CC BY
18
УДК 551.25(571.63)
ОРДОВИКСКАЯ ОФИОЛИТОВАЯ ФОРМАЦИЯ ЯПОНОМОРСКОЙ ЗОНЫ ПЕРЕХОДА КОНТИНЕНТ-ОКЕАН: ПРОБЛЕМЫ КОРРЕЛЯЦИИ
Л. А. Изосов, Т. А. Емельянова Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичёва ДВО РАН, г. Владивосток
В статье рассмотрены проблемы корреляции ордовикской офиолитовой формации Япономорской зоны перехода континент-океан, которая в типичном виде выделяется на Японских островах и в Северо-Восточном Китае. Предполагается, что аналогичное строение и близкий возраст (ордовик—ранний силур) имеют базит-гипербазитовые ассоциации Западного Приморья и подводных возвышенностей Витязя и Алпатова Японского моря. Ордовикские офиолиты выполняют рифтогенные структуры, в которых сиалическая кора полностью разорвана, и представляют собой реликты океанической коры, о чём свидетельствуют их петрохимические особенности.
Введение
Ордовикские офиолиты в пределах Япономорской зоны перехода континент-океан (ЯЗ) наиболее подробно описаны в Японии [27, 28, 32 и др.], а также выделены в Северо-Восточном Китае [40,41]. В Приморье [10,
13, 14] развиты близкие к ним по типу и возрасту образования (рис. 1). Однако, к сожалению, межрегиональные корреляции этих образований до сих пор никем не проводились.
В ЯЗ выделяются докембрийские мегаблоки Китайской платформы, обрамлённые полициклическими по-кровно-складчатыми системами, образующие три крупные тектонические структуры: Северо-Восточный выступ, Северо-Китайский блок (Сино-Корейский щит, Сино-Корейская параплатформа) и Южно-Китайский блок (параплатформа Янцзы) [8,23, 41]. Полицикличес-кие складчатые области являются частями трансконтинентального Урало-Охотскош подвижного пояса: 1) Син-ганлин-Ней-Монгольская с системами Иичун-Яныноу и Цзилинь-Хэйлунцзянской [40,41], 2) Монголо-Охотская с южными ветвями - Сихотэ-Алинской, Корейской и Японской системами [13, 19].
Ордовикские или близкие к ним по возрасту магма-титы ЯЗ представляют следующие группы формаций [10,
14, 16, 17]: 1) рифтогенную: а) базит-гипербазитовую (офиолитовую, кимберлитовую, б) спилит-кератофиро-вую и 2) батолитовую. Широко представленные в ЯЗ ордовикские гранитоидные батолиты достаточно подробно описаны нами ранее [7, 11]; кимберлитовая формация имеет предположительно раннесилурийский или раннепалеозойский возраст [13, 22 и др.].
Ордовикские магматиты Японии
Тектоника Приморья, Северо-Восточного Китая и Корейского полуострова, представляющих материковую часть ЯЗ описана весьма подробно во многих обобщающих работах, в том числе и наших [5, 10, 13, 16, 19, 41, 42 и др.]. Однако современные данные по этой проблеме, относящиеся к Японским островам, можно найти лишь в разрозненных источниках. Поэтому имеет смысл рассмотреть их более подробно.
В геологическом отношении Японские острова тес-
но связаны с восточной окраиной Азиатского континента. Древнейшими породами, возраст которых палеонтологически доказан, здесь являются ордовикские и силурийские образования [28 и др.]. Тектоническая структура этого региона, учитывая наиболее поздние данные [3, 25,26,27, 33,38,46], представляется в следующем виде. Фундамент Японских островов сложен докембрийски-ми образованиями, среди которых традиционно выделяются породы массива Хида (679-1493 млн лет), мета-морфизованные в амфиболит-гранулитовой и амфибо-литовой фации. Метаморфиты Хида перекрыты средне-юрско-нижнемеловыми мелководными морскими и молассовыми отложениями. Южной границей массива Хида, отделяющей его от юрской олистостромы, служит сутурная зона Циркум-Хида, в которой распространены глаукофановые сланцы (300-400 млн лет) и серпентиниты с изолированными блоками ордовик-пермских отложений. Выходы докембрия отмечаются и в пределах массива (микроконтинента) Южный Китаками-Абу-кума, где представлены «метаморфическими породами Мацугадайра-Мотаи, Цубоносава и Хисаденайгава» (3200 млн лет) [26, 27]. Эти комплексы перекрываются палеонтологически охарактеризованным силуром и сходны с аньша'/ньской группой Китая (2428 млн лет).
В настоящее время все реконструкции геологического развития Японских островов преимущественно базируются на ультрамобилистских подходах (тектоника террейнов). На донеогеновых тектонических схемах Японии, составленных на основе этих воззрений [3, 25, 46], данный регион рассматривается как сложное сооружение, состоящее из палеозойских, юрских, юрско-раннемеловых и раннемеловых террейнов, включающих докембрийские массивы (микроконтиненты, пояса): Хида (Хида-Оки), Южный Китаками-Абукума и другие мелкие блоки. Следует указать, что среднепалеозойские породы, развитые в пределах юрско-раннемеловых террейнов (Самбагава, Титибу и др.), залегают в них в виде крупных аллохтонов. К. Вакита [3,46] полагает, что фа-нерозойская тектоника Японских островов определяется развитием в регионе, начиная с палеозоя, процессов субдукции, коллизии и аккреции. Блок Южный Китака-
vvi.iv:- 1 2 3 Ь <£ 4 1). 2) #6*7 5 ★ 1
Рис. 1. Схема размещения ордовикских и близких к ним по возрасту магматических образований в Япономорской зоне перехода континент-океан:
1 - докембрийские структуры: I - Северо-Восточный выступ Китайской платформы: Сингкайхо-Бурея блоковый регион -массивы: Сяо Хинганлинг-Сонгнен (I), Мало-Хинганский (12), Фэншуйлинский (13), Ханкайский (I), Кэнтэйский (I) и Дахэч-жэньский (I); Сино-Корейская параплатформа: массивы Фушуньский (П ), Кванмоский (П2) и Наннимский (П3); параплатформа Янцзы: массивы Кёнгийский (Ш;) и Реннамский (Собэксанский) (Ш2); докембрийские блоки Япономорской впадины, предположительно относящиеся к параплатформе Янцзы: Восточно-Корейский (Ш3), Криштофовича (Ш4), Ямато (Ш5), Кита-Оки (Ш6), Западный Оки (Ш?), Восточный Оки (Ш8) и Хакусан (Ш9); докембрийские массивы Японских островов, относящиеся к параплатформе Янцзы: Южный Китаками-Абукума (Ш ), Хида (Ш ) и др.; 2 - полициклические покровно-складчатые системы и зоны: каледонско-яньшаньские: Иичун-Яньшоу (IV ), Цзилинь-Хэйлунцзянская с зонами Цзилиньской (IV ) и Ту-манган-Лаоэлин-Гродековской (IV ), или Яньбяньской, Витязя-Алпатова (IV ) и Ямато (IV ); яньшаньская Сихотэ-Алинская (V ) с Вандашань-Западно-Сихотэ-Алинской зоной (V ); Корейская: с зонами индосинийской Имджинганской (VI) и ранне-яньшаньской Окчхонской (У12); Японская (VII): с зонами каледонской Циркум-Хида-Нагато (VII), герцинской Тюгоку ОЛЦ, раннеяньшаньскими и гималайскими, в том числе, Самбагава (УП3), Титибу (VII) и др.; яньшаньско-гималайская Сахалинская (VIII); 3 - главные разломы установленные и предполагаемые: Центральный Сихотэ-Алинский (1), Западно-Приморский (2), Арсеньевский (3), Северо-Яньцзиньский (4), Таньлу-Циндао (5), Хаячине (6), Танакура (7), Окчхонский (8), Собэкский (9), Циркум-Хида (10), Илань-Итун (11), Западный Наданьхада-Алинский (12), Дальнереченский (13), Таньлу-Мишань-Сюркум-ский (14), Ялуцзян-Циндао (15), Рисири-Монерон (16), Центрально-Сахалинский (17), Прибрежный (18), Находка-Ольгинс-кий (19), Восточно-Приморский (20), Восточно-Япономорский (21), Хидака (22), Южно-Приморский (23), Чхончжинский (24), Центрально-Япономорский (25), Ямато (26), Садо (27), Кучжан-Кымя (28), Синвон-Осан (29), Канхва-Косон (30), Уллындо (31), Северо-Окийский (32), Западно-Цусимский (33), Восточно-Цусимский (34), Итоигава-Шизуока (35), Медианная тектоническая линия (36), Бутсузо (37); 4-6 - ордовикские или близкие к ним по возрасту магматические формации: 4 офиолито-вая: 1 - крупные массивы (1 - Хаячине), 2 - локальные выходы (2 - Наппо-Оне, 3 - Хэйлунцзянские, 4 - Цзилиньские, 4-1 -дахэчжэньские); 5:1- спилит-кератофировая формация (свиты): Баоцуан (5), Шифень (6); 2 - батолитовая формация (массивы): Шмаковский (7), Анучинский (8), Гродековский (9), Хэйлунцзянские (10), Цзилиньские (11), Наджинский (12), Ривонский (13), Танчонский (14), Намганские (15), Восточно-Корейский (16), Хиками (17), Сободжи (18), Исавагава (19); 6 - выходы формаций кимберлитового и лампроитового типа: 1 - Курхан (РЪЧ, Б ?), 2 - Малые Ключи (Б ?), 3 -Минцзу (О?), 4 - Пакчхон (Б^, О?), 5 - Пограничный О?)
ми-Абукума, расположенный в центре острова Хонсю, как и массив Хида, представляет собой аккретирован-ный в мезозое микроконтинент. По [26, 27], фундамент микроконтинента Южный К ита ка \ I и - Абу ку м а. вероятно, сформировался в аккреционной призме, которая является продолжением Южно-Китайского каледонского складчатого пояса. Согласно другой точке зрения [37], которую поддерживает Л. А. Изосов [14], метаморфиты этого блока имеют досинийский (дорифейский) возраст и не являются палеозойскими аккреционными образованиями: они представляют кристаллический фундамент, гранитизированный в раннем-среднем палеозое - типичный для Китайской платформы и ее фрагментов (остаточных массивов), широко представленных в Япономорском регионе [13, 19, 23 и др.]. Кстати, существование самого каледонского складчатого пояса в Южном Китае довольно обоснованно оспаривается [31]: доказано, что он представляет собой мезозойский ороген, имеющий чешуйчато-покровное строение и включающий миксти-ты с блоками докембрийских пород.
В тектоническом поясе Южный Китаками-Абукума [27,28,32, 38] на больших территориях выступает ниж-
не-среднеордовикский (421-484 млн лет) стратифицирующийся базит-гипербазитовый комплекс - «офиолит Хаячине» (рис. 2), контактирующий по разломам с ме-таморфитами докембрийской серии Хасаденайгава. Кроме того, аналогом «офиолита Хаячине» считается комплекс Миямори, отделённый от него в раннем мелу разломом Хизуми-Кесеннума [43], а в каледонской зоне Циркум-Хида-Нагато известны [13, 28] мелкие выходы ордовикско-девонской (ближе не определенной) габбро-трокголит-кортландитовой формации (Наппо-Оне и др.).
Пояс Хаячине расположен между кристаллическими массивами Северный и Южный Китаками и представляет собой широкую антиклиналь, ограниченную крутопадающими продольными разломами [38]. По данным [43], 8т-Ыс1 датировки возраста офиолитов дают цифру 510±70 млн лет, которая указывает на время кристаллизации магмы, а цифры 473-244 млн лет (К-Аг метод), по-видимому, отражают эффект становления меловых интрузий гранитоидов. Названный комплекс включает ультрамафитовые тектониты и магматические кумулляты, интрудированные клинопироксен-роговооб-манковыми габбро, клинопироксеновыми горнбленди-
Рис. 2. Геологическая карта и разрезы тектонического пояса Хаячине (район Хаячине-Огуни) (по:[38] 1992; с изменениями): 8К: пояс Южный Китаками, НТВ: тектонический пояс Хаячине, МК: горный район Северный Китаками (пояс Кузумаки-Камаиши):
1 - метаморфические породы Хисаденайгава; 2-7 - комплекс Хаячине (0; 2): 2 серпентиниты Накадаке (серпентиниты, серпентинизированные ультрабазиты и габбро), 3^ - комплекс Кагура: 3 - нижняя часть (ультрабазиты, габбро), 4 - верхняя часть (долериты, трондъемиты); 5-7 - свита Когуро: 5 - основной объем (долериты, базальты, сланцы, песчаники), 6 - кремнистые сланцы и туфосланцы, 7 - гематит-кварцевые породы; 8-17 - свиты: 8-9 - Якушигава (Б ): 8 - основной объем (сланцы, песчаники, пирокластические породы кислого состава), 9 - долериты, базальты и их туфы; 10-12 - Одагои (Б ): 10 - основной объем (сланцы, песчаники), 11 - известняки, 12 - долериты, базальты и их туфы; 13-14 - Намейризава и Исагозава (Б) -сланцы, песчаники, пирокластические породы кислого состава; 15-17 - юрский аккреционный комплекс: 15 - свита Тассобегу-ти, 16 17 свита Киринай (17 андезиты); 18 - раннемеловые граниты; 19 - палеогеновые дациты; 20 - главные разломы: I - Хаячине, П - Такаби-яма, Ш - Кизакай-Кавай (разлом Краевой Восточный Хаячине)
тами и долеритами. Тектониты представлены в основном роговообманковыми гарцбургитами и дунитами, а куммуляты - содержащими роговую обманку дунитами, плагиоклазовыми верлитами и оливиновыми пироксе-нитами. По своим структурным и петрохимическим ососбенностям они относятся к типичным базальным слоям офиолитовых комплексов [39]. Амфиболиты и клинопироксен-роговообманковые габбро из комплекса Хаячине залегают в виде тектонических блоков размером от нескольких метров до нескольких десятков метров в окружающих серпентинитах и пелитовых сланцах, а роговообманковые габбро и горнблендиты Миямори, которые считаются поздними интрузивами, образуют удлинённые тела в перидотитах.В тектоническом поясе Южный Китаками с офиолитами очень часто пространственно связаны обширные выходы силурийских и девонских карбонатно-вулканогенно-терригенных отложений. Они образуют серию тесно сжатых, иногда опрокинутых складок и представляют ярко выраженную аль-пинотипную структуру. Судя по приведенным материалам, толщи, заключающие силурийские окаменелости, согласно перекрывают офиолиты. Однако достоверно установлено, что они залегают с размывом как на до-кембрийских метаморфитах, так и на позднеордовикских интрузивных образованиях, которые представляют нижеописанные комплексы: «диориты Сободжи» и «граниты Хиками». Аналогичные последним гранитоиды обнажаются и в тектоническом поясе Куросэгава, где они подстилают фаунистически охарактеризованные силурийские отложения. Таким образом, здесь возникает противоречие: в одних случаях силур согласно перекрывает ранне-среднеордовикские породы, а в других - ложится с размывом на более молодые (позднеордовикские) образования. Это противоречие может быть объяснено с трех позиций: 1) между комплексом Хаячине и нижним силуром существует скрытое несогласие, 2) офиолиты имеют переходный (ордовик-силур) или более молодой (силур) возраст) и 3) в тектоническом поясе Хаячине существовала мобильная зона, непрерывно развивавшаяся и сохранявшая высокую подвижность от раннего ордовика до мезозоя. По-видимому, в данном случае мы имеем дело с реликтами параокеанической коры, отмечающими зону мощного раздвига [14].
«Офиолит Хаячине», отнесённый нами [13] к оли-винит-верлитовой формации, имеет следующее строение (снизу): 1) «серпентиниты Накадаке» (серпентиниты, серпентинизированные ультрабазиты и габбро),
2) серия Кагура (ультрабазиты, габбро, долериты и трон-дъемиты), 3) свита Когуро (базальты и долериты с прослоями сланцев, песчаников, конгломератов, кремнистых пород и известняков). Кровля «офиолита Хаячине» определяется согласным залеганием на нем свиты Яку-шигава, сложенной песчаниками и сланцами, и ее стратиграфического аналога - свиты Намейризава, которые, в свою очередь, согласно перекрываются (соответственно) свитами Одагои и Орикабетоге (песчаники, конгломераты, известняки; редко - долериты и базальты) с силурийскими окаменелостями.
Не исключено, что, с одной стороны, комплекс Хая-
чине вместе с перекрывающими его нижнесилурийскими отложениями в целом соответствует нижнесилурийской кордонкинской свите Западного Приморья, с которой ассоциируются малые тела габброидов, пироксенитов и серпентинитов (рис. 3) [10]. Однако парагенетические связи между ультраосновными породами и базитами, входящими в состав этой свиты,намечены пока с известной долей условности. Поэтому, с другой стороны, возможно, первые могут относиться и к ордовику.
Представление о характере взаимоотношений свит Когура и Якушигава установлено в нижней части долины р. Якушигава [38], где вскрывается типичный разрез комплекса Хаячине: 1) комплекс Кагура сложен расслан-цованными габброидами, включающими долериты и ультрабазиты. В верхней его части развиты долериты и трон-дъемиты, с которыми ассоциируются подчинённые тела габбро. 2) Свита Когуро состоит из долеритов и базальтов, содержащих прослои терригенных пород и гемати-товых кварцитов в верхней части. Сам контакт между свитами Когуро и Якушигава постепенный - в низах последней содержатся прослои базальтов и их туфов.
Габброиды комплекса Миямори слагают тела удлинённой формы в перидотитах и, по крайней мере, некоторые из них является дайками; по составу они относятся к роговообманковым и клинопироксен-роговообман-ковым разностям и не включают плагиоклаза. Крупные тела габброидов обогащены роговой обманкой в краевых частях.
Следует отметить, что рядом исследователей [42, 44 и др.] тектонические зоны Хаячине, Куросэгава и Цир-кум-Хида рассматриваются как серпентинитовый меланж. Подковообразная форма тела офиолитов и пространственно связанные с ним огромные батолиты раннемеловых гранитоидов, на наш взгляд, свидетельствуют о том, что в данном случае мы имеем дело с крупным мезозойским шарьяжем Южный Китаками, а офиолит Хиками залегает в основании тектонического покрова.
Ультрамафитовые члены комплексов Хаячине-Мия-мори сильно тектонизированы и изменены меловыми магматическими процессами (серпентиниты и др.), в то время как базиты сохранились значительно лучше. Наиболее представительными типами основных пород являются следующие: роговообманковые габбро, амфиболиты, которые залегают вдоль разломных контактов с серпентинитами в габбро-диабазовом комплексе, метагаббро, клинопироксен-роговообманковое габбро, плаги-оклаз-содержащие роговообманковые клинопироксени-ты из интрузивного ультрабазит-базитового комплекса (кортландиты, оливиновые роговообманковые клинопи-роксениты, роговообманковые клинопироксениты, кли-нопироксеновые горнблендиты, клинопироксен-роговообманковые габбро).
Ордовикские магматиты
Северо-Восточного Китая
На китайской территории в пределах мегаблока Бу-рея-Цзямусы, по данным мелкомасштабных (1:500 000-1:1000 000) геологических съёмок, широко развиты раннепалеозойские и ордовикские гипербазиты, представля-
Рис. 3. Геологическая карта бассейна рек Нестеровка - Раздольная (по Л.А.Изосову и М.А. Евлановой, 1982 г.; [10]):
1 - нижний силур, кордонкинская свита: граптолитовые сланцы, аргиллиты, туфоаргиллиты, тефроиды, диабазы, базальты, андезибазальты, андезиты, спилиты, манделыптейны, шалыптейны, туфы основного и среднего состава, конгломераты, песчаники, туфопесчаники, алевролиты, туфоалевроли-ты, туффиты, кремни с неопределимыми радиоляриями, яшмы;
2 - нижняя пермь, казачкинская свита: риолиты, дациты, их туфы, кластолавы, туффиты, туфоконгломераты, туфопесчаники, туфоалевролиты, песчаники; 3 - нижняя-верхняя пермь, решетниковская свита: песчаники, туфопесчаники, углистоглинистые сланцы, алевролиты, аргиллиты, туффиты, риолиты. дациты, их туфы, конгломераты; 4 - верхняя пермь, владивостокская и барабашская свиты: лавы и туфы основного, среднего, кислого и смешанного состава, туффиты, песчаники, алевролиты, туфопесчаники. туфоалевролиты, известняки, конгломераты, туфоконгломераты, гравелиты; 5 - нижний-вер-хний мел, никанская и коркинская серии: песчаники, алевролиты, аргиллиты, углистые аргиллиты, каменные угли, туффиты, лавы и туфы кислого и основного состава; 6 - верхний мел, толща риолитов: риолиты, их туфы, кластолавы; 7 - миоцен: песчаники, алевролиты, аргиллиты, туффиты, бурые угли, галечники, гравийники, пески; 8 - верхний миоцен-плиоцен, шуфанская свита: базальты, андезибазальты; 9 - раннесилурийские ультрабазиты (серпентиниты - штоки и дайки); 10-
11 - ордовикские интрузии: диориты (10), граниты (11); 12 -раннекарбоновые интрузии: гранодиориты, граниты, габбро, диориты, граносиениты; 14 - оси антиклиналей (а) и синклиналей (б); 15 - разломы (а) установленные и предполагаемые, надвиги (б) установленные и предпологаемые
ющие офиолитовую формацию (цзилиньский, хэйлунцзянский и дахэчжэнский комплексы), а также габбро, граниты, гранодиориты и адамеллиты, слагающие батолиты [40,41,11,7]. Подвижные (рифтогенные) зоны, заложенные на континентальной коре, выполнены нижнесреднеордовикскими вулканогенно-терригенно-карбонат-ными формациями, в которых участвуют следующие вулканические ассоциации: 1) андезит-риолитовая и 2) ан-дезито-базальтовая Эти вулканогенные ассоциации относятся к типовой спилит-кератофировой ассоциации.
Подстилающие ордовик нерасчленённые кембрийско-ордовикские свиты (рис. 1) содержат большие объемы метавулканитов: амфиболиты, горнблендитовые сланцы, лептиниты, андалузит-турмалин-кварцевые и слюдисто-кварцевые-сланцы. Они представляют субмаринные вулканогенно-осадочные формации с андезит-базальтовой и риолитовой ассоциациями. Вероятно, здесь в кембрии-ордовике существовал глубоководный подвижный вулканогенно-осадочный прогиб, в котором эволюция магматизма шла по гомодромному типу. В позднем ордовике магматический очаг мигрировал в верхние слои сиалической коры и сформировались гра-нитоидные батолиты.
Цзилиньский базит-гипербазитовый комплекс представляют преимущественно мелкие штоки и дайки сер-пентинизированных перидотитов, роговообманковых пироксенитов, оливиновых габбро, гарцбургитов, оли-виновых пироксенитов и диоритов. Это - высокомагне-
зиальные, низкотитанистые натриевые и субщелочные натриевые разности.
Хэйлунцзянский базит-гипербазитовый комплекс сложен преимущественно серпентинизированными породами и ргоовообманковыми габбро, которые прорывают кембрийские и ордовикские отложения. В нём присутствуют как продукты кристаллизации богатых магнием перидотитовых расплавов, так и дифференциаты высокожелезистой толеитовой магмы.
Дахэчжэньский базит-гипербазитовый комплекс рассматривался С. С. Зиминым [9] как офиолитовая (дунит-верлит-пироксенитовая) формация, породы которой отличаются высокой магнезиальностью и содержат хромитовые руды. Гипербазиты и основные магматиты основного состава образуют дайки, линзы и пластовые залежи в вулканогенно-кремнисто-терригенной дахэчжэн-ской свите - возможном аналоге нижнесилурийской кор-донкинской свиты Западного Приморья [10].
Ордовикские магматиты Японского моря
На наш взгляд, к офиолитовой формации могут быть отнесены среднепалеозойские [18] зеленосланцевые метаморфиты толщи вулканитов основного и ультраосновного состава, выходящие на подводных возвышенностях Витязя, Алпатова, Ямато и др., сопоставляемая Л. А. Изосовым [10] с нижнесилурийской кордонкинс-кой свитой Приморья [12].
Ордовикские магматиты Приморья и близкие к ним по возрасту образования
Для того чтобы определить место ордовикских маг-матитов в палеозойском эволюционном ряду Приморья, необходимо кратко охарактеризовать имеющиеся в настоящее время схемы развития ранне-среднепалеозойс-кого магматизма данного региона. В статье принята схема, разработанная нами [10,19 и др.], которая частично дополнена данными [6, 21, 22]. Ранне-среднепалеозойские магматические комплексы Приморья включают следующие: 1) позднекембрийский (вознесенский) - 455-500 млн лет (К-Аг), 512 ±47 млн лет (Шэ-8г); 2) ордовикский батолитовый (гродековский, шмаковский, сне-гуровский, анучинский) - 434-495 млн лет (К-Аг);
3) раннесилурийский (кордонкинский), предположительно офиолитовый и 4) раннесилурийский или раннепалеозойский (курханский, малоключевской и пограничный) - кимберлитоидный.
Последний, по данным И.Н. Говорова с соавторами [1997], включает (возраст Ш)-8г, млн лет) дайки керсантитов (422±16), спессартитов (395±20) и биотит-каль-цитовых пикродолеритов (400). В статьях [6, 21] подчёркивается, что геохимические данные (величины начальных отношений изотопов 8г), возможно, свидетельствуют о связях этих образований с глубинным диапи-ром кимберлитоподобной магмы. В частности, низкая концентрация кремнекислоты и явно повышенные содержания калия в биотит-кальцитовых пикродолеритах дайковой серии указывают на их сходство с пикритовы-ми порфиритами известных кимберлитовых полей. Авторы приходят к выводу об их мантийном происхождении - с кимберлитовым, или лампроитовым (по А.И. Ромашкину) [20] трендом. Этот вывод трудно переоценить:
он ещё больше подчёркивает и расширяет перспективы алмазоносности Ханкайского массива [13].
Петрохимические особенности ордовикских офиолитов и близких к ним по возрасту магматических комплексов
Как известно, в состав типовой офиолитовой ассоциации входят следующие комплексы [2]: 1 - ультраба-зитовый (тектонизированные перидотиты с жильной серией разнообразных ультрамафитов); 2 - вышележащий габброидный (чередование ультрамафитов и габ-броидов); 3 - параллельных даек различного состава; 4 -вулканический, венчающий разрез офиолитов (рис. 4).
В Японии офиолиты «Хаячине-Миямори» представлены двумя комплексами - ультрабазитовым и габбро-идным, которые по петрохимическим данным в основном попадают в поля базальтов МОИЗ и островодуж-ных толеитов, хотя один образец представляет известково-щелочные базальты [38] (рис. 5). На диаграмме К20-8Ю2 [32] базальтоиды из комплекса Хаячине, в отличие от «диоритов Сободжи», попадают в поле низкокалиевых магматитов (рис. 6). Поскольку данная офиолитовая формация является вулкано-плутоническим образованием, можно полагать, что она представляет все четыре комплекса типовой офиолитовой постройки (рис. 4).
В принципе, по литологическому составу комплекс близок к раннесилурийской кремнисто-вулканогенно-терригенной формации (с гипербазитовой ассоциацией) и ее аналогам Цзилинь-Хэйлунцзянской покровно-склад-чатой системы [12, 40]. Некоторым подтвеждением это-
Вулканичес-кий комплекс
Комплекс параллельных даек
Г абброид-ный комплекс
Ультраба-
зитовый
комплекс
Приморские (кордонкинская свита) и япономорские базальтоиды
Япономорские
метадолериты
Хэйлунцзянские ультрамафиты и габброиды, цзилиньские габброиды
Цзилиньские
ультрамафиты
(гарцбургиты,
пироксениты),
дахэчженьские
ультрамафиты и
габброиды
Рис. 4. Офиолитовая постройка Япономорского региона
Рис. 5. Диаграмма ТЮ2-10МпО- ЮР205 для долеритов и базальтов комплекса Кагура (незалитые кружки), свит Когуро (залитые кружки) и Одагои (залитые треугольники) [38]: OIT: толеиты океанических островов, OIA: щелочные базальты океанических островов, MORB: базальты срединных океанических хребтов и окраинных бассейнов, IAT: толеиты островных дуг, САВ: известково-щелочные базальты
го вывода служит тот факт, что базальтоиды из раннесилурийской свиты Одагои, тесно ассоциирующиеся с названными офиолитами, размещаются в полях как MORB, так и известково-щелочных базальтов. Комплексы Хая-чине-Миямори характеризуются геохимическими чертами, указывающими на их формирование в условиях эмбриональной океанической дуги. Они образовались в верхней мантии в результате плавления и дифференциации примитивной магмы. Судя по составу содержащихся в офиолитах шпинелей [43], некоторые образцы попадают в поля MORB, бонинитов, или высокомагниевых андезитов; часть точек характеризуется высокими содержаниями железа, свидетельствующих об их кристаллизации из истощённого расплава.
В Китае цзилиньские офиолиты также представлены двумя комплексами - ультрабазитовым и габброид-ным с преобладанием в сумме щелочей Na20. По соотношению щелочей и кремнезема, а также К20 и кремнезема ультрамафиты в большинстве своем относятся к толеитовой низкокалиевой серии (рис. 7, 8), а габброи-ды - к субщелочной и известково-щелочной умереннокалиевой сериям (рис. 9,8). Ультрамафиты являются высокомагнезиальными, низкотитанистыми, а габброиды -умеренномагнезиальными и умереннотитанистыми образованиями (рис. 10).
Этот комплекс слагает нижние части офиолитовой «постройки» (рис. 4) на дискриминационной диаграмме [36], фигуративные точки цзилиньских офиолитов располагаются в области магматитов рифтовых зон (рис. 11). Судя по низким содержаниям К20 и ТЮ2, их образование связано, вероятно, с рифтогенными зонами, закладывающимися на океанической или на весьма
тонкой разорванной континентальной коре. Габброиды, по-видимому, формировались уже на более мощной коре, о чём свидетельствует повышенное содержание в этих породах К20, ТЮ2 и суммы Бе.
Хэйлунцзянские офиолиты представлены серпенти-низированнымиультрамафитами и габброидами; судя по сумме щелочей и калиевости, первые относятся к извес-тково-щелочной низко-, умереннокалиевой (рис. 9, 7,8), а вторые - к известково-щелочной умеренно-, высококалиевой ассоциации. По мере роста количества кремнезема в ультрамафитах уменьшается количество М^О и увеличивается содержание А1203 и СаО (рис. 10). Химические особенности хэйлунцзянских офиолитов указывают на принадлежность этих пород к второму габбро-идному комплексу (рис. 4), а на диаграмме [36] (рис. 11) фигуративные точки хэйлунцзянских офиолитов образуют два ореола: более магнезиальные разновидности пород располагаются в области мафитов островных и континентальных дуг, а более железистые - в области мафитов рифтовых зон и эпиорогенных поднятий (рис. 11). Это обстоятельство указывает на то, что формирование офиолитов началось в период растяжения и заложения рифтогенных зон на океанической коре и продолжалось в период сжатия и формировангия островных дуг.
Дахэчженьские офиолиты (ультрамафиты и габброиды) в большинстве своем относятся к толеитовой низкокалиевой серии (рис. 7, 8) и характеризуются низкой суммой щелочей и К20. Ультрамафиты представляют высокомагнезиальные, низкотитанистые, низкоглиноземистые, низкоизвестковистые и умеренножелезистые образования (рис. 10). Эти химические особенности дахэч-женьских габброидов позволяют отнести их ультрабази-товому комплексу, к которому относятся и ультрамафиты (рис. 4). На дискриминационной диаграмме [36] фигуративные точки дахэчженьских офиолитов располагаются в области магматитов рифтовых зон, образование которых происходило на океанической коре (рис. 11).
В Приморье офиолиты залегают в нижнесилурийской кордонкинской сейте; это - базальты, спилиты, реже пикриты и андезибазальты. Этот набор пород, относящийся к вулканическому комплексу, представляет собой
S1O2 %
Рис. 6. Диаграмма К/) - 8і()2 для базальтоидов комплекса Хаячине (залитые кружки) и диоритов комплекса Сободжи (незалитые кружки) [32]
Рис. 7. Диаграмма щелочи-кремнезем [35] для пород ордовикской офиолитовой формации Япономорской зоны перехода континент-океан:
1 - Приморский край (кордонкинская свита); 2-Л - Северо-Восточный Китай, комплексы: цзилиньский (2),
дахэчженьский (3), хэйлунцзянский (4); 5 - Японское море (подводные возвышенности Витязя и Алпатова). Сплошной и пунктирной линиями обозначены поля составов базальтоидов дайковых (А) и вулканических (Б) комплексов офиолитов. Сплошной прямой линией показана граница между щелочной и толеитовой сериями интрузивных пород
лишь верхнюю венчающую часть офиолитовой «постройки» в то время, как основная ее часть, по-видимому, располагается на большей глубине (рис. 4). По показателям суммарной щелочности и калиевости, с одной стороны, и кремнеземистости, с другой - данные породы относятся к субщелочной или известко-щелочной низ-ко- или умереннокалиевой сериям (рис. 7, 8). Они ха-
рактеризуются умеренными или высокими концентрациями ТЮ2, низкими или умеренными содержаниями А1203, СаО и М^О и высокими значениями суммы Бе (рис. 11). Кордонкинские офиолиты относятся к породам нормального ряда, слабонасыщенным 8Ю2, обогащенным щелочами (с преобладанием №20 над К20) и закисным Бе, что является типичным для пород вулканического комплекса офиолитов [2]. Кроме того, повышенные величины железистости, титанистости и щелочности, в частности, калиевости, характерны для офиолитовых ассоциаций зон активизации древних платформ и щитов [9]. Это свидетельствуют о формировании магматитов кордонкинской свиты в ослабленных зонах, заложенных на зрелой континентальной коре в начальный период воздымания Китайской платформы [4]. На рифтогенную природу описываемых пород указывает дискриминационная диаграмма [36], на которой их фигуративные точки располагаются в области магматитов рифтовых зон и эпиорогенных поднятий (рис. 11).
Офиолиты Японского моря (метадолериты и базаль-тоиды) выходят на подводных возвышенностях Алпатова и Витязя. По соотношению щелочности и кремнезема, а также К20 и кремнезема они относятся к субщелочной умереннокалиевой и известково-щелочной (реже толеитовой) низкокалиевой вулканическим сериям (рис. 7, 8) при повсеместном преобладании в сумме щелочей №20. С ростом кремнезема количество К20 в этих породах увеличивается, а на диаграммах А. Хар-кера (рис. 11) хорошо видно, что тренды япономорских и приморских офиолитов почти перекрывают друг друга, демонстрируя тем самым близкий химический состав. Ранее [10,13,15] уже неоднократно высказывалось предположение о возрастной и формационной близости названных образований. На диаграмме «щелочи-кремнезем» [35] фигуративные точки япономорских офиоли-
35 40 45 50 55
ЗЮ2(мас.%)
Рис. 8. Диаграмма К2()-8Ю2 [34] для пород ордовикской офиолитовой формации Япономорской зоны перехода континент-океан. Условные обозначения см. на рис. 7.
Рис. 9. Диаграмма щелочи-кремнезем [1] для пород ордовикской офиолитовой формации Япономорской зоны перехода континент-океан. Условные обозначения см. на рис. 7.
Рис. 10. Диаграммы А. Харкера [29] для пород ордовикской офиолитовой формации Япономорской зоны перехода континент-океан.
Условные обозначения см. на рис. 7.
тов располагаются в областях дайкового и вулканогенного комплексов офиолитовой «постройки» Япономорского региона (рис. 7). В этих же областях располагаются и фигуративные точки приморских (кордонкинских) базальтоидов. Вероятно, возвышенности Алпатова и Витязя в настоящее время представляют собой раздробленные блоки некогда единого фрагмента Азиатской окраины, в который также входила и южная часть Хан-кайского массива с обрамляющей его с запада Гродеков-ской подзоной, где развита кордонкинская свита. Это подтверждается и одинаковой геодинамической обстановкой, в которой формировались те и другие породы, а именно в обстановке растяжения и рифтообразования в
период общего воздымания Китайской платформы (рис. 11).
Таким образом, развитые в пределах ЯЗ офиолиты относятся ко всем четырём комплексам, которые слагали, вероятно, некогда единую офиолитовую «постройку» [2] на окраине континента (рис. 4). Самый нижний ультрабазитовый комплекс этой «постройки» представлен цзилиньскими и дахэчженьскими гарцбургитами, дунитами и пироксенитами, а также дахэчженьскими оливиновыми габбро и диаллагитами; на ультрабазито-вом комплексе «залегает» второй габброидный комплекс, состоящий из хэйлунцзянских ультрамафитов и габбро-идов и цзилиньских габброидов. Выше располагается комплекс параллельных даек - метадолериты подводных возвышенностей Алпатова и Витязя. И венчает разрез офиолитовой «постройки» вулканический комплекс приморских и япономорских пикритов, базальтов и андези-базальтов.
Приведённые данные в целом свидетельствуют о сходстве геологического строения и докембрийско-ран-непалеозойской истории Приморья, Северо-Восточно-го Китая, Япономорской впадины и Японии. Поэтому не исключено, что в пределах последней развиты не выявленные в настоящее время кембрийские образования чехольного типа. Характерно, что время развития рифтогенных процессов вдоль северной границы Сино-Корейской параплатформы (синий-кембрий) определяется возрастом древнейших офиолитов [45] Однако там встречаются офиолитовые массы, имеющие и ордовикский возраст, судя по определению микрофауны в перекрывающих их кремнистых породах [30]. Сходные данные приводит Хэ Гоци [27]: к северу от Сино-Корейско-го кратона рифтогенез фиксируется, начиная с протерозоя, а ярко выраженная раннепалеозойская офиолитовая зона тянется от Внутренней Монголии до северной границы провинции Ляонин и далее - до южной части этой провинции, то есть уже в пределы ЯЗ. По-видимому, тектонический пояс Хаячине, вмещающий ранне-средне-
Рис. 11. Дискриминационная диаграмма [36] для пород ордовикской офиолитовой формации Япономорской зоны перехода континент-океан. Условные обозначения см. на рис. 7.
ордовикский офоиолитовый комплекс, является её фрагментом.
Общий подъем Китайской платформы обусловил режим растяжения в сводовой части купола и привел к образованию глубинных рифтогенных зон, в которых и происходило формирование офиолитов. В Японии и Северо-Восточном Китае рифтовые разломы достигли верхней мантии и были образованы ультрабазитовый и габброидный комплексы. Магмогенерирующим источником служила деплетированная (ЭМ) или слабо обогащенная флюидами верхняя мантия (ЕМ1). В Приморье рифтообразование происходило на континентальной коре, и здесь были сформированы два верхних комплекса - параллельных даек и вулканический. На генерацию магматического расплава в этой части офиолитовой «постройки» активное влияние оказывала известково-щелочная составляющая зрелой континентальной коры (ЕМ2).
Заключение
Итак, в работе была сделана первая попытка сравнительного формационного анализа ордовикских и близких к ним по возрасту офиолитовых комплексов ЯЗ. Показано, что они относятся к рифтогенной группе формаций и являются реликтами океанической коры. Наиболее ярко проявлены офиолитовые формации в Японии и Северо-Восточном Китае; предположительно, к ордовику-раннему силуру могут быть отнесены выходы базит-гипербазитов Приморья, парагенетические связи которых с нижнесилурийской кремнисто-вулканоген-но-терригенной формацией намечены с известной долей условности. Становление ордовикских офиолитов связано с расколом дорифейской континентальной коры и образованием параокеанов и окраинных морей.
ЛИТЕРАТУРА:
1. Богатиков О. А. Классификация и номенклатура магматических горных пород. М.:Недра, 1981. 160 с.
2. Богатиков О.А.,Васильев Ю.Р, Дмитриев Ю.И., Ионов Д. А. и др. Магматические горные породы. М.: Наука, 1988. Т. 5.
3. Вакита К. Донеогеновая тектоническая структура Японских островов // Проблемы тектоники, минеральные и энергетические ресурсы Северо-Западной Пацифики. Хабаровск: ДВО РАН, 1992. Ч. 1. С. 18-31.
4. Ву Иашань, Джен Юанынен, Тан Ляньян, Жан Анди. Зависимость алмазоносности кимберлитов от тектонических структур фундамента Сино-Корейской платформы // Геология и геофизика. 1992. № 10. С. 117-123.
5. Геологическое строение западной части Японского моря и прилегающей суши. Владивосток: Дальнау-ка, 1993.211 с.
6. Говоров И.Н., БлагодареваН.С., Журавлев Д.З. Пет-рогенезис флюоритовых месторождений Вознесенского рудного района (Приморье) по данным Мэ-Бг изотопии магматических и метасоматических пород //Тихоокеан. геология. 1997. Т. 16, № 5. С. 60-69.
7. Емельянова Т.А., Изосов Л.А. Ордовикская бато-литовая формация Япономорской окраины Азии:
петрохимические особенности и геодинамические типы пород // Региональные проблемы. 2007. № 8. С. 85-91.
8. Жэнь Цзишунь. Тектоника Восточного Китая и образование Азиатского континента // Проблемы тектоники, минеральные и энергетические ресурсы Северо-Западной Пацифики. Хабаровск: ДВО АН СССР, 1992. Ч. 1. С. 56-62.
9. Зимин С. С. Парагенезы офиолитов и верхняя мантия. М.: Наука, 1973. 251 с.
10. Изосов Л.А. Среднепалеозойские формации и тектоника Япономорского региона. Владивосток: Даль-наука. 278 с.
11. Изосов Л.А., Емельянова Т.А. Раннепалеозойский магматизм и тектоника Япономорской окраины Азии//Тектоника, глубинное строение и минераге-ния Востока Азии. Мат-лы науч. конф. Хабаровск: ИТИГ, 2006. С. 35-38.
12. Изосов Л.А., Кандауров А.Т., Бажанов В.А., Корень Т.Н. и др. Силурийские отложения Приморья // Тихоокеан. геология. 1988. № 5. С. 75-82.
13. Изосов Л. А., Коновалов Ю.И., Емельянова Т. А. Проблемы геологии и алмазоносности зоны перехода континент-океан (Япономорский и Желтоморский регионы). Владивосток: Дальнаука, 2000. 326 с.
14. Изосов Л. А., Коновалов Ю.И. Западно-Сихотэ-Алин-ский окраинно-континентальный вулканический пояс и его тектоническая позиция в Западно-Тихоо-кеанской зоне перехода континент-океан. Владивосток: Дальнаука, 2005. 315 с.
15. Изосов Л.А., Леликов Е.П. Средний палеозой Япономорского региона // Тектоника, энергетические и минеральные ресурсы Северо-Западной Пацифики. Хабаровск: ДВО РАН, 1992. Ч. 1. С. 62-67.
16. Изосов Л.А., Мельников Н.Г. О чешуйчато-покровных структурах Западного Приморья // Тихоокеан. геология. 1988. № 6. С. 47-53.
17. Изосов Л.А., Рязанцева М.Д. Палеозойские магматические комплексы юга Ханкайскош массива // Сов. геология. 1977. № 2. С. 77-90.
18. ЛеликовЕ.П., ТереховЕ.П. Средний палеозой//Геология дна Японского моря. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. С. 16-23.
19. Мельников Н.Г., Изосов Л.А. Структурно-форма-ционное районирование Приморья (докайнозойс-киеструктуры) //Тихоокеан. геология. 1984. № 1. С. 53-61.
20. Ромашкин А.И. Минералы-индикаторы кимберлито-вого и лампроитового магматизма на Дальнем Востоке России//Геология и геофизика. 1997. Т. 38, № 2. С. 504-513.
21. Рязанцева М. Д., Герасимов Н.С., Говоров И.Н. Руби-дий-стронциевые изохроны и петрогенезис магматических пород Вознесенского рудного района (Приморье) //Тихоокеан. геология. 1994. № 4. С. 60-73.
22. Сахно В.Г., Матюнин А.П., Зимин С.С. Курханская алмазоносная диатрема северной части Ханкайско-го массива: строение и состав пород // Тихоокеан. геология. 1997. № 5. С. 46-59.
23. Смирнов A.M. Сочленение Китайской платформы с Тихоокеанским складчатым поясом. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 157 с.
24. Хэ Гоци. Связь Сино-Корейского кратона с обрамляющими его с севера складчатыми поясами // Глубинное строение Тихого океана и его континентального обрамления: Междунар. симп. Ч. 1. Благовещенск: ДВНЦ АН СССР, 1988. [тезисы] С. 24-25.
25. Ehiro М. Relationships in tectonic framework among the South Kitakami and Hayachine Tectonic Belts, Kurosegawa Belt, and «Paleo-Ryoke Belt»// Mem. Geol. Soc. Japan, 2000. 56. Pp. 53-64 (jap.).
26. Ehiro M. Origins and drift histories of some microcontinents distributed in the eastern margin of Asian Continent // Earth Science, 2001. V. 55.2. Pp. 71-81.
27. Ehiro М., Kanisawa S. Orirgin and evolution of the South Kitakami Microcontinent during the Early-Middle Palaeozoic // IGGP 321 Final Results Volume. Rotterdam: A. A.Balkema Publishers, 1999. P. 283-295.
28. Geology and mineral resources of Japan. Hisamoto: Kawasaki-shi, 1977. V. 1. 430 p.
29. Harker A. The natural history of igneous rocks. Methuen. London, 1909.
30. He G., Shao J. Determination of Early Paleozoic Ophiolites in southeastern Nei-Mongol and their geotectonic significance // Contrib. Proj. Plate Tectonics North China. Shenyang: Publish. House Inst. Geol. & Miner. Resour., 1983. № 1. Pp. 243-250 (chin.).
31. Hsu K.J., Sun Shu, Li Jiliang, Chen Haihong et al. Mesozoic overthrust tectonics in South China // Geology. 1988. V. 16. Pp. 418-421.
32. Kanisawa S., Ehiro M. Pre-Devonian Shoboji Diorite distributed in the western border of the South Kitakami Belt: Its bearing on the characteristic of petrology and K-Ar age // Graduate School of Sci. Tonoku Univ.: 1997. V. 92. Pp. 195-204.
33. Kojima S. Mesozoic Terrane accretion in North-East China, Sikhote-Alin and Japan regions // Paleogeography, Paleoclimatology, Paleogeo-
logy. Amsterdam; Elsevier Sci Publ. B. V. 1989. V. 69. Pp. 213-232.
34. Le Maitre R. W., Bateman P., Dudek A. et al. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford, 1989.
35. Macdonald G. A. Composition and origin of Hawaiian lavas. - Geol. Soc. Amer. Mem., 1968. 116 p.
36. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geol. Soc. Am. Bull. V. 101. P. 635-643.
37. Metcalfe I. Gondwana dispersion and Asia accretion // J. Geol. (Hanoi). Ser. B. 1995 (5-6). Pp. 223-266.
39. Mori K., Okami K., Ehiro M. Paleozoic and Mesozoic Sequences in the Kitakami Mountains // Nagoya Univ., 1992. Pp. 81-114.
40. Ozawa M. Geological study on the «Hayachine Tectonic Belt» // Contr. Inst. Geol. Paleont., TohokuUniv. 1983. № 85. Pp. 1-30.
41. Regional Geology of Jilin province // Geological memoirs. Beijing: Geol. Publ. House, 1989.Ser. 1. № 10. 698 p.
42. Regional Geology of Heilogjiang province // Geological memoirs. Beijing: Geol. Publ. House, 1992. Ser. 1. № 33. 734 p.
43. Saito Y., Hashimoto V. South Kitakami region: an allochtonous terrane in Japan // Journ. Geohhy. 1986. Res. 87 (B5). P. 3691-3696.
44. Shibata K., Ozawa K. Ordovician arc ophiolite, the hayachine and Miyamori complexes, Kitakami Mountains, Northeast Japan: isotopic ages and geochemistry // Geochemical Journ. Vol. 26. 1992. Pp. 85-97.
45. Suzuki T. Melange problem of convergent plate margins in circum-Pacific region //Mem. Fac. Sci. Kochi Univ. 1986. Ser. E (7). P. 23-48.
46. Tang Kedong. Tectonic development of Paleozoic foldbelts of the North of the Sino-Korean craton // Tectonics. 1990. V. 9. № 2. Pp. 249-260.
47. Wakita K. Accretionary tectonics in Japan // Bull, of Geol. Surv. of Jap. 1989. V. 40(5). Pp. 251-253.
The problems of correlation of Ordovician Ophiolite Formation Japan Sea Transitional Continent-Ocean Zone are described in this article. That Formation is distributed in Japanese Islands and North-East China on typical appearance. It is possible, analogical composition and like age (Ordovician-Early Silurian) has the basic-ultrabasic associations of West Primorye and submarine rises Vityaz andAlpatov in Japan Sea. Ordovician ophiolites are infilling riftogenic structures, in which sial crust is destroyed and presents ofrelic ofoceanic core. The petrochemical features of Ordovician basic-ultrabasic rocks confirm it opinion.
