвышается на 984 м. Формирование данного вулкана началось около 2.5 млн лет назад, а последнее извержение произошло 5000 лет назад [21]. Вулканиты этого возраста, представленные пикробазальтами, были подняты в результате драгирования крутого восточного склона – станция 373 [2]. В 40 км к востоку от острова Уллындо находится подводная возвышенность Глебова, к юго-востоку от которой располагаются острова Лианкур и гайот Оки. Плоская вершина гайота имеет округлую форму и находится на глубине 150–250 м. Со склонов указанных структур были подняты обломки базальтоидов – станции 936, 1864, 1865, 1208, 1209, 1212 и 1214.

Хотя вулканическая деятельность на юго-западе Японского моря продолжалась вплоть до голоцена, в целом, формирование щелочных базальтоидов произошло в период от 2.3 до 3.5 млн лет [17]. Согласно исследованиям предшественников, данные породы на островах Уллындо, Лианкур и гайоте Оки образуют ряд от пикритовых базальтов до щелочных трахитов [1]. Суммируя результаты петрографических исследований, проведенных нами и опубликованных в работах [1, 17 и др.], пикробазальты и щелочные базальты характеризуются небольшой пористостью, порфировой или афировой структурой и подразделяются на оливиновые, оливин-клинопироксеновые, реже клинопироксен-плагиоклазовые и амфиболовые разновидности с титаномагнетитом. В отличие от них щелочные трахибазальты и трахиты обладают обильной пористостью, преимущественно порфировой структурой и гиалопилитовой или микролитовой основной массой. Вкрапленники (25–30%) представлены плагиоклазом, нефелином и клинопироксеном. В трахитах к ним добавляется санидин и титаномагнетит, а также акцессорные минералы – апатит, турмалин и хромшпинелиды (?), а вулканическое стекло основной массы раскристаллизовано в щелочно-полевошпатовый агрегат. Главной особенностью минерального состава щелочных базальтоидов является отсутствие кварца и ортопироксенов, что позволяет отнести данные породы к низкокремнеземистым образованиям. Присутствие в парагенезисе санидина и нефелина свидетельствует о высокой щелочности, характерной для вулканитов внутриплитных обстановок – континентальных рифтов.

Установлено, что щелочные базальтоиды характеризуются содержаниями SiO2, колеблющимися от 42.39 до 59.68 мас. % (табл. 2) и до 60.11 мас. % [1, 11 и др.]. Преобладают значения 44–51, соответствующие щелочным базальтам и трахибазальтам. Породы обладают высокой щелочностью (мас. %), что отражено на классификационной диаграмме (рис. 1в). В пикробазальтах показатели щелочности и калиевости составляют 3.53–3.94 и 1.20–1.69, в щелочных базальтах и трахибазальтах – 6.32–8.64 и 2.91–4.80 и в щелочных трахитах – 11.63–12.70 и 6.14–6.60 соответственно. В щелочных базальтах в сумме щелочей преобладает Na2O, в трахитах – K2O. Содержания Al2O3 составляют (мас. %): в пикробазальтах 13.79–15.58, в щелочных базальтах 16.20–17.00; а в трахитах повышены до 19.03–19.20. Пикробазальты и щелочные базальты характеризуются высокими содержаниями (мас. %): TiO2 (1.80–3.30), CaO (6.83–10.87), MgO (5.87–11.36), ƩFe (9.57–11.91); в трахитах эти показатели понижаются: TiO2 до 0.18–0.55, CaO до 1.37–1.98, MgO до 0.29–0.85, ƩFe до 2.73–4.51. В целом описываемые породы относятся к умеренноглиноземистым высокотитанистым высококалиевым образованиям щелочной вулканической серии.

Таблица 2.  

Содержания петрогенных (мас. %) и редких (г/т) элементов в плиоцен-голоценовых щелочных базальтоидах Цусимской котловины

№ обр./ 1214 936-а 1212 1208-б 1208-и 1209-2
элементы 1 2 3 4 5 6
SiO2 42.39 44.18 46.24 59.63 59.68 59.40
TiO2 3.27 3.30 3.21 0.55 0.56 0.81
Al2O3 15.58 18.59 18.98 17.46 17.47 13.11
Fe2O3 5.65 4.39 3.64 4.37 4.51 5.23
FeO 6.26 6.28 4.84 – – –
MnO 0.12 0.16 0.17 0.08 0.08 0.27
MgO 9.62 5.20 3.40 0.57 0.59 1.41
CaO 10.87 9.08 8.60 1.37 1.36 1.83
Na2O 2.25 3.23 3.87 5.40 5.31 3.82
K2O 1.69 3.10 3.25 6.23 6.19 3.47
P2O5 Не опр. 0.02 0.75 0.06 0.07 0.16
п.п.п. 1.77 1.87 1.95 3.39 3.29 8.0
H2O 0.42 Не опр. Не опр. 0.55 0.48 2.66
Сумма 99.92 99.40 99.30 99.67 99.57 100.17
Rb 23.05 55 59.72 109.3 102.3 72.28
Ba 538.4 640 773.72 73.67 69 549.8
Sr 598.7 1030 761.61 80.28 81.32 309.7
Sc 28.19 Не опр. Не опр. 3.54 2.18 7.494
Th 4.00 Не опр. Не опр. 26.4 24.01 18.08
U 0.787 Не опр. Не опр. 7.94 3.68 5.20
Pb 8.41 Не опр. Не опр. 23.04 20.54 23.49
Zr 170.2 360 271.34 670.3 617.6 390.9
Hf 4.06 Не опр. 5.30 13.67 12.5 8.24
Nb 43.18 78 74.45 142 131.7 84.89
Ta 2.56 Не опр. 4.89 8.53 8.67 5.9
Y 18.26 29 19.98 19.72 19.97 20.07
Co 48.77 Не опр. 26.07 13.93 9.11 8.33
Cr 278 74 76.01 5.17 6.02 52.51
Ni 142.5 45 42.11 15.54 9.82 26.22
V 257.6 170 135.12 13.19 14.95 77.85
La 38.8 89 52.34 98.77 94.89 70.17
Ce 78.48 160 109.35 164.4 153.4 124.3
Pr 9.78 Не опр. 11.24 15.47 14.67 12.84
Nd 38.6 61 43.41 47.13 43.08 41.29
Sm 7.54 11 7.17 7.30 6.91 6.88
Eu 2.39 3.03 2.21 1.64 1.41 1.38
Gd 7.05 Не опр. 8.11 6.51 5.88 6.17
Tb 0.933 1.3 0.90 0.729 0.720 0.766
Dy 4.68 Не опр. 4.42 4.47 4.20 3.78
Ho 0.784 Не опр. 0.76 0.832 0.840 0.821
Er 2.03 Не опр. 2.07 2.37 2.25 1.92
Tm 0.265 Не опр. 0.24 0.376 0.337 0.325
Yb 1.59 2.1 1.56 2.36 2.54 2.32
Lu 0.217 0.27 0.21 0.353 0.323 0.335

Примечание. Вулканические породы: 1 – пикробазальты (гайот Оки); 2, 3 – щелочные оливиновые базальты (2 – возвышенность Глебова; 3 – гайот Оки); 4–6 – щелочные трахиты (гайот Оки). 4, 5, 6 – суммарное содержание железа в форме Fe2O3. 1–3 – Петрогенные элементы по [1]. Анализы на петрогенные элементы (4–6) и редкие элементы выполнялись в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток).

Щелочные базальтоиды обладают повышенными содержаниями крупноионных литофильных элементов (LILE), варьирующими в пределах (г/т): Rb от 23.05 до 109.3, Ba от 538.4 до 773.72 (в трахитах 69.0–73.67) и Sr от 517 до 1030 (в трахитах 80.28–81.32), и высокими концентрациями некоторых высокозарядных элементов (HFSE): Zr 160–360 (в трахитах до 400–670), Nb 32.5–82.8 (в трахитах до 131.7–142.0) и Ta 2.56–4.89 (в трахитах до 8.53–8.67). На многокомпонентных диаграммах редких и распределения редкоземельных (REE) элементов щелочные базальтоиды образуют позитивные Ta–Nb, Zr, Hf, Ti, Gd, Ce, Nd и негативные Sr- и Eu аномалии (рис. 2, 3) и характеризуются резко дифференцированным спектром REE с явным преобладанием LREE над HREE. Это подтверждается высокими значениями отношений (La/Sm)N 3.21–6.37 и (La/Yb)N 18.92–28.80. Пикробазальтам и щелочным базальтам свойственны высокие концентрации элементов группы Fe, которые в трахитах резко снижаются, что характерно для пород внутриплитной геодинамической обстановки (WPB). На дискриминантной диаграмме Ti–V фигуративные точки описываемых пород располагаются в области с высокими показателями Ti/V (более 100), превышающими таковые в вулканитах океанических островов – OIB (рис. 4а). По щелочности, калиевости, концентрациям LILE, LREE и HFSE япономорские щелочные базальтоиды вполне сопоставимы с породами щелочно-базальтоидной формации по классификации [8].

Рис. 2.

Многокомпонентная диаграмма редких элементов для плиоцен-голоценовых щелочных базальтоидов Цусимской котловины Японского моря (обозначены черным), ОМ толеитов (а) [9], а также щелочных базальтоидов вулканов Цинбоху (б) и Удалянчи (в) [12]. Составы элементов нормированы к хондритовому стандарту по [27].

Рис. 3.

Многокомпонентная диаграмма распределения REE для щелочных базальтоидов; составы нормированы к хондритовому стандарту по [15]. Условные обозначения см. рис. 2.

Рис. 4.

Диаграммы Ti–V [25] (а); Zr–(Zr/Y) [23] (б); (Zr/Y)–(Nb/Y) [16] (в); Ti–Zr [10] (г) для щелочных базальтоидов Цусимской котловины: 1 – табл. 2; 2 – по [1] и 3 – ОМ толеитов [1, 9]; для щелочных базальтоидов вулканов [12]: 4 – Цинбоху и 5 – Удалянчи. Поля базальтов геодинамических обстановок: WPB – океанических островов (OIB) и континентальных рифтов (CAB); IAB, ACMB – вулканических дуг и активных континентальных окраин; OPB – океанических плато; N-MORB – срединно-океанических хребтов. Пунктирная линия разделяет области плюмовых и неплюмовых мантийных источников.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Как было сказано выше, в Японском море установлены два типа базальтоидных вулканических пород высокой щелочности (рис. 1в), формирование которых происходило во внутриплитной обстановке (WPB): среднемиоцен-плиоценовые окраинно-морские толеиты и плиоцен-голоценовые щелочные базальтоиды (рис. 4б) [1, 3–5, 9, 13, 17]. Первые развиты в основном в пределах котловины Японской (Центральной), вторые – в пределах Цусимской котловины. В мантийном источнике обеих групп пород обнаруживаются гранатовые перидотиты, что подтверждает диаграмма (La/Sm)–(Lu/Hf) (рис. 5). Но на этой диаграмме хорошо видны и отличия. Щелочные базальтоиды располагаются вдоль тренда гранатовых перидотитов и характеризуются весьма низкой степенью частичного плавления (0.05–1.5%). Окраинно-морские толеиты занимают пространство между трендами гранатовых и шпинелевых перидотитов. Степень частичного плавления повышена до 0.5–5%.

Рис. 5.

Диаграмма (La/Sm)–(Lu/Hf) [24]. Вертикальными линиями и цифрами обозначена степень ЧП источника. Условные обозначения см. рис. 4.

Цусимские базальтоиды характеризуются значительно более высоким уровнем щелочности и калиевости по сравнению с окраинно-морскими толеитами [4, 5]. Им свойственны гораздо более высокие значения (La/Yb)N, достигающие 28.80, против 7.35 в ОМ базальтоидах. Параметры Sm/Yb (1.57–5.50), Ce/Y (5.47–6.25), Zr/Y (12.39–13.58) и Nb/Y (1.96–3.73) также более высокие, а Zr/Nb (3.64–4.72), Y/Nb (0.14–0.42) и Lu/Hf (до 0.04) более низкие. В то время как в ОМ базальтоидах значения Zr/Nb, Y/Nb и Lu/Hf повышены до 9.47, 1.74 и 0.1–0.16, а Ce/Y, Zr/Y и Nb/Y, напротив, понижены до 1.12–2.42, 4.32–6.96 и 0.82–1.99 соответственно. Отношения Zr/Hf в щелочных базальтоидах также выше, по сравнению c таковыми в окраинно-морских и составляют 47.44–51.20 и 38.55–45.71 соответственно. Значения Nb/Ta в тех и других породах близки к хондритовым (Nb/Ta–17.7) и попадают в пределы 15–19, установленные для щелочных вулканических пород – производных плюмовых мантийных источников океанов и континентов [19]. Многокомпонентные диаграммы иллюстрируют очевидную разницу составов редких (в т.ч. редкоземельных) элементов: в щелочных базальтоидах концентрации большинства LILE, HFSE и LREE заметно выше таковых в ОМ толеитах (рис. 2а, 3а).

Отличительные черты проявлены и в концентрациях элементов группы Fe. С учетом опубликованных материалов [1, 3, 4 и др.] и новых данных (табл. 2) в ОМ толеитах содержания (г/т) Сr достигают 280–396, Ni 91–123, V 150–300, а в щелочных базальтах содержания Cr составляют 107–150, Ni 55–98, V 120–200. Состав этих элементов близок к таковому в плюм-океанических толеитах и плюм-континентальных щелочных базальтах по [18]: Cr – 318 и 160 г/т, Ni – 110 и 85 г/т, V – 290 и 250 г/т соответственно.

На большинстве диаграмм точки цусимских базальтоидов и ОМ толеитов располагаются на значительном расстоянии друг от друга. В первую очередь это хорошо отражено на диаграммах Ti–V, Zr–(Zr/Y) и (Zr/Y)–(Nb/Y) (рис. 4а–4в). На первой и второй диаграммах разброс точек обусловлен более высокими концентрациями Ti и Zr в щелочных базальтоидах по сравнению с окраинно-морскими толеитами. Диаграмма (Zr/Y)–(Nb/Y) демонстрирует принадлежность обеих групп пород к областям щелочных базальтов океанических островов (OIB) и континентальных щелочных базальтов (САB), т.е. к области внутриплитных геодинамических обстановок (WPB) океанов и континентов. На этой диаграмме щелочные базальтоиды Цусимской котловины и ОМ толеиты располагаются в поле производных нижнемантийных плюмовых источников. Однако и здесь породы образуют отдельные друг от друга ореолы, характеризуясь разными концентрациями Zr и Nb, которые явно преобладают в щелочных базальтоидах. Если на вышеприведенных диаграммах породы обеих групп образуют разброс точек в поле одной WPB обстановки, то на диаграмме Ti–Zr каждая группа попадает в область собственной геодинамической обстановки, подчеркивая свою принадлежность: ОМ толеиты – к OIB, а щелочные базальтоиды – к CAB (рис. 4г).

По сравнению с окраинно-морскими толеитами щелочные базальтоиды Цусимской котловины характеризуются более низкими 143Nd/144Nd и, в целом, более высокими 87Sr/86Sr отношениями, которые составляют 0.5125–0.5126 и 0.7046–0.7047 соответственно (рис. 6). Большинство образцов ОМ толеитов характеризуются более высокими значениями отношений 143Nd/144Nd (0.5128–0.5130) и более низкими – 87Sr/86Sr (0.7032–0.7035). Несмотря на видимую разницу в составах изотопов Nd и Sr в рассматриваемых группах пород, на диаграмме (87Sr/86Sr)-(143Nd/144Nd) их фигуративные точки располагаются в плюмовой области по [26].

Рис. 6.

Диаграмма (87Sr/86Sr)–(143Nd/144Nd). Составы изотопов Nd и Sr [3, 4, 9]. Мантийные источники: DM – деплетированная мантия, BSE – валовый состав силикатной части Земли, PREMA – преобладающая мантия, HIMU – обогащенная U мантия, EM1 и EM2 – обогащенная внутриплитной и субдукционной компонентами мантия соответственно. Условные обозначения см. рис. 4.

Отличаясь от окраинно-морских толеитов, щелочные базальтоиды Цусимской котловины демонстрируют сходство геохимических характеристик с щелочно-базальтоидными породами вулканов Цинбоху и Удалянчи бассейна Сунляо [12]. Этот бассейн является одной из депрессионных структур, возникших в позднем кайнозое под влиянием Северо-Азиатского суперплюма [14], область распространения которого совпадает с выделенной в Центральной и Восточной Евразии Центрально-Азиатской внутриплитной провинцией [7]. Данная провинция, а следовательно, и Северо-Азиатский суперплюм, располагаются к западу от Японского моря, а их юго-восточная граница проходит через южную часть моря (Цусимскую котловину), в которой и установлены плиоцен-голоценовые щелочные базальтоиды.

Щелочные базальтоиды Цусимской котловины и вулканов Цинбоху и Удалянчи характеризуются высоким уровнем общей щелочности. Исключением является концентрация K2O, который в породах вулканов Цинбоху ниже такового в породах Цусимской котловины и вулканов Удалянчи, в которых K2O часто преобладает в сумме щелочей. Близкие химические свойства щелочных базальтоидов всех трех регионов хорошо иллюстрируют многокомпонентные диаграммы редких элементов и распределения REE (рис. 2б, 2в; 3б, 3в соответственно), на которых спектр цусимских базальтоидов совпадает со спектром пород вулканов Цинбоху и незначительно отличается от спектра пород вулканов Удалянчи по концентрациям некоторых LILE, HFSE и LREE. Характеризуясь более низкими концентрациями Ti и более высокими Nb и Zr, цусимские базальтоиды, тем не менее, образуют почти единые ореолы с породами вулканов Цинбоху и особенно Удалянчи в областях плюмовых источников OIB и CAB на диаграммах Ti–V и (Zr/Y)–(Nb/Y) (рис. 4а, 4в). Близкие химические свойства, а также плюм-континентальную природу щелочных базальтоидов всех трех областей подтверждают и значения Zr/Hf, Nb/Ta и Th/Yb, которые обуславливают расположение точек в ореоле распространения вулканических пород такого континентального рифта, каким является Красное море. Это хорошо видно на диаграммах (Zr/Hf)–(Nb/Ta) и (Th/Yb)– (Nb/Ta) (рис. 7).

Рис. 7.

Диаграммы (Zr/Hf)–(Nb/Ta) (а) и (Th/Yb)–(Nb/Ta) (б). Квадратами обозначены средние составы базальтов: CH – хондрита, N-MORB – срединно-океанических хребтов, OIB – океанических островов; пунктирной линией – ореол щелочных вулканитов Красного моря. Отношения Nb/Ta–17.6 и Zr/Hf–36 для хондрита по [19]. Условные обозначения см. рис. 4.

Таким образом, приведенные выше доказательства свидетельствуют о близости химических свойств щелочных базальтоидов Цусимской котловины Японского моря и вулканов Цинбоху и Удалянчи Центрально-Азиатской внутриплитной провинции, что указывает на плюм-континентальную природу описываемых пород, сформировавшихся под влиянием Северо-Азиатского суперплюма. В предыдущих публикациях авторами приводятся многочисленные доказательства в пользу того, что ОМ толеиты котловин Японской и Ямато в Японском море проявляют свойства щелочно-базальтоидных пород океанических островов (OIB) и являются производными апофизы Тихоокеанского суперплюма [3–5, 9].

Наличие “следов” апофиз двух разных по геохимической специфике суперплюмов Северо-Азиатского континентального и Тихоокеанского в пределах Японского моря наводит на мысль об их столкновении, которое привело к максимальному окраинно-морскому спредингу и формированию котловины Японского моря. Максимальный спрединг пришелся на конец раннего – начало среднего миоцена (рис. 8), на что указывает обнаружение в скважинах глубоководного бурения деплетированных вулканических пород соответствующего возраста, по составу близких к N-MORB [13]. В постспрединговую стадию максимальный подъем к поверхности апофизы Тихоокеанского суперплюма и ее плавление привело в среднем миоцене–плиоцене к проявлению окраинно-морского вулканизма, продуктами которого стали ОМ толеиты с OIB свойствами (рис. 8). На юго-западе Японского моря щелочно-базальтоидный вулканизм (CAB), спровоцированный плавлением апофизы Северо-Азиатского суперплюма, пришелся на более поздний плиоцен-голоценовый период.

Рис. 8.

Эволюция котловины Японского моря с конца раннего миоцена до плиоцена. ВСАВП – Восточно-Сихотэ-Алинский вулканический пояс; С-А – Северо-Азиатский суперплюм.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Плиоцен-голоценовые щелочные базальтоиды Цусимской котловины Японского моря характеризуются близкими химическими свойствами с щелочными базальтоидами вулканов Цинбоху и Удалянчи сопредельной территории – Центрально-Азиатской внутриплитной провинции, возникшей в позднем кайнозое под влиянием Северо-Азиатского суперплюма и распространяющейся с запада в пределы Японского моря. Изотопно-геохимические черты щелочных базальтоидов Цусимской котловины и окраинно-морских толеитов котловин Японской и Ямато указывает на внутриплитную (WPB) природу тех и других пород, подразумевающую выплавки из нижнемантийного плюмового источника. Однако корреляционный анализ выявил и существенные различия. Они позволяют сделать вывод о том, что плиоцен-голоценовые щелочные базальтоиды относятся к плюм-континентальным, а среднемиоцен-плиоценовые окраинно-морские толеиты к плюм-океаническим образованиям и являются производными Северо-Азиатского и Тихоокеанского суперплюмов соответственно.

Источник финансирования. Работа проводилась по программе Фундаментальных научных исследований ТОИ ДВО РАН (тема № 0271-2016-0005), № Госрегистрации АААА-А17-117030110033-0 и при финансовой поддержке грантов “Дальний Восток” (проекты № 18-1-008 и № 18-2-020).

Список литературы

  1. Берсенев И.И., Леликов Е.П., Безверхний В.Л. и др. Геология дна Японского моря. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1987. 140 с.

  2. Васильев Б.И., Карп Б.Я., Строев П.А., Шевалдин Ю.В. Строение подводной возвышенности Ямато (Японское море) по геофизическим данным. М.: Изд-во МГУ, 1975. 95 с.

  3. Емельянова Т.А., Леликов Е.П. Миоцен-плейстоценовый вулканизм глубоководных котловин Японского и Охотского морей // Тихоокеанская геология. 2010. Т. 29. № 2. С. 58–69.

  4. Емельянова Т.А., Леликов Е.П. Вулканизм как индикатор глубинного механизма формирования Японского и Охотского морей // Тихоокеанская геология. 2013. Т. 32. № 2. С. 63–72.

  5. Емельянова Т.А., Леликов Е.П. Вулканизм и происхождение Японского и Охотского морей как результат влияния Тихоокеанского суперплюма // Докл. РАН. 2014. Т. 456. № 2. С. 181–183.

  6. Карп Б.Я. Строение земной коры дна Японского моря по сейсмическим данным // Геология и полезные ископаемые шельфов России. М.: ГЕОС, 2002. С. 352–354.

  7. Кузьмин М.И., Ярмолюк В.В., Кравчинский В.А. Абсолютные палеографические реконструкции Сибирского континента в фанерозое: к проблеме оценки времени существования суперплюмов // Докл. РАН. 2011. Т. 437. № 1. С. 68–73.

  8. Лазаренков В.Г. Щелочные плюмы континентов и океанов // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 9. С. 1240–1248.

  9. Леликов Е.П., Емельянова Т.А., Пугачев А.А. Вулканизм и тектоника Центральной глубоководной котловины Японского моря // Океанология. 2018. Т. 58. № 1. С. 129–144.

  10. Лутц Б.Г. Геохимия океанического и континентального магматизма. М.: Недра, 1980. 247 с.

  11. Новые данные по геологии Дальневосточных морей / Отв. ред. Берсенев И.И. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1979. 166 с.

  12. Сахно В.Г. Новейший и современный вулканизм юга Дальнего Востока (позднеплейстоцен-голоценовый этап). Владивосток: Изд-во Дальнаука, 2008. 128 с.

  13. Филатова Н.И. Закономерности динамики окраинно-морского магматизма (Корейско-Японский регион) // Литосфера. 2004. № 3. С. 33–56.

  14. Хомич В.Г., Борискина Н.Г. Северо-Азиатский суперплюм и платиноносность юго-востока России // Докл. РАН. 2011. Т. 436. № 3. С. 356–359.

  15. Anders E., Grevesse N. Abundances of the elements: meteoritic and Solar // Geochim. Cosmochim. Acta. 1989. V. 53. P. 197–214.

  16. Condie K.C. Incompatible element ratios in oceanic basalts and komatiites: Tracking deep mantle sources and continental growth rates with time // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2003. V. 4. Iss. 1. P. 1–18.

  17. Geology and geophysics of the Japan Sea / N. Isezaki, I.I. Bersenev, K. Tamaki et al. Tokio: Terra Science. Publishing Company (TERRAPUB), 1996. P. 372–375.

  18. Hess P.C. Origins of igneous rocks. London: Harvard University Press, 1989. 336 p.

  19. Kamber B.S., Collerson K.D. Role of 'hidden' deeply subducted slabs in mantle depletion // Chemical Geology. 2000. V. 166. P. 241–254.

  20. Kaneoka I., Takigami Y., Takaoka N. et al. 40Ar–39Ar analysis of volcanic rocks recovered from the Japan Sea floor: constraints on the age of formation of the Japan Sea // Proc. ODP, Sci. Results, 1992. V. 127/128. Iss. 2. P. 819–836.

  21. Lee G.H., Kim H.J., Suh M.C., Hong J.K. Crustal structure, volcanism and opening mode of the Ulleung Basin, East Sea (Sea of Japan) // Tectonophysics. 1999. V. 308. P. 503–525.

  22. Le Maitre R.W., Bateman S.L., Dudek A. et al. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Oxford: Blackwell, 1989. 193 p.

  23. Pearce J.A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries // Orogenic andesites and related rocks / Ed. Thorpe R.S. Chichester, England: John Wiley and Sons, 1982. P. 528–548.

  24. Regelous M., Hofmann A.W., Abouchami W. et al. Geochemistry of lavas from the Emperor seamounts, and the chemical evolution of Hawaiian magmatism from 85 to 42 Ma // J. Petrol. 2003. V. 44. Iss. 1. P. 113–140.

  25. Shervais I.W. Ti–V plots and petrogenesis of modern and ohpiolitic lavas // Earth. Planet. Sci. Lett. 1982. V. 59. Iss. 1. P. 101–118.

  26. Tatsumi Y. The subduction factory: How it operates in the evolving Earth // GSA Today 2005. V. 15. Iss. 7. P. 4–10.

  27. Thompson R.N. Dispatches from Tertiary volcanic province // Scott. J. Geology. 1982. V. 18. P. 49–107.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Океанология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал