Изучение тектонических процессов в областях конвергенции литосферных плит методами трекового датирования и структурного анализа

Южная Корякия и Камчатка находятся в зоне взаимодействия трех крупных литосферных плит: Евразиатской, Северо-Американской, Тихоокеанской; и двух малых плит - Охотоморской и Берингии (Ландер и др., 1994; Богданов, 1998; Имаев и др., 2000; Объяснительная записка , 2000). Регион представляет собой аккреционно-коллизионную область, в пределах которой совмещены комплексы двух типов: аллохтонные террейны, испытавшие значительные перемещения, и инситные терригенные образования, сформированные у северо-восточной окраины Евразии (Watson, Fujita, 1985; Богданов и др., 1987; Зоненшайн и др., 1990; Bogdanov et al., 1990; Stavsky et al., 1990; Worrall et al., 1991; Соколов, 1992; Тильман, Богданов, 1992; Зинкевич и др., 1993; Парфенов и др., 1993; Чехович, 1993; Соколов, Бялобжеский, 1996; Селиверстов, 1998; Nokleberg et al., 1998; Объяснительная записка , 2000; Богданов, Добрецов, 2002; Богданов, Чехович, 2002; Константиновская, 2002; Коваленко, 2003). На эти структуры наложены окраинно-континентальные и/или рифтогенные вулканические пояса (например, Белый, 1997, 1994; Филатова, 1988; Hourigan, Akinin, 2003).

К востоку от Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП) расположены структуры, вошедшие в состав Евразиатской континентальной окраины в позднем мелу - кайнозое. На севере -это Северо-Корякская аккреционно-коллизионная область (Руженцев и др., 1982; Тильман, Богданов, 1992; Соколов, 1992; Nokleberg et al., 1998; Объяснительная записка , 2000). Северо-Корякская аккреционно-коллизионная область с юга граничит с Укэлаятской зоной. На отложения Укэлаятской зоны по Лесновско-Ватынскому шву (Митрофанов, 1977; Шанцер и др., 1985; Соловьев, 1997; Соловьев и др., 2001) надвинуты образования Южно-Корякской аккреционно-коллизионной области (рис. 2).

Южнее ОЧВП расположена Охотоморская плита (Объяснительная записка , 2000; Богданов, Чехович, 2002; Богданов, Добрецов, 2002). Отсутствие прямых данных о вещественном составе фундамента Охотоморской плиты приводит к дискуссиям о ее природе и происхождении (Гнибиденко, 1979; Строение дна , 1981; Ханчук, 1985; Зоненшайн и др., 1990; Харахинов и др., 1996; Объяснительная записка ., 2000; Богданов, Добрецов, 2002). Фундамент Западной Камчатки одни исследователи рассматривают как часть Охотоморской плиты (Ханчук, 1985; Гладенков и др., 1997; Konstantinovskaia, 2001), другие выделяют самостоятельную Западно-Камчатскую микроплиту (Объяснительная записка , 2000; Богданов, Чехович, 2002), столкнувшуюся с Охотоморской плитой в маастрихте.

К югу от Северо-Корякской аккреционно-коллизионной области и к востоку от Западно-Камчатской микроплиты расположены комплексы, вошедшие в структуру Азиатской окраины в среднем эоцене (рис. 2). В Южной Корякии -это террейны Южно-Корякской аккреционно-коллизионной области: Ватыно-Вывенкский, Олюторского хребта, Олюторского полуострова, Говено-Карагинский (Объяснительная записка , 2000). На Камчатке - это Озерновско-Валагинский террейн, отделенный комплексами Восточно-Камчатской (Ветловская и Тюшевская зоны) аккреционной призмы от Кроноцкого террейна (Зинкевич и др., 1993; Константиновская, 2002; Соловьев и др., 2004).

Рис. 2. Схема тектонического строения Камчатки и юга Корякии (по Тильман, Богданов, 1992; Шапиро, 1995; Объяснительная записка , 2000; с изменениями автора).
Цифрами в черных кружках показаны участки, изученные автором:
1 - мыс Витгенштейна,
2 - бухта Анастасия,
3 - реки Ильпи и Матыскен,
4 - река Тапельваям,
5 - мыс Теви,
6 - Шаманкинский купол,
7 - Ватапваямский купол,
8 - устье реки Палана, 9 - река Рассошина,
10 - хребет Омгон,
11 - мыс Хайрюзова,
12 - хребет Морошечный,
13 - река Крутогорова,
14 - река Облуковина,
15 - река Левая Андриановка,
16 - остров Карагинский,
17 - хребет Кумроч.

1.2. Тектоническая эволюция Западной Камчатки в свете данных трекового датирования и структурного анализа

В связи с составлением <Тектонической карты Охотоморского региона (масштаб 1: 2 500 000)> в 1998-2002 годах Институтом литосферы окраинных и внутренних морей РАН было проведено комплексное изучение мезозойских комплексов Западной Камчатки и характера их взаимоотношений с кайнозойскими отложениями. Исследования автора опираются на геологическое описание комплексов Западной Камчатки (рис. 2) (6 участков), данные структурно-кинематического анализа, трекового датирования циркона и апатита.

В результате проведенных исследований были сделаны следующие выводы о строении домезозойских комплексов Западной Камчатки. Автохтон (или параавтохтон) представлен терригенным, иногда флишоидным, комплексом. По данным трекового датирования обломочного циркона возраст терригенных отложений варьирует в хребте Омгон от 114 до 80 млн. лет, в долине реки Рассошина - 80-77 млн. лет, в хребте Морошечный 82-72 млн. лет (табл. 1). В терригенных породах на мысе Хайрюзова найдена фауна (аммониты, аптихи, двустворки, гастроподы) раннеальбского возраста (Палечек и др., 2001). Таким образом, суммарный интервал накопления терригенного комплекса определяется как альб-кампанский. Во всех изученных районах песчаники терригенного комплекса близки по составу и соответствуют кварц-полевошпатовым грауваккам. Породы терригенного комплекса накапливались в окраинно-континентальной обстановке (Гречин, 1979; Соловьев и др., 2001). Состав комплекса указывает, что главным источником сноса была расчлененная вулканическая дуга (Охотско-Чукотский пояс), заложившаяся на континентальном основании Азиатской палеоокраины (Соловьев и др., 2001; Шапиро и др., 2001).

Среди отложений терригенного комплекса в хребте Омгон и в хребте Морошечный описаны чужеродные тектонические блоки. Тектонические блоки в хребте Омгон представлены кремнисто-вулканогенными образованиями, сформированными в конце юры и раннем мелу в океанической или окраинно-морской обстановке. Базальты сопоставляются с N-MORB спрединговых центров океанического типа (Богданов и др., 2003). Источником блоков вулканогенного комплекса, по-видимому, являлась плита (или плиты) палео-Пацифики. Таким образом, в хребте Омгон тектонически совмещены разновозрастные комплексы, образовавшиеся в разных геодинамических обстановках. Это позволяет рассматривать комплексы хребта Омгон как фрагмент палеоаккреционной призмы. Пластины и блоки океанического генезиса, сформированные в конце юры - раннем мелу, были <соскоблены> (offscraping) с субдуцировавших океанических плит и совмещены с терригенными окраинно-континентальными альб-кампанскими отложениями. В хребте Морошечный известны тектонические блоки оливиновых и безоливиновых габбро, образование которых, вероятно, происходило в преддуговом бассейне энсиматической островной дуги (Леднева, 2002).

В середине альба на гетерогенных образованиях северо-восточной окраины Азии закладывается Охотско-Чукотский вулканический пояс, связанный с субдукцией океанических плит Пацифики под эту окраину (Белый, 1977; Филатова, 1988; Зоненшайн и др., 1990; и др.). Аккреционные структуры, в которые вошли меловые терригенные отложения, накопившиеся на окраине Евразии, и чужеродные блоки различного возраста и генезиса, известны в следующих сегментах: Янранайском (Григорьев и др., 1987; Соколов, 1992), Омгонском (данное исследование), Тонино-Анивском и Хидака (Жаров, 2003), меловом поясе Симанто (Taira et al., 1988). Таким образом, можно предполагать, что в альбе-кампане существовала единая конвергентная окраина на востоке и северо-востоке Евразии, вдоль которой формировались аккреционные структуры, их фрагменты указаны выше.

Таблица 1. Трековые возрасты детритовых цирконов из песчаников Западной Камчатки.

Nобр. Серия, свита Nt Возраст популяций циркона (млн. лет)

P1 P2 P3

Хребет Омгон (участок 11 - см. рис. 2)

OM3 Омгонская 75 80.0 $\pm$ 4.1 (95%) 175.7 $\pm$ 50.5 (5%) -

OM39 Омгонская 74 85.3 $\pm$ 4.2 (95%) 167.8 $\pm$ 33.6 (5%) -

OM30 Омгонская 46 90.6 $\pm$ 9.0 (53%) 151.3 $\pm$ 17.3 (47%) -

OM27 Омгонская 75 99.8 $\pm$ 5.8 (83%) 187.0 $\pm$ 27.9 (17%) -

OM24 Омгонская 75 102.0 $\pm$ 18.9 (19%) 142.2 $\pm$ 12.0 (68%) 248.2 $\pm$ 28.8 (13%)

OM22 Омгонская 60 114.5 $\pm$ 7.2 (70%) - 237.1 $\pm$ 25.3 (30%)

ОМ41 Снатольская 42 P1 P2 P3 P4

45.2 $\pm$ 3.2 (39%) 68.3 $\pm$ 13.0 (18%) 101.2 $\pm$ 9.7 (36%) 293.0 $\pm$ 60.7 (7%)

Долина реки Рассошина (участок 9 - см. рис. 2)

ОМ50 Майначская 65 77.7 $\pm$ 6.6 (50%) 96.6 $\pm$ 11.4 (46%) 198.3 $\pm$ 64.8 (4%)

ОМ48 Майначская 70 79.5 $\pm$ 8.0 (30%) 108.0 $\pm$ 12.3 (50%) 179.3 $\pm$ 28.0 (20%)

Хребет Морошечный (участок 12 - см. рис. 2)

X28 Кунунская 50 82.2 $\pm$ 12.0 (33%) 123.2 $\pm$ 12.2 (67%) -

X29 Кунунская 40 72.1 $\pm$ 4.2 (88%) - 207.9 $\pm$ 33.5 (12%)

Район мыса Теви (участок 5 - см. рис. 2)

Ш34/99 Геткил-нинская 60 58.5 $\pm$ 4.9 (32%) 98.1 $\pm$ 8.1 (53%) 173.6 $\pm$ 26.7 (15%)

Ш22/99 Геткил-нинская 60 59.0 $\pm$ 4.3 (45%) 107.0 $\pm$ 10.8 (48%) 192.1 $\pm$ 73.0 (7%)

Примечание. N обр. - номер образца. Nt -количество датированных зерен циркона в образце. P1, P2, P3, P4 - возраст популяций циркона, рассчитанный по программе BinomFit v 1.8 (Brandon, 1996; Brandon, 2002). Возрасты приведены в млн. лет, ошибка определения возраста соответствует $\pm$ 1 $\sigma$ , проценты с скобках отражают количество зерен данной популяции от общего числа датированных зерен (Nt). Цирконы датированы с использование метода внешнего детектора (Wagner, Van den Haute, 1992).

Аллохтон наиболее полно изучен к северу от устья реки Паланы (см. рис. 2) и представлен вулканогенной и олистостромовой толщами (Палечек и др., 2003) Вулканогенная толща сложена агломератовыми брекчиями базальтов и андезибазальтов с маломощными пачками аргиллитов, алевролитов, кремнистых алевролитов, кремней с примесью туфового материала. Олистостромовая толща представляет собой скопление глыб и линз кремней и кремнистых аргиллитов в песчано-брекчиевом матриксе. Накопление кремнистой толщи, послужившей источником большей части олистолитов, началось еще в конце юры и, по-видимому, продолжалось до конца мела (Курилов, 2000; Палечек и др., 2003). Тем не менее, большинство олистолитов относится к кампан-маастрихтскому интервалу. По палеомагнитным данным кампан-маастрихтские кремнистые породы накапливались на 40-х широтах (среднее значение), то есть южнее современного места олистостромовой толщи в структуре Западной Камчатки (Чернов и др., 2000). Состав кремней, подтверждает этот вывод, так как такие породы могли осаждаться на значительном расстоянии от окраины северо-восточной Азии, поставлявшей огромное количество терригенного материала в смежные бассейны.

Во второй половине кампана начинается формирование вулканогенной толщи. Базальтоиды представлены калиевыми известково-щелочными разностями и шошонитами, типичными для островных дуг (Кузьмичев, Сухов, 2000). Ближайший их аналог в регионе -вулканиты кирганикской свиты в южной части Срединного хребта Камчатки (Флеров, Колосков, 1976). Возраст вулканогенной толщи обоснован K/Ar датировками амфибола из андезибазальтов (72.5 $\pm$ 3.5 и 72.0 $\pm$ 3.5 млн. лет) как раннемаастрихтский. Присутствие обломков пород вулканогенной толщи в олистостромовой позволяет нам считать, что возраст олистостромовой толщи постраннемаастрихтский. Таким образом, тектоническое скучивание и связанное с ним олистостромообразование, скорее всего, произошло после раннего маастрихта.

Постаккреционная история. Данные трекового датирования апатита показывают, что палеоаккреционная призма хребта Омгон была выведена на приповерхностный уровень (> 4 км) в маастрихте (около 70 млн. лет назад). Таким образом, к этому моменту завершился процесс аккреции и комплексы хребта Омгон вошли в структуру континентальной окраины. В позднем палеоцене в образования палеоаккреционной призмы внедрились силлы (Леднева, 2001), это произошло на широте, близкой к современному положению хребта Омгон (Чернов и др., 2000). Интенсивные деформации произошли в среднем эоцене, после это начинается формирование Кинкильского вулканического пояса и отложение снатольской молассы. В середине миоцена происходит еще один этап деформаций, наиболее ярко отраженный в постсреднеэоценовых комплексах мыса Хайрюзова и хребте горы Морошечной.

1.3. Эволюция Лесновско-Укэлаятского окраинно-континентального прогиба по данным трекового датирования и структурного анализа

В южной части Корякского нагорья к северу и северо-западу от Олюторской зоны, сложенной верхнемеловыми кремнисто-вулканогенными толщами (Богданов и др., 1987), расположен Укэлаятский прогиб (или Центрально-Корякская структурно-фациальная зона (Ермаков, Супруненко, 1975)). Прогиб выполнен интенсивно дислоцированными вернемеловыми и нижнепалеогеновыми песчано-сланцевыми толщами, часто имеющими флишоидный облик (Ермаков и др., 1974; Казимиров и др., 1987). Близкие по возрасту и составу терригенные толщи развиты на перешейке Камчатки (лесновская серия) (Шанцер и др., 1985; Соловьев и др., 2001) (рис. 2). Терригенные отложения Лесновско-Укэлаятской зоны большинством исследователей рассматриваются как образования подножия континентального склона Азии (Ермаков, Супруненко, 1975; Тильман, Богданов, 1992; Соколов, 1992; Шапиро, 1995; Объяснительная записка , 2000). Бассейн терригенной седиментации существовал здесь с мела до середины среднего эоцена, когда верхнемеловые и нижнепалеоценовые кремнисто-вулканогенные комплексы островой дуги причленились к Азии (Соловьев и др., 1998; Соловьев и др., 2002).

Терригенные толщи Лесновско-Укэлаятской зоны редко содержат макрофауну, их датировки базировались, главным образом, на ископаемых микрофоссилиях (преимущественно бентосные фораминиферы, реже радиолярии и нанопланктон). Трековое датирование цирконов из терригенных толщ юга Корякии и Камчатки показало, что песчаники содержат несколько популяций обломочного циркона (Соловьев, 1997; Garver et al., 2000; Соловьев и др., 2001; Шапиро и др., 2001; Соловьев и др., 2002). В изученных толщах трековые датировки цирконов отражают время их остывания в материнских породах питающей провинции, а возраст осадочной толщи -не древнее возраста содержащихся в ней цирконов. Таким образом, трековые датировки наиболее молодой популяции цирконов дают нижний предел времени осадконакопления вмещающих песчаников. Это позволяет оценить вариации состава песчаников не только в пространстве, но и во времени, а на этой основе рассмотреть вопрос о природе и эволюции питающих провинций.

На шести участках в пределах Лесновско-Укэлаятской зоны (рис. 2) было отобрано 32 образца песчаников (6-10 кг каждый). Из каждого образца датировано от 10 до 90 зерен циркона (табл. 2). Во всех образцах песчаников присутствует от 2 до 4 разновозрастных популяций циркона (табл. 2, рис. 3). Изучение апатита из тех же образцов и вторичных минералов аргиллитов позволяет сделать вывод, что терригенные толщи не нагревались выше температуры 215-240°С после осадконакопления (Garver et al., 2000; Соловьев и др., 2001).

В изученных пробах самая молодая популяция циркона имеет широкий возрастной диапазон: от коньяка до середины эоцена (табл. 2). На ряде примеров показано, что возраст молодой популяции цирконов близок к возрасту отложений определенному независимыми биостратиграфическими методами. Так, например, опробованная часть лесновской серии содержит молодую популяцию циркона с трековыми возрастами 43.7 $\pm$ 3.4-58.1 $\pm$ 4.2 млн. лет (Соловьев и др., 2002). Это полностью соответствует палеоцен-среднеэоценовому возрасту серии по определениям нанопланктона (Soloviev et al., 2002). Среди обломочных цирконов из образца 95JG-16 (табл. 2), датированных U/Pb SHRIMP методом, имеются зерна с возрастами 56.2 $\pm$ 2.2 и 54.2 $\pm$ 4.0 млн. лет, которые в пределах ошибок совпадают с возрастом молодой популяции цирконов согласно данным трекового датирования (Hourigan et al., 2001).

Таблица 2. Трековые возрасты детритовых цирконов из песчаников Лесновско-Укэлаятского прогиба (Южная Корякия, Камчатка)

Nобр. Серия, свита Nt Возраст популяций циркона

P1 (млн. лет) P2 (млн. лет) P3 (млн. лет)

Укэлаятская зона (район мыса Витгенштейна - участок 1, см. рис. 2)

93JG-4 Укэлаятская 40 65.7 $\pm$ 7.4 (54%) 83.4 $\pm$ 9.6 (46%) -

Укэлаятская зона (район бухты Анастасии - участок 2, см. рис. 2)

JG93-2 Укэлаятcкая 10 47.8 $\pm$ 3.7 (90%) - 166.0 $\pm$ 56.5 (10%)

Укэлаятская зона (район рек Ильпи и Матыскен- участок 3, см. рис. 2)

JG95-7 Укэлаятcкая 46 43.9 $\pm$ 3.6 (42%) 76.4 $\pm$ 6.3 (58%) -

JG95-41 Укэлаятcкая 46 49.8 $\pm$ 8.0 (38%) 89.3 $\pm$ 15.4 (51%) 151.9 $\pm$ 57.4 (11%)

JG95-16 Укэлаятcкая 43 51.3 $\pm$ 6.3 (41%) 85.7 $\pm$ 9.4 (54%) 188.2 $\pm$ 56.2 (5%)

JG95-19 Укэлаятcкая 78 54.5 $\pm$ 3.7 (50%) 97.7 $\pm$ 7.2 (50%) -

JG95-39 Укэлаятcкая 37 57.8 $\pm$ 3.7 (91%) - 134.5 $\pm$ 50.8 (9%)

JG95-29A Укэлаятcкая 50 66.1 $\pm$ 6.3 (59%) 112.2 $\pm$ 14.7 (41%) -

Укэлаятская зона (район реки Тапельваям - участок 4, см. рис. 2)

96JG-18 Укэлаятcкая 32 54.8 $\pm$ 2.8 (39%) 88.3 $\pm$ 6.2 (43%) 155.6 $\pm$ 13.4 (18%)

96JG-21 Укэлаятcкая 20 58.0 $\pm$ 3.2 (53%) 105.6 $\pm$ 7.1 (47%) -

96JG-7 Укэлаятcкая 32 59.4 $\pm$ 2.3 (29%) 118.3 $\pm$ 5.3 (45%) 241.9 $\pm$ 15.7 (26%)

96JG-14 Укэлаятcкая 15 61.8 $\pm$ 3.7 (26%) 104.8 $\pm$ 8.0 (12%) 139.4 $\pm$ 13.7 (30%)

96JG-15 Укэлаятcкая 21 64.8 $\pm$ 2.3 (71%) 129.6 $\pm$ 9.6 (12%) 189.4 $\pm$ 13.7 (17%)

96JG-4 Укэлаятcкая (блок) 20 66.2 $\pm$ 3.1 (56%) - 169.0 $\pm$ 11.1 (44%)

96JG-6 Укэлаятcкая 20 69.1 $\pm$ 3.0 (55%) 137.7 $\pm$ 7.4 (45%) -

96JG-20 Укэлаятcкая 20 73.3 $\pm$ 3.2 (40%) 119.6 $\pm$ 5.8 (36%) 189.3 $\pm$ 16.1 (24%)

96JG-13 Укэлаятcкая 15 78.2 $\pm$ 4.1 (47%) - 173.0 $\pm$ 8.9 (53%)

96JG-3 Укэлаятcкая 30 83.0 $\pm$ 3.3 (61%) 129.0 $\pm$ 7.1 (32%) 378.7 $\pm$ 54.7 (7%)

96JG-25 Укэлаятcкая 30 87.9 $\pm$ 4.5 (40%) 124.9 $\pm$ 6.1 (40%) 206.9 $\pm$ 14.1 (20%)

Лесновское поднятие (Шаманкинский купол - участок 6, см. рис. 2)

Ш3/99 Лесновская 60 51.6 $\pm$ 5.0 (27%) 86.7 $\pm$ 8.9 (55%) 131.4 $\pm$ 29.2 (18%)

Ш2/99 Лесновская 75 54.1 $\pm$ 8.9 (16%) 73.9 $\pm$ 13.9 (26%) 132.6 $\pm$ 9.2 (58%)

Ш21/99 Лесновская 60 56.1 $\pm$ 3.8 (37%) 106.0 $\pm$ 11.5 (47%) 150.3 $\pm$ 34.2 (16%)

Ш15/99 Лесновская (блок) 59 86.1 $\pm$ 6.1 (44%) 155.3 $\pm$ 11.0 (56%) -

Лесновское поднятие (Ватапваямский купол - участок 7, см. рис. 2)

L12 Лесновская 67 43.7 $\pm$ 3.4 (17%) 70.6 $\pm$ 4.4 (67%) 107.0 $\pm$ 12.2 (16%)

L1 Лесновская 45 46.0 $\pm$ 2.7 (49%) - 107.3 $\pm$ 7.0 (51%)

L9 Лесновская 90 47.0 $\pm$ 3.8 (19%) 70.8 $\pm$ 5.7 (56%) 104.0 $\pm$ 11.9 (25%)

L2 Лесновская 90 48.1 $\pm$ 5.0 (7%) 78.1 $\pm$ 5.8 (53%) 116.0 $\pm$ 8.6 (40%)

L11 Лесновская 90 50.4 $\pm$ 5.6 (20%) 70.6 $\pm$ 6.6 (65%) 109.7 $\pm$ 25.0 (15%)

L10 Лесновская 90 53.9 $\pm$ 3.4 (40%) 87.5 $\pm$ 6.2 (50%) 176.5 $\pm$ 23.8 (10%)

L17 Лесновская 90 54.5 $\pm$ 10.4 (5%) 84.6 $\pm$ 6.5 (65%) 134.6 $\pm$ 18.9 (30%)

L13 Лесновская 89 55.5 $\pm$ 3.5 (34%) 93.0 $\pm$ 4.8 (66%) -

L4 Лесновская 90 58.1 $\pm$ 4.2 (36%) 83.3 $\pm$ 6.3 (51%) 130.5 $\pm$ 14.9 (13%)

Примечание. Участки отбора показаны на рис. 2. Nt - количество датированных зерен циркона в образце. P1, P2, P3, P4 - популяции циркона, рассчитанные по программе BinomFit v 1.8 (Brandon, 1992; Brandon, 1996). Возраст приведен в млн. лет, ошибка определения возраста соответствует $\pm$ 1 $\sigma$ , проценты в скобках - количество зерен данной популяции от общего числа датированных зерен (Nt).

В ходе длительного (верхний мел - середина эоцена, примерно 45 млн. лет) накопления мощного терригенного комплекса Лесновско-Укэлаятского прогиба в осадки постоянно поступал циркон, время последнего остывания которого почти совпадает с временем попадания в осадок. Это позволяет использовать возраст молодой популяции циркона в песчаниках как приближенную оценку возраста самих песчаников. Кроме того, накоплению толщ Лесновско-Укэлаятского прогиба предшествовала терригенная седиментация в Западно-Камчатском бассейне, начавшаяся в альбе (пункт 1.2). Таким образом, общий интервал терригенной седиментации на северо-восточной окраине Евразии захватывает альб - средний эоцен, что составляет 60 млн. лет.

Трековое датирование цирконов из песчаников показало, что в тех случаях, когда опробованные толщи могут быть датированы независимыми биостратиграфическими методами, возраст молодой популяции циркона в пределах ошибки измерения совпадает с возрастом вмещающих пород. Таким образом, датирование обломочного циркона из песчаников, не испытавших нагрева выше 215 - 240°С, может рассматриваться как один из методов датирования немых терригенных толщ.

Рис. 3. а, б - Графики распределения трековых возрастов зерен циркона из некоторых образцов песчаников лесновской серии. Наблюденная кривая - жирная сплошная линия. Модель, рассчитанная программой Zetaage 4.7 (Brandon, 1996). P1, P2, P3 - пики разновозрастных популяции (см. таблицу 2), выделенные программой BimonFit 1.8 (Brandon, 1996). Гистограмма показывает количество зерен данного возраста в образце.

Охотско-Чукотский вулканический пояс и фрагменты Удско-Мургальской дуги, по-видимому, являлись питающей провинцией для терригенных толщ Западной Камчатки и Лесновско-Укэлаятской зоны. Синхронность остывания молодой популяции циркона и ее захоронения в осадке легче всего объяснить туфогенным происхождением этой популяции. Габитус зерен циркона этой популяции согласуется с такой интерпретацией. Объяснение синхронности остывания и захоронения цирконов их туфогенным происхождением не может считаться единственно возможным. В качестве рабочей гипотезы предполагается, что молодая популяция циркона в изученных песчаниках связана с размывом интрузий плагиогранитов и диоритов Удско-Мургальской дуги и внешней зоны Охотско-Чукотского вулканического пояса, выведенных на поверхность дифференциальными вертикальными движениями в результате быстрой эксгумации блоков.

1.4. Эксгумация блоков северо-восточной окраины Азии

В терригенных разрезах Западной Камчатки и Лесновско-Укэлаятского прогиба отражается история эволюции северо-восточной окраины Азии. Все процессы, происходившие в пределах континентальной окраины, такие как вулканизм, орогенное воздымание, эксгумация, эрозия, в той или иной степени отражены в разрезах, прилегавшего в окраине бассейна. Таким образом, в терригенных разрезах, накопившихся вдоль Азиатской континентальной окраины, отражена эволюция этой окраины в течение 60 млн. лет.

В данном разделе анализируется информация, которую несут более древние компоненты, выделенные при трековом анализе (табл. 1, 2). Р2 и Р3, Р4 дают материал о времени остывания пород питающей провинции (Garver, Brandon, 1994; Garver et al., 1999). Породы питающей провинции при эксгумации выводятся с глубинных уровней вверх, пересекают изотермы, соответствующие температуре закрытия трековой системы в цирконе, достигают поверхности, эродируются, и обломочные зерна транспортируются в осадочные бассейны. Интервал времени от остывания циркона ниже температуры закрытия (215°-240°С) выведения на поверхность отражает скорость эксгумации комплексов. Если принять, что время от появления минерала на поверхности до осаждения в бассейне мало (первые миллионы лет), то скорость эрозии и эксгумации может быть оценена по формуле (Garver et al., 1999)

$\varepsilon$ m = [(Tc - T⁰s)/G]/dt, где Tc -температура закрытия трековой системы, Ts -поверхностная температура, G -геотермический градиент, dt = (td - tc) -разница между временем закрытия трековой системы в минерале и временем его осаждения в бассейне. При условии, что разница между временем эрозии и осаждения стремится к нулю (td - te $\sim$ 0).

Трековое датирование терригенных толщ Западной Камчатки и Лесновско-Укэлаятского прогиба показывает, что вторая популяция цирконов (Р2) присутствует практически во всех образцах (табл. 1, 2). В образцах с Западной Камчатки возраст (Р2) изменяется от 100 до 190 млн. лет, а содержание -от 5 до 68 %. В пробах из Лесновско-Укэлаятского прогиба возраст (Р2) варьирует от 70 до 155 млн. лет, а содержание -от 12 до 66 %. В среднем содержание цирконов второй популяции в пробах около 40-60%, это говорит о значительном влиянии источников сноса с соответствующими возрастами остывания. Как показано в (Garver et al., 1999), закономерное омоложение второй популяции цирконов в зависимости от возраста седиментации (в нашем случае, возраста первой популяции) связано с прогрессивной эксгумацией питающей провинции. Именно такая картина наблюдается для терригенных комплексов Западной Камчатки и Лесновско-Укэлаятского прогиба. Так как возраст первой популяции близок к возрасту седиментации, то разность возрастов второй и первой популяции (lag time) (Garver et al., 1999; Garver et al., 2000) дает нам скорость эксгумации питающей провинции. Разница между возрастом седиментации и возрастом второй популяции для отложений Западной Камчатки составляет $\sim$ 40-90 млн. лет, для пород Лесновско-Укэлаятского прогиба - $\sim$ 30-70 млн. лет. В наших расчетах возраст молодой популяции (Р1) принят за td, возраст второй популяции (Р2) - tc, G = $\sim$ 25-30°С/км, Tc = 240°C, Ts = 15°C. Оценка скорости эксгумации блоков окраины Азии для интервала $\sim$ 90-45 млн. лет равна $\sim$ 200-400 м/млн. лет (Garver et al., 2000), для интервала $\sim$ 80-100 млн. лет - $\sim$ 100200 м/млн. лет (Соловьев и др., 2000). Отметим, что для отложений моложе $\sim$ 58 млн. лет разница в возрасте между второй и первой популяциями меньше, чем для отложений древнее этого рубежа. Возможно два объяснения этого факта. Первое, в начале позднего палеоцена (58 млн. лет) происходит увеличение скорости эксгумации комплексов окраины с 200 м/млн. лет до 400 м/млн. лет. Второе, в это время происходит изменение палеотемпературного градиента и, как следствие, перестройка палеоизотерм (Garver et al., 2000). При любом из этих вариантов, можно проследить важное событие в эволюции северо-восточной окраины Евразии на рубеже 60 млн. лет.

1.5. Коллизия меловой дуги с северо-восточной окраиной Азии

Одним из главных событий в истории северо-восточной окраины Евразии в кайнозое была коллизия меловой островной дуги с континентом (Шапиро, 1995; Соловьев и др., 1998; Константиновская, 2002; Соловьев и др., 2002), когда меловые отложения окраинного моря и островной дуги были надвинуты на гетерогенные комплексы континентальной окраины. В результате этой коллизии сформировался Лесновско-Ватынский надвиг (Митрофанов, 1977; Алексеев, 1979; Шанцер и др., 1985; Соловьев, 1998). На основании геологических и палеомагнитных данных, предлагались варианты доколлизионной истории дуги и время коллизии (Geist et al., 1994; Шапиро, 1995; Левашова, 1999; Коваленко, 2003). Материалы геодинамического моделирования позволили предложить модель коллизионного процесса (Константиновская, 2003). Авторы описывали различные аспекты процесса, однако, кинематика коллизионного шва и время коллизии оставались не выясненными. Материалы автора позволили разделить доколлизионные и синколлизионные деформации автохтона, расшифровать кинематику Лесновско-Ватынского надвига, установить время коллизии и оценить скорость коллизионного процесса.

1.5.1. Кинематика Лесновско-Ватынского надвига

При изучении строения зоны Лесновско-Ватынского надвига проводились структурные наблюдения в комплексах автохтона и аллохтона в непосредственной близости от шва, а также исследовались кинематические индикаторы в зоне сместителя надвига. Данные о деформациях автохтона и аллохтона опираются на полевые замеры ориентировок поверхностей слоистости, кливажа, разрывных нарушений, осей и осевых поверхностей складок. Направления относительных перемещений по разрывам (надвигам) определялись по методу анализа внутренних осей вращения (Cowan, Brandon, 1994). Для определения кинематики разрывов во флишоидных слоистых толщах предложен новый метод анализа срезаний слоистости (Соловьев, Брэндон, 2000). Метод анализа структур срезания слоистости разломом при определенных допущениях позволяет определять кинематику разрывных нарушений в слоистых толщах, а массовые замеры структур срезания слоистости и их соответствующая обработка дают возможность оценить направление регионального тектонического транспорта. Опробование метода анализа структур срезания слоистости на геологических объектах показало, что он дает результаты, сходные с результатами, полученными другими структурно-кинематическими методами.

Аллохтон Лесновско-Ватынского надвига представляет собой сложнодислоцированный пакет покровов (Астраханцев и др., 1987; Богданов и др., 1987; Соловьев и др., 2001). Простирание крупных складок аллохтона, в целом, параллельно сместителю Лесновско-Ватынского надвига и повторяет его конфигурацию в плане. На изученных участках Лесновско-Ватынский надвиг -это пологая, слабо деформированная поверхность, разделяющая контрастные по составу и строению автохтонный и аллохтонный комплексы. По структурам Риделя в зоне надвига установлено, что наряду с северо-западными чисто надвиговыми движениями аллохтонных масс могли происходить северо-восточные левосдвиговые подвижки (Соловьев, 1997; Соловьев и др., 2001). Непосредственно под сместителем Лесновско-Ватынского надвига практически всегда наблюдаются выходы тектонизированного меланжа (Шанцер и др., 1985; Соколов, 1992; Шапиро, Соловьев, 1999), в котором в песчано-аргиллитовый матрикс (раздробленные породы укэлаятской и лесновской серий) погружены многочисленные глыбы кремней, туфов, базальтов, песчаников. Терригенные толщи ниже зоны меланжа смяты в изоклинальные складки, оси которых параллельны общему простиранию Лесновско-Ватынского надвига и Лесновско-Укэлаятской зоны в целом. Непосредственно под надвигом эти складки, как правило, имеют вергентность, соответствующую предполагаемому направлению движения аллохтонных масс (западную на Лесновском поднятии (см. рис. 2) и северо-северо-восточную в поднадвиговой зоне в районе рек Ильпи и Матыскен (см. рис. 2)). Однако на некотором удалении от линии надвига складки Лесновско-Укэлаятской зоны наклонены навстречу надвигу. Это наблюдается в районе бухты Анастасии (юго-юго-западная) и реки Тапельваям (юго-восточная) (см. рис. 2). К юго-западу от Лесновского поднятия на мысе Омгон складки терригенных толщ (омгонская серия), близких по составу к лесновской серии, также характеризуются юго-восточной вергентностью (Соловьев и др., 2001). О южной и юго-восточной вергентности структур северного обрамления Укэлаятского прогиба сообщается в работах (Руженцев и др., 1982; Тильман и др., 1982; Алексеев, 1987; Григорьев и др., 1986; Казимиров и др., 1987; Соколов, 1992). По нашим наблюдениям, вергентность структур зависит не только от их позиции относительно Ватыно-Лесновского надвига, но и от возраста деформированных толщ.

Использование трекового датирования детритового цирконов из песчаников позволило обосновать возраст флиша на четырех участках, расположенных вблизи Лесновско-Ватынского надвига (табл. 2). Анализ данных о структуре и возрасте отложений показывает корреляцию между ними. Меловые -нижнепалеоценовые толщи Лесновско-Укэлаятского прогиба имеют преимущественно встречную вергентность относительно Лесновско-Ватынского надвига; отсюда следует, что деформации этих толщ, скорее всего, связаны с доколлизионной эволюцией флишоидного прогиба. С другой стороны, верхнепалеоценовые -эоценовые отложения деформированы конформно Лесновско-Ватынскому надвигу, что позволяет предполагать синколлизионную историю формирования этой складчатости.

Эволюция структуры Лесновско-Ватынского шва тесно связана с кинематикой движения меловой островодужной системы относительно Северо-Восточной Азии. С кампана до середины палеоцена дуга была активной надсубдукционной внутриокеанической структурой, быстро дрейфовавшей на северо-запад и сближавшейся с континентом (Stavsky e al., 1990; Чехович, 1993; Шапиро, 1995; Левашова, 1999; Коваленко, 2003). В середине палеоцена (около 60 млн. лет назад) вулканизм в дуге прекращается и одновременно в ее южной части формируется флиш, источником которого была окраина Азии (Шапиро, 1995; Соловьев и др., 2001). Лесновско-Укэлаятский бассейн, отделявший дугу от континента, в это время уже не превышал по ширине нескольких сотен километров. Деформации фиксируются в середине эоцена (около 45 млн. лет) и связываются с коллизией (Соловьев и др., 2002). Также эоценовые отложения Северной Корякии опрокинуты к северу, наблюдаются ретрошарьяжи (Соколов, 1992). По всей видимости, в течение 15 млн. лет (с 60 по 45 млн. лет) дуга медленно сближалась с континентом. Это сближение компенсировалось деформациями в самой дуге, но, главным образом, поддвигом дна Лесновско-Укэлаятского бассейна под континент, с чем связано формирование складок встречной к Лесновско-Ватынскому надвигу южной, юго-восточной вергентности в его меловых -нижнепалеоценовых осадках. С процессом поддвига, вероятно, ассоциируют малообъемные проявления палеоцен-раннеэоценового вулканизма на крайнем западе Камчатки (Шанцер, Федоров, 1999). В середине эоцена реликт этого бассейна окончательно замыкается, происходит формирование Лесновского надвига северо-западной вергентности, дискордантно срезающего более ранние структуры дуги и континентальной окраины.

1.5.2. Время и скорость формирования Лесновского надвига

Датировка коллизии позднемеловой дуги с окраиной Азии важна для понимания природы тектонических процессов, происходивших по северной периферии Тихого океана в первой половине кайнозоя. Лесновский надвиг (рис. 2, участки 6, 7) изучен на перешейке Камчатки. Здесь картируется маломощная пластина, сложенная кремнисто-вулканогенными образованиями верхнего мела, залегающими на интенсивно дислоцированном флише лесновской серии (Шанцер и др., 1985; Шапиро, Соловьев, 1999; Соловьев и др., 2002). Верхний возрастной предел надвигообразования при коллизии дуги с континентом может быть определен по возрасту неоавтохтона, а нижний определяется датировкой наиболее молодых образований автохтона или аллохтона.

Отложения автохтона (лесновская серия) датированы двумя независимыми методами: детритовой термохронологией и изучением нанопланктона (определения Е.А. Щербининой (ГИН РАН)). 13 образцов песчаников были отобраны в пределах (рис. 2) Лесновского поднятия. Из каждого образца было датировано от 45 до 90 зерен циркона (см. табл. 2). При анализе распределения трековых возрастов по 12 образцам выделяется три разновозрастные популяции циркона P1 - 44-58 млн. лет, P2 - 71-106 млн. лет и P3 - 104-176 млн. лет. Изучение апатита из тех же образцов показало, что треки в апатите не испытали отжига или испытали лишь частичный отжиг (Soloviev et al., 1999). Значит, температура нагрева отложений лесновской серии после осадконакопления не превышала 80-120° С (температура закрытия трековой системы в апатите) (Wagner, Van Den Haute, 1992). Таким образом, можно утверждать, что отжиг треков в цирконе не происходил, так как температура закрытия трековой системы в цирконе оценивается в 215-240°С (Brandon, Vance, 1992). Наиболее молодая популяция P1 распределена в интервале от 43.7 $\pm$ 3.4 до 58.1 $\pm$ 4.2 млн. лет, то есть цирконы этой популяции испытали последнее охлаждение в интервале от конца палеоцена до середины эоцена. Поскольку отложения всегда моложе содержащихся в них обломков, опробованная часть лесновской серии не может быть древнее верхов палеоцена - начала эоцена. По совокупности видов нанопланктона, выделенных из аргиллитов лесновской серии в истоках реки Правая Лесная, можно считать, что ее отложения относятся к палеоцен-среднеэоценовому интервалу (Соловьев и др., 2002).

К неоавтохтонным образованиям Лесновского надвига относятся Шаманкинский гранодиоритовый массив и вулканиты кинкильской свиты. Шаманкинская интрузия прорывает зону Лесновского надвига с образованием мощных роговиков по терригенным породам лесновской серии, кремнисто-вулканогенным породам и разделяющей их мощной зоне милонитов (Шапиро, Соловьев, 1999; Соловьев и др., 2002). Возраст гранодиоритов по данным U/Pb датирования циркона - 45.3 $\pm$ 1.0 млн. лет. Rb/Sr изохрона построена по 3 точкам (биотит, роговая обманка, плагиоклаз). Параметры изохроны: возраст 44.4 $\pm$ 0.1 млн. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.70388 $\pm$ 0.00003, СКВО = 23.3. K/Ar методом из той же пробы (Ш1/99) датированы биотит (47.0 $\pm$ 1.3 млн. лет) и роговая обманка (44.0 $\pm$ 2.5 млн. лет). Возраст риолитов кинкильской свиты, с несогласием перекрывающих интенсивно деформированные отложения лесновской серии, определялся U/Pb (45.5 $\pm$ 2.9 млн. лет), K/Ar (биотит - 46.0 $\pm$ 1.3 млн. лет) и трековым (циркона - 44.0 $\pm$ 2.6 млн. лет, апатит - 44.3 $\pm$ 5.7 млн. лет) методами.

Согласно определениям нанопланктона и трековым датировкам обломочного циркона, терригенные толщи автохтона Лесновского надвига накапливались до начала среднего эоцена включительно (Soloviev et al., 2002). Наиболее молодая порция цирконов в опробованных песчаниках лесновской серии остыла и попала в осадок не ранее 46 млн. лет тому назад (см. рис. 4).

Шаманкинский массив гранодиоритов внедрился не позднее 44.4 млн. лет назад (рис. 4). Нижняя, риолитовая, часть кинкильской свиты начала накапливаться не позднее 45.5 млн. лет назад (см. рис. 4). Абсолютные датировки подтверждают комагматичность гранодиоритов Шаманкинского массива и риолитов кинкильской свиты. Окончание накопления терригенных осадков лесновской серии автохтона и начало формирования неоавтохтонных комплексов в пределах ошибки аналитических методов совпадают. Это означает, что деформация лесновской серии, формирование Лесновского надвига, постнадвиговое поднятие и размыв произошли очень быстро, в течение 1 млн. лет, а, возможно и быстрее (рис. 4). Учитывая то, что амплитуда Лесновского надвига более 50 км (Шапиро, Соловьев, 1999; Соловьев и др., 2001), скорость движения аллохтона надвига, по-видимому, превышала 5 см/год. Такие значения скоростей превышают скорость относительного сближения Тихоокеанской плиты с Евразией (Северной Америкой) для начала среднего эоцена (Engebretson et al., 1985). Не исключено, что движение аллохтона на северо-восток не является прямым отражением сближения плит, а связано с гравитационным соскальзыванием тонких пластин с поднятия, возникшего несколько ранее.

Рис. 4. Хронология геологических событий в центральной части Лесновского поднятия в интервале от кампана до олигоцена (Соловьев и др., 2002).

1-4 -возраст палеонтологических комплексов: 1, 2 - нанопланктон: 1 -из глыбы терригенных пород в поднадвиговом меланже (Soloviev et al., 2002), 2 -из лесновской серии (Soloviev et al., 2002), 3 -флора из нижней части шаманкинской свиты (Шанцер и др., 1985), 4 -фауна моллюсков из верхней части шаманкинской свиты (Шанцер и др., 1985); 5 -возраст молодой популяции цирконов в песчаниках лесновской серии, интервал -ошибка определения, 6 -накопление лесновской серии; 7 -деформация лесновской серии, формирование Лесновского надвига, поднятие и размыв; 8 -накопление кинкильской свиты и внедрение гранитов; 9 -поднятие и глубокий размыва; 10 -трансгрессия и накопление шаманкинской свиты.

1.6. Эволюция Карагинской аккреционной призмы

Остров Карагинский -часть северо-западного обрамления Командорской котловины (рис. 2, участок 16). В восточной части острова выделена Карагинская аккреционная призма (Чехович и др., 1989), формирование которой связано с постсреднеэоценовой субдукцией вначале Тихоокеанской плиты, а затем малых плит Командорской котловины Берингова моря под северо-восточную окраину Евразии. В данном разделе приводятся первые результаты трекового датирования циркона из песчаников аккреционной призмы, дополненные новыми определениями нанопланктона из аргиллитов.

Пробы пород были отобраны из отложений надхынхлонайской толщи, флиша, матрикса и блоков осадочного меланжа (табл. 3). Из каждого образца было датировано от 5 до 50 зерен циркона. Возраст единичных зерен циркона обычно распределен в широком временном интервале. Возраст наиболее молодой популяции обломочных цирконов, согласно данным трекового датирования, в большинстве изученных пород близок к возрасту осадконакопления. В надхынхлонайской толще она соответствует рубежу ипра и бартона, что совпадает с возрастом инситного нанопланктона. Во флише она варьирует от 46 млн. лет (бартон) до 30 млн. лет (нижний олигоцен), что также соответствует возрасту толщи по нанопланктону (Щербинина, 1997). Возраст алевропелитов из осадочного меланжа по инситному нанопланктону определяется бартоном -низами олигоцена, а возраст молодой популяции цирконов в ближайших туфогенных песчаниках (26.1 $\pm$ 1.5 Ма), эти оценки не противоречат друг другу (Соловьев и др., 2004).

Таблица 3. Трековые возрасты детритовых цирконов из терригенных и туфогенных отложений северо-восточной части острова Карагинский (Восточная Камчатка).
Номер Образца	Серия, свита	Nt	Возраст популяций циркона
Номер Образца	Серия, свита	Nt	P1 (Млн. лет)	P2 (Млн. лет)	P3 (Млн. лет)
Kа28	Меланж	30	18.6 $\pm$ 3.5 (19%)	39.9 $\pm$ 3.1 (60.8)	88.0 $\pm$ 9.9 (20%)
Kа17	Меланж	20	23.7 $\pm$ 3.9(10%)	57.3 $\pm$ 5.2 (62%)	116.0 $\pm$ 23.9 (28%
Kа22	Меланж	40	26.1 $\pm$ 1.5 (57%)	56.0 $\pm$ 10.7 (18%)	96.4 $\pm$ 14.2 (25%)
Kа13	Флиш	35	29.9 $\pm$ 3.6 (47%)	54.7 $\pm$ 5.2 (53%)
Kа15	Флиш	31	30.4 $\pm$ 1.6 (87%)	117.6 $\pm$ 14.8 (13%)
Kа11	Флиш	40	36.1 $\pm$ 2.4 (40%)	66.4 $\pm$ 5.9 (24%)	111.0 $\pm$ 8.4 (36%)
Kа9	Флиш	50	39.7 $\pm$ 2.6 (56%)	62.3 $\pm$ 8.9 (35%)	94.6 $\pm$ 39.0 (9%)
Kа7	Флиш	35	44.2 $\pm$ 2.6 (68%)	95.5 $\pm$ 7.3 (32%)	-
Kа2	Флиш	12	45.6 $\pm$ 4.6 (66%)	93.4 $\pm$ 14.5 (34%)	-
Kа1	Надхыхлона -йская толща	30	50.2 $\pm$ 3.2 (93%)	-	188.3 $\pm$ 52.7 (7%)
Kа20	Блок в меланже (?)	35	70.1 $\pm$ 4.4 (80%)	97.5 $\pm$ 13.3 (20%)	-
Kа18	Блок в меланже (?)	5	82.1 $\pm$ 10.4 (100%)

Примечание. Nt -количество датированных зерен циркона в образце. P1, P2, P3 - популяции циркона, рассчитанные по программе BinomFit v 1.8 (Brandon, 1992; Brandon, 1996). Возрасты приведены в млн. лет, ошибка определения возраста соответствует $\pm$ 1 $\sigma$ , проценты в скобках отражают количество зерен данной популяции от общего числа датированных зерен (Nt). Цирконы датированы с использование метода внешнего детектора (Wagner, Haute, 1992), особенности методики изложены (Garver et al., 2000).

На северо-востоке острова Карагинского от осевой зоны, сложенной островодужными вулканитами мела и раннего палеогена, в юго-восточном направлении наблюдается омоложение терригенных толщ. Образцы из флишевого комплекса относятся к бартону -нижнему олигоцену, а осадочный меланж охватывает олигоцен-нижнемиоценовый интервал (Соловьев и др., 2004). Омоложение пород в сторону желоба при резком преобладании падений слоев в противоположном направлении типично для аккреционных призм.

1.7. Эволюция Восточно-Камчатской аккреционной призмы

Камчатка -один из классических примеров континентальной окраины, структура которой сформирована относительно медленными процессами надсубдукционной аккреции, прерываемыми короткими эпизодами коллизий островных дуг с континентом. В раннем -среднем эоцене происходит коллизия Ачайваям-Валагинской дуги (АВД), в плиоцене -Кроноцкой дуги. Вдоль восточного склона Восточного хребта Камчатки между этими двумя островодужными террейнами протягивается зона развития преимущественно терригенных пород, образующих систему чешуйчатых надвигов юго-восточной вергентности (рис. 2, участок 17). По занимаемой позиции, структуре и составу отложений -это аккреционная призма, формировавшаяся между коллизиями дуг над зоной субдукции, наклоненной под континент. Эта зона прослеживается к северу на остров Карагинский и на полуостров Говена, здесь с востока она ограничена не островодужным террейном, а склоном Командорской котловины. Вся эта зона выделяется нами как Восточно-Камчатская аккреционная призма.

Западные склоны и осевая часть хребта Кумроч сложены вулканитами АВД (хапицкая свита), согласно перекрытыми флишем дроздовской свиты. Вероятно, флиш дроздовской свиты и лесновской серии (перешеек Камчатки) (Соловьев и др., 2002) являются аналогами и сформированы за счет размыва окраины Азии. Деформированный пакет вулканитов АВД и дроздовского флиша надвинут к востоку на отложения ветловской серии, залегающие с виде крутых чешуй (Шапиро и др., 1984; Цуканов, 1991; Зинкевич и др., 1993). Вблизи надвига отмечаются олистостромы и выделяется станиставская свита, представленная преимущественно песчаниками и гравелитами, состав обломков которых близок составу вулканитов хапицкой свиты. Восточнее отложения ветловской серии сложены интенсивно деформированными кремнистыми аргиллитами с линзами палеоцен-эоценовых кремней и подушечных базальтов (Цуканов, 1991). Породы ветловской серии надвинуты (надвиг Гречишкина) на олигоцен-миоценовый флиш тюшевской серии (Шапиро и др., 1984). В основании тюшевской серии описаны гравелиты и конгломераты, состоящие из риолитов, типичных для тарховской свиты северной части полуострова Камчатский Мыс.

Данные трекового анализа подтвердили палеоценовый (возможно, верхнепалеоценовый) возраст дроздовской свиты (табл. 4). Возраст молодых популяций цирконов в грубообломочной толще станиславской свиты (42.4 $\pm$ 1.9; 40.9 $\pm$ 3.9; 40.7 $\pm$ 3.1 млн. лет) указывает на то, что ее накопление началось не ранее середины бартона. Накопление грубообломочных пород станиславской свиты происходило в преддуговом прогибе и было связано с интенсивными деформациями, охватившими новообразованную окраину материка после причленения АВД. Неожиданными оказались возрасты молодых популяций цирконов в песчаниках тюшевской серии (от 50.0 $\pm$ 2.9 до 38.1 $\pm$ 3.4 млн. лет), датированной по моллюскам олигоценом -ранним миоценом (35-15 млн. лет). Возраст молодой популяции цирконов существенно древнее возраста самой толщи. Это означает, что она накапливалась далеко от областей активного вулканизма и орогении. Вероятно, тюшевский флиш накопился на склонах Кроноцкой дуги, которая в олигоцене и миоцене уже была слабо расчлененным внутриплитным поднятием, расположенным на значительном расстоянии от Камчатки, где в это время происходила активная вулканическая деятельность. При коллизии Кроноцкой дуги с континентом ее олигоцен-миоценовый осадочный чехол был частично сорван и образовал чешуйчато-надвиговую зону, нарастившую юго-восточный фланг Восточно-Камчатской аккреционной призмы.

Таблица 4. Трековые возрасты популяций детритовых цирконов из терригенных отложений хребта Кумроч (Восточная Камчатка).
N обр.	Серия, свита	Nt	Возраст популяций циркона
N обр.	Серия, свита	Nt	P1 (Млн. лет)	P2 (Млн. лет)	P3 (Млн. лет)
Zh1	Дроздовская свита	55	66.7 $\pm$ 5.0 (48.7%)	127.7 $\pm$ 9.7 (51.3%)	-
Zh2	Дроздовская свита	50	57.7 $\pm$ 3.5 (65.2%)	128.2 $\pm$ 13.0 (34.8%)	-
Zh3	Дроздовская свита	50	55.9 $\pm$ 4.4 (33.9%)	83.8 $\pm$ 7.3 (46.6%)	137.2 $\pm$ 17.4 (19.6%)
Zh4	Дроздовская свита	45	68.3 $\pm$ 6.2 (49.4%)	110.8 $\pm$ 11.2 (50.6%)	-
Zh5	Станиславская	50	40.9 $\pm$ 3.9 (22.4%)	61.7 $\pm$ 5.1 (55.0%)	80.8 $\pm$ 12.8 (22.6%)
Zh6	Станиславская	45	42.4 $\pm$ 1.9 (100.0%)	-	-
Zh7	Станиславская	45	40.7 $\pm$ 3.1 (62.7%)	62.6 $\pm$ 6.8 (37.3%)	-
Zh8	Тюшевская	40	38.1 $\pm$ 3.4 (32.5%)	73.2 $\pm$ 6.9 (56.4%)	141.5 $\pm$ 42.7 (11.1%)
Zh10	Тюшевская	50	43.3 $\pm$ 2.4 (72.1%)	94.4 $\pm$ 10.5 (27.9%)	-
Zh11	Тюшевская	50	50.0 $\pm$ 2.9 (68.3%)	108.1 $\pm$ 10.5 (31.7%)	-

Примечание. См. примечание к таблице 3.

Детализация возраста пород Восточно-Камчатской аккреционной призмы показала, что, несмотря на генетическое и структурное единство этого террейна, в развитии его северной и южной частей есть существенные различия. Юго-восточная часть острова Карагинский по структуре близка к современным аккреционным призмам. Эта структура завершила свое развитие после прекращения спрединга в Командорской котловине. В восточных хребтах Камчатки структура призмы осложнена, во-первых, наложенными среднеэоценовыми деформациями, а, во-вторых, коллизией Кроноцкой дуги. Различия в строении аккреционной призмы хребта Кумроч и острова Карагинский также обусловлены тем, что в зоне субдукции, над которой формировалась призма, на юге поглощалась Тихоокеанская плита, а на севере -микроплиты юго-восточной части Берингова моря, отделенные от Тихоокеанской плиты Командорским сдвигом.

1.8. Тектоническая эволюция метаморфических комплексов Срединного хребта Камчатки

Происхождение и возраст метаморфических пород Срединного хребта Камчатки являются предметом дискуссий на протяжении последних 30 лет (Кузьмин, Чухонин, 1980; Ханчук, 1985; Виноградов и др., 1991; Бондаренко и др., 1993; Виноградов, Григорьев, 1994; Рихтер, 1995; Бондаренко, 1997; Hourigan et al., 2001; Богданов, Чехович, 2002; Bindeman et al., 2002; Кузьмин и др., 2003; Hourigan et al., 2003; Кирмасов и др., 2004). Метаморфические образования Срединного хребта Камчатки традиционно подразделяются на три структурно-вещественных комплекса (Марченко, 1975; Ханчук, 1985): высокометаморфизованные породы ядра (или основания) Срединно-Камчатского массива (колпаковская серия, прорванная гранитами крутогоровского комплекса), метаморфические породы чехла (малкинский комплекс: шихтинская, андриановская, алисторская, хейванская, химкинская свиты), слабометаморфизованные отложения аллохтонного Квахонского террейна. В последние годы развиваются представления о Срединном массиве как о деформированном пакете тектонических чешуй различного возраста и происхождения (Савостин и др., 1993; Рихтер, 1995; Бондаренко, 1997). Колпаковский комплекс, прорванный гранитами крутогоровского комплекса, и перекрывающие его отложения камчатской серии (шихтинской свиты) являются автохтоном. Аллохтон представлен образованиями малкинского комплекса. Новые геологические наблюдения, структурные и геохронологические данные позволили предложить новую модель тектонической эволюции метаморфических комплексов Срединного хребта Камчатки.

Автохтон. Нижнее структурное положение занимают породы колпаковской серии, представленные биотитовыми и биотит-гранатовыми гнейсами, кристаллическими сланцами, иногда с силлиманитом (Ханчук, 1985). Отмечаются редкие прослои биотит-амфиболовых гнейсов, гранат-клинопироксеновых кристаллических сланцев, амфиболитов и гранатовых амфиболитов (Рихтер, 1995). Породы интенсивно мигматизированы. Отложения колпаковской серии прорываются крутогоровским гранитами в кампане (78.5 $\pm$ 1.2 млн. лет - U/Pb SHRIMP). Породы камчатской серии, представленные слюдяными сланцами с гранатом, ставролитом, кианитом, биотит-мусковитовыми плагиогнейсами и мигматитами, залегают на крутогоровских гранитах с несогласием, с базальными конгломератами в основании (Ханчук, 1985; Рихтер, 1995). U/Pb SHRIMP датирование обломочных цирконов показывает, что возраст протолита колпаковской серии соответствует концу раннего -позднему мелу, а сланцев камчатской серии -палеоцену. Возможно, протолитом пород колпаковской серии и камчатской свиты являлись мел-палеогеновые осадки, снесенные с северо-восточной окраины Азии. Статистическое сравнение распределений возрастов циркона из сланцев камчатской серии и песчаников хозгонской и укэлаятской свит показало их идентичность (Hourigan et al., 2001).

Аллохтон. Возраст пород андриановской свиты в районе реки Левая Андриановка, согласно определениям радиолярий, соответствует позднему мелу (предположительно сантон -ранний кампан) (Соловьев, Палечек, 2004). Сиениты, прорывающие метавулканиты андриановской свиты, датированы U/Pb SHRIMP методом как 70.4 $\pm$ 0.4 и 63.0 $\pm$ 0.6 млн. лет (Хоуриган и др., 2004).

Метаморфизм. Метаморфизм пород в Срединном хребте должен быть моложе, чем 55 $\pm$ 3 млн. лет, так как это возраст наиболее молодого обломочного зерна циркона из сланца камчатской серии. U/Pb SHRIMP датирование оторочек цирконов из лейкосомы и меланосомы колпаковских мигматитов, а также датирование метаморфогенного монацита (пять образцов), указывает, что пик метаморфизма и анатексис произошли в раннем эоцене (52 $\pm$ 2 млн. лет назад). Возраст цирконов из рвущих тел пегматитов и гранитов показывает, что их кристаллизация происходила одновременно с пиком метаморфизма. Синкинематические граниты прорывают Андриановский надвиг 51.5 $\pm$ 0.7 млн. лет назад, также синхронно пику метаморфизма. Возраст кристаллизации цирконов из туфа нижнего горизонта барабской свиты определен U/Pb (SHRIMP) методом как 50.5 $\pm$ 1.2 млн. лет (Соловьев и др., 2004). Формирование нижних горизонтов барабской свиты началось в конце раннего эоцена.

Модель тектонической эволюции. Камчатская окраина в конце мела представляла собой аккреционно-коллизионную область, в пределах которой были совмещены аллохтонные террейны (например, Квахонский террейн (Ханчук, 1985; Соколов, 1992; Бондаренко, 1997; Константиновская, 2003), испытавшие значительные перемещения, и терригенные отложения, накопившиеся у северо-восточной окраины Евразии (см. рис. 5, А). Докампанские терригенные отложения (нижние горизонты хозгонской свиты и ее аналоги), по-видимому, входили в состав аккреционной призмы и послужили протолитом для образований колпаковской серии и были прорваны гранитами крутогоровского комплекса 78 млн. лет назад. Около 60 млн. лет назад Озерновско-Валагинская энсиматическая дуга приближается к Камчатской окраине Евразии на расстояние первых сотен километров (Шапиро, 1995; Константиновская, 2003; Соловьев и др., 2004). В реликтовом бассейне между окраиной и дугой продолжается терригенное осадконакопление (верхние горизонты хозгонской свиты) до $\sim$ 55 млн. лет назад, эти отложения явились протолитом для сланцев камчатской серии. После 55 млн. лет назад начинается быстрое надвигание окраинно-морских и островодужных пластин на гетерогенные образования окраины (см. рис. 5 Б), первой надвигается пластина, сложенная породами, затем превращенными в образования андриановской свиты. Сверху были шарьированы пластины ирунейского аллохтона. Гетерогенные образования окраины испытывают быстрое захоронение под пакетом тектонических пластин. Комплексы окраины и нижняя аллохтонная пластина подвергаются метаморфизму, пик (анатексис) которого приходится на 52 $\pm$ 2 млн. лет. В это же время происходит внедрение пегматитов и гранитов (см. рис. 5 Б, 3). Достаточно быстро после этого, а, возможно, и одновременно, вероятно, начинается постколлизионный "развал" орогена, происходит выведение на поверхность метаморфических образований (см. рис. 5, В) (Кирмасов и др., 2004).

Рис. 5. Схема тектонической эволюции Андриановского шва (вне масштаба, пояснения в тексте) (Кирмасов и др., 2004): А - предколлизионная стадия ( $\sim$ 60 млн. лет назад); Б - коллизионная стадия ( $\sim$ 55 - 52 млн. лет назад); В - постколлизионная стадия (после 52 млн. лет назад).

1 - гетерогенные комплексы северо-восточной окраины Евразии; 2 - терригенные комплексы аккреционной призмы; 3 - осадочный чехол аккреционной призы; 4 - граниты крутогоровского комплекса; 5 - образования андриановской свиты; 6 - базиты и гипербазиты; 7 - отложения ирунейской свиты; 8 - сланцы камчатской серии; 9 - синкинематические граниты; 10 - гнейсы колпаковской серии (только для схемы В), 11 - милониты по породам камчатской серии в зоне пластичного сброса (только для схемы В); 12 - метаморфический фронт; 13 - мигматизация, гранитизация; 14 - складки; 15 - разрывы (a - активные, б - неактивные); 16 - уровень современного эрозионного среза (для схеме В, 2); 17-19 - динамические обстановки: 17 - сжатие, 18 - растяжение, 19 - сдвиг

Около 50 млн. лет назад начинается накопление нижних горизонтов неоавтохтона (барабской свиты) (Соловьев и др., 2004). Несколько позже в область размыва выводятся метаморфические породы Срединного хребта. С конца олигоцена происходит воздымание Срединного хребта Камчатки, скорость которого оценена в интервале от 0.18 км/млн. лет до 0.67 км/млн. лет.

1.9. Особенности тектонической эволюции северо-восточной окраины Азии (юг Корякии, Камчатка) в конце мезозоя -кайнозое по данным трекового датирования и структурного анализа

Альб-кампан. Данные трекового датирования, структурных исследований и анализ литературных данных позволяют выделить синсубдукционный этап (альб -кампан, $\sim$ 110-80 млн. лет) в эволюции Укэлаятско-Западно-Камчатского бассейна терригенной седиментации. Во всех изученных районах песчаники этого бассейна близки по составу и соответствуют кварц-полевошпатовым грауваккам (Шапиро и др., 2001), накопившимися в окраинно-континентальной обстановке (Соколов, 1992; Казимиров и др., 1987). Одним из источником терригенного материала была расчлененная вулканическая дуга (Охотско-Чукотский пояс), заложившаяся на континентальной окраине Азии. Для терригенных отложений этого возраста характерна южная, юго-восточная и восточная вергентность, происхождение которой, вероятно, связано с субдукцией океанической плиты (или плит) под окраину Азии (Соловьев и др., 2001). Среди альб-кампанских флишоидных отложений в хребтах Омгон и Морошечный описаны чужеродные тектонические блоки, представленные кремнисто-вулканогенными образованиями, сформированными в конце юры и раннем мелу в океанической или окраинно-морской обстановке (Богданов и др., 2003). Источником блоков вулканогенного комплекса, по-видимому, являлась плита палео-Пацифики - Изанаги (Bazhenov et al., 1999). Пластины и блоки пород океанического генезиса были <соскоблены> с субдуцировавшей океанической плиты и совмещены с терригенными окраинно-континентальными альб-кампанскими отложениями.

В южной части, рассматриваемой окраины (Камчатка), в альбе-кампане также происходит накопление флишоидных толщ кварц-полевошпатового состава нижне-верхнемеловых кихчихской (Сидорчук, Ханчук, 1981) серии и хозгонской свиты (Шапиро и др., 1986). Согласно новым геохронологическим данным формируются и терригенные отложения, которые послужили протолитом пород колпаковской серии. Глубокометаморфизованные образования колпаковской серии первично представляли собой осадочные терригенные породы диорит-тоналитового состава с преобладанием железистых глинистых разностей (Ханчук, 1985). В разрезе колпаковской серии описаны редкие маломощные прослои и линзы метаморфических пород, которые образовались по океаническим базальтам (Рихтер, 1995). Линзовидная форма амфиболитовых тел, соответствующих по составу высокотитанистым океаническим базальтам, присутствие тел кальцифиров, встречающихся среди метатерригенных пород позволяют считать возможными аналогами колпаковской серии приконтинентальные субдукционно-аккреционные призмы (Ханчук, 1985). Таким образом, метаморфизованные образования колпаковской серии, вероятно, представляют собой фрагмент палеоаккреционной призмы, аналогичный описанному в хребте Омгон.

Анализ литературных и оригинальных данных позволяет предполагать, что в альбе-кампане существовала единая конвергентная окраина на северо-востоке Азии. Вдоль этой окраины формировались аккреционные призмы, а в современной структуре их фрагменты наблюдаются в Янранайском (Григорьев и др., 1987; Соколов, 1992), Омгонском (Соловьев и др., 2001), Тонино-Анивском и Хидака (Жаров, 2003) сегментах, а также в меловом поясе Симанто (Taira et al., 1988).

В середине кампана прекращается субдукционный вулканизм в Охотско-Чукотском вулканическом поясе (Филатова, 1988; Hourigan, Akinin, 2004). Прекращение субдукции большинством авторов связывается со столкновением Охотоморской плиты, характеризующейся корой субконтинентального типа (Объяснительная записка , 2000; Богданов, Чехович, 2002). Таким образом, достаточно резко меняется геодинамический режим на северо-восточной окраине Азии.

До заложения позднемеловой энсиматической дуги (Олюторской, Ачайваям-Валагинской, Озерновско-Валагинской) в кампане, на некотором удалении от северо-восточной окраины Азии, где терригенный снос был уже незначительным, накапливаются кремнисто-вулканогенные отложения ватынской серии (гытгынский, нижневатынский комплексы (Богданов и др., 1987; Соловьев и др., 2000)) и нижняя часть ирунейской свиты (Шапиро, 1995; Константиновская, 1997). В кампане в северо-западной части Тихого океана закладывается энсиматическая островная дуга к юго-востоку от ее современного положения, что подтверждено палеомагнитными данными (Коваленко, 2003; Левашова, 1999). В результате заложения Ачайваям-Валагинской дуги формируется Ватынско-Ирунейское окраинное море (Богданов и др., 1987; Соколов, 1992; Константиновская, 1997; Соловьев и др., 1998). В пределах Ачайваям-Валагинской островной дуги и ее шлейфа начинается накопление кремнисто-терригенно-вулканогенных пород ачайваямской, верхней части ирунейской, кирганикской свит. Начиная с позднего кампана, активная дуга мигрировала на северо-восток в направлении окраины Евразии, при этом в зоне субдукции, наклоненной на юго-восток под дугу, поглощалась океаническая литосфера Ватынско-Ирунейского бассейна (Шапиро, 1995). К востоку от Ачайваям-Валагинской дуги и немного южнее в кампане уже существует Кроноцкая дуга, а зона субдукции под нее была наклонена на северо-запад (Левашова, 1999; Константиновская, 2003).

Кампан -Ранний Палеоцен. В Охотско-Чукотском вулканическом поясе с середины кампана изливаются базальты с внутриплитными геохимическими характеристиками, происхождение которых связано с процессами растяжения на континентальной окраине (Филатова, 1988; Hourigan, Akinin, 2004). К востоку и юго-востоку от Охотско-Чукотского пояса в зоне транзита терригенного материала с суши в глубоководный прогиб продолжает накапливаться моласса (Зинкевич, 1981; Копорулин, 1992; Тучкова и др., 2003). На уступах и у подножия континентального склона, на ранее сформированной аккреционной призме осаждаются флишоидные терригенные отложения Лесновско-Укэлаятского бассейна, уже в обстановке окраинного моря. Вергентность, встречная Лесновско-Ватынскому надвигу, характерна для мел -нижнепалеоценовых толщ Лесновско-Укэлаятского прогиба. Эти деформации, скорее всего, связаны с доколлизионной эволюцией флишоидного прогиба (Соловьев и др., 2001).

В южной части, рассматриваемого региона (юг Камчатки), в образования аккреционной призмы, послужившие протолитом пород колпаковской серии, около 78 млн. лет назад внедряются крутогоровские граниты. Природа и связь этих гранитов с каким-либо тектоническим процессом не вполне ясна. С одной стороны, они принадлежат известково-щелочной серии (Рихтер, 1995), с другой, в пределах Камчатки нигде не известны проявления мелового субдукционного магматизма. На образования колпаковской серии, прорванные крутогоровскими гранитами, с несогласием (Ханчук, 1985; Рихтер, 1995) налегают терригенные отложения, явившиеся протолитом сланцев камчатской серии.

С кампана до середины палеоцена Ачайваям-Валагинская дуга была активной надсубдукционной внутриокеанической структурой, быстро дрейфовавшей на северо-запад и сближавшейся с континентом (Шапиро, 1995; Engebretson et al., 1985; Коваленко, 2003; Константиновская, 2003). Площадь Ватынско-Ирунейского бассейна резко сокращалась.

Поздний палеоцен -средний эоцен. В середине палеоцена (около 60 млн. лет назад) вулканизм в Ачайваям-Валагинской дуге прекращается, и дуга приближается к северо-восточной окраине Азии на расстояние первых сотен километров (Шапиро, 1995; Константиновская, 2003; Соловьев и др., 2004). С этого момента можно проследить четкие различия в дальнейшей эволюции южного и северного сегментов дуги. По-видимому, южный сегмент дуги был отделен от северного трансформным разломом и располагался несколько ближе к Азии. Определенную роль играла также ориентировка дуги относительно окраины (Коваленко, 2003). Южный сегмент дуги в середине палеоцена приблизился к континентальной окраине значительно ближе, чем северный. В реликтовом бассейне между окраиной и южным сегментом дуги продолжается терригенное осадконакопление. После 55 млн. лет назад начинается быстрое надвигание аллохтона на образования окраины Азии, которые испытывают быстрое захоронение под мощным пакетом тектонических пластин. Комплексы окраины и нижняя аллохтонная пластина подвергаются метаморфизму, пик (анатексис) которого приходится на 52 $\pm$ 2 млн. лет. В это же время происходит внедрение пегматитов и гранитов. Достаточно быстро после этого, а, возможно, и одновременно начинается постколлизионный "развал" орогена, происходит выведение на поверхность метаморфических образований посредством растяжения. На постколлизионной стадии формируется зона пластичного сброса (Кирмасов и др., 2004), таким образом, выведение метаморфических образований Срединного хребта Камчатки может соответствовать эволюционному сценарию формирования метаморфических ядер кордильерского типа. Около 50 млн. лет назад начинается накопление нижних горизонтов неоавтохтона (барабской свиты) (Соловьев и др., 2004).

Между южным и северным сегментами Ачайваям-Валагинской дуги существовал пролив, по которому терригенный материал азиатской окраины переносился через реликтовый Лесновско-Укэлаятский бассейн на восточную сторону южного сегмента дуги (отложения дроздовской серии).

Северный сегмент Ачайваям-Валагинской дуги в середине палеоцена находился дальше от окраины Азии, чем южный. Лесновско-Укэлаятский бассейн, отделявший северный сегмент дуги от континента, в это время уже не превышал по ширине нескольких сотен километров. По всей видимости, в течение 15 млн. лет (с 60 по 45 млн. лет) дуга медленно сближалась с континентом. Это сближение компенсировалось деформациями в самой дуге и поддвигом коры Лесновско-Укэлаятского бассейна под континент, с чем связано формирование складок встречной к Лесновско-Ватынскому надвигу южной, юго-восточной вергентности в его меловых -нижнепалеоценовых осадках (Соловьев и др., 2001). С процессом поддвига, вероятно, ассоциируют малообъемные проявления палеоцен-раннеэоценового вулканизма (Шанцер, Федоров, 1999) на Западной Камчатке. В середине эоцена реликт этого бассейна окончательно замыкается, и происходит формирование Лесновского надвига северо-западной вергентности. Верхнепалеоцен-эоценовые отложения Лесновско-Укэлаятского бассейна имеют вергентность конформную надвигу (Соловьев и др., 2001).

Средний эоцен -миоцен. После коллизии Ачайваям-Валагинской дуги и формирования Лесновско-Ватынского надвига и Андриановского шва зарождается новая зона субдукции под новообразованную окраину Азии (Константиновская, 2003). В результате этой субдукции в среднем эоцене начинает формироваться Западно-Камчатско-Корякский (Филатова, 1988) или Кинкильский вулканический пояс (Гладенков и др., 1997). На восточной Камчатке начинается формирование аккреционных призм, связанных с субдукцией под этот пояс. Одновременно в конце эоцена и самом начале олигоцена в северном сегменте продолжался вулканизм в Говенской дуге (Чехович, 1993).

Кроноцкая дуга начала свой северный дрейф примерно тогда, когда прекратился вулканизм в Ачайваям-Валагинской или даже несколько позже, когда Ачайваям-Валагинская дуга уже стала частью Евразии. Начало быстрого северного дрейфа Кроноцкой дуги было обусловлено отмиранием желоба к югу от нее заложением такого желоба к северу (Левашова, 1999). Но уже к концу эоцена (40-35 млн. лет) активный вулканизм в Кроноцкой дуге прекращается, и она продолжает северо-западный дрейф как внутриплитный <асейсмичный> хребет на Тихоокеанской плите. Начиная с этого времени, сближение Тихоокеанской плиты с Евразией могло компенсироваться только в зоне поглощения, протянувшейся вдоль Камчатки. Развитие этой зоны субдукции закончилось коллизией Кроноцкой дуги с Камчаткой в конце миоцена (Соловьев и др., 2004), что фиксируется региональным предплиоценовым несогласием и становлением протяженного тектонического шва -надвига Гречишкина (Шапиро и др., 1984).

Таким образом, применение методов трекового датирования и структурного анализа позволило изучить особенности тектонических процессов, происходивших на северо-восточной окраине Азии, а также в северо-западной Пацифике.

Полные данные о работе

К.А. Бычков/Геологический факультет МГУ

См. также

Строение тектоносферы Зондской зоны субдукции на основе геофизических данных:

Строение тектоносферы Зондской зоны субдукции на основе геофизических данных: Глава 4. Двухмерное моделирование строения тектоносферы Зондской зоны субдукции

Содвиговые деформации литосферы и их место в геодинамическом развитии складчатых поясов. Л.М.Расцветаев

Геодинамическое положение верхнекайнозойского вулканизма Эгейско-Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса.: ГЛАВА 4. Cовременная геодинамика и разломная тектоника.

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ