СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ, 2004, том 12, № 2, с. 90-101
УДК 551.31:551.781.51(571.66)
ВОЗРАСТ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ОСТРОВА КАРАГИНСКИЙ (ВОСТОЧНАЯ КАМЧАТКА)
© 2004 г. М. Н. Шапиро*, А. В. Соловьев**, Дж. И. Гарвер***, Е. А. Щербинина****,
Г. В. Леднева**, М. Т. Брэндон*****
*Объединенный институт физики Земли РАН, Москва **Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН, Москва ***Геологическое отделение, Юнион Колледж, Скенектади, США ****Геологический институт РАН, Москва *****Отделение геологии и геофизики, Йелъский университет, Нъю-Хевен, США Поступила в редакцию 18.06.2002 г., получена после доработки 18.02.2003 г.
На о-ве Карагинский (Восточная Камчатка) в его северо-восточной части обнажаются терриген-ные комплексы кайнозойской аккреционной призмы. Возраст отложений призмы до настоящего времени остается дискуссионным. Изучение нанопланктона из аргиллитов и трековое датирование обломочного циркона из песчаников позволило уточнить возраст развитых здесь терригенных пород. В алевропелитах содержатся два нанопланктонных комплекса. Один, имеющий возраст от ип-ра - лютета (надхынхлонайская толща) до бартона - олигоцена (комплекс осадочного меланжа), рассматривается нами как инситный, отражающий возраст осадков. Другой, состоящий из верхнемеловых-палеоценовых форм, - результат перемыва более древних осадков в пределах неизвестной питающей провинции. Наиболее молодая популяция обломочных цирконов, согласно данным трекового датирования, в большинстве изученных пород близка к возрасту осадконакопления. На о-ве Карагинский от осевой зоны в юго-восточном направлении наблюдается омоложение терригенных толщ. Образцы из флишевого комплекса относятся к бартону - нижнему олигоцену, а осадочный меланж, судя по трековым датировкам обломочного циркона, охватывает олигоцен-нижне-миоценовый интервал. Омоложение пород в сторону желоба типично для аккреционных призм.
Ключевые слова. Нанопланктон, трековое датирование, обломочный циркон, аккреционная призма, о. Карагинский, Камчатка.
ВВЕДЕНИЕ
Остров Карагинский - часть северо-западного обрамления Командорской котловины (рис. 1). Расшифровка строения острова и истории его формирования важна для понимания геодинамики наиболее молодых тектонических зон северовосточной Азии и смежных акваторий. Согласно ряду реконструкций (Чехович и др., 1989; Чехо-вич и др., 1990; Соколов, 1992; Шапиро, 1995; Объяснительная записка..., 2000; Бо1оу1еу й а1., 2002) структура континентальной окраины образована здесь в результате коллизии меловой островной дуги с северо-восточной Азией. Предполагается что, после коллизии у подножия континента, к востоку от причлененной дуги, возникла новая зона субдукции, где поглощалась вначале Тихоокеанская плита, а затем малые плиты Командорской котловины Берингова моря. Над этой зоной субдукции сформировалась Карагин-ская аккреционная призма, обнаженная сейчас в восточной части острова (Чехович и др., 1989). Эта призма должна быть парагенетически связана с вулканическими поясами на Камчатке и в
южной части Корякского нагорья: эоцен-олиго-ценовыми вулканитами в северо-западной части п-ова Говена (Говенская дуга), средне-верхнеэо-ценовыми вдоль побережья Пенжинской губы (Кинкильский пояс) и мио-плиоценовыми в Срединном и Ветвейском хребтах (Центрально-Камчатский и Апукско-Вывенский пояса) (Богданов и др., 1987; Объяснительная записка., 2000). Одна из трудностей при реконструкции таких связей - недостаток данных о возрасте пород, слагающих призму. В настоящей статье приводятся первые результаты трекового датирования циркона из песчаников этой зоны, которые дополнены новыми определениями нанопланктона из аргиллитов. Кроме того, приводятся дополнительные данные о возрасте туфо-терригенных пород, венчающих разрез островодужных вулканитов в осевой части острова.
КРАТКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
В структуре о-ва Карагинский выделяются три основные зоны (Чехович и др., 1990; КгауеИепко-
с.ш.
59°10'-А
164°50' в.д.
156° 162°
59°00'
58°45'
164°50'
164°00' в.д.
Рис. 1. Схема геологического строения северо-восточной части о-ва Карагинский и геологический профиль по линии АБ (Шапиро, Петрина, 1985 с изменениями и дополнениями).
1 - рыхлые четвертичные отложения; 2 - неогеновые отложения; 3 - комплекс осадочного меланжа (олигоцен - нижний миоцен); 4 - флишевый комплекс (средний эоцен - нижний олигоцен): а - на схеме, б - на профиле; 5 - надхынх-лонайская толща (нижний эоцен); 6 - хынхлонайская свита: андезибазальты, туфы (маастрихт - нижний эоцен); 7 -домаастрихтские меловые образования; 8 - габбро-гипербазиты офиолитового комплекса; 9 - надвиги и взбросы: а -надвиг флишевого комплекса на комплекс осадочного меланжа, б - прочие; 10 - крутопадающие разломы; 11 - элементы залегания слоистости; 12 - точки отбора проб для трекового датирования; 13 - точки отбора алевропелитов для изучения нанопланктона.
Беге7Ьпоу, Ка71шоуа, 1991). Осевая зона сложена, главным образом, габбро-гипербазитовыми телами офиолитовой ассоциации и осадочно-вулка-ногенными островодужными толщами верхнего мела и палеоцена, которые по палеомагнитным данным (Коваленко, 1990; Коваленко и др., 1999; Коуа1епко, КгауеИепко-Беге7Ьпоу, 1999) формировались много южнее их современного положения. Эти вулканиты, верхняя часть которых выделяется в качестве хынхлонайской свиты, по мнению ряда исследователей (Шапиро, 1995; Коваленко и др., 1999), относятся к островной дуге, столкнувшейся с континентом в середине лютета (Бо1оу1еу е! а1., 2002). На своей последней, палеогеновой стадии развития эта дуга известна как Говенская (Чехович и др., 1990).
На северо-востоке острова вулканиты хынхлонайской свиты согласно перекрываются пачкой алевропелитов с тонкими пропластками туф-фитов, возраст которых ранее не был установлен точно. Большинство исследователей относит эту толщу к флишевому комплексу, охарактеризованному ниже (Шапиро, Петрина, 1984; Чехович и др., 1990). Но такое сопоставление не очевидно, так как здесь нет прослоев песчаников, состав которых типичен для флишевого комплекса (плагиоклазы + кварц + риолиты), а присутствует много не характерных для флиша туфов и туффитов. Более того, согласное залегание на островодуж-ных вулканитах не позволяет отнести эту толщу к аккреционной призме. Поэтому мы отделяем ее от флиша и условно называем надхыхлонайской толщей. Ее возраст определяет верхний предел активного развития Говенской дуги. Ранее этот возраст оценивался (исходя из сопоставления над-хынхлонайской и флишевой толщ) от маастрихта -палеоцена до среднего эоцена (Шапиро, Петрина, 1985; Чехович и др., 1990).
С северо-запада осевая зона преимущественно по разрывам граничит с наклоненной на северо-запад, осложненной пологими складками моноклиналью согласно напластованных среднеэо-цен-плиоценовых осадочных свит, которая является бортом Литкенского прогиба. Низы разреза осевой части этого прогиба вскрыты на Ильпин-ском полуострове (Волобуева и др., 1994), где верхнемеловые вулканиты через слабое несогласие сменяются нижнепалеоценовыми туфо-тер-ригенными породами. В вышележащих отложениях следующее несогласие отмечается лишь в середине миоцена (Гладенков, 1972; Гладенков и др., 1998). На о-ве Карагинский разрывы, ограничивающие Литкенский прогиб, имеют небольшую амплитуду. Местами наблюдается несогласное залегание миоценовых и плиоценовых осадочных толщ на породах осевой зоны острова.
Юго-восточная часть острова состоит из двух основных комплексов, которые В.Д. Чеховичем и
др. (1989, 1990) были выделены как "флиш" и "осадочный меланж". Флишевый комплекс - это в разной степени упорядоченное переслаивание алевропелитов с песчаниками, по крайней мере, часть которых является достаточно типичными турбидитами. Но многие пачки алевропелитов этого комплекса, мощностью до первых сотен метров, практически не содержат песчаных прослоев. Важная особенность песчаников флиша - преобладание в их составе обломков кислых эффузи-вов и, в меньшей степени, гранитов над более основными изверженными породами (Шапиро, 1984; Шапиро и др., 2000). Характерный элемент некоторых алевропелитовых пачек флишевого комплекса - хорошо окатанная рассеянная галька, в составе которой преобладают кислые эффузивы (Шапиро, 1984; Шапиро и др., 2000). Флишевые и аргиллитовые пачки часто содержат линзовидные тела подушечных океанических толеитов, которые рассматриваются либо как согласные с напластованием линзы, либо как олистолиты, либо как тектонические отторженцы океанической плиты (Чехович и др., 1990; КгауеИепко-Беге7Ьпоу е! а1., 1990). Слои флишевого комплекса или интенсивно смяты в складки, или образуют наклоненные на северо-запад моноклинали, разделенные чешуйчатыми надвигами в целом согласными с напластованием, но иногда подчеркнутыми протрузиями и линзами серпентинитовых мелан-жей. Границей флишевого комплекса с вулканитами и офиолитами осевой зоны обычно являются крупные наклоненные на северо-запад разрывы (взбросы, надвиги).
В юго-восточном направлении степень дисло-цированности флишевого комплекса растет, пласты теряют свою когерентность, разрываются на крупные и мелкие линзы, часто испытывающие вращения. Появляются крупные линзы галечных алевропелитов - пород содержащих рассеянную гальку и валуны преимущественно риолитов и их туфов. Переход к комплексу осадочного меланжа маркируется заметными литологическими изменениями: песчаников в разрезе становится значительно меньше, а их место занимают кремнистые алевролиты, кремни, туффиты и туфы, в том числе и псефитовые. Обнажения нередко выглядят как хаотическая смесь почти изометричных обломков разных пород в глинистом матриксе, но часто встречаются и когерентные пачки туфов и кремней. К туфовым прослоям иногда приурочены линзы подушечных и реже, массивных базальтов, но чаще мелкие базальтовые тела встречаются в хаотических пачках. Большая часть базальтов геохимически близка к океаническим, но наряду с ними встречаются островодужные породы (Чехович и др., 1990). Также, как и во флише, встречаются галечные алевропелиты с преобладанием риолитов в обломках. Н
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.