Восточно-Сихоте-Алинский вулканический пояс

/

СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ

ВСАВПП - Восточно-Сихотэ-Алинский вулкано-плутонический пояс

ВТС - вулкано-тектоническая структура

РЗЭ - редкоземельные элементы

ОЧВПП - Охотско-Чукотский вулкано-плутонический пояс

ДВГИ - Дальневосточный геологический институт

СО РАН - Сибирское отделение Российской академии наук

ВВЕДЕНИЕ

Целью курсовой работы является закрепление и углубления знаний полученных как при изучении теоретического курса, так и в процессе практических занятий, приобретения самостоятельных навыков анализа и обобщения геологической информации при работе с геологическими картами и разрезами, тектоническими схемами, диаграммами, различными литературными источниками.

Основной задачей курсовой работы является изложение в кратком виде результатов самостоятельного изучения отдельных региональных структур Центральной и Северо-Восточной Азии. В данной курсовой работе мы рассмотрим Восточный-Сихотэ-Алинский меловой вулкано-плутонический пояс, который является частью Восточно-Азиатского окраинно-материкового вулканического пояса.

Восточно-Сихотэ-Алинский вулкано-плутонический пояс (ВСАВПП) в самостоятельную структуру впервые выделен в 1957 году Н. С. Шатским [3]. Он представляет собой линейную тектоно-магматическую структуру окраинно-континентального типа, наложенную на более древние юрско-меловые породы фундамента вдоль зоны северо-восточных глубинных разломов.

В современном виде ВСАВПП представляет собой непрерывную полосу вулканических и связанных с ними интрузивных образований позднемелового-миоценового возраста, протягивающуюся вдоль побережья Японского моря и Татарского пролива на расстояние около 1500 км при ширине до 100 км. (рис.1)

1. ВУЛКАНОГЕННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ

магматический континентальный алинский вулканический

Сеноман-маастрихтский этап магматизма Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса в последнее время реконструируется как надсубдукционный [16]. Другие исследователи, основываясь на структурно-тектонических и петрологических исследованиях, не связывают магматизм этого этапа формирования пояса с субдукцией, предполагая, что он рифтовый сдвиго- раздвигового типа [11,12,8].

Активнейший этап вулканизма и плутонизма этого периода обусловил формирование Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса, составляющего центральное звено единой мегаструктуры (Восточно-Азиатского вулканогена, фиксирующего на юге до устья р. Амур на севере). Структурно он входит в состав Сихотэ-Алинь-Северо-Сахалинского орогена, прорывая и перекрывая породы Таухинского, Кемского и северной части Киселевско-Маноминского террейнов.

На начальном этапе магматизм пояса характеризуется извержениями базальтов и андезитов синанчинского комплекса (сеноман), позднее - больших масс туфов и игнимбритов кислого состава приморской серии (турон-сантон) и завершается формированием андезитов и дацитов самаргинского (маастрихт), риодацитов сияновского вулканических комплексов. Вулканические извержения происходили из глубинных и близповерхностных магматических очагов. В современном эрозионном срезе они выходят на поверхность и выделяются в качестве комагматичных вулканитам интрузивных комплексов диорит-гранитного состава.

Сеноманские эффузивы развиты в западной части Восточно-Сихотэ-Алинского пояса (рис. 1). Они образуют синанчинский вулкано-плутонический комплекс [6,8,9]. С излившимися фациями тесно ассоциируют экструзивы базальтов, андезитов, дацитов и субинтрузивные тела диоритового и габбро-диоритового состава.

Рисунок 1 - Схема расположения альб-сеноманских магматических образований на территории Приморья: 1 - Восточно-Сихотэ-Алинский вулкано-плутонический пояс; 2 - основные участки развития сеноманских вулканитов и районы их исследования (1 - бассейн р. Черная, 2 - Синанчинская вулкано-тектоническая структура, 3 - кастафуновская свита на левобережье р. Аввакумовка, 4 - синанчинская свита Угловской ВТС, 5 - Дальнегорской ВТС, 6 - Пластунской ВТС); 3, 4 - районы развития вулканитов альб-сеноманской трансформной континентальной окраины калифорнийского типа (3 - Партизанский каменноугольный бассейн, 4 - Алчанский прогиб); 5 - районы развития апт-альбских вулканитов Кемского террейна Монероно-Самаргинской островной дуги; 6 - главные разломы (1 - Арсеньевский, 2 - Центральный Сихотэ-Алинский); 7 - прибрежные интрузивы

Вулканические породы представлены как порфировыми, так и афировыми типами. Порфировые вкрапленники сложены плагиоклазом, зональным андезином или образуют роговообманково-плагиоклазовый, пироксен-плагиоклазовый и пироксен-магнетит-плагиоклазовый минеральные парагенезисы. Среди пироксенов доминирует клинопироксен (авгит), а ортопироксен редок. Основная масса имеет пилотакситовую или микролитовую структуры. Вторичные (зеленокаменные) изменения пород сопровождаются развитием серицита по плагиоклазу и хлорита по темноцветным минералам и стеклу основной массы.

Породы относятся к известково-щелочной серии умеренно глинозёмистого типа с отношением K2O/Na2O<1 (табл. 1). Содержание MgO в базальтах редко превышает 6 мас.%. Исключение составляют магнезиальные базальты Угловской структуры в Кавалеровском рудном районе [9]. По содержанию редкоземельных элементов эффузивы синанчинского комплекса характеризуются довольно высоким содержанием лантаноидов (табл. 2). Нормированные к хондриту графики концентраций редких земель характеризуются умеренным наклоном кривой и отсутствием европиевого минимума (рис. 2, 3). Значения Eu/Eu = 0,77-1, отношения (La/Sm)n изменяются от 2-3,6 в базальтах до 3,4-6 в андезитах, а (Ce/Yb)n составляют 3,5-10,4. На различных диаграммах точки синанчинского комплекса соответствуют вулканитам активных континентальных окраин и островных дуг (рис. 4). По La/Yb-K2O они соответствуют лавам островных дуг и близки базальтам Большого Толбачинского извержения на Камчатке [9]. Приведенные материалы свидетельствуют о принадлежности эффузивов синанчинского комплекса к надсубдукционному типу вулканитов известково-щелочного ряда, сформированных на континентальной окраине андийского типа.

В турон-сантонское время (90-85 млн. лет) в осевой части пояса произошли большеобъемные извержения платоигнимбритов приморской серии. Приморская серия включает ряд однотипных вулканических комплексов: приморский, кисинский, монастырский и др. Она сложена туфами и игнимбритами риодацитового и риолитового состава с редкими горизонтами вулканогенно-осадочных пород. Ими выполнен ряд вулканических депрессий диаметром до 30-50 км [15,6, и др.]. Находки растительных остатков в вулканогенно-осадочных породах позволяют выделить два возраста накопления приморской серии - турон коньякский и коньяк-сантонский (устное сообщение С.И. Неволиной).

Формирование платоигнимбритов связывается с ареальными извержениями из малоглубинных очагов гранитоидной магмы. В комплексе преобладают кристаллотуфы и кристаллоигнимбриты риолитов. Они отличаются высоким содержанием (40-60 %) кристаллокластов кварца и плагиоклаза размером до 1 см. Темноцветные минералы - биотит и роговая обманка. Цементирующая масса лавоподобная микрофельзитовая, отчетливо флюидальная.

Химический и микроэлементный состав игнимбритов приморского комплекса приведен в таблице 3. Эффузивы относятся к известково-щелочной серии. Породы кислые и умеренно кислые (SiO2 = 64-75 %), с умеренной глиноземистостью, нормальной и повышенной щелочностью [6]. Графики концентраций редких земель, нормированные к среднему составу верхней коры, соответствуют магматическим породам окраинно-континентального типа с отчетливыми минимумами ниобия, стронция, циркония, титана и максимумами - калия, тория, лантана, церия (рис. 5). Кислые породы характеризуются пологой кривой содержания редких земель, возрастающей от лантана к лютецию и их неоднородным распределением с европиевым минимумом или максимумом (для различных вулканоструктур) (рис. 5). На диаграммах Дж. Пирса игнимбриты приморского комплекса располагаются в полях островодужных и орогенных образований. Соотношение 87Sr/86Sr составляет 0,7078±3 [8].

Таблица 1 - Химический состав (в мас.%) сеноманских вулканитов Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса

Примечание. 1, 2 - андезиты р. Черная; 3 - базальты; 4 - андезиты; 5, 6 - андезидациты Синанчинской ВТС; 7-12 - кастофуновская свита падей Кастафунова и Петрозуевка (7 - базальты, 8-10 - андезибазальты, 11 - андезит, 12 - субвулканический габбро-диабаз); 13, 14 - андезиты Пластунской ВТС, 15-19 - вулканиты Дальнегорской ВТС (15-17 - базальты, 18, 19 - андезибазальты); 20, 21 - вулканиты Угловской ВТС (20 - базальт, 21 - андезит). G = (К2О +Na2O)2/SiO2 - 43

Таблица 2 - Микроэлементный состав (в г/т) сеноманских вулканитов Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса

Примечание. Звёздочка означает, что REE, Th, Hf, Ta определены нейтронно-активационным методом, остальные масс- спектральным с индукционно связанной плазмой (ICP-MS). Прочерк - не обнаружено, пропуск - нет данных.

Рисунок 2 - Нормированное по MORB распределение микроэлементов в сеноманских вулканитах Приморья: А - бассейн р. Черная; Б - Синанчинская ВТС; В - кастафуновская свита; Г, Д - Дальнегорская, Пластунская и Угловская ВТС. Заштрихованные поля: А - базальты Кемского островодужного террейна, Б - альб-сеноманские вулканиты Партизанского каменноугольного бассейна Номера проб приведены в таблице 2

Рисунок 3 - Нормированное по хондриту распределение концентраций REE в сеноманских вулканитах Приморья: Заштрихованные поля: Г - альбсеноманские вулканиты Партизанского каменноугольного бассейна Приморья, Д - базальты Кемского островодужного террейна. Тренды типовых пород структур: I-I - андезиты Омолонского массива ОЧВПП [4]; II-II - средний тип андезитов островных дуг; III-III - базальты северной зоны Андийского вулканического пояса [19]; IV-IV - андезибазальты южной зоны Андийского вулканического пояса [24]; V-V - андезибазальты Высоких Каскад [23]. Остальные обозначения см. на рисунке 2

В Маастрихте вулканизм локализовался на пересечениях северо-восточных и северо-западных разломов. Это время характеризуется формированием в сводовой части пояса крупных стратовулканов: Самаргинского, Светлинского, Тернейского, Солонцовского, Сергеевского и др. Эффузивы базальт-андезит-дацитового состава выделяются в самаргинский и пластунский комплексы. Одновременно формируются кальдерные вулканоструктуры: Озерковская, Базовская и др. Они выполнены андезитами, дацитами и риолитами сияновского комплекса.

Эффузивы самаргинского, пластунского и сияновского комплексов слагают покровные, жерловые и экструзивные тела. Лавовые образования имеют порфировую структуру, обусловленную вкрапленниками пироксена, роговой обманки и плагиоклаза. Много акцессорных минералов - сфена, рутила, граната, монацита.

Базальты, андезиты и дациты самаргинского комплекса представляют дифференцированную магматическую серию известково-щелочного ряда с повышенной и нормальной щелочностью. Химический и микроэлементный состав андезитов самаргинского комплекса, слагающих Тернейскую вулканоструктуру, приведен в таблице 3. Отношение K2O/Na2O составляет 0,3-0,8, повышаясь в кислых породах до 1,2-1,3 [6]. Графики концентраций редких земель, нормированные к базальтам MORB, соответствуют магматическим породам окраинноконтинентального типа с отчетливыми минимумами бария, ниобия, гафния, циркония, титана и максимумами рубидия, тория и лантана (рис. 6). Андезиты характеризуются отсутствием европиевого минимума, крутым наклоном кривой от лантана к европию, ее выполаживанием в области тяжелых элементов от гольвеция к лютецию (рис. 6). На дискриминантных диаграммах Дж. Пирса и Д. Вуда андезиты самаргинского комплекса располагаются в полях активных континентальных окраин и островных дуг (рис. 7). Соотношение 87Sr/86Sr в андезитах самаргинского комплекса 0,7039-0,7061 [8].

Сияновский вулканический комплекс является возрастным аналогом самаргинского [6]. Он развит в южной части Восточно-Сихотэ- Алинского вулканического пояса в Кавалеровском и Дальнегорском рудных районах. Эффузивные образования комплекса выполняют Караванную, Озерковскую и Базовскую кальдеры. Вулканические породы представлены туфами и игнимбритами риодацитов и дацитов (Караванная кальдера), реже туфами и лавами андезитов и андезидацитов (Базовская и Озерковская кальдеры). Кислые эффузивы содержат до 10 % кристаллокластов кварца, ортоклаза и плагиоклаза. По химическому составу породы относятся к известково-щелочному ряду, с преобладанием калия над натрием в риолитах и риодацитах. В андезитах и андезидацитах содержание Na2O больше K2O, что подчеркивает их сходство с вулканитами островодужного (надсубдукционного) типа.

Рисунок 4 - Диаграмма Th-Hf/3-Ta [28] для сеноманских вулканитов Приморья: 1-3 - базальты Синанчинской ВТС (1), кастафуновской свиты на левобережье р. Аввакумовка (2) и Дальнегорской ВТС (3). Поля базальтов на диаграмме: A - тип MORB, B - тип MORB и внутриплитных базальтов, C - щелочных внутриплитных базальтов, D - базальтов островных дуг и активных континентальных окраин

2. ИНТРУЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ

Интрузивы Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса, обнаженные вдоль всего побережья Японского моря (от Тернея до мыса Островного), являются типичными представителями формации субвулканических гранитов [5] вулкано-плутонической формации [10] или вулкано-интрузивными ассоциациями [14], широко распространенными в вулканических поясах, обрамляющих Тихий океан. Массивы Приморского побережья Японского моря характеризуют интрузивный магматизм вдоль пояса, а интрузивы Дальнегорского района позволяют проследить его поперечное изменение. Геолого-петрологические исследования, проведенные автором, показали, что гранитоиды ВСАВПП образуют три группы тел, сформированных на небольшой (< 3-4 км) глубине, разделенных пространственно и различающихся своими петрологическими особенностями (табл. 4). Интрузивы восточной части (на побережье Японского моря - 1-я группа) образуют крупные (десятки километров) многофазные тела, сложенные равномернозернистыми породами диорит-гранодиорит-гранитного состава, кристаллизовались при 650-750°С и являются магнетитовыми. Массивы западной части пояса - Дальнегорского района (2-я группа) и Краснореченского поднятия (3-я группа) - однофазны, сложены порфировидными породами ильменитовой серии и кристаллизовались при 750-850°С и 800900°С соответственно. Они образуют небольшие тела (первые километры в Дальнегорском и десятки метров в Краснореченском), сопровождаются боросиликатными и полиметаллическими в Дальнегорском, оловянно-полиметаллическими месторождениями - в Краснореченском районе, тогда как в интрузивах прибрежной группы известны только незначительные магнетит-скарновые и молибденовые рудопроявления.

Интрузивы побережья Японского моря (1-я группа). Гранитоидные интрузивы восточной части пояса образуют зону северо-восточного простирания и отделены друг от друга верхнемеловыми эффузивами (рис. 1). Все они имеют лакколитообразную форму и сильно вытянуты вдоль берега моря - достигают 20-60 км в длину при ширине 5-10 км.

Четких геологических фактов, свидетельствующих о глубине формирования интрузивов, нет. М.А. Фаворская [13] оценивает глубину их формирования в 500 м, Ф. К. Шипулин [18] - в 1-2 км. По мнению А. И. Ханчука, глубина формирования массивов определяется мощностью верхнемеловых эффузивов, которая в Прибрежной зоне составляет 3000-5000 м [3], т. е. максимально возможная глубина формирования гранитоидов должна быть не более 3-4 км. Петрологические данные показывают, что литостатическое давление кристаллизации гранитных расплавов, определяемое по РН2о< Робщ., не превышало 1-1,5 кбар, т. е. глубина не превышала 3-4 км.

Массивы отличаются друг от друга по глубине становления. Опричнинский интрузив, имеющий гранофировые приконтактовые фации, формировался на глубине менее 3 км, а южнее расположенные Владимирский, Ольгинский и Валентиновский - 3-4 км. Глубина эрозионного среза невелика - чаще всего обнажаются прикровлевые части интрузивных тел. Сложены они различными разновидностями пород, из которых каждая образует одну фазу, прорывающую предыдущие с образованием на контактах зон закалки, гнезд пегматитов и зон обогащения темноцветными минералами в виде полос и линз. Первая фаза - диориты (88-74 млн. лет) - проявлена в Опричнинском, Ольгинском и Валентиновском массивах; вторая фаза - гранодиориты (6560 млн. лет) - во всех массивах, кроме Опричнинского. Для нее характерны округлые включения пород гранодиоритового состава, равномерно рассеянные в породе либо образующие линзообразные скопления или горизонты. Третья фаза - крупнозернистые граниты (58-53 млн. лет) почти без включений, но с гнездами пегматитов и аплито-пегматитовыми телами - во всех массивах. Четвертая фаза - миароловые граниты (43-48 млн. лет) - в Ольгинском массиве и щелочные граниты мыса Орлова (41 млн. лет) - в Валентиновском.

Пятая фаза -гранит- и гранодиорит-порфиры и аплито-пегматитовые тела - во всех массивах.

Рисунок 5 - Нормированное по составу верхней коры распределение некогерентных (а) и редкоземельных (б) элементов в игнимбритах приморского комплекса: 1 - игнимбрит, Кемская вулканоструктура; 2 - игнимбрит, Самаргинская вулканоструктура; 3 - игнимбрит, Усть-Соболевская вулканоструктура; 4 - игнимбрит, Тернейская вулканоструктура

Таким образом, по данным калий-аргонового метода гранитоидные массивы формировались от позднего мела (88-74 млн. лет - диориты) до палеоцена-эоцена (65-41 млн. лет - гранодиориты и граниты) вдоль Прибрежной зоны ВСАВПП. Несмотря на общие черты, каждый из изученных массивов по-своему индивидуален. Детальная характеристика их приводится в ряде монографий [1,2,13,18].

Интрузивы Дальнегорской вулканоструктуры (2-я группа). В Дальнегорском районе проявлены магматические породы двух серий: известково-щелочной, представленной диорит-гранодиорит-гранитной ассоциацией, и субщелочной - монцодиорит-гранодиоритовой. Первая обнажается в центре и на юго-востоке Дальнегорской вулканоструктуры, образуя центральные и локальные интрузивные купола, составляющие 2-ю группу интрузивов. Вторая ассоциация распространена на северо-западе в Краснореченском сводово-глыбовом поднятии. Она образует 3-ю группу интрузивов вулканического пояса.

Гранитоидные породы в Дальнегорском районе занимают довольно скромную площадь, часть интрузивов (Дальнегорский и Партизанский) не выходит на поверхность и вскрыта только скважинами. В распределении интрузивов наблюдается четкий структурный контроль: наиболее крупные из них обнажены в центре вулканоструктуры, образуя интрузивно-купольное поднятие - Араратский интрузив гранофировых гранитов (60 млн. лет). Более мелкие интрузивы приурочены к ее периферии, образуя локальные поднятия, осложняющие основную структуру: интрузивы 27-го Ключа (50-62 млн. лет), Дальнегорский (59-64 млн. лет), Партизанский (53-58 млн. лет), Николаевский (габбро-диориты - 83 млн. лет и граниты - 60 млн. лет) и Лидовский (69 млн. лет). В плане интрузивы чаще всего изометричны. Кристаллизовались они на глубине не более 3 км. Глубина эрозионного среза массивов невелика: чаще всего обнажаются прикровлевые части интрузивных тел подобно интрузивам побережья. Гранитоиды везде прорывают, ороговиковывают и скарнируют триасово-юрские и нижнемеловые осадочные породы, а также позднемеловые эффузивы.

Интрузивы 2-й группы детально охарактеризованы в монографии Г. А. Валуй и А. А. Стрижковой [2].

Интрузивы Краснореченского поднятия (3-я группа). Краснореченское поднятие расположено в осевой части хр. Сихотэ-Алинь и примыкает к Дальнегорскому рудному полю с запада. Это кольцевая интрузивно-купольная структура, которой соответствует положительная гравитационная аномалия. Магматические образования монцодиорит-гранодио- ритового ряда расположены внутри поднятия, за пределами вулканоструктур, ограничивающих Краснореченское рудное поле. Они прорывают и метаморфизуют осадки раннего мела и не имеют эффузивных аналогов. Наиболее изучены интрузивы, расположенные в бассейнах ручьев Лапшин, Солнечный, Ветвистый, Желтый и др. Они представлены мелкими штоками и трещинными телами монцодиоритов, диоритов и гранодиоритов. Возраст их определяется как начало позднего мела (84-87 млн. лет - по определению лаборатории ДВГИ) и палеогена (59-64 млн. лет - по данным Института геохимии СО РАН). Интрузивы детально описаны в монографии Г. А. Валуй, А. А. Стрижковой [2].

Минеральный состав пород ВСАВПП показан на рисунке 8, а химический в таблице 5 и на рисунке 9.

На диаграмме Rb-(Y+Nb) Дж. Пирса [25,26] для различия гранитоидов по тектоническому положению все интрузивы ВСАВПП лежат в поле гранитоидов вулканических дуг (рис. 10).

1-я группа интрузивов формировалась из более низкотемпературных расплавов, содержащих 3 % массы Н2О, выплавленных на меньших глубинах (12-15 км), чем 2-я и 3-я группы, которые образовались из более высокотемпературных расплавов с исходным водосодержанием >3 % массы H2O и на глубине 18-20 км (Дальнегорская вулканоструктура) и 25-30 км (Краснореченское поднятие). Подобное различие, вероятно, обусловлено увеличением глубины магматических очагов от побережья к континенту. Различное исходное содержание флюидов определило динамику кристаллизации расплавов и характер отделения флюидов. Известно, что при содержании флюидов более 3 % массы при кристаллизации расплава происходит разгерметизация магматической камеры, так как давление вмещающих пород не может компенсировать объемный эффект кристаллизации на глубинах менее 5 км. При этом флюид покидает расплав, что приводит к формированию резко порфировидных пород. На побережье обнажены интрузивы, возникшие при кристаллизации более «сухих» расплавов. При их формировании разгерметизации магматической камеры не происходит, и флюиды остаются в расплаве. Это привело к образованию равномернозернистых пород и широкому развитию процессов внутрикамерной дифференциации расплавов.

В гранитоидных интрузивах Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса широко проявлена фракционная дифференциация исходных расплавов на различных уровнях и стадиях существования расплава. Дифференциация на стадии генерации расплава приводит к образованию крупных многофазных интрузивов диорит-гранодиорит-гранитного состава в восточной части пояса и однофазных тел габбро-диоритов, гранодиоритов или гранитов - в Дальнегорском районе.

Степень дифференциации расплавов уменьшается с востока на запад от многофазных прибрежных массивов через однофазные дальнегорские - к однофазным слабодифференцированным магматическим телам монцодиорит-гранодиоритового состава Краснореченского поднятия, в направлении возрастания мощности земной коры.

Дифференциация на стадии кристаллизации (в магматической камере) приводит к образованию автолитов, аплит-пегматитов, ритмично-расслоенных зон и пр., широко проявленных в интрузивах побережья Японского моря. Выявлены признаки четырех типов механизма внутрикамерной дифференциации, отвечающих различным этапам становления интрузивных тел: 1) кристаллизационная дифференциация с отсадкой плагиоклазов, 2) флюидно-магматическое и 3) диффузионно-магматическое расслоение первичных расплавов (в краевых частях), а также 4) расслоение остаточных расплавов, богатых летучими компонентами.

Широко проявлено расслоение гранитных расплавов в интрузивах восточной части ВСАВПП (в таком разнообразии не описанных в других регионах мира), что позволяет выделить ее как провинцию расслоенных гранитов. Родство магм, образовавших различные фазы в прибрежных массивах, подтверждается редкоземельными элементами (рис. 11, табл. 5). Расчет модельного распределения РЗЭ для пород верхней и нижней коры и гранитов, а также диоритов показал, что диориты могли возникнуть при полном равновесном или фракционном плавлении (судя по содержанию легких РЗЭ) или 50 %-ном плавлении пород нижней коры (если судить по содержанию тяжелых РЗЭ), а гранитные расплавы при тех же соотношениях - при плавлении пород верхней коры (рис. 12).

Содержание РЗЭ в гранодиоритах, адамеллитах и гранитах центральных частей разных массивов оказалось близким и является средним между диоритами и породами, генезис которых предполагает участие внутрикамерной дифференциации.

Диориты, развитые на побережье Японского моря, и монцодиориты Краснореченского поднятия могут рассматриваться как наиболее близкие к первичным магмам, а гранодиориты и граниты - как производные.

Низкое отношение Sm/Nd свидетельствует, что источником расплавов, образовавшим гранитоидные интрузивы ВСАВПП, могли служить обогащенные коровые резервуары, которые состоят преимущественно из низкомагнезиальных базитов, сиалических магматических пород, а также магматического материала, перемещенного в земную кору из мантии [7].

Согласно диаграмме Al2O3/(MgO+FeO)- CaO/(MgO+FeO) [22] диориты и монцониты всех изученных массивов пояса могли быть образованы из расплавов - продуктов парциального плавления амфиболитов, тогда как кислые разности серий - за счет парциального плавления дацитов (тоналитов) и, возможно, метаграувакк (рис. 13).

Таким образом, диориты и монцодиориты ВСАВПП нижнекоровые, а гранитоиды - верхнекоровые производные расплавы I-типа. Гранитоиды восточной части образуют магнетитовую серию, тогда как западные - ильменитовую серию. Гранитоидный магматизм ВСАВПП может быть отнесен к надсубдукционному.

Рисунок 6 - Нормированное по MORB распределение некогерентных (а) и редкоземельных (б) элементов в андезитах самаргинского комплекса: 1 - андезиты, Тернейская вулканоструктура; 2 - андезиты, больбинская свита (Нижнее Приамурье); 3 - андезиты, Солонцовский вулкан

Рисунок 7 - Диаграмма Th-Hf/3-Ta [28] для андезитов самаргинского комплекса

Поля базальтов на диаграмме: A - N-тип MORB, B - E-тип MORB и внутриплитных базальтов, C - щелочных внутриплитных базальтов, D - базальтов островных дуг и активных континентальных окраин. Условные обозначения см. на рисунке 6

Таблица 3 - Химический (в мас. %) и микроэлементный (в г/т) состав сеноман-маастрихтских эффузивов Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса [8]

Примечание. 1, 2 - приморский комплекс: 1 - игнимбрит, Кемская вулканоструктура, 2 - игнимбрит, Самаргинская вулканоструктура; 3 - игнимбрит, левособолевская свита, Усть-Соболевская вулканоструктура; 4, 5 игнимбрит, приморский комплекс, Тернейская вулканоструктура; 6, 7 - андезиты, самаргинский комплекс, Тернейская вулканоструктура; 8-10 - андезиты, самаргинский комплекс, вулкан Солонцовый (данные В.П. Симаненко). 87Sr/86Sr - измеренные соотношения изотопов стронция. Пропуск - нет данных

Таблица 4 - Сравнительная характеристика ильменитовых и магнетитовых серий гранитоидов Восточного и Центрального Сихотэ-Алиня

Рисунок 8 - Количественно-минеральный состав гранитоидов Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса: А - интрузивы восточной части (1 - Опричнинский, 2 - Владимирский, 3 - Ольгинский, 4 - Валентиновский); Б - интрузивы западной части (Дальнегорский массив: 1 - адамеллиты, 2 - граниты, 3 - гранит-порфиры; Краснореченское поднятие: 4 - кл. Лапшин, 5 - кл. Желтый, 6 - кл. Солнечный)

Рисунок 9 - Положение точек составов гранитоидов на классификационных диаграммах: 1 - восточная и 2 - западная части Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса; I-VI - поля минеральных парагенезисов

Рисунок 10 - Зависимость содержания Rb и Nb+Y в гранитоидах ВСАВПП от тектонического положения: Col G - коллизионные rpaHmbi;WPG - внутриплитные граниты; ORG - граниты вулканических дуг; VAG - то же океанических хребтов. Точки гранитоидов следующих массивов: 1 - Араратский, 2 - 27-го ключа, 3 - кл. Лидовский, 4 - Бринеровский, 5 - Дальнегорский, 6 - Лангоу, 7 - Краснореченское поднятие, 8 - Северо-Якутинский, 9 - Николаевский, 10 - Опричнинский

Рисунок 11 - Нормированное по хондриту [20] распределение редкоземельных элементов в гранитоидах Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса. Не закрашенными значками показаны включения в соответствующих породах

Таблица 5 - Химический (в мас.%) и микроэлементный (в г/т) состав гранитоидов западной части ВСАВПП

Примечание. Интрузивы: Араратский (1 - гранит); Дальнегорский (2 - адамеллит, 3 - гранит); Партизанский (4 - адамеллит); 27-й ключ (5 - гранит, 6 - гранодиорит); Николаевский (7 - габбро-диорит); Краснореченское поднятие: кл. Лапшин (8 - гранодиорит); кл. Солнечный (9 - гранодиорит); кл. Желтый (10 - гранодиорит)

Рисунок 12 - Модельное распределение РЗЭ при плавлении пород нижней и верхней коры [27] и сравнение с диоритом (обр. В 300а) и гранитом (обр. В 267) Опричнинского массиваCl - концентрация элемента в образующемся (или остаточном) расплаве при весовой доле расплава F=0,9-0,1

Рисунок 13 - Составы гранитоидов Восточно-Сихотэ- Алинского вулкано-плутонического пояса и поля парциальных расплавов различных источников [22]. 1 - гранитоиды восточной и 2 - западной части ВСАВПП

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проделанной работы мы получили навыки самостоятельной работы при изучении теоретического курса геологии Дальнего востока и сопредельных территорий, приобрели самостоятельные навыки анализа и обобщения геологической информации в работе с геологическими картами и разрезами, тектоническими схемами, диаграммами, различными литературными источниками, а также изучили петрографические характеристики горных пород ВСАВПП, определили их петрохимические характеристики, овладели основными методами и принципами выполнения научно-исследовательской работы, получили навыки написания петрологических частей в научно-производственных отчётах.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Валуй, Г. А. Полевые шпаты и условия кристаллизации гранитоидов / Г. А. Валуй. - М. : Наука, 1979. - 146 с.

2. Валуй, Г. А. Петрология малоглубинных гранитоидов на примере Дальнегорского района, Приморье / Г. А. Валуй, А. А. Стрижкова. - Владивосток : Дальнаука, 1997. - 200 с.

3. Геология СССР. Приморский край. - М. : Недра, 1969. - Т.32. - 690 с.

4. Захаров, М. Н. Особенности распределения РЗЭ в вулканических образованиях Охотско-Чукотского пояса и в базальтоидах наложенных кайнозойских структур континентальных сводов: геохимия вулканитов различных геодинамических обстановок / М. Н. Захаров, В. В. Конусова, Е. В Смирнова. - Новосибирск: Наука, 1986. с. 133148.

5. Кузнецов, Ю. А. Главные типы магматических формаций / Ю. А. Кузнецов. - М. : Недра, 1964. - 387 с.

6. Михайлов, В. А. Магматизм вулкано-тектонических структур южной части Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса / В. А. Михайлов. - Владивосток: ДВО АН СССР, 1989 - 172 с.

7. Попов, В. С. Sm-Nd и Rb-Sr изотопная систематика верхнемантийных и коровых резервуаров: зап. ВМО / В. С. Попов. - 2003, - Ч.132. - № 4. - С. 38-49.

8. Сахно, В. Г. Позднемезозойско-кайнозойский континентальный вулканизм Востока Азии / В. Г. Сахно. - Владивосток: Дальнаука, 2001. - 338 с.

9. Симаненко, В. П. Сеноманский вулканизм Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса (геохимические особенности) // Геохимия. - 2003. - № 8. - С. 866-878.

10. Устиев, Е. К. Проблемы вулканизма-плутонизма. Вулкано-плутонические формации // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1963. - № 12. - С. 3-30.

11. Уткин, В. П. Эшелонированные разрывные структуры месторождений Приморья // Геотектоника, 1978. - № 4. - С. 97-103.

12. Уткин, В. П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулкано-плутонические пояса юга Дальнего Востока России. Геодинамические модели синхронного формирования горст-аккреционных систем и рифто-грабенов // Тихоокеан. геология, 1999. - Т. 18. - № 6. - С. 35-58.

13. Фаворская, М. А. Верхнемеловой и кайнозойский магматизм восточного склона Сихотэ-Алиня / М. А. Фаворская - Тр. ИГЭМ. : - 1956. - Вып. 7. 305 с.

14. Ферштатер, Г. Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций / Г. Б. Ферштатер. - М. : Наука, 1987. - 232 с.

15. Фремд, Г. М. Вулкано-тектонические структуры Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса / Г. М. Фремд, В. И. Рыбалко. - Томск : Изд-во Том. ун-та, 1972. - 150 с.

16. Ханчук А. И. Палеогеодинамический анализ формирования рудных месторождений Дальнего Востока России: рудные месторождения континентальных окраин / А. И. Ханчук. - Владивосток : Дальнаука, 2000. - Вып. 1. - C. 5-34.

17. Ханчук, А. И. Тектоника и магматизм палеотрансформных континентальных окраин калифорнийского типа на Востоке России. Общие вопросы тектоники. Тектоника России: материалы XXXIII тектон. совещ. / А. И. Ханчук. - М. : ГЕОС, 2000. С. 544-547.

18. Шипулин, Ф. К. Интрузивные породы юговосточного Приморья и связь с ними орудениения / Шипулин, Ф. К. - Тр. ИГЭМ. 1957. - Вып. 3. - 280 с.

19. Andean magmatism: chemical and isotopic constraints / eds E. S. Harmon, B. A. Barreiro. - Nartwich : Shiva Publ., 1984. - 250 p.

20. Boynton, W. V. Geochemistry of rare earth elements: meteorite studies / W. V. Boynton [et. al.]. - Rare earth elements geochemistry. Elsevir : Acad. Press. 1984. P. 63-114.

21. Debon, F., Le Fort. P. A chemical-mineralodgical classification of common plutonic rocks and associations / F. Debon, P. Le Fort. - Trans. Roy. Soc. Edinburg : Earth Sci. 1983. - V. 73. - P. 135149.

22. Gerdes, A. Post-collisional granite generation and HT-LP metamorphism by radiogenic heating: the Variscan South Bohemian Batholith / A. Gerdes, G. Worner, A. Henk. - J. : Geol. Soc. London. 2000. - V. 157. - P. 577-587.

23. Grove T.L. Origin of calc- alkaline series lavas at Medicine Lake volcano by fractionation, assimilation and mixing / T. L.Grove, D. C. Gerlach, T. W. Sando. - Contrib : Mineral. Petrol. 1982. - V. 80. - P. 160-182.

24. Hickey, V.R. Geochemical variation in Andean basaltic and silicic lavas from Villarica-Latin volcanic chain (39.5° S): an evolution of source heterogeneity, fractional crystallization and crustal assimilation / V. R. Hickey [at al.]. - Contrib : Miner. Petrol. 1989. - V. 103. - P. 161-186.

25. Lipman, P. W. Evolution of silicic magma in the upper crust: the Mid-Tertiary Latir volcanic field and its cogenitic granitic batholith, northern New Mexico U.S.A. / P. W. Lipman. - Trans. Roy. Soc. Edinburg : Earth Sci. 1988. - V. 79. - P. 215-288.

26. Pearce, J. A. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks / J. A. Pearce, N. B. W. Harris, A. G. Tindle. - J. : Petrol. 1984. - V. 25. - P. 956-983.

27. Weaver, B. Empirical approach to estimating the composition of continental crust / B. Weaver, J. Tarney. - Nature. 1994. - N 310. - P. 575-577.

28. Wood D. A. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problem of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province / D. A. Wood. - Earth Planet. Sci. Lett. 1980. - V. 50. - P. 11-30.