Строение Камчатского полуострова

Source: http://atlantic.ginras.ru/education/russia/lecture_18.pdf

Западная Камчатка
Запад Камчатки сложен (Бондаренко, Соколов, 1990, Гладенков и др., 1997, Карта..., 1999,Коваленко, 2003) кайнозойскими осадочными и вулканогенно-осадочными толщами. Фундаментом для них являются мезозойские образования. В Пенжинском, Паланском и Тигильском районах стратиграфические работы проводились Ю.Б. Гладенковым, В.Н. Синельниковой, А.Е. Шанцером, А.В. Журавлевым и другими [Эоцен западной..,, 1991; Нижний палеоген..., 1997; Антипов и др., 1997].

Фундамент Западнокамчатского прогиба
Видимое основание осадочного прогиба Западной Камчатки сложено мезозойскими образованиями, площади выходов которых оцениваются первыми сотнями квадратных метров.

Cредняя юра (байос - бат) обнаружена на хребте Омгон. Это яшмы и вулканогенные породы.

Верхняя юра (оксфорд - титон) (базальты, кремнистые аргиллиты, яшмы, реже - известняки) представлены на Омгонском хребте и Паланском районе.

Нижний мел (берриас-валанжин) вулканогенно-кремнистые породы обнажены на мысе Промежуточный Омгонского хребта и в бухте Квачина. В более северных районах (Паланский район) известна альб-сеноманская омгонская серия, сложенная переслаиванием алевролитов и аргиллитами с линазами и конкрециями терригенно-карбонатного состава.

Верхний мел (коньяк-маастрихт) разделены на ирунейскую и устьпаланскую свиты. Первая представлена кремнистыми сланцами, яшмами и туфами с общей мощностью до 550 м. Вторая – туфоконгломератами и конгломератами, гальки в которых сложены нижележащими породами.

На п-ове Омгон мезозойские образования слагают наползневую структуру, в автохтоне которой обнажены флишоидные толщи берриас-валанжинского, апт-альбского и маастрихтского возраста, часть из которых насыщена силлами основного и среднего составов. Их внедрение произошло в маастрихт-ипрское время, после формирования напряженной складчатости терригенных толщ.

Аллохтонный комплекс представлен вулканогенно-яшмовой толщей, сложенной средне-позднеюрскими потоками подушечных базальтов, лавобрекчиями, яшмами, аргиллитами и туфами основного состава.

Наползневые и чешуйчато-надвиговые структуры формировались в маастрихт-датское время при наличии левосдвиговой составляющей. На границе палеоцена и эоцена все породы начали сминаться в простые Процесс был завершен к среднему эоцену, но незначительные деформации продолжались и в миоцене.

Мел
Флишеподобные серые песчаники кварц-полевошпатовые, мелкозернистые, темно-серые и черные алевролиты и аргиллиты. Встречаются маломощные прослои гравелитов и конгломератов. В гальках конгломератов обнаружены кремни, базальты, яшмы, а также метаморфизованные породы, отсутствующие в коренных обнажениях. Породы интенсивно дислоцированы - смяты в изоклинальные складки, разбиты на многочисленные блоки, разделенные разломами и мощными зонами дробления. В толщах обнаружены комплексы спор и пыльцы, имеющие апт-альбский и маастрихтский возраст, и радиолярии берриас-валанжинского возраста [Вишневская и др., 1998]. Результаты трекового датирования по цирконам показывают 102-80 МА [Соловьев и др., 2001].


Силлы габбро, диабазов и андезитов, прорывающие терригенные толщи на севере хребта, имеют мощность от первых метров до десятков метров.

Кайнозойский осадочный чехол Западной Камчатки
Палеоцен - сложен переслаивающимися в разных пропорциях песчаниками, алевролитами и аргиллитами, часто с углями и многочисленными горизонтами конгломератов и гравелитов. Конгломераты и гравелиты залегают с размывом, в их обломках присутствуют вулканические породы, кварциты, яшмы, песчаники, кремни.Некоторые толщи прорываются силлами и дайками базальтов, калий-аргоновый возраст которых 47-50МА.

Эоцен - морскими толщи - чередующиеся слоями конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов с многочисленными горизонтами карбонатных конкреций (снатольская свита), песчаники, конкреции и реже алевролиты и аргиллиты (ковачинская и аманинская свиты).

Олигоцен - флишоиды

Вулканиты утхолокского комплекса распространены на Утхолокском полуострове. Они являются субаэральными, местами субаквальными и представлены дифференцированной известково-щелочной серией пород: двупироксеновыми базальтами, амфиболовыми андезитами, липаритами типичных для активной континентальной окраины. Характерно большое количество грубой пирокластики - агломератовых туфов и псефитовых разностей среднего состава. Возраст пород вулканогенного комплекса определялся К-Аг методом, были получены датировки 56-64 МА [Нижний палеоген..., 1997].Глинисто-кремнистые и кремнистые алевролиты (воямпольская серия).

Главные выводы о строении Западно-Камчатской зоны
В структуре Западно-Камчатской зоны присутствуют мезозойские аллохтонные комплексы пород и неоавтохтонные кайнозойские толщи, перекрывающие мезозойские комплексы.

Мезозойские толщи, залегающие в покровно-складчатой структуре Западной Камчатки, формировались в разных геодинамических обстановках – на шельфе и склоне окраины материка и в условиях островной дуги.

Наползнево-складчатая структура Западно-Камчатской зоны сформировалась в маастрихте-дании.
Формирование наползнево-складчатой структуры происходило с левосторонней сдвиговой компонентой.

На границе палеоцена и эоцена произошел новый этап деформаций.

Центрально-Камчатская зона
В геологической структуре Центрально-Камчатской зоны участвуют тектонически совмещенные комплексы позднемеловых пород, сформированные в окраинноморском бассейне и в условиях островной дуги.

Тектонические пластины и чешуи, сложенные позднемеловыми кремнистыми и кремнисто- вулканогенными породами, сформированными в окраинноморском бассейне, занимают нижнее структурное положение. На них с востока надвинуты верхнемеловые кремнисто-вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи островодужного типа.

Ирунейский комплекс (кампан-маастрихт) выделяются глинисто-яшмовая (мощность не известна), глинисто-кремнисто-туфогенная (мощность 300 м) и туфогенная (мощность 300-400 м) толщи с тектоническими контактами между ними.

Кирганикская свита (сенонский - дат ?) разделена на две части [Зинкевич и др., 1994]. Нижняя часть кирганикской свиты (мощность 300-400 м) сложена ритмично чередующимися разнозернистыми туфопесчаниками и туфоалевролитами, фиксируются пачки туфобрекчий. Верхняя часть кирганикской свиты (мощность 300-400 м), согласная с нижней, представлена грубообломочными туфобрекчиями, туфоконгломератами, туфами и лавами базальтов и андезитов. Эффузивы кирганикской свиты относятся к щелочным и субщелочным разностям [Ротман, 1961, 1963; Флеров, Колосков, 1976] шошонитовой серии островных дуг [Федоров, 1990]. Возраст пород кирганикской свиты по ископаемой флоре определен как сенонский или сенонско-датский [Ротман, 1961], по бентосным фораминиферам – маастрихтский [Поздеев, Петрина, 1984], по радиоляриям - маастрихт-датский (?) [Зинкевич и др., 1994].

Срединный метаморфический массив
Срединный метаморфический массив имеет удлиненную форму и простирается в субмеридиональном направлении на расстоянии 200 км при ширине 30-40 км.

Массив имеет неоднородную наползнево-складчатую структуру [Рихтер, 1995].В осевой части массива вскрываются породы наиболее нижнего структурного элемента (относительного автохтона), представленные метаморфическими породами гранулитовой фации колпаковской серии [Ханчук, 1985]: мигматизированными биотитовыми и гранат-биотитовыми гнейсами, кристаллическими сланцами, иногда с силлиманитом.

Протолитом пород колпаковской серии были граувакки, полимиктовые песчаники и глинистые породы. В разрезе серии присутствуют маломощные и немногочисленные прослои биотит-амфиболовых гнейсов, гранат-клинопироксеновых кристаллических сланцев, амфиболитов и гранатовых амфиболитов, которые образовались по океаническим базальтам и андезито-базальтам.
Наиболее молодые цирконы с возрастом 47-53 млн. лет (ранний эоцен - начало среднего эоцена) обнаружены в гнейсах колпаковской серии как в северном пункте опробования, так и в южном, и отличаются от всех прочих групп цирконов отсутствием зональности и неправильной формой [Bindeman et al., 2002].

Породы колпаковской серии интрудированы гнейсовидными гранитами крутогоровского комплекса, относящимися к гранитам известково-щелочной серии.

Вдоль восточного обрамления ядра Срединного метаморфического массива и на его периклинальных замыканиях вскрыты метаморфические породы амфиболитовой фации (малкинской серия), надвинутые в западном направлении на гранулитовое основание массива [Рихтер, 1995]. Протолитом амфиболитов малкинской серии являются вулканогенные породы островодужного происхождения, прогрессивно метаморфизованные в процессе шарьяжирования.

На метаморфических породах малкинской серии с несогласием и размывом залегают неметаморфизованные конгломераты и терригенные толщи барабской свиты кампанского возраста [Шапиро и др., 1986].

Оценка возраста метаморфических пород Срединного массива до последнего времени сложна в связи с большим разбросом результатов определения радиологического возраста. Большинство определений возраста метаморфических пород Срединного массива К-Ar методом группируется вокруг 100 МА(нижний мел) и 50-60 МА (палеоцен) [Чехович, 2000].

Значительная часть более древних обломочных ядер цирконов (самые молодые обломочные цирконы 120-96 МА) имеет оторочки с возрастом 77 МА (U-Pb датирование), что позволяет сделать заключение о проявлении регионального метаморфизма в это время [Bindeman et al., 2002].

Данные о возрасте пород Срединного метаморфического массива позволяют заключить, что кора континентального типа, вскрытая в настоящее время в осевой части массива, существовала до раннего кайнозоя. Терригенные породы, служившие протолитом пород колпаковской серии, претерпели неоднократный метаморфизм, по крайней мере, в неокоме (127-140 МА и в кампане (77 МА). Формирование в этих же породах цирконов с возрастом 47-53 МА (U-Pb метод), и ретроградный метаморфизм в породах малкинской свиты датированный 48-50 МА (Rb-Sr метод) являются признаками проявления метаморфического события в структуре Срединного массива в раннем эоцене.

Главные выводы о строении Центрально-Камчатской зоны

1. В геологической структуре Центрально-Камчатской зоны участвуют тектонически совмещенные комплексы позднемеловых пород, сформированные в окраинноморском бассейне и в условиях островной дуги.

2. Пакеты тектонически совмещенных пластин и чешуи пород окраинноморского и островодужного типа надвинуты в западном направлении на автохтонные флишевые толщи хозгонской свиты и лесновской серии и на метаморфические комплексы Срединного выступа.
3. Время формирования наползнево-складчатой структуры Центрально-Камчатской зоны на юге оценивается после маастрихта.

На Камчатском перешейке основной этап - средний эоцен, так как позднемеловые аллохтонные пластины в этом районе надвинуты на среднеэоценовый флиш лесновской серии (42-44 МА), а вся наползнево-складчатая структура перекрыта среднеэоценовыми лавами кинкильской свиты (46 МА). По этим данным тектоническое совмещение геологических комплексов Камчатского перешейка началось и закончилось практически мгновенно. В восточной части перешейка фиксируется еще один этап деформаций - после среднего эоцена, так как в структуре этой части перешейка участвуют среднеэоценовые породы.

Центрально-Камчатский (миоцен-плиоцен) и Восточно-Камчатский вулканические пояса (плиоцен-современное время).
По геохимическим характеристикам и структурному положению вулканические пояса Камчатки рассматриваются как окраинно-континентальные. В лавах обоих поясов - ксенолиты высокометаморфизованных пород (вплоть до гранулитов), и ксенолиты кислых пород [Колосков, 1999], свидетельствующие о континентальном основании этих поясов.

Центрально-Камчатский грабен представляет крупную межгорную депрессию между Срединным и
Восточным хребтами, которая прослеживается в северо-восточном направлении через всю Камчатку.На северо-востоке он переходит в депрессию пролива Литке и далее продолжается до южной части Корякского нагорья. Вся структура называется "Камчатско-Литкинская депрессия", ее общая протяженность достигает 900 км, ширина в среднем течении р. Камчатки составляет около 100 км, постепенно уменьшаясь в южном направлении до 10-15 км. Ограничение Центрально-Камчатского грабена проходит по системе крутопадающих сбросов, местами сбросо-сдвигов, с которыми связаны дифференцированные блоковые подвижки. Центрально-Камчатский грабен выполнен мощной толщей кайнозойских отложений, перекрытых покровом рыхлых четвертичных образований; широко развиты нижнечетвертичные лавовые покровы, являющиеся фундаментом современных вулканических сооружений центрального типа (вулканы Ключевской группы, Кизимен и др.). Меловой фундамент находится на глубине порядка 4,5 - 5 км. Время заложения Центрально-Камчатского грабена - начало среднего или раннего миоцена. В настоящий момент тектоническая активность еще продолжается.

next
Долина гейзеров
СРЕДИННЫЙ ХРЕБЕТ
Photos
КАМЧАТСКИЙ ПОЛУОСТРОВ