Геотектоника, 2022, № 5, стр. 50-75

ВВЕДЕНИЕ

В строении аккреционно-коллизионных поясов северо-востока России существенную роль играют террейны различной природы и офиолитовые комплексы [1, 17, 25–27, 50]. В составе террейнов островодужной природы, наряду с вулканогенными и туфогенно-осадочными образованиями редко присутствуют гранитоидные комплексы [14, 25, 50]. Камчатско-Олюторский аккреционный пояс является одним из крупнейших в северо-западном обрамлении Тихого океана и формировался в кайнозойское время. Он образован несколькими террейнами островодужной и окраинноморской природы, среди которых выделяется Кроноцкий террейн, сложенный вещественными комплексами Кроноцкой энсиматической вулканической дуги. Кроноцкий террейн разделен на три сегмента с севера на юг: Камчатскомысский, Кроноцкий и Шипунский.

Шипунский сегмент вмещает одноименный крупный (~270 км²) габбро-диорит-гранодиоритовый массив, прорывающий верхнемеловые–эоценовые туфогенно-осадочные и вулканогенные толщи (рис. 1). Возраст массива и геодинамическая обстановка его формирования до настоящего времени остаются дискуссионным [7, 10, 13].

Рис. 1.

Геологическая схема Шипунского п-ова (по данным [7, 8], с изменениями и дополнениями). На врезке: показан (квадрат) район исследований. 1‒2 ‒ серия: 1 – корниловская (N₂kn), 2 – тюшевская (P₃–N₁tsh); 3‒4 ‒ свита: 3 – кубовская (P₂kb), 4 – козловская (P₂kz); 5‒6 ‒ толща: 5 – налычевсквая (K_2m–P₁nl), 6 – шипунская (K_2km–P₁sch); 7 – ветловский комплекс (K_2km–P₂vt); 8‒9 – шипунский габбро-гранодиоритовый интрузивный комплекс: 8 – гранодиориты, кварцевые диориты; 9 – габбро; 10 – субвулканические тела андезитов налычевской толщи; 11 – базальты, долериты (N₁); 12 – геологические границы; 13‒14 – разрывные нарушения: 13 – недифференцированные; 14 – надвиги; 15 – места отбора образцов

В ходе обработки материалов, собранных в 2010 г. при проведении тематических геологических исследований в районе бухт Бечевинской, Моржовой и устья р. Вахиль на п-ове Шипунский были получены новые данные по структурному положению, составу и возрасту пород, слагающих Шипунский массив. Целью нашей статьи является анализ полученных данных, который позволит уточнить возраст массива, реконструировать геодинамическую обстановку его формирования и роль в эволюции магматизма Кроноцкой палеодуги.

СТРОЕНИЕ И СОСТАВ КОМПЛЕКСОВ КАМЧАТСКОМЫССКОГО И КРОНОЦКОГО СЕГМЕНТОВ КРОНОЦКОГО ТЕРРЕЙНА

СТРОЕНИЕ ШИПУНСКОГО СЕГМЕНТА КРОНОЦКОГО ТЕРРЕЙНА

Верхнемеловые-палеогеновые комплексы п-ова Шипунский, Мыса Налычева и гор Лехова и Крестьянских образуют покровно-складчатую структуру (см. рис. 1, рис. 2). Относительным автохтоном являются туфогенно-осадочные и вулканогенные образования шипунской толщи (K_2km–P₁shp) южной части Шипунского п-ова, налычевской толщи (K_2m–P₁nl) мыса Налычева, туфогенные и вулканогенные образования кроноцкой серии (P₂) и туфо-терригенные отложения тюшевской серии (P₃–N₁tsh) п-ова Шипунский [7, 8, 13, 37]. Аллохтонные образования представлены ветловским комплексом (K_2km–P₂vt) и слагают пакет тектонических пластин, перемещенных по надвигу, падающему под углом $\perp $30°–40° на запад и северо-запад. Неоавтохтоном, перекрывающим складчато-надвиговую структуру, являются отложения плиоценовой корниловской свиты (N₂kn), в конгломератах которой наблюдается галька диоритов, гранодиоритов и габбро [13, 36].

Рис. 2.

Разрезы тектоно-стратиграфических комплексов п-ова Шипунский. 1 – конгломераты; 2 – песчаники; 3 – алевролиты и аргиллиты; 4 – известняки; 5 – диатомиты; 6 – кремни; 7 – туфы; 8 – туфопесчаники; 9 – туфогенные турбидиты; 10 – риолиты; 11 – андезиты; 12 – базальты; 13 – габбро; 14 – граниты, гранодиориты; 15 – места отбора проб; 16 – тектонические границы

Шипунская толща (K_2km–P₁shp) распространена преимущественно в южной части п-ова Шипунский и протягивается от бухты Бечевинской в юго-восточном направлении до мыса Шипунского. Она представлена (см. рис. 2) чередованием туфов разного гранулометрического размера (от глыбовых до псаммитовых и алевритовых) и различного состава (от основных до кислых). Они расслаиваются потоками андезитов и базальтов, реже ‒ дацитов и риодацитов. По всему разрезу присутствуют многочисленные дайки базальтов и долеритов. Основание толщи не обнажено. В нижней части разреза распространены преимущественно грубообломочные туфобрекчии с обломками (0.1–1 м) магматических пород (базальты, андезиты, риодациты), которые вверх по разрезу сменяются переслаиванием мелкообломочных брекчий и псаммитовых туфов, содержащих прослои щебенистых брекчий (до 1 м мощности) и прорваны дайками долеритов до 2–3 м мощности. Вверх по разрезу сортировка обломочного материала возрастает и появляются пачки переслаивания туфоалевролитов и мелкозернистых туфопесчаников. В разрезе присутствуют несколько потоков андезитов с мелкоглыбовой отдельностью, мощностью (от 5 до 15 м), разделенные прослоями туфов. Видимая мощность толщи составляет около 500–700 м.

Ранее, по данным А.Ф. Литвинова [13] образования шипунской толщи были сопоставлены с эоценовой кубовской свитой кроноцкой серии п-ова Кроноцкий и датированы эоценом.

Позднее, Т.Н. Палечек [16] из туффитов шипунской толщи выделила комплекс радиолярий, позволяющий датировать вмещающие их породы кампанским возрастом.

Налычевская толща (K_2m–P₁nl) на мысе Налычева по характеру разреза разделяется на две подтолщи (см. рис. 2):

‒ нижняя, в которой преобладают мелко-среднезернистые туфогенно-осадочные породы;

‒ верхняя, в которой преобладают туфо- и лавобрекчии.

Нижняя подтолща, в основании видимого разреза, сложена переслаиванием туфобрекчий, псаммитовых и псефитовых туфов и туфопесчаников с прослоями туфоалевролитов. В верхней части нижней подтолщи развита пачка тонкого (от 3–5 см до 20–30 см), местами ритмичного переслаивания туффитов, туфопелитов, туфоалевролитов, с карбонатными прослоями и стяжениями, и прослоями кислых туфов, брекчий и конгломератов. Обломки пород размером до 3–5 см представлены преимущественно местными разновидностями. Верхняя подтолща сложена в нижней части глыбовыми туфоконгломератами и туфобрекчиями, агломератовыми туфами и лавобрекчиями с обломками базальтов, андезитов, дацитов и маломощными (5–7 м) потоками базальтов и андезитов с подушечной и мелкоглыбовой отдельностью. Видимая мощность толщи составляет до 1000 м. В верхней части разреза наблюдаются штокообразные тела роговообманковых диоритов до 2 км диаметром.

Образования кроноцкой серии (P₂kr) развиты в северной и центральной частях Шипунского полуострова (см. рис. 1, см. рис. 2). Они подразделяются на кубовскую и козловскую свиты [13]. Кубовская свита (P₂kb) развита на левом борту рек Вахиль и Правый Вахиль, севернее Шипунского массива. В строении толщи, наряду с туфами, агломератовыми туфами, лавобрекчиями и лавами базальтов и андезибазальтов, трахибазальтов преимущественно с шаровой отдельностью, широко представлены многочисленные субвулканические тела и дайки основного среднего состава, которые по данным [13] представляют апикальную часть крупной субвулканической интрузии в районе горы Монастырь. Реже в строении толщи встречаются пачки тонкого переслаивания туфопесчаников, туфоалевролитов, кремнистых пород с линзовидными прослоями пепловых кислых туфов до 3 м мощности. По данным [13], в строении кубовской свиты участвуют как покровы эффузивов с шаровой отдельностью, так и субвулканические фации, что позволило реконструировать палеовулканическую структуру центрального типа. Мощность свиты достигает 1500–1800 м.

Козловская свита (P₂kz) развита в северной части п-ова Шипунский, в районе бухты Калыгирь и представлена переслаиванием туфов основного состава, лавобрекчий и лав базальтов и трахибазальтов, туфоалевролитов и туфопесчаников и кремнистых пород [13]. Мощность свиты не превышает 900 м. С козловской свитой ассоциирует долеритовый субвулканический комплекс, представленный штоками, дайками и силами долеритов, базальтов, трахидолеритов. Эоценовый возраст кубовской и козловской свит определяется по бедному комплексу радиолярий и фораминифер плохой и удовлетворительной сохранности [13].

В аллохтонный ветловский комплекс (K_2km–P₂vt) объединяются разнофациальные интенсивно тектонизированные образования (мегамеланж), представленные тектоническими пластинами и блоками различного состава, которые не имеют между собой стратиграфических соотношений. Только в отдельных пластинах наблюдаются черты стратификации пород. Наиболее широко распространены туфогенно-осадочные образования, сложенные алевролитами, вулканомиктовыми песчаниками, гравелитами, мелкообломочными брекчиями, конгломератами, кремнистыми алевролитами и реже туфами основного состава. Характерны пачки микститов, где матрикс представлен аргиллитами, алевролитами и мелкозернистыми песчаниками, а обломки и глыбы сложены известняками, пироксен-порфировыми базальтами, туфами, песчаниками, кремнями, роговообманковыми андезитами. Обломочный материал плохо сортирован. Другой тип разреза представлен преимущественно афировыми базальтами с шаровой отдельностью, гиалокластитовыми брекчиями, диабазами, реже встречаются туфы основного состава, туфосилициты, линзовидные прослои кремней. Породы третьего типа разреза представлены известняками, кремнями, переслаиванием бурых известняков и известковистых аргиллитов. Чаше всего они слагают маломощные тектонические пластины и отдельные глыбы и блоки в породах туфотерригенного комплекса.

Отложения тюшевской серии (P₃–N₁ts) слагают небольшие по площади выходы в Крестьянских горах и на левобережье реки Вахиль. Они представлены туфопесчаниками, туфоалевролитами, туфоконгломератами, которые с размывом залегают на образованиях кубовской свиты [13]. Мощность свиты составляет около 300 м.

Отложения корниловской свиты (N₂kn) развиты восточнее устья реки Вахиль на берегу Авачинского залива и представлены переслаиванием песчаников, гравелитов, конгломератов, алевролитов с линзами углей и углефицированных древесных остатков. Мощность свиты не превышает 200 м.

Шипунский интрузивный массив расположен в центральной части Шипунского п-ова. На северо-западе он контактирует с образованиями кубовской свиты кроноцкой серии, а на юге и юго-западе – с породами шипунской толщи (см. рис. 1). По геофизическим данным в разрезе массив имеет форму близкую к лакколиту. При этом, по данным плотностного моделирования, предполагается, что габбровая часть массива занимает нижнюю часть, а верхняя часть сложена плагиогранитами, гранодиоритами и кварцевыми диоритами [13]. Породы кислого состава прорывают габбро. При этом наблюдаются значительные по мощности зоны эндо- и экзо- контактов. Все породы массива имеют как интрузивные, так и тектонические контакты с вмещающими породами кубовской свиты и шипунской толщи.

Габбро представлены как меланократовыми, так и лейкократовыми разностями, которые связаны постепенными переходами. По составу выделяются пироксеновые и роговообманковые габбро, реже встречаются габбронориты [13]. Породы имеют гипидиоморфнозернистую структуру и сложены следующими минералами:

‒ роговая обманка (40–50%);

‒ плагиоклаз (лабрадор, андезин) (20–50%);

‒ клинопироксен (0–15%);

‒ редко встречаются кварц (<5%) и оливин (0–10%).

Акцессорные минералы представлены сфеном, апатитом и рудным минералом.

Кварцевые диориты и гранодиориты обладают гипидиоморфнозернистой структурой и сложены:

‒ плагиоклаз (55–70%);

‒ роговая обманка + биотит (15–25%);

‒ кварц (5–10%).

Акцессорные минералы представлены сфеном, апатитом, цирконом и рудным. В гранодиоритах относительно кварцевых диоритов количество кварца возрастает до 25% и присутствует калиевый полевой шпат до 10%.

Плагиограниты имеют более мелкозернистую гипидиморфнозернистую структуру с участками гранофировой. Они сложены кварцем и кислым плагиоклазом в равных количествах, а также амфиболом (5–7%). Акцессории представлены апатитом, сфеном, цирконом и рудным минералом.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Выделение монофраций акцессорных цирконов проведено в лаборатории минералогического и трекового анализа ГИН РАН (г. Москва, Россия) (аналитик Т.Б. Афонина) с использованием стандартных методик плотностной и магнитной сепарации.

U‒Th‒Pb датирование цирконов из интрузивных пород (образцы 10SH-3 и 10SH-6, табл. 1, табл. 2) методом лазерной абляции (LA-ICP-MS) проводили в лаборатории Университета Калифорнии (г. Санта-Круз, шт. Калифорния, США). Лаборатория оборудована ICP-MS спектрометром Element XR (Компания “Thermo Fisher Scientific”, США) и установкой лазерной абляции PhotonMachinesAnalyte (Компания “Photon Machines Inc.”, США) с эксимерным лазером с длиной волны 193 нм и камерой Helex-2 (Компания “Teledyne CETAC Technologies”, США). Испаренное вещество проходит по внутренней тефлоновой трубке диаметром 4 мм, при этом аргон, превращающий образец в аэрозоль, – по внешней трубке. Энергия вспышки лазера ATLEX составляет 4.5 мДж. Контроль плотности энергии обеспечивается калибруемым аттенюатором. При подготовке лабораторной шашки цирконы наносили рядами на двустороннюю липкую ленту с помощью шаблона из пленки. В центре шашки устанавливали цирконы стандартов SL2 (563 млн лет, по [43]) и Plešovice (337 млн лет, по [57]).

Затем зерна помещали в кольцевую форму и заливали эпоксидной смолой StruersEpofix (Компания “Struers LLC”, США). Затвердевшую шашку обрезали на токарном станке до нужного размера. Поверхность шашки с зернами циркона полировали сначала наждачной бумагой с зерном 1.5 мм, а затем полировальными пастами Struers с зерном 9 и 3 мкм на полировальной машине LaboPol (Компания “Struers LLC”, США).

Четыре замера первичного стандарта SL2 [43] и четыре замера вторичного стандарта Plešovice [57] выполняли в начале и в конце каждой сессии. Измерения первичного стандарта делали после каждого пятого зерна с неизвестным возрастом, совместно с вторичным стандартом – после каждого десятого зерна с неизвестным возрастом. Согласно протоколу измерений, 15 зерен циркона вторичного стандарта использовали для контроля качества и точности анализа для каждых 100 зерен циркона с неизвестным возрастом. Полученные данные обрабатывали в приложении Iolite для IgorPro [52].

Детритовые цирконы были выделены из шлиховых проб (D1016), отобранных в устье ручья, стекающего в бухту Моржовую с горы Снежной, сложенной породами Шипунского массива (табл. 3).

U–Th–Pb датирование детритовых цирконов образца D1016 проводилось методом LA-ICP-MS в Институте наук о Земле Университета им. Христиана‒Альбрехта (г. Киль, Германия). В процессе анализа относительные концентрации 6-ти изотопов элементов (Pb²⁰⁶, Pb²⁰⁷, Pb²⁰⁸, Th²³², U²³⁵, U²³⁸) были измерены, используя 193 нм систему для лазерной абляции (Geolas HD, Coherent) и масс-спектрометр Agilent 8900 (Agilent Technologies, USA). Абляция проводилась лазерным пучком диаметром 40 мкм с энергией 6 Дж/см² и частотой импульсов 10 Гц. Использовалась поворотная двухобъемная ячейка для лазерной абляции в потоке гелия 1015 мл/мин с добавлением 15 мл/мин водорода для повышения степени ионизации плазмы. Время одного анализа составляло 90 с, что включало 40 с измерения фона и 50 с измерения сигнала. Время одного аналитического цикла составляло 40 мс. Анализ в одной точке включал измерения в более, чем 100 циклах. Первичная калибровка проводилась, используя циркон 91 500 [63], два измерения которого проводились после каждых 4-х точек. В качестве вторичного стандарта использовались референсные цирконы Plešovice [57] и Mud Tank [40], которые периодически были измерены в течение аналитической сессии. Обработка результатов и первичная калибровка относительно циркона 91 500 проводилась в программном пакете LADR [51]. Данные были тщательно протестированы, хаотичные части спектров (например, первые 5 с) были исключены. На втором шаге калибровки данные были скорректированы на коэффициент, полученный усреднением данных для 3-х (91 500, Plešovice [57], Mud Tank [40]) стандартных образцов циркона [45]. Расчет возраста и визуализация результатов проводились в программе IsoplotR [61].

Анализ породообразующих элементов осуществлялся в аккредитованной лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН (г. Москва, Россия) (аналитик М.В. Рудченко) рентгенофлуоресцентным методом с использованием последовательного спектрометра S4 Pioneer (Bruker Corp., Vermont, USA) и программного обеспечения “Spectra-Plus” [64]. Техника подготовки проб к анализу и статистические показатели точности и правильности анализа соответствуют требованиям отраслевой методики НСАМ № 439-РС МПР РФ (Россия).

Анализ элементов-примесей был проведен в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института проблем технологии микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (Московская обл., г. Черноголовка, Россия) (аналитик В.К. Карандашев) методами атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICAP-61, Thermo Jarrеll Ash, USA) и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (Х-7, Thermo Elemental, USA).

ДАННЫЕ U‒Th‒Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Акцессорные цирконы были выделены из двух образцов амфибол-биотитовых гранодиоритов 10SH-3 и 10SH-6, отобранных на склоне г. Снежная (см. табл. 1, см. табл. 2). Возраст циркона из образцов составил:

‒ обр. 10SH-3 составил 49.01 ± 0.91 (±2σ) млн лет (рис. 3, а),

Рис. 3.

Диаграммы с конкордией (U-Pb LA-ICP-MS) для акцессорных цирконов из гранодиоритов (а) обр. 10SH-3 и (б) обр. 10SH-6.

‒ обр. 10SH-6 – 44.32 ± 1.81 млн лет (±2σ) (рис. 3, б).

Результаты исследований детритовых цирконов показывают, что они имеют позднепалеоценовый–раннеэоценовый возраст в интервале от ~57 до ~49 млн лет (табл. 3, рис. 4, а). При этом статистически выделяются два возрастных пика 56.10 ± 0.29 и 50.49 ± 0.24 млн лет (см. рис. 4, б).

Рис. 4.

Диаграмма с конкордией (U‒Pb (LA-ICP-MS) для (а) детритовых цирконов и (б) распределение возрастов детритовых цирконов.

ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГАББРОИДОВ, ГРАНИТОИДОВ, ПОЗДНЕМЕЛОВЫХ И ПАЛЕОГЕНОВЫХ ВУЛКАНИТОВ

Данные по главным и редким элементам в породах Шипунского массива представлены в табл. 4, а по меловым и палеогеновым вулканитам были ранее опубликованы [35, 36].

Габброиды Шипунского массива

Габброиды характеризуются содержаниями SiO₂ = 46.12–51.86 мас. % и суммы щелочей Na₂O + + K₂O = 0.92–2.65 мас. %; по химическому составу соответствуют породам нормальной щелочности (рис. 5, а). Для них характерны значительные вариации Al₂O₃ (11.6–23.5 мас. %) и MgO (2.5–11.5 мас. %) и низкие содержания K₂O (0.1–0.6 мас. %). Редкоэлементный состав габброидов массива из района бухты Моржовой характеризуется низкими содержаниями Zr (6.3–22 г/т), Nb (0.24–0.28 г/т), Y (7.8–12.9 г/т), низкими-умеренными Sr (167–253 г/т), а также относительно высоким отношением Ba/Rb (69.5–94.3) и Ce/Nb (9.7–14.7).

Рис. 5.

Диаграммы TAS [48] и FeO*/MgO–SiO₂, по [49]. Обозначены поля серий: TH – толеитовая, CA – известково-щелочная. Поля составов: 1 – пикробазальт; 2 – базальт; 3 – андезибазальт; 4 – андезит; 5 – дацит; 6 – риолит; 7 – трахибазальт; 8 – трахиандезибазальт; 9 – трахиандезит; 10 – трахит; 11 – тефрит; 12 – фонотефрит; 13 – тефрифонолит. 1–3 – вулканиты: 1 – шипунской толщи, 2 – налычевской толщи, 3 – козловской свиты; 4 – субвулканические образования; 5–7 – породы Шипунского массива: 5 – габбро, 6 – габбро-диориты, 7 – кварцевые диориты, гранодиориты; 8 – плагиограниты

Габброиды Шипунского массива имеют слабо фракционированные распределения хондрит нормализованных редкоземельных элементов (РЗЭ), близкие к горизонтальному (La_N/Yb_N = 1.02–0.99), и ярко выраженной положительной Eu-аномалией (рис. 6, а). На спайдерграммах редких элементов, нормированных к примитивной мантии, наблюдаются хорошо выраженные минимумы Th, Nb, Zr и легких РЗЭ (см. рис. 6, б).

Рис. 6.

(а) Хондрит-нормализованные распределения РЗЭ и (б) спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии гранитоидов, диоритов и габброидов Шипунского массива. 1 – гранодиориты; 2 – плагиограниты; 3 – габбро; 4 – габбро-диориты; 5 – тоналиты комплекса Танзава Идзу‒Бонинской островной дуги; 6 – плагиограниты офиолитового массива Троодос (о. Кипр)

Гранитоиды Шипунского массива

Грнитоиды характеризуются содержаниями SiO₂ = 60.89–76.2 мас. % и суммы щелочей Na₂O + K₂O = 4.51–5.49 мас. %; по химическому составу соответствуют породам нормальной щелочности – кварцевым диоритам, гранодиоритам и низкощелочным гранитам [38] (см. рис. 5, а).

Согласно классификации Б.Р. Фроста с соавт. [41], гранитоиды Шипунского массива относятся к магнезиальным (Fe* = 0.65–0.77), известковым и метаглиноземистым (ASI = 0.88–0.99) образованиям (рис. 7).

Рис. 7.

Диаграммы (а) Fe_tot/(Fe_tot + MgO)–SiO₂, (б) Na₂O + K₂O–CaO–SiO₂ и (в) ASI–SiO₂ для гранитоидов Шипунского массива и вулканитов кислого состава шипунской толщи (по данным [41]). 1‒2 – гранитоиды Шипунского массива: 1 – кварцевые диориты, гранодиориты, 2 – плагиограниты; 3 – вулканиты кислого состава шипунской свиты

Редкоэлементный состав гранитоидов массива характеризуется низкими содержаниями Zr (29–56 г/т), Nb (0.8–1.7 г/т), Rb (11–22 г/т), Y (10–18 г/т), умеренными Sr (205–464 г/т), Ba (176–386 г/т) и низкими-умеренными суммарными содержаниями редкоземельных элементов (РЗЭ) (42–72 г/т).

Кварцевые диориты и гранодиориты Шипунского массива имеют слабо фракционированные распределения РЗЭ. Они характеризуются обогащением легкими редкоземельными элементами (ЛРЗЭ), и близким к горизонтальному распределением в тяжелой части (La_N/Yb_N = 3.07–3.83) и умеренно-отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* = = 0.67–0.84) (см. рис. 6, а).

Плагиограниты отличаются обеднением легкими РЗЭ относительно тяжелых (La_N/Yb_N = 0.43), их распределения сходны с таковыми плагиогранитов надсубдукционных офиолитов Троодоса и тоналитов Танзава энсиматической Изу‒Бонинской дуги (см. рис. 6, а).

Спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии для кварцевых диоритов, гранодиоритов характеризуются умеренным обогащением крупноионными литофильными элементами (Cs, Rb, Ba, K, Pb) и минимумами U, Nb, Тa, Ti, Zr, (см. рис. 6, б). Спайдерграммы для плагиогранитов имеют тот же тип распределения, но отличаются пониженными значениями Rb, Th и легких РЗЭ (см. рис. 6, б).

Позднемеловые-раннепалеогеновые вулканиты шипунской толщи

По химическому составу данные вулканиты соответствуют базальтам, андезитам, дацитам и риолитам (SiO₂ = 48–72 мас. %) (см. рис. 5, а). Они имеют низкие содержания TiO₂ = 0.51–1.14 мас. %. На диаграмме зависимости Na₂O + K₂O от кремнезема все изученные породы попадают в поле низкокалиевой толеитовой и умеренно калиевой известково-щелочной серий, а на диаграмме, по [49], ‒ в поле толеитовой и известково-щелочной серий (см. рис. 5, б).

Редкоэлементный состав вулканитов шипунской толщи характеризуется низкими содержаниями Zr (8–73 г/т), Nb (0.2–1.3 г/т), Rb (1.7–16 г/т), Y (7–39 г/т), умеренными Sr (93–614 (преимущественно 93–281) г/т), Ba (62–260 г/т) и низкими-умеренными суммарными содержаниями редкоземельных элементов (РЗЭ) (16–96 г/т).

Вулканиты известково-щелочной серии имеют суммарные содержания РЗЭ 65–96 г/т, а распределения РЗЭ характеризуются обогащением легких РЗЭ относительно тяжелых (La_N/Yb_N = 1.65 для базальтов, La_N/Yb_N = 6.15 для дацитов) (рис. 8, а). Вулканиты толеитовой серии имеют более низкие концентрации РЗЭ 16–28 г/т и деплетированные в отношении легких РЗЭ распределения (La_N/Yb_N = 0.31–0.63) (см. рис. 8, а).

Рис. 8.

(а‒б) Хондрит-нормализованные распределения РЗЭ и (в‒г) спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии вулканитов шипунской и налычевской толщ. 1‒2 ‒ вулканиты свит: 1 – шипунской, 2 – налычевской

Для спайдерграм вулканитов характерны минимумы высокозарядных элементов (Nb, Ta, Ti, Th) и максимумы Sr, за исключением пород кислого состава (рис. 8, в).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В структуре Шипунского сегмента Кроноцкого террейна тектонически совмещены разновозрастные структурно-вещественные комплексы, формировавшиеся в пределах вулканической дуги, начиная с позднемелового времени по средний эоцен (шипунская, налычевская толщи и кроноцкая серия) и океанического или окраинноморского бассейна кампан-эоценового возраста (ветловский комплекс) (см. рис. 2). В Кроноцкой вулканической дуге выделяется два этапа активного вулканизма [4, 13, 37]:

‒ кампан‒палеоценовый;

‒ палеоцен‒эоценовый.

Кампан‒палеоценовый этап магматизма проявлялся во всех сегментах дуги, но имел разный характер и время начала вулканизма. В Камчатскомысском сегменте начало вулканической деятельности фиксируется с кампан‒маастрихсткого времени. Здесь происходило накопление пород толеитовой серии [30, 31]. В Кроноцком сегменте активный вулканизм проявлялся, начиная с коньяк(?)‒кампанского времени, и характеризовался излиянием пород толеитовой и высокоглиноземистой толеитовой серий [30]. В южном Шипунском сегменте Кроноцкой дуги проходило излияние дифференцированных серий пород, относящихся как к толеитовой, так и к умеренно калиевой известково-щелочной сериям островных дуг. Такой тип вулканизма характерен только для южного сегмента Кроноцкой палеодуги и отличается от одновозрастного вулканизма северных сегментов. По времени проявления и характеру магматизма кампан-палеоценовые образования южного сегмента Кроноцкой палеодуги сходны с образованиями позднемеловой Ачайваям-Валагинской палеодуги [7, 13, 21].

Для южного сегмента были получены данные K-Ar датирования андезитов шипунской толщи, развитой в южной части Шипунского п-ова [36], обнажающейся на юго-восточном борту бухты Бечевинской (см. рис. 1). Оценки возраста 76.5 ± ± 6.5 и 61.9 ± 4.5 млн лет соответствуют кампану и палеоцену.

Палеоцен‒эоценовый этап вулканизма широко проявился во всех сегментах Кроноцкой вулканической дуги и характеризовался накоплением преимущественно пород толеитовой серии, и только в южном сегменте присутствуют значительные объемы вулканитов кислого состава, а также крупный Шипунский габбро-гранодиоритовый массив.

В северных сегментах палеодуги в зонах меланжа наряду с базит-ультрабазитовыми комплексами также присутствуют интрузивные породы кислого состава, но в небольших объемах. На п-ове Камчатский Мыс в верховьях р. 1-ой Ольховой обнажаются габброиды, прорванные дайками плагиогранитов. Было показано, что по геохимическим особенностям габбро близки к габброидам Филипинского моря и формировались в надсубдукционных условиях [15, 22, 33, 60]. Габброиды являются производными островодужных толеитовых расплавов, а плагиограниты формировались из остаточных расплавов при фракционировании родоначальной основной магмы. Габбро с дайками плагиогранитов п-ова Камчатский Мыс составляют фрагмент основания верхнемеловой Кроноцкой энсиматической вулканической дуги [14, 15, 22]. Плагиограниты были датированы U‒Pb SIMS методом по циркону, что позволило установить их позднемеловой (кампанский) возраст – 74.4 ± 1.8 млн лет. [15].

В серпентинитовом меланже на п-ове Кроноцкий также были встречены блоки плагиогранитов, которые относятся к супрасубдукционному позднемеловому офиолитовому комплексу [23, 24].

Гранитоиды Шипунского массива южного сегмента Кроноцкой дуги по петрографическому составу и петрогеохимическим особенностям можно относить к гранитам I-типа.

Формирование гранитоидов происходило в надсубдукционной обстановке, на что указывают как характер спайдерграм редких элементов, так и расположение точек составов гранитоидов в поле гранитов вулканических дуг на диаграмме Rb–(Y + Nb), по [54], и в поле магматических пород конвергентных окраин на диаграммах ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{{{\text{tot}}}}$–TiO₂–MgO и Ba/La–Nb*5–Yb*10, по [44], разделяющих магматические породы трансформной и конвергентной окраин Тихоокеанского типа (рис. 9, а‒в). К данному типу магматитов конвергентных окраин относятся и эффузивы кислого состава шипунской толщи (см. рис. 9, б, в).

Рис. 9.

Диаграммы (а) Rb–Y + Nb, по [54], (б) ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{{{\text{tot}}}}$–TiO₂–MgO, (в) Ba/La–Nb*5–Yb*10, по [44] и (г) Th/Yb–Ta/Yb, по [53]. Обозначены поля: I – надсубдукционных магматических пород островных дуг и континентальных окраин (конвергентные окраины); II – магматических пород границ скольжения (трансформные окраины континентов и островных дуг и зоны коллизии). 1–3 – вулканиты: 1 – шипунской толщи, 2 – налычевской толщи, 3 – козловской свиты; 4–6 – породы Шипунского массива: 4 – габбро; 5 – габбро-диориты; 6 – кварцевые диориты, гранодиориты; 7 – плагиограниты

Для гранодиоритов и габбро Шипунского массива, которые были отобраны в бухте Малая и Большая Моржовая при проведении геолого-съемочных работ, было выполнено определение возраста K‒Ar методом. Возраст исследованных пород имеет достаточно значительный интервал:

‒ габбро ‒ 61‒49 млн лет [13];

‒ диоритов и гранодиоритов – 60‒33 млн лет [13];

‒ кварцевых диоритов ‒ 40–44 млн лет [10].

Полученные нами данные о возрасте циркона, позволяют уточнить возраст магматических пород Шипунского массива. Возраст акцессорного циркона из гранодиоритов составляет 44–49 млн лет, что соответствует эоцену. Детритовые цирконы из шлихов бухты Большая Моржовая объединяются в две группы с возрастом ~56 и ~51 млн лет. Место отбора проб и состав шлихов указывают на местный характер размыва и накопление детритовых цирконов в шлихе именно из пород Шипунского массива. Следовательно, возраст габбро-гранодиоритового Шипунского массива можно определить, как поздний палеоцен–эоцен. Время формирования пород массива совпадает с последним этапом активного вулканизма в Кроноцкой палеодуге.

Мы можем предположить, что становление пород Шипунского массива происходило в два этапа:

‒ ранняя генерация цирконов 56 млн лет соответствует времени внедрения габброидов;

‒ молодые популяции 51 и 44–49 млн лет – вероятно, соответствуют времени внедрения кварцевых диоритов и гранодиоритов.

Внедрение и становление первой фазы (габбро) Шипунского массива хорошо коррелируются с активным вулканизмом Кроноцкой вулканической дуги, а формирование гранодиоритовой фазы массива, полагаем, связано с заключительной стадией вулканизма дуги в эоцене.

Геологическая позиция, химический состав вещественных комплексов Кроноцкой вулканической дуги позволяют говорить, что она является энсиматической вулканической дугой и активно развивалась, начиная с кампанского времени до середины эоцена. Преимущественно толеитовый состав вулканитов в северных, Камчатскомысском и Кроноцком, сегментах дуги и соотношение Th/Yb–Ta/Yb в плутонических и вулканических породах Шипунского сегмента подтверждает ее энсиматический характер (см. рис. 5, б; см. рис. 9, г). При этом наблюдаются различия в составе вещественных комплексов Кроноцкого и Камчатскомысского сегментов [24]. Однако южный Шипунский сегмент Кроноцкой палеодуги отличается преимущественно известково-щелочным типом вулканизма и наличием крупного габбро-гранодиоритового массива.

Проявления вулканизма среднекислого состава и присутствие в небольших объемах гранитоидов в вулканических разрезах вулканических дуг известны, в частности в Изу‒Бонин‒Марианской дуге [46, 47, 55, 56]. Плутонические миоценовые породы габбро-тоналитового и тоналитового состава (комплексы Танзава и Кофу) распространены в северной части Изу‒Бонин‒ Марианской дуги на п-ове Изу острова Хонсю Юго-Западной Японии в зоне коллизии с дугой Хонсю [55, 56]. Комплекс Танзава прорывает вулканогенно-осадочные образования средне-миоценового возраста на п-ове Идзу осрова Хонсю. Интрузивы первой стадии представлены габброидами (от габбро-норитов до лейкократовых габбро). Более поздние интрузии сложены породами тоналитовой серии. По петро-геохимическим характеристикам эти породы принадлежат известково-щелочной серии. Предполагается, что формирование этих комплексов проходило синхронно с коллизией дуг [59].

Начало коллизии Кроноцкого террейна (после окончания активного вулканизма) происходило в олигоцене–начале миоцена (или в миоцене) [27, 36, 39] (рис. 10, а). Полагаем, что породы габбро-гранодиоритового Шипунского массива были выведены на поверхность в стадию активной коллизии южного сегмента Кроноцкого островодужного террейна с Камчатской окраиной, которая маркировалась в это время вулканогенно-осадочными комплексами Ачайваям‒Валагинского террейна, надвинутыми на метаморфические образования Ганальского выступа и Срединного хребта [27] (см. рис. 10, б). В результате проведенного анализа данных можно предполагать, что магматические комплексы Шипунского массива являются фрагментами средней коры Кроноцкой островной дуги.

Рис. 10.

Тектоническая эволюция Камчатской окраины в (I) палеоцен‒эоценовое и (II) миоцен‒плиоценовое время. На (II): схема формирования Шипунского массива при коллизии верхний мел‒эоценовой Кроноцкой дуги с Камчатской окраиной. 1 – океаническая литосфера; 2 – верхняя мантия; 3 – нижняя кора; 4 – средняя кора; 5–7 – островодужные вулканогенно-туфогенные комплексы: 5 – Ачайваям-Валагинской вулканической дуги, 6 ‒ Кроноцкой вулканической дуги: а – меловые, б – палеоцен‒эоценовые, 7 – вулканогенно-осадочные комплексы Ветловского бассейна; 8 – осадочные комплексы Тюшевского бассейна; 9 – аккреционная призма; 10 – Камчатская окраина; 11 – магматические комплексы Шипунского массива: а – гранитоиды, б – габбро; 12 – магматичсекий резервуар; 13 – каналы для: а – магматических расплавов, б – флюидов; 14 – разрывные нарушения

ВЫВОДЫ

1. Результаты U‒Pb (SIMS и LA-ICP-MS) геохронологических исследований акцессорных цирконов из гранодиоритов и детритовых цирконов из шлиховых проб из пород Шипунского массива показывают, что становление пород массива происходило в два этапа: 56–51 млн лет – внедрение габброидов, 49–44 млн лет – внедрение кварцевых диоритов и гранодиоритов.

2. Петрографический состав и петро-геохимические характеристики гранитоидов Шипунского массива свидетельствуют об их принадлежности к гранитам I-типа и формировании в надсубдукционных условиях. Показано сходство с породами средне-кислого состава энсиматической Изу‒Бонин‒Марианской дуги.

3. Позднемеловые‒раннепалеогеновые вулканиты шипунской и налычевской толщ образуют дифференцированную серию от базальтов до риолитов и дацитов соответственно. Вулканиты шипунской толщи принадлежат как толеитовой, так и известково-щелочной серии, а вулканиты налычевской тощи относятся к известково-щелочной серии. Эоценовые вулканиты козловской и кубовской свит также образуют непрерывный ряд от базальтов до дацитов и относятся к толеитовой и известково-щелочной серии. Все вулканиты, вмещающие Шипунский интрузивный массив, имеют надсубдукционные геохимические характеристики.

4. Становление Шипунского массива происходило на протяжении палеоцена–эоцена, во время активного вулканизма шипунского сегмента Кроноцкой вулканической дуги в несколько стадий, сначала кристаллизовались габброиды, которые позже были интрудированы кварцевыми диоритами, гранодиоритами, плагиогранитами в заключительную стадию активного вулканизма дуги. Породы массива, мы полагаем, были выведены на поверхность во время коллизии южного сегмента Кроноцкой палеодуги с континентальной окраиной Камчатки.

Благодарности. Авторы выражают признательность анонимным рецензентам за полезные комментарии и редактору за тщательное редактирование.

Финансирование. Работа выполнена в рамках государственного задания Геологического института РАН № 0135-2019-0049 при частичной финансовой поддержке Российского научного фонда, проект № 22-27-00440 (А.В. Соловьев), госзадания ГИН РАН (М.В. Лучицкая), темы НИР № 0282-2019-0004 Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН (Д.П. Савельев), государственного задания ИО РАН № FMWE -2021-0004 (Н.В. Цуканов). Датирование цирконов в Университете г. Киль проводилось при финансовой поддержке Центра исследования океана ГЕОМАР (г. Киль, ФРГ).