1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 28, № 5, 2020

Петрология, 2020, T. 28, № 5, стр. 468-481

Позднемезозойско-кайнозойские этапы вулканизма и геодинамика Японского и Охотского морей

Т. А. Емельянова a, *, А. М. Петрищевский b, Л. А. Изосов a, Н. С. Ли a, А. А. Пугачев a

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

b Институт комплексного анализа региональных проблем ДВО РАН
Биробиджан, Россия

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

Поступила в редакцию 13.09.2019
После доработки 30.01.2020
Принята к публикации 06.02.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Приводится модель геологического развития Японского и Охотского морей, разработанная на основе изучения радиоизотопного возраста, минерального и изотопно-геохимического состава позднемезозойско-кайнозойских вулканических пород. В результате исследований был выявлен характер каждого из этапов вулканизма: окраинно-континентальный поясовый (известково-щелочной) в позднем мелу, трансформно-окраинный (адакитовый) в эоцене в Охотском море, окраинно-морской в миоцене–плиоцене в Японском море (щелочно-базальтоидный) и островодужный (известково-щелочной) в плиоцене–плейстоцене в южной части Охотского моря. Установлены источники магмогенерации: литосферный субконтинентальный, астеносферный океанический, нижнемантийный плюм-океанический (OIB) и плюм-континентальный (CAB). Прослежена смена геодинамических режимов: от субдукционного в позднем мелу до режима трансформной окраины (скольжения плит), проявившегося в маастрихте–дате и продлившегося вплоть до плиоцена. Последний включал процессы деструкции и растяжения, максимальный окраинно-морской спрединг (конец раннего–начало среднего миоцена), постспрединговый нижнемантийный плюмовый апвеллинг (средний миоцен–плиоцен) и завершился в плиоцене–плейстоцене возобновлением субдукции Тихоокеанской плиты под Евразийский континент.

Ключевые слова: вулканизм, геохимия, субдукция, окраинно-морской спрединг, мантийные источники, литосфера, астеносфера, суперплюм

ВВЕДЕНИЕ

Проблема происхождения окраинных морей зоны перехода континент–океан остается актуальной до настоящего времени. Накоплен большой материал по результатам геологических, геофизических и других исследований, в том числе и по вулканизму, который играет одну из главных ролей в установлении глубинных механизмов формирования морских котловин. За долгий период существования этой проблемы появилось множество точек зрения. И только развитие концепций плейттектоники и плюмтектоники во многом приблизило понимание наиболее полной картины формирования окраинных морей. В настоящее время установлено, что литосфера Земли разделена на семь крупных плит, которые перемещаются относительно друг друга по пластичному астеносферному слою вдоль дивергентных и конвергентных границ (Коваленко и др., 2009; Кузьмин и др., 2011 и др.). В пределах первых происходит расхождение плит (срединно-океанические хребты), в пределах вторых – их сближение, что в зоне перехода периодически провоцирует процессы субдукции океанической плиты под континентальную и задуговый спрединг. Основным механизмом движения плит являются восходящие суперплюмы – Тихоокеанский и Африканский или их апофизы (вторичные плюмы).

С помощью современных методов и подходов к интерпретации полученных данных по радиоизотопному возрасту и изотопно-геохимическому составу вулканических пород были установлены особенности каждого из этапов вулканизма, проявленных в процессе развития Японского и Охотского морей с позднего мезозоя до плейстоцена (и голоцена).

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Для петролого-геохимических исследований использован обширный фактический материал, полученный в результате драгирования возвышенностей и вулканических построек Японского и Охотского морей в 22, 41 и 52 рейсах НИС “Академик Лаврентьев” в 1998, 2006 и 2010 гг. Дополнительному изучению подверглись также коллекционные образцы институтов ДВО РАН – ИМГиГ (г. Южно-Сахалинск) и ТОИ (г. Владивосток), отобранные со станций и полигонов драгирования в 22-х рейсах научно-исследовательских судов в 70–80-е годы (рис. 1а, 1б).

Рис. 1.

(а) Карта-схема Японского и Охотского морей: 1 – полигоны (Берсенев и др., 1987) и 2, 3 – станции драгирования вулканических пород (Emel’yanova, 2006; Емельянова и др., 2012); 4 – скважины глубоководного бурения по (Геология …, 2006). (б) Карта-схема котловин с местами выходов позднекайнозойских вулканических пород (Емельянова, Леликов, 2013): позднеолигоцен-раннемиоценовых андезитоидов (1) и щелочных вулканокластитов (2); среднемиоцен-плиоценовых окраинно-морских (3) и плиоцен-голоценовых щелочных (4) базальтоидов; плиоцен-плейстоценовых вулканитов Курильской котловины (5), хребта Гидрографов (6) и хребта Витязя (7).

Изучение прозрачных шлифов проводилось с использованием поляризационного микроскопа. Химические анализы на петрогенные элементы производились методом “мокрой химии” в Центральной лаборатории ПГО (г. Владивосток); определение редких (в том числе редкоземельных) элементов проводилось методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на приборе ICP-MS Elan DRC II Perkin Elmer (США) в инновационно-аналитическом центре ИТиГ ДВО РАН (г. Хабаровск), на спектрометре Agilent 7500 (Agilent Technologies, США) в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток). В этом же центре на микрозонде JXA-8100 производился анализ химического состава минералов разновозрастных вулканитов исследуемых регионов.

Радиоизотопный возраст вулканических пород был установлен K-Ar методом в ИГЕМ РАН (г. Москва). Определение содержания радиогенного аргона проводилось на масс-спектрометре МИ-1201 ИГ методом изотопного разбавления с применением в качестве трассера 38Ar; содержание калия измерялось методом плазменной спектрофотометрии на модернизированном спектрометре ФПА-01. Точность измерений контролировалась измерениями содержания 40Arрад в стандартных образцах: биотит “70А”, мусковит “Р-207” и мусковит “Bern-4M”, а также измерением изотопного состава воздушного аргона. При расчете возраста использованы константы: λK = 0.581 × 10–10 год–1, λβ = 4.962 × 10–10 год–1, 40K = 0.01167, ат. %.

Исследования изотопов Nd и Sr проводились на масс-спектрометре TRITON в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии в ИГЕМ РАН и лаборатории аналитической химии ГЕОХИ РАН (г. Москва). Концентрации Rb, Sr, Sm, Nd определялись методом изотопного разбавления. Образцы вулканитов растирались до тонкой пудры, к ним добавлялись трассеры 85Rb + 84Sr и 149Sm + 150Nd, затем эта смесь разлагалась в HF + HNO3. Выделение Rb, Sr и редкоземельных элементов проводились методом ионообменной хроматографии на фторопластовых колонках с 3.5 мл смолы Dowel 50 × 8. В качестве элюента использовалась 2.2 H HCl. Выделение Nd и Sm производилось на колонках Eichrom Ln. spec со ступенчатым элюированием 0.15 H, 0.30 H и 0.70 H HCl. Долговременная воспроизводимость изотопного анализа контролировалась по международным стандартам SRM-987 – для Sr и La и Jolla – для Nd. Модельный возраст (T(DM2)) был рассчитан относительно мантийного резервуара с современным составом εNd = +9 и Sm/Nd = = 0.350.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ И ОБСУЖДЕНИЯ

Японское и Охотское моря характеризуются как общими, так и отличительными чертами геоморфологического строения, строения земной коры, состава фундамента, осадочного чехла, а также геохимической спецификой вулканизма. Площадь Японского моря составляет 1062 тыс. км2 (Geology …, 1996; Геология …, 2006 и др.), более половины занимают глубоководные котловины – Ямато, Цусимская и Японская (глубиной до 3742 м), которые имеют природу задуговых бассейнов. Охотское море площадью 1603.2 тыс. км2 (Атлас …, 2004 и др.) представлено, главным образом, глубоким шельфом – раздробленной ступенью континентального склона. Шельф включает пять крупных возвышенностей и котловины – Дерюгина, Тинро и Курильскую. Последняя (глубиной до 3374 м) как задуговый бассейн сопоставима с котловинами Японского моря.

В Японском море преобладает субконтинентальный и субокеанический тип земной коры, в Охотском море – континентальный и субконтинентальный. На северо-востоке Японской (Центральной) котловины и юго-западе Курильской котловины кора соответствует новообразованной океанической (Карп, 2002; Тектоническое …, 2006; Кулинич и др., 2007 и др.). Повышенный тепловой поток в Японском и Охотском морях приурочен к участкам редуцированной континентальной или новообразованной океанической коры и свидетельствует о современной тектономагматической активности (Тектоническое …, 2006).

Фундаментом Японского моря служит архейско-протерозойский гнейсово-мигматитовый комплекс калиевой специализации, а также среднепротерозойско-мезозойские гранитоиды и среднепалеозойско-мезозойские осадочные породы (Берсенев и др., 1987; Geology …, 1996; Геология …, 2006 и др.). Фундамент Охотского моря слагают гнейсы и кристаллические сланцы докембрийских массивов Северного Приохотья (СП), а также мезозойские гранитоидные и осадочные породы (Тектоническое …, 2006 и др.). В процессе развития Японского моря наблюдалась многократная смена субаэральных и морских обстановок, и лишь в среднем миоцене произошло полное погружение структуры под уровень моря. В позднем мезозое–раннем кайнозое бóльшая часть Охотского моря представляла собой сушу, в позднем олигоцене–миоцене под уровень моря погрузились участки по периферии акватории, а в плиоцене–плейстоцене – вся центральная область.

В Японском и Охотском морях установлены две крупные фазы тектономагматической активизации – позднемезозойская–раннекайнозойская и позднекайнозойская. Первая фаза проявлена в основном в Охотском море, вторая – в Японском море и на юге Охотского.

Позднемезозойско-раннекайнозойский вулканизм

В Охотском море он представлен нижеперечисленными комплексами (Emel’yanova et al., 2006; Емельянова, Леликов, 2010, 2016 и др.). Раннемеловой базальт-андезитовый комплекс (130–96 млн лет) образует ряд базальты–андезидациты, преобладают амфибол-клинопироксен-плагиоклазовые андезибазальты и андезиты; позднемеловой дацит-риолитовый комплекс (93.4–69.0 млн лет) представлен амфибол-двупироксен-плагиоклазовыми андезитами и андезидацитами, реже дацитами, риолитами и их туфами; эоценовый комплекс (51.0–37.2 млн лет) формирует ряд базальты–риолиты, преобладают амфибол-двупироксен-плагиоклазовые андезибазальты и андезиты. В Японском море установлен позднемеловой игнимбритовый комплекс (95.9–71.8 млн лет), представленный андезитами, дацитами, риолитами и их туфами (Берсенев и др., 1987; Емельянова, Леликов, 2010, 2016 и др.).

В большинстве своем вулканиты выше указанных комплексов относятся к высокоглиноземистым высококалиевым образованиям известково-щелочной серии активных континентальных окраин (AMCB) (Емельянова, Леликов, 2016; Emel’yanova et al., 2006 и др.). На многокомпонентных диаграммах редких и распределения редкоземельных элементов (REE), нормированных к хондритовому стандарту по (Thompson, 1982) и по (Anders, Grevesse, 1989) соответственно, в спектрах наблюдаются максимумы по крупноионным литофильным элементам (LILE) и минимумы по большинству высокозарядных элементов (HFSE), в том числе Ta-Nb отрицательная аномалия, характерная для пород надсубдукционных обстановок. Легкие редкоземельные элементы (LREE) преобладают над тяжелыми (HREE), что подтверждается повышенными значениями (La/Sm)N и (La/Yb)N отношений (Емельянова, Леликов, 2016).

Источником магмогенерации для позднемезозойско-раннекайнозойских вулканитов Охотского и Японского морей служила субконтинентальная литосферная мантия (La/Nb > 2–4), представленная шпинелевыми перидотитами (рис. 2а). Роль граната в мантийном резервуаре позднемеловых вулканитов была незначительна, что подтверждается недостаточно высокими значениями отношений (La/Yb)N 5.26–11.56 и (Gd/Yb)N 1.11–2.98. Лишь в эоценовых андезитоидах эти показатели повышены: (Gd/Yb)N до 3.53 и (La/Yb)N до 7.32–14.57, что указывает на наличие граната в источнике. На диаграмме (Zr/Y)–(Nb/Y) большинство позднемезозойско-раннекайнозойских вулканитов располагается в области неплюмовых источников – ACMB, IAB (рис. 2б). Степень частичного плавления источника описываемых пород находится на низком уровне (0.1–5%), что может указывать на изначальное обогащение магматических расплавов по сравнению с базальтовыми магмами срединно-океанических хребтов – N-MORB (Емельянова, Леликов, 2016). В позднем мелу в условиях субдукции обогащенность источника была обусловлена метасоматическими преобразованиями мантийного клина водными флюидами, отделявшимися от субдукцирующей океанической плиты (слэба) при дегидратации осадочного слоя. Роль флюидов определяется значениями отношений Nb/Ta и Zr/Hf. Для хондрита они составляют Nb/Ta = 17.6 и Zr/Hf = 35–37 (Kent, Elliot, 2002). При плавлении в открытой системе и наличии флюидов температура фракционирования Ta в расплаве в два раза ниже, чем Nb (Чевычелов и др., 2005). Это обуславливает значительные вариации Nb/Ta в породах геодинамических обстановок AMCB и IAB. В закрытом источнике Ta и Nb переходят в расплав при одинаковой температуре, значения Nb/Ta варьируют в узком диапазоне (15–19) (Kamber, Collerson, 2000). Позднемезозойско-раннекайнозойские вулканиты описываемых морей характеризуются более низкими значениями Nb/Ta по сравнению с хондритовыми и повышением значений Nb/Ta от толеитовых к известково-щелочным разностям (Емельянова, Леликов, 2016). Эти свойства указывают на метасоматоз надсубдукционного клина водными флюидами, которые обогащены LREE и LILE: K, Rb, Sr, Ba и др. и обеднены HREE и HFSE: Ta, Nb, Zr, Hf и Ti, что типично для пород надсубдукционных обстановок. Большинством этих свойств обладают и описываемые вулканиты, которые все же отличаются от островодужных образований более низким содержанием CaO и более высоким – K2O. В Охотском море наблюдается обогащенность пород Ti и Zr, а в Японском море – обедненность Sr, в то время как для островодужных магм характерны прямо противоположные концентрации этих элементов.

Рис. 2.

Диаграммы (Sm/Yb)–(La/Sm) (а) (Школьник и др., 2009); (Zr/Y)–(Nb/Y) (б) (Condie, 2003); Y–(Sr/Y) (в) (Defant, Drummond, 1993) для позднемезозойско-раннекайнозойских вулканитов Охотского моря. 1 – раннемеловых, 2 – позднемеловых, 3 – эоценовых и 4 – позднемеловых Японского моря. На диаграмме (а) вертикальные линии – степень частичного плавления источника; на диаграммах (а) и (б) геодинамические обстановки: OIB – океанических островов; IAB, ACMB – островных дуг и активных континентальных окраин; N-MORB – срединно-океанических хребтов; OPB – океанических плато; мантийные источники: PM – примитивная мантия, DM – деплетированная мантия, DEP – глубинная деплетированная мантия.

Среди позднемезозойско-раннекайнозойских пород выделяются эоценовые вулканиты Охотского моря с адакитоподобными свойствами (Емельянова, Леликов, 2016), близкими таковым в типичных адакитах по (Defant, Drummond, 1993). Эти породы с SiO2 56.48–65.68 мас. % обладают повышенной концентрацией Sr (до 800 г/т), низкой – Y (9.45–14.0 г/т) и повышенными значениями Sr/Y 50–61 (в типичных адакитах ≥40). На диаграмме Y–(Sr/Y) большинство точек их состава располагается в поле адакитов (рис. 2в). Им также свойственны высокие содержания Al2O3 15.32–18.19 мас. % и MgO 3.96–4.28 мас. %, повышенные относительно известково-щелочных пород концентрации Ni 51–95 г/т и Cr 94–130 г/т. Значения (La/Yb)N составляют 7.32–14.57 (в адакитах 8–16), а показатели Nb/La (0.24–0.3) аналогичны адакитовым.

Адакиты установлены также в пределах Восточного Приморья, п-ва Камчатка, на северо-востоке Китая, на о-ве Хонсю в Японии (Симаненко и др., 2006; Авдейко и др., 2011; Колосков и др., 2014; Емельянова, Леликов, 2016 и др.). Адакитовый вулканизм является индикатором режима трансформной окраины, который в маастрихте–дате сменил позднемеловой субдукционный режим и был спровоцирован коллизией Индийской плиты с Евразийским континентом (Мартынов, Ханчук, 2013 и др.). В результате субдукционная пластина была разрушена, и через субдукционные “окна” в субконтинентальную литосферу стала проникать астеносферная мантия океана.

Для подъема астеносферы необходимо дополнительное тепло, поскольку на северо-западе Тихого океана литосфера древняя (93 млн лет) и достаточно мощная (Авдейко и др., 2011). Тепло обеспечивалось подъемом и распространением в сторону континента Тихоокеанского суперплюма, как показано на рис. 3а (поздний мезозой и эоцен). Движение астеносферной мантии океана в сторону Охотоморского региона, а затем подъем ее апофизы в центральной его части подтверждается геофизическими данными. На западе Тихого океана изолинии магнитуд ориентированы в северо-западном направлении, что соответствует СВ- или ЮЗ-вектору тектонических напряжений. Положение осей линейных зон повышенной сейсмичности на западной границе Тихоокеанской плиты также характеризуется направленным смещением под Охотоморскую плиту (Петрищевский, 2016). В Охотоморской области распределение магнитуд имеет изометричный характер, указывающий на наличие структуры центрального типа. Реологическая модель и 3D-модель распределения температуры до глубины 200 км подтвердили существование такой структуры под Охотским морем (Петрищевский, 2016; Петрищевский, Васильева, 2017). Возникновение ее связано с подъе-мом мантийного плюма, голова которого имеет грибовидную форму, а центральный ствол простирается в мантию ниже глубины 200 км. Изотерма 1200°С, отождествляемая с подошвой литосферы, в центре плюма располагается на глубине 70 км.

Рис. 3.

Позднемезозойско-кайнозойские этапы эволюции Охотского (а) и Японского (б) морей. ОЧВП и ВСАВП – Охотско-Чукотский и Восточно-Сихотэ-Алинский вулканические пояса соответственно, СХЛС – Сахалинско-Хоккайдская линеаментная и КОС – Курильская островная системы; С-А – Северо-Азиатский суперплюм.

Позднекайнозойский вулканизм

Этапы этой фазы тектономагматической активизации наиболее информативны в плане выявления геодинамики Японского и Охотского морей. Места обнаружения позднекайнозойских вулканитов указаны на рис. 1б. В Японском море данные породы образуют несколько нижеописанных комплексов (Берсенев и др., 1987; Емельянова, Леликов, 2010, 2013, 2014 и др.). Позднеолигоцен-раннемиоценовые комплексы известково-щелочных андезитоидов и щелочных вулканокластитов сформировались почти одновременно в интервалах 27.0–19.7 и 26.0–15.4 млн лет соответственно. Андезитоиды представлены в основном оливин-клинопироксен-плагиоклазовыми андезибазальтами и двупироксен-плагиоклазовыми андезитами, вулканокластиты – спекшимися туфами и игнимбритами трахириолитов и трахиандезитов (Леликов, Терехов, 1982; Берсенев и др., 1987; Емельянова, Леликов, 2010 и др.). Среднемиоцен-плиоценовый комплекс (14.7–4.5 млн лет) представлен преимущественно оливин-плагиоклазовыми и плагиоклазовыми окраинно-морскими базальтоидами (Берсенев и др., 1987; Емельянова, Леликов, 2010, 2013, 2014 и др.). Первые состоят из плагиоклаза, оливина, шпинели и вулканического стекла, вторые – в основном из плагиоклаза и вулканического стекла, иногда присутствуют оливин, хромистый клинопироксен и хромшпинелиды. Плиоцен-голоценовый комплекс щелочных базальтоидов (3.4–2.3 млн лет) развит на юго-западе Японского моря и представлен рядом пикробазальты–щелочные трахиты. В трахибазальтах присутствует нефелин, в трахитах – санидин.

Позднекайнозойские вулканиты в Охотском море представлены, главным образом, плиоцен-плейстоценовым комплексом (4.1–0.932 млн лет), развитым по периферии Курильской котловины и в пределах подводного хребта Витязя (рис. 1б). Породы формируют ряд базальты–андезидациты, преобладают амфибол-двупироксен-плагиоклазовые андезибазальты и андезиты (Emel’yanova et al., 2006; Емельянова, Леликов, 2010, 2013, 2014). Однако на юго-западе котловины в пределах хребта Гидрографов установлены более щелочные разновидности – трахиандезибазальты и трахиандезиты (рис. 1б).

Позднеолигоцен-раннемиоценовые известково-щелочные андезитоиды Японского моря с SiO2 50.48–68.32 мас. % характеризуются повышенными содержаниями (мас. %): суммы щелочей (3.51–6.55), K2O (до 2.66), Al2O3, CaO, Rb и Ba, пониженными (г/т) – Ti, Hf и Y и низкими – элементов группы Fe. На многокомпонентной диаграмме тренд нормированных концентраций редких элементов для андезитоидов обнаруживает Ta-Nb отрицательную аномалию и знакопеременные Sr- и Zr-аномалии (рис. 4а). Тренд распределения редкоземельных элементов демонстрирует преобладание LREE над HREE. Значения (La/Sm)N и (La/Yb)N повышены и составляют 2.39–3.83 и 5.08–10.13 соответственно. На дискриминантной диаграмме Ti–V фигуративные точки андезитоидов располагаются в области AMCB (рис. 5а).

Рис. 4.

Многокомпонентные диаграммы редких элементов для позднекайнозойских вулканитов Японского моря: позднеолигоцен-раннемиоценовых андезитоидов (а) и вулканокластитов (б); миоцен-плиоценовых базальтоидов (в): I – среднемиоцен-плиоценовых окраинно-морских (OIB) и II – деплетированных N-MORB скв. 794, III – плиоцен-голоценовых щелочных базальтоидов; плиоцен-плейстоценовых вулканитов Курильской котловины (г).

Рис. 5.

Диаграммы Ti–V (а) (Shervais, 1982), (Zr/Y)–(Nb/Y) (б) (Condie, 2003), (Zr/Hf)–(Nb/Ta) (в) (Munker et al., 2004), (87Sr/86Sr)–(143Nd/144Nd) (г) для позднекайнозойских вулканитов. Источники: DM – деплетированная мантия, PREMA – преобладающая мантия, HIMU – обогащенная U мантия, BSE – валовый состав Земли, CH – состав хондрита, ЧП – степень частичного плавления источника. Остальные условные обозначения на рис. 1б.

Позднеолигоцен-раннемиоценовые щелочные вулканокластиты Японского моря по кремнекислотности относятся к средним или кислым разновидностям пород (мас. %) и характеризуются повышенной суммарной щелочностью (6.62–11.50) и калиевостью (K2O 3.78–7.04), а также пониженными содержаниями CaO, TiO2 и Al2O3 и низкими – элементов группы Fe (г/т) – Cr, Ni, Co и V. Концентрации Rb, Ba и Zr повышены, а Sr – понижена, особенно в трахириолитовых разностях пород. Многокомпонентные диаграммы редких элементов (рис. 4б) и распределения REE демонстрируют отрицательные Sr-, Ti-, Ta-Nb-, Y- и Eu-аномалии. Легкие лантаноиды преобладают над тяжелыми. Значения (La/Sm)N и (La/Yb)N составляют 2.27–4.06 и 4.61–9.79 соответственно.

В позднем олигоцене–раннем миоцене в Японском море источником магмогенерации служила субконтинентальная литосферная мантия, что подтверждается значениями La/Nb (2–4) в андезитоидных и вулканокластических трахитоидных породах. При этом последние, характеризуясь более высокими концентрациями Zr и Nb и более низкой – Y, по сравнению с андезитоидами, на диаграмме (Zr/Y)–(Nb/Y) тяготеют к области OIB, что подтверждает наличие в них внутриплитных (WPB) “меток” (рис. 5б). Андезитоиды на этой диаграмме попадают в область AMCB, тем самым подчеркивая свой известково-щелочной состав. Обогащение известково-щелочных (андезитовых) и кислых щелочных магматических расплавов осуществлялось под воздействием разных процессов. В случае андезитоидов причиной обогащения стал метасоматоз надсубдукционного мантийного клина водными флюидами. К позднему олигоцену–раннему миоцену субдукционная плита уже была разрушена деструктивными процессами режима трансформной окраины (Акинин, Миллер, 2011; Мартынов, Ханчук, 2013 и др.) и представляла собой разрозненные фрагменты (рис. 3б, поздний олигоцен–ранний миоцен). Однако на обогащение известково-щелочных расплавов флюидами в центральной части Японского моря указывают Nb/Ta и Zr/Hf отношения. Их значения ниже хондритовых и варьируют от толеитовых к известково-щелочным разностям – от 9.38 до 17.88 и от 20.06 до 44.45 соответственно (рис. 5в), что характерно для обстановок AMCB и IAB по (Kent, Elliot, 2002; Munker et al., 2004 и др.).

Обладая более высокими величинами отношений Nb/Ta по сравнению с хондритовыми, вулканокластические трахитоидные породы юго-западной части Японского моря на диаграмме (Zr/Hf)–(Nb/Ta) занимают область выше линии Nb/Ta = 17.6 (рис. 5в). Некоторые образцы располагаются вблизи линии Nb/Ta = 17.6 и характеризуются почти одинаковыми значениями Nb/Ta 17–19, свойственными породам, генезис которых связан с континентальным внутриплитным источником (Kamber, Collerson, 2000). Характер распределения редких элементов также вполне сопоставим с таковым в породах щелочно-риолитовой и щелочно-трахитовой формаций континентального плюмового вулканизма по (Лазаренков, 2010). Присутствие WPB в позднеолигоцен-раннемиоценовых вулканокластических породах (наряду с известково-щелочными) является одним из первым доказательств в пользу наличия закрытого (плюмового) резервуара под южной частью Японского моря. Этим резервуаром, вероятнее всего, являлась апофиза Северо-Азиатского суперплюма, расположенного к западу от Японского моря (рис. 3б, поздний олигоцен–ранний миоцен). Подъем и плавление этой апофизы в плиоцен–голоцене приведет к вспышке щелочно-базальтоидного вулканизма с наиболее ярко проявленными WPB чертами (см. плиоцен-голоценовые щелочные базальтоиды юго-запада Японского моря).

Конец раннего миоцена в Японском море ознаменовался проявлением базальтового вулканизма, продукты которого обнаружены в скважине 794 в котловине Ямато (Pouclet, Bellon, 1992; Филатова, 2004) (рис. 1а). Это самые деплетированные вулканические породы, известные на данный момент в Японском море, которые характеризуются одинаковым набором (и концентрацией) редких элементов с толеитовыми базальтами срединно-океанических хребтов – N-MORB (рис. 4в–I). На диаграмме (87Sr/86Sr)–(143Nd/144Nd) их фигуративные точки образуют ореол вблизи деплетированного источника – DM (рис. 5г). Формирование данных пород происходило в период максимального окраинно-морского спрединга в конце раннего–начале среднего миоцена около 15 млн лет (рис. 3б, конец раннего–начало среднего миоцена).

В постспрединговый период в среднем миоцене–плиоцене в котловинах Японского моря проявлена мощная вспышка вулканизма, продуктами которого стали ОМ базальтоиды. Они являются производными обогащенного (плюмового) источника, о чем свидетельствует их изотопно-геохимический состав. Базальтовые разности характеризуются (мас. %): повышенной суммой щелочей 4.34–6.83 и K2O до 2.40, умеренно повышенными содержаниями Al2O3 13–17 и CaO 8.42–11.87 и повышенными – TiO2 1.60–2.47, ΣFe 6.81–8.10 и MgO 4.82–8.10. В них также отмечаются высокие концентрации (г/т): Zr 150–220, Nb 25–56, Ta 1.15–2.67, Cr 190–470, Ni 42–100 и V 190–300, средние или повышенные – Rb 20–76, Sr 300–540 и Ba 160–480. На многокомпонентных диаграммах редких элементов и распределения REE наблюдаются положительные Ta-Nb-, Ti- и Zr- и отрицательные Sr- и Eu-аномалии (рис. 4в–II). Спектр REE резко фракционирован с преобладанием LREE относительно HREE. Значения (La/Sm)N и (La/Yb)N высокие и составляют 1.90–3.69 и 4.53–7.34 соответственно, а Nb/Yb отношения достигают 22.52. Кислые дифференциаты оливиновых базальтов обладают высокой суммарной щелочностью (7.75–8.56 мас. %) и калиевостью (K2O 2.91–4.67 мас. %). В трахитах эти показатели повышаются до 10.71 и 5.47 мас. % соответственно (Берсенев и др., 1987). Концентрации Zr составляют 260–440, достигая в трахитах 510 г/т. Количество MgO (мас. %) и элементов группы Fe (г/т) в трахиандезитах по сравнению с базальтами понижаются: MgO до 2.11, Cr до 30–32, Ni до 3–14, V до 10–69, а суммарное железо (FeO + Fe2O3) повышается от базальтов к ферробазальтам от 7.65 до 10.45 мас. %. Накопление Fe характерно для феннеровского типа дифференциации толеитовой серии океанов. Химические свойства ОМ базальтоидов близки таковым в щелочно-базальтоидных вулканитах океанических островов (OIB). Это подтверждается дискриминантной диаграммой Ti–V (рис. 5а), на которой данные породы располагаются в области OIB. Значения Ti/V находятся в пределах 50–100.

Среднемиоцен-плиоценовые окраинно-морские базальтоиды являются производными шпинелевых и гранатовых перидотитов (Емельянова, Леликов, 2013, 2014). На диаграмме (Zr/Y)–(Nb/Y) их фигуративные точки располагаются в поле плюмовых источников, образуя ореол в области OIB (рис. 5б). На OIB природу данных пород указывают Ta-Nb максимум (рис. 4в–II), низкие значения Zr/Nb (4.24–9.47), Y/Nb (0.54–1.74) и LILE/HFSE, повышенные – Nb/Yb (6.12–14.3) и (La/Yb)N (до 7.35), а также высокие значения Zr/Y (4.32–6.96) и Nb/Y (до 1.99) отношений. Значения La/Nb весьма низкие (0.62–0.88), а Ce/Y колеблются от 1.12 до 2.42. Диаграмма (Zr/Hf)–(Nb/Ta) демонстрирует обратную корреляцию между Nb/Ta и Zr/Hf от щелочных к толеитовым разностям (рис. 5в). Показатели Zr/Hf понижаются с уменьшением щелочности от 45.71 до 38.55, значения Nb/Ta близки к хондритовым и составляют 15.71–16.26, что соответствует породам геодинамической обстановки OIB по (Kamber, Collerson, 2000).

На диаграмме (87Sr/86Sr)–(143Nd/144Nd) (рис. 5г) точки значений изотопных отношений окраинно-морских базальтоидов располагаются в области, которую ряд исследователей относит к OIB (Tatsumi, 2005; Колосков и др., 2014 и др.). Значения 143Nd/144Nd и 87Sr/86Sr составляют 0.5128–0.5130 и 0.7032–0.7035 соответственно. Сравнительный анализ показал различие в составе изотопов Nd и Sr в окраинно-морских базальтоидах и в вулканитах скважин 794 и 797. Наиболее близкими по этим параметрам к окраинно-морским базальтоидам оказались вулканиты скважины 797. Как было сказано выше, к самым деплетированным породам относится часть толеитов нижнего комплекса скважины 794, тяготеющих к деплетированному источнику – DM (рис. 5г).

Описанные химические свойства окраинно-морских базальтоидов позволяют отнести их к производным OIB-типа постспредингового плюмового вулканизма. Генезис этих пород был связан с плавлением апофизы Тихоокеанского суперплюма, максимально поднявшейся к поверхности в районе Японской котловины (Емельянова, Леликов, 2013, 2014) (рис. 3б, средний миоцен–плиоцен). Плавление плюмового источника осуществлялось по типу адиабатического: выплавленная жидкость покидала плавящуюся систему, давление снижалось и процесс плавления возобновлялся (Богатиков и др., 2010). Низкая степень частичного плавления источника (0.1–0.5%) обеспечила обогащенность магматических расплавов легкоплавкими (K2O, Na2O) и некогерентными элементами, такими как LILE (Cs, Rb, Sr, Ba и др.), LREE и HFSE (Nb, Ta, Zr, Ti, Hf и др.). С повышением степени частичного плавления происходило насыщение расплавов и когерентными элементами (Cr, Ni, V, Co и др.), которые в большинстве своем все же оставались в рестите. Возможно, в будущем его плавление приведет к формированию в Японском море толеитового основания, аналогичного таковому под океаническими островами. Однако это лишь одна из точек зрения о более раннем генезисе щелочных магм континентов и океанов и “прирастании” толеитового базиса снизу. Согласно другой модели, основанной на первичности толеитовых магм (Keller et al., 2000 и др.), “базальтовым” основанием в Японском море можно считать наиболее деплетированные вулканиты скважины 794 максимального окраинно-морского спрединга. В этом случае слабые известково-щелочные “метки”, характерные для них, отражают специфику вулканизма активной континентальной окраины, которая сочетает в себе черты вулканизма разных геодинамических режимов, в том числе и надсубдукционного.

В плиоцен–голоцене на юго-западе Японского моря была проявлена вспышка щелочно-базальтоидного вулканизма (Берсенев и др., 1987; Емельянова, Леликов, 2010, 2013, 2014 и др.). Продуктами его стали щелочные базальтоиды с SiO2 42.39–60.11 мас. %, представленные, главным образом, пикробазальтами, щелочными базальтами и трахитами. Породы обладают высокой суммарной щелочностью (мас. %): в пикробазальтах 3.53–3.94, в щелочных базальтах 6.32–8.64 и трахитах 11.48–12.70; содержание K2O высокое и составляет (мас. %): в пикробазальтах 1.20–1.69, в щелочных базальтах 2.91–4.80 и в трахитах 6.14–6.60. В сумме щелочей часто K2O преобладает над Na2O. Содержание Al2O3 в пикробазальтах и щелочных базальтах понижено, а в трахитах повышено до 19.03–19.20 мас. %. Породам свойственны высокие концентрации TiO2 (1.80–3.30 мас. %), CaO, MgO и ΣFe, которые понижаются в трахитовых разностях. В целом породы относятся к высококалиевым образованиям щелочной вулканической серии. Им свойственны (г/т): повышенные концентрации Rb, Ba и Sr и высокие Zr 160–360 (в трахитах до 400–660), Nb 32.5–82.8 и Ta до 4.89. На многокомпонентной диаграмме (рис. 4в–III) в спектре редких элементов наблюдаются положительные Ta-Nb-, Zr- и Ti-аномалии, а в спектре распределения REE – преобладание LREE над HREE. Значения (La/Sm)N и (La/Yb)N высокие и составляют 2.99–5.05 и 22.47–28.80 соответственно. Концентрации LILE, LREE и HFSE в породах вполне сопоставимы с таковыми в щелочных базальтах щелочно-базальтоидной формации континентального плюмового вулканизма по (Лазаренков, 2010; Hess, 1989 и др.). На диаграмме Ti–V щелочные базальтоиды располагаются в области высоких значений Ti/V (>100), превышающих таковые в вулканитах OIB (рис. 5а).

Сравнительный анализ среднемиоцен-плиоценовых окраинно-морских базальтоидов OIB-типа Японского моря и плиоцен-голоценовых щелочных базальтоидов его юго-западной части показал значительные различия в геохимической специфике тех и других пород. Щелочные базальтоиды обладают более высокими значениями отношений: (La/Yb)N 27.86–28.80, (La/Sm)N до 4.56, Sm/Yb 1.57–5.50, Ce/Y 5.47–6.25, Ba/Y 25.21–38.58, Zr/Y 12.39–13.58 и Nb/Y 1.96–3.73 и более низкими – Lu/Hf до 0.04, Zr/Nb и Y/Nb. Они также характеризуются более низкими значениями 143Nd/144Nd (0.5125–0.5126) и более высокими – 87Sr/86Sr (0.704–0.7047) (рис. 5г). Концентрации элементов группы Fe (Сr, Ni и V) в щелочных базальтоидах ниже, чем в окраинно-морских базальтоидах и вполне сопоставимы с таковыми в плюмовых континентальных и океанических щелочных базальтах по (Hess, 1989) (г/т): Cr – 160 и 318, Ni – 85 и 110, V – 250 и 290 соответственно.

В то же время по вышеописанным изотопно-геохимическим параметрам щелочные базальтоиды юго-запада Японского моря близки базальтоидам бассейна Сунляо, расположенного к западу от Японского моря (Сахно, 2008). Этот бассейн представляет собой депрессионную структуру, возникшую в позднем кайнозое под влиянием Северо-Азиатского суперплюма (Хомич, Борискина, 2011). Его границы совпадают с установленной в этой области Центрально-Азиатской внутриплитной провинцией (Кузьмин и др., 2011 и др.).

Отличительные черты окраинно-морских и щелочных базальтоидов указывают на разный состав источников и еще раз подчеркивают разные условия их формирования. Хотя те и другие породы имеют внутриплитную (WPB) природу, которая подразумевает участие в магмогенерации выплавок из нижнемантийного плюма, судя по всему, речь идет о двух плюмах различной природы. Согласно большинству геохимических характеристик, установленных для плюмовых вулканитов континентов и океанов (Hess, 1989; Condie, 2003; Tatsumi, 2005; Лазаренков, 2010 и др.), окраинно-морские базальтоиды относятся к плюм-океаническим, а щелочные базальтоиды – к плюм-континентальным вулканическим образованиям и являются производными апофиз Тихоокеанского и Северо-Азиатского суперплюмов соответственно. Наличие “следов” двух разных суперплюмов в пределах Японского моря наводит на мысль об их столкновении, которое привело к разрыву литосферы и формированию морских впадин (рис. 3б, средний миоцен–плиоцен) (Емельянова, Леликов, 2013, 2014, 2016). К этому выводу также подводит и то обстоятельство, что возраст Тихого океана совпадает с возрастом Тихоокеанского суперплюма (150 млн лет) (Кузьмин и др., 2011). В течение всего этого времени данный суперплюм беспрепятственно “двигал” Евразийский континент к западу. Остановить это “движение” могло лишь столкновение с аналогичной по мощности субстанцией, какой является Северо-Азиатский суперплюм.

Однако, согласно другим данным, Северо-Азиатский суперплюм не является структурой первого порядка, а представляет собой одно из звеньев цепочки плюмов, расположенных в зоне трансформного сдвига по линии Танлу–Охотско-Чукотский пояс (Хомич, Петрищевский, 2004; Петрищевский, Юшманов, 2011 и др.). Возможно, что все они являются апофизами Африканского суперплюма (Кузьмин и др., 2011), по изотопно-геохимической специфике резко отличающегося от Тихоокеанского. В этом случае не исключено, что вся уникальная Западно-Тихоокеанская зона перехода континент–океан сформировалась в результате коллизии двух суперплюмов – Африканского и Тихоокеанского.

На этом эволюция Японского моря, возможно, заканчивается, но на юге Охотского моря в плиоцен–плейстоцене при формировании Курильской котловины установлен другой известково-щелочной тип вулканизма в отличие от плиоцен-голоценового щелочного вулканизма юго-запада Японского моря. Большинство плиоцен-плейстоценовых вулканитов Курильской котловины (Emel’yanova et al., 2006; Емельянова, Леликов, 2010, 2013, 2014 и др.) характеризуются умеренной или повышенной суммарной щелочностью и калиевостью, повышенными содержаниями Al2O3 и TiO2, а также Rb, Sr и Ba, умеренно-низкими – Zr и Y и низкими – Nb (2.2–3.50 г/т). На многокомпонентной диаграмме редких элементов в спектре этих пород проявлены отрицательные Nb-, Zr- и Ti-аномалии и положительная – Sr (рис. 4г), что характерно для островодужных пород (IAB). В спектр REE наблюдается преобладание LREE над HREE; значения (La/Sm)N составляют 1.65–2.22, (La/Yb)N – 3.62–7.04. На дискриминантной диаграмме Ti–V (рис. 5а) точки составов данных пород располагаются в островодужной области в интервале значений Ti/V 20–50.

Трахитоидные породы хребта Гидрографов (рис. 1б) отличаются от большинства вулканитов Курильской котловины более высокой суммарной щелочностью (до 6.79 мас. %) и калиевостью (K2O до 3.11 мас. %), более высокими концентрациями Rb, Sr, Ba, Zr (98.53–141.91 г/т) и Nb (11.22–12.78 г/т). На многокомпонентной диаграмме редких элементов в их спектре наблюдается Ta-Nb минимум. Однако они обладают более высокими значениями отношений Nb/Yb (4.50–4.90), (La/Sm)N 1.94–2.51 и (La/Yb)N 4.56–7.70. Величина отношения Ti/V (50–100) трахитоидных пород Курильской котловины близка таковой в окраинно-морских базальтоидах Японского моря, на диаграмме Ti–V образуют с ними единый ореол (рис. 5а).

Источником магмогенерации для курильских вулканитов служила субконтинентальная литосферная мантия (La/Nb > 2–4), представленная шпинелевыми перидотитами. Исключением являются трахитоиды хребта Гидрографов, тяготеющие к тренду проявления гранатовых перидотитов на диаграммах (Sm/Yb)–(La/Sm) и (La/Sm)–(Lu/Hf). Степень частичного плавления в плиоцен-плейстоценовых вулканитах понижается от 10–15% в толеитовых разностях до 0.5–2% в субщелочных (и трахитоидных). От толеитовых к субщелочным породам повышаются значения La/Sm, Sm/Yb и (La/Yb)N. Последние достигают максимума в породах хребта Гидрографов (10.36–11.2), показатели же Lu/Hf в них, напротив, минимальны и составляют 0.07–0.23. В целом вулканиты Курильской котловины относятся к образованиям неплюмовых источников. На диаграмме (Zr/Y)–(Nb/Y) их точки располагаются в поле IAB и ACMB (рис. 5б). Известково-щелочным и субщелочным разностям свойственны повышенные значения Zr/Y 3.20–6.80 и Nb/Y 0.11–0.42, а толеитовым – пониженные до 1.79–5.65 и до 0.02–0.12 соответственно.

Плиоцен-плейстоценовые вулканиты Курильской котловины сформировались в надсубдукционном режиме, на что указывают Sr максимум и Ta-Nb, Zr и Ti минимумы, на многокомпонентной диаграмме редких элементов (рис. 4г). На диаграмме Nb/Ta–Zr/Hf они демонстрируют незначительное повышение значений Zr/Hf (30.66–34.62) и существенные колебания показателей Nb/Ta (8.37–14.67) от толеитовых к субщелочным разностям (рис. 5в), что также типично для пород надсубдукционных обстановок. Изотопный состав в курильских вулканитах иллюстрирует диаграмма (87Sr/86Sr)–(143Nd/144Nd) (рис. 5г). В андезибазальтах и андезитах значения отношений 143Nd/144Nd колеблются от 0.5118 до 0.5130, а 87Sr/86Sr – от 0.7028 до 0.7065. Большинство пород располагается между источниками DM и PREMA, и их местоположение совпадает с ореолами аналогичных по кремнекислотности вулканитов Курильской дуги и хребта Витязя (Емельянова и др., 2012). Все вышеперечисленные химические свойства вулканитов Курильской котловины указывают на метасоматоз мантийного клина водными флюидами (субдукционным компонентом). Это является доказательством в пользу возобновления субдукции Тихоокеанской плиты под Евразийский континент в плиоцене–плейстоцене (рис. 3а, плиоцен–плейстоцен) и окончательному формированию задуговых бассейнов Японского и Охотского морей.

Трахитоидные породы хребта Гидрографов по концентрациям многих петрогенных и редких элементов проявляют химические черты, близкие таковым в окраинно-морских базальтоидах Японского моря. С последними они образуют единые ореолы на многих диаграммах (рис. 5а–5г), характеризуясь близкими значениями отношений Zr/Nb, Y/Nb, (La/Yb)N, Ba/La, Ba/Y, Zr/Hf, Ce/Y, а также 143Nd/144Nd (0.5126) и 87Sr/86Sr (0.7033) и незначительно отличаясь – Nb/Ta, La/Nb и Nb/Y. Сходство химических свойств тех и других пород позволяет предположить, что апофиза Тихоокеанского суперплюма, ставшая основным мантийным резервуаром для окраинно-морских базальтоидов OIB-типа в котловинах Японского моря, могла простираться в сторону Курильской котловины и оказывать влияние на магмогенезис в юго-западной ее части, где и происходило формирование трахитоидных пород (рис. 3а, плиоцен–плейстоцен). Подобное проникновение вполне вероятно, так как разделяющая эти котловины Сахалинско-Хоккайдская линеаментная система (СХЛС) представляет собой зону, тектонически ослабленную процессами деструкции. И хотя, простираясь от Ломоносовых гор на севере до Идзу-Бонинской и Марианской островных дуг на юге и являясь самостоятельно развивающейся структурой (Лихт, 1998), СХЛС способна лишь нарушить целостность апофизы либо сдвинуть ее северо-восточную часть в горизонтальном или вертикальном направлении. Если принять такой сценарий геодинамических событий, то вполне вероятно, что котловины Японского моря и Курильская в Охотском море были сформированы под воздействием одного механизма как единая Японо-Курильская впадина.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Многолетние исследования изотопно-геохимических особенностей вулканических пород каждого из этапов вулканизма Японского и Охотского морей позволили проследить его эволюцию от окраинно-континентального поясового в позднем мелу и трансформно-окраинного в раннем кайнозое до окраинно-морского в миоцене–плиоцене и островодужного в плиоцене–плейстоцене. Были выявлены также источники магмогенерации – литосферный субконтинентальный, астеносферный океанический, нижнемантийный (плюм-океанический и плюм-континентальный) и прослежена смена геодинамических режимов.

Одним из главных механизмов, лежащих в основе развития Японского и Охотского морей, является подъем и распространение в сторону континента Тихоокеанского суперплюма. Это стало первопричиной движения и субдукции океанической литосферной плиты под Евразийский континент в позднем мелу. Столкновение его апофизы с апофизой Северо-Азиатского суперплюма привело к окраинно-морскому спредингу и образованию морских котловин Японского моря и Курильской котловины в Охотском и формированию океанической коры (типа OIB). Распространение Тихоокеанского суперплюма способствовало разогреву и плавлению мощной океанической литосферы северо-запада Тихого океана, что спровоцировало на окраине континента вспышки адакитового вулканизма. А проникновение его апофизы из котловин Японского моря в Курильскую котловину, возможно, послужило причиной формирования этих котловин как единой задугово-спрединговой структуры. Режим трансформной окраины, вызванный коллизией Индийской плиты с Евразией, способствовал более “легкому” астеносферному и глубинному нижнемантийному (плюмовому) апвеллингу через характерные для этого режима зоны деструкции и растяжения. Возобновление субдукции Тихоокеанской плиты под континент в плиоцене–плейстоцене привело к окончательному формированию котловин Японского и Охотского морей и островных дуг в том виде, который характерен для них в настоящее время.

Памяти Евгения Петровича Леликова, доктора геолого-минералогических наук, профессора посвящается.

Источники финансирования. Работа выполнена в рамках темы АААА-А17-117030110033-0 Государственного задания ТОИ ДВО РАН при финансовой поддержке гранта “Дальний Восток” (проект № 18-1-008).

Список литературы

  1. Авдейко Г.П., Палуева А.А., Кувикас О.В. Адакиты в зонах субдукции Тихоокеанского кольца: обзор и анализ геодинамических условий образования // Вест. КРАУНЦ. Науки о Земле. 2011. № 1. Вып. 17. С. 45–60.

  2. Акинин В.В., Миллер Э.Л. Эволюция известково-щелочных магм Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Петрология. 2011. Т. 19. № 3. С. 249–290.

  3. Атлас: Геология и полезные ископаемые шельфов России // Под ред. М.Н. Алексеева. М.: Научный мир, 2004.

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

  5. Богатиков О.А., Коваленко В.И., Шарков Е.В. Магматизм, тектоника, геодинамика Земли: Связь во времени и в пространстве. М.: Наука, 2010. 606 с.

  6. Геология и основные типы горных пород дна Японского моря // Ред. Е.П. Леликов, И.Б. Цой, Н.Г. Ващенкова и др. Владивосток: Дальнаука, 2006. 93 с.

  7. Емельянова Т.А., Леликов Е.П. Роль вулканизма в формировании Японского, Охотского и Филиппинского окраинных морей // Петрология. 2010. Т. 18. № 6. С. 73–94.

  8. 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.

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

  10. Емельянова Т.А., Леликов Е.П. Геохимия и петрогенезис позднемезозойско-раннекайнозойских вулканитов Охотского и Японского окраинных морей // Геохимия. 2016. № 6. С. 522–535.

  11. Емельянова Т.А., Костицын Ю.А., Леликов Е.П. Геохимия вулканитов подводного хребта Витязя на тихоокеанском склоне Курильской островной дуги // Геохимия. 2012. № 3. С. 316–332.

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

  13. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Богатиков О.А. Закономерности пространственного распределения “горячих точек” в мантии современной Земли // Докл. АН. 2009. Т. 427. № 5. С. 654–658.

  14. Колосков А.В., Гонтовая Л.И., Попруженко С.В. Верхняя мантия Камчатки в изотопно-геохимических и геофизических аномалиях. Роль астеносферного диапиризма // Тихоокеанская геология. 2014. Т. 33. № 3. С. 3–13.

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

  16. Кулинич Р.Г., Валитов М.Г., Николаев С.М., Колпащикова Т.Н. Рельеф поверхности Мохо и типы земной коры в северо-западной части Японского моря по гравиметрическим данным // Дальневосточные моря России: в 4-х кн. Гл. ред. В.А. Акуличев. М.: Наука, 2007. Кн. 3. С. 48–53.

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

  18. Леликов Е.П., Терехов Е.П. Щелочные вулканиты дна Японского моря // Тихоокеанская геология. 1982. № 2. С. 71–77.

  19. Лихт Ф.Р. Транзитные линейные морфоструктуры в геоморфологическом пространстве ТПП (на примере Япономорского линеамента) // Закономерности строения и эволюция геосферы: тез. докл. IV Междунар. науч. симпоз. (г. Хабаровск, 23–28 сентября 1998 г.). Хабаровск: ДВО РАН, 1998. С. 28–31.

  20. Мартынов Ю.А., Ханчук А.И. Кайнозойский вулканизм Восточного Сихотэ-Алиня: результаты и перспективы петрологических исследований // Петрология. 2013. Т. 13. № 1. С. 1–16.

  21. Петрищевский А.М. Реологическая и геотермическая характеристики Охотоморского плюма // Изв. Томского политехнического ун-та. Инжиниринг георесурсов. 2016. Т. 327. № 2. С. 65–76.

  22. Петрищевский А.М., Васильева М.А. Нетрадиционные методы исследования реологических состояний тектонических сред в земной коре и верхней мантии западно-тихоокеанских континентальных окраин // Вест. КРАУНЦ. Науки о Земле. 2017. № 4. Вып. 36. С. 39–55.

  23. Петрищевский А.М., Юшманов Ю.П. Реология и металлогения Мая-Селемджинского плюма // Докл. АН. 2011. Т. 440. № 2. С. 207–212.

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

  25. Симаненко В.П., Голозубов В.В., Сахно В.Г. Геохимия вулканитов трансформных окраин (на примере Алчанского бассейна, Северо-Западное Приморье) // Геохимия. 2006. № 12. С. 1–15.

  26. Тектоническое районирование и углеводородный потенциал Охотского моря // Отв. ред. К.Ф. Сергеев. М.: Наука, 2006. 130 с.

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

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

  29. Хомич В.Г., Петрищевский А.М. Протомагматические очаги золотоносных систем Приамурья // Вулканология и сейсмология. 2004. № 1. С. 25–38.

  30. Чевычелов В.Ю., Зарайский Г.П., Борисовский С.Е., Борков Д.А. Влияние состава расплава и температуры на распределение Ta, Nb, Mn и F между гранитным (щелочным) расплавом и фторсодержащим водным флюидом: фракционирование Ta, Nb и условия рудообразования в редкометальных гранитах // Петрология. 2005. Т. 13. № 4. С. 339–357.

  31. Школьник С.И., Резников Л.З., Беличенко В.Г., Бараш И.Г. Геохимия, вопросы петрогенезиса и геодинамическая типизация метавулканитов Тенкунского террейна (Байкало-Хубсугульский регион) // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 9. С. 1013–1024.

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

  33. 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.

  34. Defant M.J., Drummond M.S. Mount St. Helens: Potential example of the partial melting of the subducted lithosphere in a volcanic arc // Geology. 1993. V. 21. P. 547–550.

  35. Emel’yanova T.A., Lelikov E.P., S’edin V.T. Geochemical features of the Okhotsk Sea Cenozoic volcanism // J. Geo-marine Lett. 2006. V. 26. № 5. P. 275–286.

  36. Geology and geophysics of the Japan Sea // Eds. N. Isezaki, I.I. Bersenev, K. Tamaki. Tokio: Terra Scient. Publ. Company (TERRAPUB), 1996. 487 p.

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

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

  39. Keller R.A., Fisk M.R., White W.M. Isotopic evidence for Late Cretaceous plume-ridge interaction at the Hawaiian Hotspot // Nature. 2000. V. 405. P. 673–676.

  40. Kent A.J., Elliott T.R. Melt inclusion from Marianas arc lavas: implications for the composition and formation of island arc magmas // Chemical Geology. 2002. V. 183. P. 263–286.

  41. Munker C., Worner G., Yogodzinsky G., Churikova T. Behaviour of high field strength elements in subduction zone: constraints from Kamchatka – Aleution arc lavas // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 224. P. 275–293.

  42. Pouclet A., Bellon H. Geochemistry and isotopic composition of the volcanic rocks from the Yamato Basin: Hole 794D, Sea from Japan // Eds. K. Tamaki, K. Suyehiro, J. Allan et al. Proceeding of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 1992. V. 127/128. № 2. P. 779–789.

  43. Shervais I.W. Ti–V plots and petrogenesis of modern and ohpiolitic lavas // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 59. № 1. P. 101–118.

  44. Tatsumi Y. The subduction factory: How it operates in the evolving Earth // GSA Today. 2005. V. 15. № 7. P. 4–10.

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

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал