Кемский террейн

Кемский террейн (фрагмент раннемелового задугового бассейна) располагается вдоль восточной прибрежной части Сихотэ-Алиня севернее широты 45° в виде полосы север-северо-восточного простирания протяженностью около 900 км (вплоть до правобережья р. Амур) при ширине 80-150 км (см. рис. 4.30). Как и Таухинский, этот террейн обнажен в изолированных «окнах» среди позднемеловых и третичных вулканитов Восточного Сихотэ-Алиня. С запада-северо-запада к Кемскому террейну последовательно причленяются (с юга на север) Журавлевско-Амурский, Самаркинский и Киселевско-Маноминский террейны.

Кемский террейн образован баррем-альбскими терригенными, главным образом флишевыми отложениями с вулканитами преимущественно основного, значительно реже - среднего и кислого состава (см. рис. 4.31).

Кемский террейн доступен для наблюдения в бассейне рек Кема и Самарга и междуречье Гур-Тумнин и Амур. Ниже дана его краткая характеристика на примере бассейна р. Кема.

В бассейне р. Кема вдоль русла реки и ее крупных правых притоков - рек Холмогорка, Смеховка и Порожистая обнажены меандровская и кемская свиты (Малиновский и др., 2002, рис. 4.44). Несколько южнее, в междуречье Кема-Таежная обнажена также лужкинская свита, образующая верхнюю часть нижнемеловых отложений террейна.

Рис. 4.44. Строение Кемского террейна в бассейне р. Кема.

1 - меандровская свита; 2-4 - кемская свита: 2 - нижняя, 3 - средняя и 4 - верхняя подсвиты; 5, 6 - позднемеловые граниты (5) и вулканиты (6); 7 - разломы; 8 - нормальное (а) и опрокинутое (б) залегание пород; 9 - участки детального описания обнажений; 10 - участки распространения микрооползневых складок, показанные на рис. 4.45; 11 - точки сборов ископаемой фауны (а) и палинофлоры (б); 12-18 - условные обозначения к колонке: 12-14 - флиш с преобладанием алевролитов (12), с равными соотношениями песчаников и алевролитов (13), с преобладанием песчаников (14); 15 - конгломераты, гравелиты с прослоями песчаников; 16 - базальты; 17 - туфы и тефроиды базальтов; 18 - микститы

Меандровская и кемская свиты общей мощностью более 4800 м сложены преимущественно терригенным флишем, главными компонентами которого являются песчаники, алевролиты и аргиллиты, реже гравелиты и конгломераты. Отдельные горизонты сложены подводно-оползневыми брекчиями, состоящими из глыб, щебня и дресвы алевролитов, базальтов, гравелитов и песчаников в глинисто-алевролитовом матриксе. Редкие находки ископаемых ауцеллин и аммонитов позволяют датировать эти свиты баррем-альбом. В составе галек преобладают сростки кварца и полевых шпатов, алевролиты и песчаники, а иногда значительную роль играют базальты и кремнистые породы. В гальках кремней И.В. Кемкиным обнаружены остатки триасовых и юрских радиолярий, что подразумевает размыв юрских-раннемеловых аккреционных призм, подобных образующим Самаркинский и Таухинский террейны. Средняя часть разреза кемской свиты образована преимущественно туфами и лавами базальтов с переменным соотношением этих пород на различных участках района. Туфы агломератовые и псефито-псаммитовые, иногда они градационно сортированы и содержат прослои алевролитов, насыщенных вулканомиктовым материалом. Базальты часто имеют текстуру пиллоу-лав с подушечными обособлениями 0,5-2,5 м в диаметре. В основании потоков они часто насыщены бесформенными включениями осадочного материала, а в кровле массивные. Маломощные (до 1 м) базальты, по-видимому, в результате соприкосновения с морской водой растрескивались и расщеплялись на сегменты, трещины между которыми заполнены алевролитом, временами «выплескивавшимся» на поверхность лавы. В других случаях в алевролиты включены базальтовые «капли» или «бомбы», по краю которых развиты стекловатые корки или цеолитовые оторочки. Между лавами иногда залегают горизонты терригенного флиша, мощность которых составляет порою 0,5-1,5 м. Лавы, следовательно, изливались на неконсолидированный морской осадок. Петрогеохимические особенности базальтов указывают на их принадлежность к высококалиевой субщелочной (шошонитовой) и, реже, высококалиевой известково-щелочной сериям, формировавшимся в тыловых частях островных дуг на заключительных этапах их развития (Симаненко, 1991; Симаненко и др., 2004).

Лужкинская свита (550 м) состоит из средне-мелкозернистых песчаников с редкими конгломератами, гравелитами и алевролитами, а в нижней части - туфами и лавами андезибазальтов. Она охарактеризована многочисленными местонахождениями очень характерной ископаемой фауны тригоний и иноцерамов.

Рис. 4.45. Микрооползневые складки в верхней подсвите кемской свиты на левобережье р. Холмогорка.

А - северо-западное, Б - юго-восточное крылья синклинали (см. рис. 4.44). Зарисовки по фотографиям обнажений. 1 - песчаники, 2 - алевролиты, аргиллиты

Средне- и мелкозернистые песчаники меандровской и кемской свит относятся к полевошпатово-кварцевым грауваккам и полевошпатовым аркозам, т. е. они формировались благодаря перемыву в значительной мере сиалического материала (Малиновский и др., 2002). Влияние синседиментационного базальтового вулканизма сказывается в том, что среди обломков пород песчаников доминируют базальты, а также в преобладании типично островодужной ассоциации тяжелых минералов (орто- и клинопироксенов, роговой обманки и магнетита). В некоторых песчаниках обильна примесь растительного детрита, который иногда образует прослои углей мощностью до 30 см. Основными агентами транспортировки и осаждения обломочного материала были гравитационные потоки различной плотности, что, как и горизонты обвально-оползневых брекчий, указывает на склоновую обстановку седиментации, осложненную вулканическими процессами. Выяснить направление движения гравитационных потоков позволяют оползневые дислокации, установленные нами порою в массовых количествах на различных уровнях меандровской свиты и верхнекемской подсвиты. Так, в бассейне р. Холмогорка на северо-западном крыле синклинали (см. рис. 4.44) обнажен ритмослой, часть которого деформирована во фронтальной части оползня (рис. 4.45). Более литифицированный слой песчаника основания ритма в ходе седиментации (еще относительно «жидкого» глинистого слоя) был смят в каскад опрокинутых микроскладок, наползающих друг на друга. На юго-восточном крыле этой же синклинали приблизительно на этом же стратиграфическом уровне также встречен горизонт, содержащий серию лежачих оползневых складок. Шарниры таких складок во всех наблюдавшихся случаях близгоризонтальные, ориентированные вдоль простирания синклинали (35-45°), что совпадает с простиранием подводного склона, на котором накапливались осадки. Вергентность оползневых микроскладок на обоих крыльях синклинали свидетельствует о гравитационном скольжении материала с юго-востока на северо-запад. При реконструировании палеосклона следует, по-видимому, учесть, что первичные простирания складчатых структур Сихотэ-Алиня, по В.П. Уткину (1980), были восток-северо-восточными (70-80°). Современные северо-восточные простирания слоев - результат их вращения против часовой стрелки в процессе более поздних перемещений вдоль серии окраинно-континентальных левых сдвигов север-северо-восточного простирания. Таким образом, снос обломочного материала происходил не с северо-запада, со стороны края Азиатского континента, а с юга-юго-востока, по-видимому, со стороны выдвинутого в сторону океана фрагмента континентальной плиты, включающей ранее аккретированную юрскую-раннемеловую аккреционную призму. Этот фрагмент должен был быть достаточно обширным, чтобы служить поставщиком огромного количества обломочного материала, и он, по крайней мере частично, был поднят выше поверхности моря, о чем свидетельствуют остатки наземной древесной растительности в песчаниках.

Предполагается что Кемский террейн в целом составляет фрагмент тыловой части Монероно-Самаргинской палеоостроводужной системы (Симаненко, 1991; Малиновский и др., 2002). Фрагменты фронтальной части этой палеодуги обнажены на севере о-ва Сахалин, на островах Ребун и Монерон и частично на юго-западе о-ва Хоккайдо и в северной части о-ва Хонсю (террейны Северный и Южный Китаками; Kawamura et al., 1990).

Монероно-Самаргинский палеовулкано-плутонический пояс является частью одноименной островодужной системы (Симаненко, 1984; Малиновский и др., 2002), выделенной в структурах континентального и островного обрамления Японского моря (рис. 4.46). Фрагменты этой системы (Кемский террейн) известны в Сихотэ-Алине, а восточнее - на западе и севере о-ва Сахалин (Камышовый и Шмидтовский террейны). К югу пояс продолжается на островах Хоккайдо и Хонсю, где он известен как Монеронская, Ребун-Кабато-Монеронская (Ikeda, Komatsu, 1986; Nagata, Kito, 1986; Kiminami et al., 1992) или Ошима-Сахалинская (Рождественский, 1993) островодужная система. В Монероно-Самаргинской системе распознаются все главные островодужные элементы: осевая зона вулканической дуги (вулкано-плутонический пояс), задуговый (тыловой) и преддуговый (передовой) бассейны, а также аккреционный клин (Парфенов, 1984).

Рис. 4.46. Схема тектонического районирования юга Дальнего Востока России и прилегающих территорий, по А.И. Ханчуку (1999 г.).

1-10 - террейны: 1 - домезозойские; 2, 3 - юрские: 2 - аккреционной призмы, 3 - турбидитовые; 4-6 - раннемеловые: 4 - аккреционной призмы, 5 - турбидитовые, 6 - островодужные; 7-9 - ранне-позднемеловые: 7 - аккреционной призмы, 8 - турбидитовые, 9 - островодужные; 10 - позднемеловые-палеогеновые; 11, 12 - разломы: 11 - надвиги, 12 - сдвиги. Стрелками показано направление движения вдоль сдвигов.

Террейны: См - Самаркинский, НБ - Наданьхада-Бикинский, Хб - Хабаровский, Б - Баджальский, У - Ульбанский, КМ - Киселевско-Маноминский, Тх - Таухинский, Ж - Журавлевско-Амурский, К - Кемский, ЗС - Западно-Сахалинский, АГ - Анивский, Н - Набильский, Ш - Шмидтовский, Зш - Западношмидтовский, Ка - Камышовый (Рождественский), Т - Терпения, О - Ошима, РК - Ребун-Кабато, С - Сорачи-Йезо, Х - Хидака, Тк - Токоро, Нм - Немуро

Осевая зона вулканической дуги (см. рис. 4.46), сложенная раннемеловыми вулканическими и вулканогенно-осадочными образованиями, тянется вдоль восточного края Сихотэ-Алиня в фундаменте позднемелового Восточно-Сихотэ-Алинского пояса и восточнее, в Ребуно-Монеронском хребте, горах Кабато на о-ве Хоккайдо и поясе Северный Китаками на о-ве Хонсю. К этой же зоне, видимо, относится и островодужный блок мыса Марии на п-ове Шмидта на Сахалине (Рождественский, 1988). Большая же часть осевой зоны скрыта Восточно-Сихотэ-Алинским вулканическим поясом, а также осадками Татарского пролива и Японского моря. Осадочные и вулканогенно-осадочные отложения задугового бассейна окраинного моря (Малиновский и др., 2002; Кудымов, 2001) (Кемский террейн) развиты к западу от осевой зоны дуги и прослеживаются вдоль всего Сихотэ-Алиня. Фрагментом аккреционной призмы этой дуги являются, по-видимому, Киселевско-Маноминский террейн Северного Сихотэ-Алиня и зона Идоннапу на юге центрального Хоккайдо (Khanchuk, Panchenko, 1997; Рихтер, 1986; Kiyokawa, 1992). Приокеанические элементы палеодуги реконструируются на востоке о-ва Сахалин по поясу глаукофан-сланцевого метаморфизма, гипербазитов, олистостромов и серпентинитовому меланжу, который продолжается на о-ве Хоккайдо (пояс Камуикотан) и интерпретируются как Хоккайдо-Сахалинская палеозона субдукции (Ota et al., 1993).

Ниже приводится краткая характеристика магматизма отдельных фрагментов Монероно-Самаргинского вулкано-плутонического пояса.

Таблица 4.2

Химический состав базальтов марийской свиты п-ова Шмидта на Сахалине (коллекция Н.М. Левашевой)

П р и м е ч а н и е . Микроэлементы определены рентгеноспектральным анализом.

Параметры	Номер образца
	М4706	М4707	М4710	М4736	М4778	Н709	Н723	Н727	Н738
SiO2	52,04	49,94	54,16	59,06	50,02	50,60	49,84	50,30	48,58
TiO2	0,50	0,50	0,61	0,57	0,60	0,90	0,52	0,67	0,59
А12О3	15,06	14,30	14,11	13,37	15,26	15,23	14,60	15,63	15,52
Fe2O3	5,10	6,14	5,82	6,80	6,86	7,07	5,76	7,30	8,02
FeO	4,10	3,74	4,17	2,87	4,24	4,67	3,59	2,59	1,94
MnO	0,18	0,20	0,17	0,15	0,20	0,16	0,18	0,14	0,13
MgO	7,47	7,76	5,66	3,03	5,78	5,82	7,84	5,78	4,04
CaO	5,32	6,55	6,89	5,43	5,71	4,40	8,60	6,92	9,60
Na2O	5,25	5,53	5,41	6,18	5,68	4,85	4,48	5,10	4,55
K2O	0,35	0,22	0,06	0,30	1,12	2,80	0,10	0,24	0,30
P2O5	0,08	0,08	0,08	0,10	0,22	0,31	0,06	0,06	0,12
CO2	0,80	1,20	0,2	<0,20	<0,20	0,20	4,34	0,60	1,20
п.п.п.	4,44	4,47	3,06	2,12	4,26	3,54	0,40	4,84	5,92
Сумма	99,89	99,70	100,02	99,98	99,95	100,45	99,55	99,57	99,31
Ni	40	44	5	4	4	18	14	27	24
Co	40	43	38	27	42	32	52	44	30
Cr	150	130	36	48	39	48	31	290	40
V	270	260	320	310	345	260	300	48	300
Rb	7,2	4,7	<1	3,0	17	44	3,0	5,3	7,0
Sr	410	430	120	120	170	300	390	160	240
Ba	99	66	48	86	280	680	165	46	71
Nb	<1	1,4	1,3	1,5	1,9	5,8	2,0	2,7	1,3
Zr	30	29	34	30	33	120	41	38	34
Y	15	15	17	17	14	20	17	16	14
Th	<1	<1	1,0	<1	1,3	1,6	<1	<1	1,2

Фрагмент мыс Марии расположен на северо-западе п-ова Шмидта о-ва Сахалин (Ратновский, 1960; Рождественский, 1988). Раннемеловые островодужные магматические образования представлены здесь марийским вулкано-плутоническим комплексом, включающим вулканические и вулканогенно-осадочные образования марийской свиты и связанные с ними субвулканические и экструзивные образования. На побережье Сахалинского залива этот комплекс, мощностью свыше 1500 м, надвинут по разлому на кайнозойские отложения. Марийская свита внизу сложена массивными и миндалекаменными базальтами и андезито-базальтами, лавобрекчиями и гиалокластитами того же состава, а вверху - вулканическими брекчиями, туфами, туффитами, кремнистыми туфоалевролитами с остатками валанжин-альбских радиолярий и андезитами. Вулканиты интрудированы штоками и дайками андезитов, монцогаббро и долеритов. Базальты главным образом афировые и слабопорфировые, иногда мегапорфировые. Редкие кристаллы в них представлены клинопироксеном, плагиоклазом и измененным оливином. Преобладающими структурами основной массы являются интерсертальная, микролитовая и микродолеритовая. Все породы в значительной степени зеленокаменно метаморфизованы.

По химическому составу (табл. 4.2) вулканиты марийской свиты относятся к низкотитанистому умеренно глиноземистому типу, а по соотношению FeO*-FeO*/MgO и SiO2-FeO*/MgO принадлежат к островодужной толеитовой серии.

По соотношению щелочей и кремнезема они попадают в группу субщелочных и щелочных пород, что связано со спилитизацией этих базальтов. Для них характерно дифференцированное распределение несовместимых микроэлементов при высоком содержании крупноионных литофильных и дефиците высокозарядных элементов, а также глубокая отрицательная ниобиевая аномалия на спайдердиаграммах. На различных дискриминантных диаграммах, характеризующих геодинамические обстановки проявления магматизма (рис. 4.47-4.50), они располагаются внутри полей базальтов активных континентальных окраин и островных дуг. Низкие Zr/Y (1,5-2,5) и Ba/Sr (1,4-3) отношения, при пониженных концентрациях циркония и стронция, сближают их с базальтами энсиматических островных дуг.

Рис. 4.47. Концентрации микроэлементов, нормированные к примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), в базальтах марийской свиты (1), рождественского разреза (2) на Сахалине и кемской свиты (3) в Сихотэ-Алине

Рис. 4.48. Диаграмма Zr/4-N×2-Y Монероно-Самаргинского вулкано-плутонического пояса.

Точки состава базальтов: 1 - марийской свиты, 2 - рождественского разреза, 3 - о-ва Монерон, 4 - кемской свиты. AI - внутриплитные щелочные базальты, AII - внутриплатные щелочные базальты и внутриплитные толеиты, В - Е-тип MORB, С - внутриплитные толеиты и базальты океанических дуг, D - N-тип MORB и базальты океанических дуг

В северной части Западно-Сахалинских гор, вблизи г. Александровск-Сахалинский, нижнемеловые вулканогенно-осадочные образования входят в состав самохинской свиты мощностью 900 м, детальный литолого-стратиграфический разрез которой составлен Л.И. Казинцевой и В.С. Рождественским (1982). Свита сложена глубоководными кремнисто-глинистыми и кремнисто-вулканогенными отложениями с горизонтами диабазов, спилито-диабазов и габбро-диабазов. Эти отложения согласно перекрываются альб-сеноманской побединской свитой мощностью 1400 м алевролитов и аргилитов с прослоями песчаников, туфопесчаников, туфов и туффитов средне-основного состава. Более поздними исследованиями было установлено чешуйчато-надвиговое строение самохинской свиты, осложненное сдвигами, и предложено рассматривать их в качестве рождественского разреза Западно-Сахалинских гор (Зябрев, Брагин, 1987). Нижние 40 м разреза состоят из нескольких десятков маломощных потоков миндалекаменных базальтов с подушечной отдельностью. Возраст базальтов по ископаемым радиоляриям в кремнистых прослоях - берриас-валанжин (Зябрев, Брагин, 1987). С.В. Зябрев (1992), исследовавший литолого-стратиграфические особенности, палеогеографию и палеотектонику Западно-Сахалинского прогиба, рассматривал эти базальты в качестве океанического фундамента, на котором заложился прогиб. А.А. Степашко (1995), изучивший химический, петрохимический состав и структуру базальтов, пришел к выводу о неокеанической природе магматитов рождественского разреза.

Рис. 4.49. Диаграмма Th-Hf-Ta состава базальтов Монероно-Самаргинского вулкано-плутонического пояса.

Точки составов базальтов: 1 - рождественского разреза, 2 - о-ва Монерон, 3 - бассейна р. Самарга, 4 - кемской свиты. А - N-тип MORB, В - Е-тип MORB и внутриплатные толеиты, С - щелочные внутриплатные базальты, D - базальты островных дуг

Рис. 4.50. Спайдердиаграммы микроэлементов, нормированные к MORB (по: Sun, McDonough, 1984), в базальтах рождественского разреза на Сахалине (А) и Монеронской скважины (Б).

Затенено поле островодужных базальтов Филиппиноморского региона (по: Tamey et al., 1981)

Наши данные (табл. 4.3, 4.4) показывают, что вулканиты самохинской свиты дифференцированы от базальтов до андезитов, обладают умеренной глиноземистостью, низкими содержаниями титана, элементов группы железа, циркония и ниобия и низкими величинами отношений Th/Y и Ta/Y. Вместе с тем им свойственны аномально высокие концентрации стронция (3200-7800 г/т) и бария (до 1340 г/т). По соотношению FeO*-FeO*/MgO и SiO2-FeO*/MgO они относятся к толеитовой серии. На различных классификационных диаграммах (рис. 4.48, 4.49) они соответствуют базальтам островных дуг и близки вулканитам марийской свиты. На спайдердиаграммах (рис. 4.50, 4.51) они также укладываются в поле базальтов островных дуг. Это позволяет рассматривать данный район как один из фрагментов Монероно-Самаргинского пояса.

Таблица 4.3

Химический состав базальтов Монеронской скважины

Параметры	Номер образца
	Г-1347	Г-1349	Г-1366	Г-1384	Г-1388	Г-1392	Г-1396	Г-1399	Г-1402
	Интервал, м
	1481-1486	1501-1507	2106-2112	2801-2804	3070	3353-3355	3686-3689	3867-3870	4010-4011
SiO2	40,81	46,97	47,30	49,63	55,60	53,60	51,80	43,00	51,33
TiO2	1,08	1,24	0,91	1,15	1,24	1,44	0,61	1,25	0,60
Al2O3	16,93	19,79	18,45	18,56	13,41	16,59	18,76	21,50	17,87
Fe2O3	7,61	3,48	3,37	3,44	3,03	2,44	1,00	3,30	1,67
FeO	3,44	6,61	5,84	6,79	7,88	7,90	7,00	8,02	6,44
MnO	0,15	0,17	0,16	0,22	0,17	0,21	0,16	0,24	0,16
MgO	6,64	3,90	4,38	4,83	4,66	3,86	4,28	5,98	4,62
CaO	9,28	9,85	9,32	7,57	6,07	5,78	7,32	7,69	8,18
Na2O	1,70	3,25	3,06	3,31	4,35	3,48	3,86	2,01	3,19
K2O	0,60	0,64	0,48	0,31	0,46	0,98	0,52	1,54	1,78
P2O5	0,27	0,28	0,22	0,25	0,32	0,35	0,28	0,32	0,22
H2O-	4,30	0,30	0,52	0,24	-	-	0,16	0,49	0,48
п.п.п.	7,20	3,54	5,35	3,13	2,05	3,03	3,68	4,08	2,95
Сумма	100,02	100,02	99,36	99,43	99,24	99,67	99,41	99,42	99,49
Ni	75	19	26	11	31	12	22	24	16
Co	130	30	31	30	52	46	29	49	31
Cr	80	38	53	32	24	11	23	29	24
V	210	210	259	306	310	130	170	110	160
Rb	2	12	9,5	2,62	9	16	15	59	23
Sr	381	398	443	424	181	362	400	330	360
Ba	60	106	162	114	103	150	70	286	85
Y		21,62	24,6	23,75					15,28
Zr	27	50	54	47	38	32	3	23	34
Nb		1,98	2,51	2,14					0,85
Hf		1,36	1,34	1,51					0,99
La	7	5,8	5,0	5,64	12	-	6	9	4,0
Ce	7	14	12,2	13,5	9	6	13	6	9,3
Pr		1,81	1,69	1,77					1,17
Nd	5	9,61	8,5	8,9	11	11	13	-	6,19
Sm		2,82	2,35	2,62					1,85
Eu		1,09	0,9	0,95					0,67
Gd		3,25	3,05	3,01					2,2
Tb		0,55	0,49	0,51					0,37
Dy		3,44	3,52	3,51					2,34
Ho		0,63	0,77	0,78					0,45
Er		1,98	2,03	2,24					1,45
Tm		0,34	0,31	0,31					0,25
Yb		2,06	1,92	1,94					1,56
Lu		0,32	0,25	0,30					0,24
Ta		0,14	0,15	0,53					0,07
Th		0,66	0,59	0,70					0,83
U		0,18							0,24

Таблица 4.4

Химический состав вулканитов Самаргинского фрагмента Кемского террейна Монероно-Самаргинского пояса

П р и м е ч а н и е . Окислы определены классическим химическим анализом (аналитик С.П. Славкина); Rb, Sr, Ba, Zr, Nb - рентгенрадиометрическим методом (аналитик М.В. Войтышина ЦХЛ ПГО); Ni, Co, Cr, V, Cu, Pb, Zn, Sn, Ag - количественным спектральным анализом в лаборатории ДВГИ ДВО РАН; La, Sm, Ce, Eu, Tb, Yb, Lu, Ta, Hf, Th - нейтронно-активационным методом в ИГиФМ АН Украины (аналитик Л.В. Кононенко).

Параметры	Номер образца
	С1-7	С1-16	С1-23	С1-27	С1-83	С1-87	С1-90	С1-91	С1-98
SiO2	54,71	46,58	52,64	53,03	63,63	53,99	50,99	54,49	53,20
TiO2	0,93	1,08	0,81	0,90	0,56	1,25	0,73	1,50	0,72
Al2O3	17,34	14,47	18,49	18,14	16,40	18,76	17,27	16,02	17,39
Fe2O3	2,82	2,50	4,81	5,46	3,50	3,35	5,56	3,69	3,24
FeO	4,28	7,90	2,62	2,75	1,21	4,10	3,91	4,99	4,77
MnO	0,30	0,24	0,16	0,21	0,11	0,15	0,18	0,15	0,30
MgO	3,86	7,76	4,76	3,07	1,14	1,96	5,17	4,22	5,11
CaO	3,69	10,84	8,28	5,84	2,32	6,60	9,24	5,37	7,21
Na2O	4,26	1,37	1,81	2,44	3,06	3,44	2,02	2,41	2,89
K2O	2,00	0,72	2,61	1,24	3,18	1,17	1,93	2,58	0,95
P2O5	0,52	0,36	0,40	0,35	0,21	0,32	0,41	0,70	0,44
H2O-	0,28	0,59	0,12	0,29	0,34	0,7	0,00	0,10	0,25
п.п.п.	4,69	6,12	2,14	3,84	2,51	4,61	2,40	4,36	3,07
Сумма	99,70	100,53	99,67	99,95	99,57	100,40	99,81	100,57	99,59
Ni	10	21	35	27	6	10	24	24	42
Co	25	25	38	38	10	19	23	23	27
Cr	4	6,4	23	8	4	4,3	25	25	25
V	150	155	200	130	37	125	220	220	370
Cu	150	75	100	23	25	55	165	165	169
Pb	29	11	8	3,7	11	5,5	4	4	15
Zn	290	170	180	145	90	117	150	150	200
Sn	1,2	0,7	0,9	1,2	0,9	0,5	2,0	2,0	4,0
Ag	0,075	0,050	0,30	0,018	0,010	0,010	0,025	0,025	2,4
Rb	1	12	9	5	54	34	11	51	28
Sr	457	464	545	335	244	535	606	337	637
Ba	552	128	496	414	652	434	454	596	220
Zr	72	31	39	68	72	79	50	136	38
Nb	—	—	—	—	1	3	1	—	3
La	23,1	7,6	9,93	10,2	10	8,81	9,4	32,1	10,1
Ce	30	14,8	34	20,7	32	26,6	36,6	55	28
Sm	5,15	3,11	3,66	3,91	3,61	3,89	3,50	6,79	4,1
Eu	1,3	0,84	0,81	1,02	0,93	1,2	0,98	1,91	1,02
Tb	—	—	—	0,5	0,75	0,81	—	0,99	—
Yb	2,32	—	1,05	1,9	2,07	4,05	1,43	1,74	1,11
Lu	0,38	—	0,35	0,37	0,40	0,45	0,33	0,47	0,425
Ta	0,3	0,4	0,45	0,3	0,3	0,60	0,72	0,31	0,71
Hf	2,0	3,05	2,55	2,7	3,3	4,85	3,10	3,5	3,6
Th	3,5	3,4	6,45	3,3	4,0	2,70	3,21	6,4	5,1

Ребуно-Монеронский фрагмент приурочен к одноименному подводному хребту протяженностью около 300 км и шириной 50 км, частью выступающему на поверхность в виде островов Теури, Рисири, Ребун и Монерон (Основные черты..., 1978). Остров Монерон расположен в северной части Японского моря, в 45 км к западу от о-ва Сахалин. Судя по материалам параметрического бурения и изучения береговых обнажений (Пискунов, Хведчук, 1978; Основные черты., 1978), в его строении принимают участие вулканогенно-осадочные породы трех комплексов. Верхний комплекс мощностью 340 м сложен продуктами подводного и надводного вулканизма миоценового возраста. Верхнемеловой комплекс, сложенный вулканомиктовыми песчаниками и алевролитами с прослоями туфобрекчий, туффитов и туфов, вскрыт на глубине 341-1481 м. В осадочных породах комплекса обнаружены позднемеловые ископаемые радиолярии. Позднеюрско-раннемеловые островодужные образования находятся на глубине 1481-4215 м и представлены чередованием лаво-пирокластических, вулканогенно-осадочных и вулканомиктовых образований основного состава. Нижняя часть комплекса сложена альбитизированными диабазами, диабазовыми и базальтовыми порфиритами, горизонтами туфов, туффитов, вулканомиктовых песчаников и алевролитов, а средняя и верхняя части - чередованием лав и лавобрекчий базальтов и андезито-базальтов, горизонтами туфов и туфобрекчий, вулканомиктовых песчаников и алевролитов. Вверху островодужного разреза встречаются единичные потоки трахиандезитов и трахиандезито-базальтов.

В интервале глубин 1500-1660 м K-Ar определения абсолютного возраста, выполненые в ИГиГ СО РАН, 98±12 млн, 118±7 млн, 103±13 млн лет, в интервале 2002-2760 м - 59±13 млн, 90±7 млн, 85 ±1млн лет, в интервале 3886-3870 м - 141±3 млн, 77±3, 86±5 млн лет. Высокие значения абсолютного возраста отвечают времени формирования вулканогенной толщи (конец поздней юры-конец раннего мела), а низкие объясняются интенсивным изменением пород вторичными процессами или наличием молодых секущих силлов и даек (Пискунов, Хведчук, 1978).

Вулканические породы островодужного разреза скважины большей частью представлены афировыми или мегапорфировыми базальтами с массивной или миндалекаменной текстурой. Меньше мелкозернистых диабазов и диабазовых порфиритов. Вкрапленники представлены плагиоклазом (лабрадор-андезином), клинопироксеном (авгитом и титан-авгитом), реже оливином. Основная масса гиалиновая, микролитовая и микродолеритовая. Породы в разной степени спилитизированы с развитием соссюрита, альбита и эпидота по плагиоклазам, по пироксенам - хлорита, а по оливину - иддингсита. По основной массе и в миндалинах развиваются карбонаты, хлорит, цеолиты и кварц. Породы по всему разрезу скважины рассечены сетью тонких кварц-альбитовых, карбонатных и пренит-тремолитовых прожилков.

Рис. 4.51. Спайдердиаграммы базальтов кемской свиты:

А - оливин-клинопироксеновых, Б - двупироксеновых, В - оливин-клинопироксен-плагиоклазовых, Г - клинопироксен-плагиоклазовых

Вулканиты характеризуются повышенной глиноземистостью и щелочностью за счет натрия. На основании этого Б.Н. Пискунов, И.И. Хведчук (1978) пришли к выводу о сходстве разреза скважины с поднятиями океанических островов, нижние части которых сложены толеитовыми, а верхние - щелочными оливиновыми базальтами. Однако по коэффициенту глиноземистости, океаничности и титанистости, низким содержаниям микроэлементов группы железа и высокозарядных элементов, соотношениям FeO*-FeO*/MgO, SiO2-FeO*/MgO, отношениям Zr/Y, Ba/Sr, Cr/Y и др. и по положению на различных геохимических диаграммах (рис. 4.48, 4.49), характеризующих геодинамические обстановки, эти вулканиты соответствуют островодужным толеитам.

Остров Ребун, расположенный к северо-западу от о-ва Хоккайдо, сложен раннемеловыми продуктами базальтового и андезитового вулканизма (группа Ребун) мощностью 2300 м, которые разделяются на пять формаций: Джизайва (Jizoiva), Уеннаи (Uennai), Анама (Anama), Неиро (Nairo) и Ребундаке (Rebundake); каждая из этих формаций характеризуется преобладанием ассоциаций брекчиевых лав, агломератов, вулканобрекчий, вулканогенных осадков и/или вулканоконгломератов (Ikeda, Komatsu, 1986). Агломераты и брекчии формаций Джизайва и Анама содержат известковые интерстиции с остатками валанжин-барремской фауны. Среди вулканитов группы Ребун преобладают андезиты с подчиненным количеством островодужных толеитовых базальтов. В формации Ребундаке кроме вулканитов установлены пласты габбро и диоритов. Известковые интерстиции, подушечные лавы, хорошая сортированность песчаников и сланцев указывают, что группа Ребун накопилась в прибрежной обстановке. Считается, что она коррелирует с вулканогенными разрезами о-в Монерон, группой Куманешири гор Кабато (о-в Хоккайдо) и гранитоидными формациями пояса Китаками (о-в Хонсю). Предполагается, что перечисленные образования являются фрагментами единой островодужной вулканической цепи.

Раннемеловые островодужные образования группы Куманешири (Kumaneshiri Group) гор Кабато на о-ве Хоккайдо разделяются на четыре формации (Nagata et al., 1986). Формация Куманеширияма (Kumaneshiriyama) мощностью 1250 м состоит главным образом из гиалокластитов и эпикластических вулканомиктовых песчаников и алевролитов, содержащих отдельные потоки пиллоу-лав и пласты кислых туфов. Формация Кийоучизава (Kyouchizawa) мощностью 550 м согласно залегает на формации Куманеширияма и сложена алевролитами, содержащими пласты гиалокластитов и кислых туфов. Формация Ураусуяма (Urausuyama) мощностью 1300 м также согласно лежит на формации Кийоучизава и состоит из вулканомиктовых песчаников, алевролитов и гиалокластитов. Формация Сотчигава (Sotchigawa) мощностью около 1000 м сложена алевролитами с примесью песчаников и туфов. Берриас-барремский возраст группы Куманешири установлен по остаткам радиолярий, обнаруженным во всех формациях. Ar-Ar возраст базальтовых гиалокластитов формации Куманеширияма 101±2,7 млн лет. Вулканогенно-осадочная толща группы Куманешири накапливалась в подводных условиях. С вулканитами гор Кабато тесно ассоциируют дайки, штоки и небольшие массивы габбро, долеритов, диоритов и кварцевых монцонитов. По основным петрохимическим характеристикам большинство магматитов группы Куманешири соответствует островодужной толеитовой серии, а некоторая часть принадлежит известково-щелочной.

На территории северного Хонсю расположен террейн Северный Китаками с раннемеловыми (готерив-барремскими) островодужными вулканитами андезит-риолитовой ассоциации, с которыми тесно связаны гранитоидные интрузии. Возраст островодужных вулканитов формации Харачияма (Harachieama) террейна Китаками 114-119 млн лет, а ассоциирующих с ними гранитоидов 135-109 млн лет. Магматиты принадлежат известково-щелочной серии. Сравнение геохимических характеристик магматических поясов Ребун-Кабато и Китаками (Ikeda, Komatsu, 1986) указывает на их близость, но породы пояса Ребун-Кабато более толеитовые. Поэтому рассматриваемые вулканиты Северного и Южного Китаками относятся этими авторами к известковощелочной серии, сформированной на юрском аккреционном комплексе (террейн Северный Китаками) и континенте (террейн Южный Китаками) в тылу вулканической дуги Ребун-Кабато.

В Кемском террейне Сихотэ-Алиня исследованы магматиты нескольких ареалов.

В северной части Сихотэ-Алиня, в бассейнах рек Уктур, Удоми, Уини, Тумнин и Мули, островодужные вулканические и вулканогенно-осадочные образования устанавливаются в баррем-альбской уктурской свите, где представлены базальтами, андезитами, их туфами и широким «набором» вулканогенно-осадочных и осадочных пород, состав кластики которых соответствует составу лав. В районе пос. Высокогорный горизонты базальтов, андезитобазальтов, андезитов и диабазов составляют 30-40 % разреза средней подсвиты уктурской свиты. По минералого-петрографическим особенностям вулканиты относятся к базальт-андезитовой формации островных дуг и подразделяются на умеренно глиноземистые породы толеитовой серии, залегающие внизу разреза, и высокомагнезиальные известково-щелочной серии - вверху. Для известково-щелочных вулканитов отмесоких (500-1000 г/т) концентрациях хрома при повышенной их кремнекислотности, что сближает эти вулканиты с высокомагнезиальными андезитами Японии (Tatsumi, Ishizaka,1982) и адакитами Алеутской островной дуги. Рубидий-стронциевые характеристики также указывают на их принадлежность к энсиалической островодужной ассоциации [(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀=0,70426] с возрастом 101±6 млн лет (Симаненко и др., 1995).

Южнее, в верховьях рек Бута, Коппи, Иггу и Бюленей, среди турбидитов Кемского террейна (Кудымов, 2001) много мелких интрузий и штоков монцонитоидов, изохронный возраст которых от 110±1,6 млн до 130±3,1 млн лет, а начальное (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ отношение равно 0,70423-0,70468, т. е. одинаковое с островодужными вулканитами бассейна р. Мули (Симаненко и др., 1997).

В среднем Сихотэ-Алине апт-альбские вулканические и вулканогенно-осадочные образования протягиваются полосой шириной до 60 км от верховьев рек Бикин и Сукпай до среднего течения рек Единка и Самарга и далее в верховья р. Ботчи. Они разделяются на два комплекса: апт-альбский и верхнеальбский (Коваленко, 1980; Вулканические пояса..., 1984). Апт-альбский комплекс объединяет вулканогенно-флишевые отложения мощностью от 850 до 3600 м. Нижняя часть комплекса сложена переслаиванием мощных (до 50 м) грубозернистых граувакк, а верхняя - ритмичным переслаиванием песчаников и алевролитов с пластами базальтов, андезито-базальтов, андезитов и их туфов, диабазов, гиалокластитов, туффитов, туфопесчаников и туфоалевролитов.

В верхнеальбский комплекс выделены вулканогенно-молассовые отложения мощностью до 1000 м. Этот комплекс сложен чередованием агломератовых туфов, брекчий, туфоконгломератов и грубозернистых туффитов, пепловых туфов и тефроидов и редкими пластами базальтов, андезито-базальтов и андезитов.

Для вулканитов характерен мегапорфировый облик. Во вкрапленниках преобладают пироксены (авгит и авгит-пижонит) и плагиоклазы (лабрадор-андезин), реже - оливин. По составу (см. табл. 4.4) они дифференцированы от базальтов до дацитов, обладают низкими содержаниями титана, элементов группы железа, высокозарядных элементов и высокими - глинозема, щелочей (в особенности калия) и крупнокатионных элементов. По соотношениям SiO2-FeO /MgO и FeO-FeO /MgO соответствуют толеитовой серии, а по соотношению кремнезема и щелочей - известково-щелочной, высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой сериям.

На различных диаграммах (см. рис. 4.47, 4.48, 4.49), отображающих геодинамическую принадлежность магматитов, они располагаются в областях островодужных магм.

С вулканитами здесь тесно связаны интрузии гранитоидов венюковского комплекса, представленные массивами монцогаббро, монцогаббродиоритов, монцодиоритов, кварцевых диоритов и кварцевых монцонитов (Симаненко и др., 1997), по составу и возрасту близкие монцонитоидам Бута-Коппинского района.

В бассейне р. Кема вулканогенная часть разреза сложена базальтами, а также разнообразными по размерности и сортированности туфами и тефроидами, содержащими редкие горизонты турбидитов, песчаников и микститов. Базальты часто имеют текстуру пиллоу-лав с подушечными обособлениями размером до 0,5-2,5 м. В основаниях потоки обычно насыщены включениями осадочного материала, а в кровле приобретают массивную текстуру. Судя по геологическим особенностям, они накопились в подводных условиях.

Базальты хорошо раскристаллизованы и содержат от 10 до 35 % вкрапленников темноцветных минералов и плагиоклаза до 8 мм. Среди пиллоу-лав встречаются амигдалоидные базальты с миндалинами 1-5 мм, выполненными хлоритом и кальцитом, редко цеолитами. Преобладают толеитовая, витрофировая, интерсертальная и микролитовая стуктуры основной массы; редко встречается диабазовая структура. По количеству и соотношению вкрапленников различаются клинопироксен-плагиоклазовые, оливин-клинопироксен-плагиоклазовые, оливин-клинопироксеновые и двупироксеновые базальты. Ядра клинопироксенов в оливин-клинопироксеновых базальтах соответствуют диопсиду или салиту, а краевые части - авгиту. Клинопироксены замещаются амфиболами актинолит-тремолитового ряда, агрегатами хлорита с рудной пылью и карбонатами. Оливины и ортопироксены почти целиком замещены вторичными минералами. Оливин замещается смесью слоистых силикатов (хлорита, вермикулита, талька и серпентина) или тальком, карбонатом и бурым веществом, похожим на хлорофеит. Ортопироксен замещен хлорит-серпентин-пренитовыми агрегатами и титаномагнетитом. Плагиоклазы образуют идиоморфные кристаллы и гломерокристаллы с оливином и клинопироксеном. Некоторые плагиоклазы содержат включения остаточного стекла. Ядра плагиоклазов имеют состав An_75-86; а края - An50. Остаточное стекло из включений в плагиоклазе имеет состав (в мас. %): SiO₂ - 61,92; TiO₂ - 0,62; Al₂O₃ - 18,58; Cr₂О₃ - 0,40; FeO - 1,92; MnO - 0,07; MgO - 0,50; CaO - 1,60; Na2O - 1,66; K₂O - 9,98.

Основная масса базальтов состоит из микролитов плагиоклаза, ортоклаза, клинопироксена, магнетита и вулканического стекла. Оливин-клинопироксеновые базальты в мезостазисе содержат чешуйки биотита. Клинопироксены мезостазиса обладают низкой магнезиальностью (m# = 0,62), а микролиты (An_45-50) близки плагиоклазам из краевых зон вкрапленников. Вулканическое стекло мезостазиса по кремнекислотности близко андезиту (SiO₂=56,4-56,9 %), обладает высоким содержанием глинозема (Al₂O₃=17,6-20,8 %) и щелочей (K₂O=2,4-3,1 %, Na₂O=3,8-4,5 %). Стекло мезостазиса замещается хлоритом и карбонатами, а на отдельных участках по стеклу развиваются цеолиты и анальцим.

Породы характеризуются (табл. 4.5) низкими содержаниями SiO₂ и TiO₂, умеренными содержаниями MgO и высокими содержаниями Al₂O₃ и K₂O. По соотношению щелочей и кремнезема (Peccerillo, Taylor, 1976) базальты относятся к высококалиевой известково-щелочной и субщелочной сериям. Оливин-клинопироксеновые и двупироксеновые базальты соответствуют абсарокитам, а оливин-клинопироксен-плагиоклазовые и клинопироксен-плагиоклазовые базальты отвечают либо шошонитовым базальтам с пониженными содержаниями магния (MgO<5 %), либо высококалиевым базальтам. Отношение FeO*/MgO в абсарокитах составляет 0,86-1,48 и увеличивается в пироксен-плагиоклазовых базальтах до 1,6-1,9.

Таблица 4.5

Содержания главных, малых и редких элементов в базальтах кемской свиты

П р и м е ч а н и е . 1-3 - оливин-пироксеновые базальты, 4-6 - двупироксеновые базальты, 7-11 - оливин-клинопироксен-плагиоклазовые базальты, 12-15 - клинопироксен-плагиоклазовые базальты.

Параметры	Номер образца
	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14	15
	KM-503	KM-507	KM-509	KM-511	KM-516	KM-519	KM-514	KM-520	KM-536	KM-538	KM-563/3	KM-512	KM-515	KM-517	KM-517/1
SiO2	46,40	44,80	48,80	49,30	48,80	50,66	48,40	46,00	48,30	48,90	47,00	49,50	48,6	49,10	49,5
TiO2	0,93	1,10	0,78	0,75	0,99	0,80	0,83	0,84	0,70	0,80	1,20	0,82	0,80	0,73	0,70
Al2O3	15,10	15,60	15,70	15,80	18,50	17,80	17,70	18,30	19,70	18,50	19,40	17,50	18,80	16,40	15,50
Fe2O3	2,05	3,50	2,51	1,94	4,83	3,10	3,90	4,70	3,80	1,80	3,40	1,89	4,70	4,60	4,20
FeO	5,74	5,37	6,38	7,52	4,20	4,20	3,60	3,30	4,20	6,10	3,60	6,80	2,90	3,06	3,20
MnO	0,15	0,15	0,15	0,16	0,12	0,12	0,13	0,18	0,12	0,13	0,08	0,13	0,11	0,18	0,17
MgO	8,85	6,92	5,80	5,83	4,60	4,70	5,47	5,30	4,80	5,10	3,60	4,81	3,90	4,70	4,20
CaO	8,42	11,00	9,02	9,66	8,80	8,80	12,40	12,50	10,10	9,10	10,40	6,70	11,10	9,10	11,40
Na2O	2,80	1,80	4,30	2,40	3,50	2,80	2,50	2,20	2,50	2,70	2,80	2,80	3,12	3,50	2,60
K2O	1,50	2,00	1,45	1,85	1,64	2,30	1,70	1,60	2,60	3,50	2,40	3,94	2,05	2,60	1,60
P2O5	0,32	0,39	0,31	0,28	0,33	0,26	0,35	0,30	0,40	0,28	0,33	0,34	0,28	0,42	0,26
H2O-	0,21	1,36	0,34	0,45	0,28	0,03	0,31	0,42	0,10	0,14	0,27	0,23	0,6	0,38	0,92
п.п.п.	7,11	5,65	4,00	4,02	3,10	4,00	3,06	3,95	2,80	2,60	5,30	4,00	2,60	5,44	5,42
Сумма	99,58	99,64	99,84	99,96	99,69	99,51	100,35	99,49	100,12	99,61	99,79	99,46	99,56	100,21	99,67
Sc	49,1	24,8	53,4	35,1	25,2	27,6	35,7	26,2	26,2	31,3	26,5	27,6	25,9	28,0	25,2
V	150	170	200	240	230	220	300	260	290	230	170	230	260	260	180
Cr	170	210	80	91	20	100	145	62	34	83	59	63	50	43	88
Co	24	34	27	29	18	16	37	23	21	24	18	19	23	15	23
Ni	130	150	50	54	29	73	81	62	45	58	49	44	55	33	62
Cu	118	55,6	135	45,4	83,6	50,2	110	97,4	99,0	85,2	31,8	61,8	91,7	76,4	45
Zn	131	63,2	103	53,4	55,6	41,2	50,8	56,1	31,2	43,3	47,4	55,9	47,7	41,6	41,1
Ga	8	12	12	13	10	11	16	12	12	16	11	16	15	11	12
Rb	60,7	59,7	49,4	44	31,2	86	33,4	16,7	66,5	89,3	53,5	142	29,8	93,8	25,7
Sr	997	575	581	532	588	491	749	567	594	486	449	753	525	410	351
Y	30,9	20	33,6	19,2	24,7	17,8	20,4	21,2	17,9	20,2	17,6	21,5	21,6	19,8	19,0
Zr	102	88,6	106	49	74,3	55,4	47,8	47,8	47,8	44,1	60,8	59,1	70,0	49,3	51,6
Nb	10,8	45,1	6,91	3,66	5,0	5,64	4,44	3,39	3,49	5,37	7,64	4,65	4,46	3,13	2,57
Mo	1,6	2,5	-	-	-	1,5	1,6	-	-	-	1,5	-	-	-	1,5
Ag	1,6	0,11	10	0,32	0,46	0,60	0,10	0,20	0,46	0,16	1,20	0,59	0,20	0,25	0,20
Sn	4	3	2	3	3	2	2	1	3	2	3	2	2	2	3
Ba	2121	657	268	162	122	334	122	266	329	455	355	335	146	285	232
Hf	2,94	2,32	3,38	1,31	2,08	1,34	1,25	1,53	1,32	1,36	1,44	1,60	1,77	1,24	1,24
Ta	0,61	2,86	0,48	0,32	0,46	0,29	0,32	0,32	0,26	0,49	0,65	0,37	0,38	0,23	0,21
W	0,25	0,07	0,55	0,05	0,03	0,17	0,07	0,09	0,14	0,33	0,09	0,12	0,07	0,18	0,08
Pb	32,1	9,6	18,9	1,02	1,96	1,52	1,21	2,42	0,67	2,58	2,66	1,54	1,98	2,68	5,82
Th	6,88	4,39	12,0	2,04	2,15	2,10	1,94	2,53	2,53	2,71	2,32	3,01	2,84	2,55	4,06
U	1,72	1,10	2,56	0,54	0,78	0,71	0,67	0,77	0,98	0,92	0,59	0,95	0,85	1,02	0,98
La	22,4	26,3	24,1	10,9	12,8	12,1	13,1	12,0	12,2	12,1	12,1	15,1	12,7	10,2	13,1
Ce	51,8	47,3	59,0	23,3	27,9	24,7	27,3	25,4	26,8	26,3	26,0	31,5	28,0	21,8	26,9
Pr	6,96	5,23	7,29	3,11	3,73	3,09	3,55	3,33	3,56	3,43	3,15	4,13	3,60	2,89	3,29
Nd	29,1	22,4	33,7	15,6	18,2	14,8	17,4	16,1	17,9	17,1	15,3	19,0	16,8	14,6	15.1
Sm	6,83	4,25	7,24	3,43	3,93	3,17	3,58	3,63	3,80	3,77	3,46	4,00	3,48	3,30	3,35
Eu	2,20	1,31	2,16	1,02	1,24	0,99	1,15	1,17	1,08	1,08	1,22	1,11	1,12	1,01	0,96
Gd	7,53	4,15	7,44	3,61	4,38	3,30	3,83	3,89	3,68	4,00	3,64	3,95	3,77	3,52	3,51
Tb	1,02	0,63	1,13	0,54	0,67	0,49	0,56	0,59	0,54	0,59	0,55	0,61	0,58	0,56	0,54
Dy	5,57	3,45	5,83	3,25	3,97	2,23	3,32	3,45	3,14	3,41	3,06	3,46	3,49	3,25	3,15
Ho	1,21	0,69	1,32	0,66	0,88	0,61	0,69	0,72	0,64	0,70	0,64	0,74	0,73	0,68	0,67
Er	3,17	1,90	3,77	1,89	2,45	1,72	2,02	2,05	1,94	2,03	1,77	2,11	2,16	2,06	1,91
Tm	0,57	0,31	0,64	0,31	0,42	0,29	0,34	0,32	0,29	0,33	0,28	0,33	0,36	0,34	0,31
Yb	3,45	1,99	4,23	1,92	2,64	1,87	2,19	2,13	1,88	2,120	1,72	2,19	2,32	2,16	1,98
Lu	0,52	0,29	0,57	0,29	0,42	0,31	0,34	0,32	0,29	0,33	0,26	0,33	0,36	0,33	0,31

Сходство и различие микроэлементного состава базальтов (см. табл. 4.5) наглядно демонстрируют спайдердиаграммы (рис. 4.51), на которых отчетливо видна обогащенность кемских базальтов относительно N-MORB крупноионными литофильными элементами (LIL) и обедненность высокозарядными (HFS) и тяжелыми редкоземельными (HREE) элементами. Все типы пород имеют положительные аномалии по Rb, Ba, Th, U, K, Pb, Sr и отрицательные - по Ta, Nb, P, Zr, Hf и Ti. При этом оливин- клинопироксеновые базальты (абсарокиты) относительно других петрографических типов базальтов богаче LIL, HFS и HREE элементами. С одной стороны, это указывает на образование всей кемской базальтовой серии из наиболее примитивных абсарокитовых магм путем дифференциации с фракционированием оливина и пироксена, а с другой - на надсубдукционную природу магм. Другие диаграммы (Rollinson, 1994) и величины индикаторных отношений мироэлементов указывают на принадлежность кемских базальтов к островодужному типу магм. На диаграммах TiO2-FeO*/MgO и V-Ti породы располагаются в полях базальтов задуговых басейнов.

При сопоставлении химического состава магматитов различных фрагментов Монероно-Самаргинского вулкано-плутонического пояса выявляется петрохимическая зональность, которая выражается в преимущественном развитии пород толеитовой островодужной и известково-щелочной серий в террейнах островов Сахалин, Монерон, Ребун, Хоккайдо и Хонсю и высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой серий в Кемском террейне Сихотэ-Алиня. В соответствии с этой зональностью магматиты о-ва Монерон пояса Ребун-Кабато-Китаками, в разрезах которых преобладают вулканические породы толеитовой и известково-щелочной серий при угнетенной роли терригенного материала, могут рассматриваться как образования осевой части дуги. Вулканические породы п-ова Шмидта и рождественского разреза на Сахалине, ассоциирующие с кремнисто-терригенными осадками, относятся к образованиям фронтальной части дуги. Вулканиты Кемского террейна, ассоциирущие с турбидитами подножья островодужного склона (Малиновский и др., 2002; Маркевич и др., 2000), являются продуктами тыловой части дуги. Подтверждением этому служит распределение микроэлементов. Часть пород Кемского террейна на диаграммах Zr/4-Nbx2-Y, Ti-V (Rollinson, 1994) располагается в поле базальтов островных дуг, а часть - в поле Е-типа базальтов. Сахалинские базальты на этих диаграммах лежат только в области островных дуг. Не исключено, что появление высококалиевых магм в Кемской зоне связано с рассеянным рифтингом в тыловых частях островных дуг, примыкающих к окраинному морскому бассейну.

--Boris 12:13, 23 июня 2016 (VLAT) В.В. Голозубов, А.И. Ханчук, И.В. Кемкин, В.П. Симаненко, А.И. Малиновский, А.Н. Филиппов

Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"

Дополнительные данные из архива публикаций по наукам о земле

Статья	Смотрите также
Кемский террейн	РАННЕМЕЛОВЫЕ БАЗАЛЬТЫ КЕМСКОГО ТЕРРЕЙНА - ФРАГМЕНТА МОНЕРОНО-САМАРГИНСКОЙ ОСТРОВОДУЖНОЙ СИСТЕМЫ