Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология метавулканитов офиолитовых комплексов Восточной Камчатки

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология метавулканитов офиолитовых комплексов Восточной Камчатки"

А"с Г. 1 3

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ

Дальневосточный геологический институт На правах рукописи

Бадрединов Зиният Гимяльдинович

УДК 552.16 ( 571.(56)

ПЕТРОЛОГИЯ МЕТАВУЛКАНИТОВ ОФИОЛИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ

Специальность 04.00.08 - петрология и вулканология

АВТОРЕОЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Владивосток' 1990

Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте ДВО АН СССР

Научный руководитель - доктор геолого-минералогических наук

С.С.Зимин (ДВГИ ДВО АН СССР)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

А. М.Ленников (ДВГИ ДВО АН СССР)

Оппонирующая организация: Дальневосточный институт минерального сырья (ДВИМС) Министерства геологии СССР.

ка заседании специализированного ученого совета Д.003.54.01 при Дальневосточном геологическом институте ДВО АН СССР.

Адрес: 690022, г.Вяадивосток-22, просп. 100 лет Владивостока, 159, .Дальневосточный геологический институт.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Дальневосточного отделения АН СССР.

кандидат геолого-минералогических наук Е.П.Леликов (Институт океаноло' гии ДВО АН СССР)

Защита состоится

п

ул/м. 1990 года, в ^

/

часов

Ученый секретарь специализированного совета-?,

кандидат геолого-минералогических нау<[__^4з—В.В.Раткин

ел

чц^УкЬгальность темы. В геологической литературе остро дискутиру-

отся воггоосы о строени! и эволюции земной коры в зоне перехода от континента к океану. Особое значение в этих дискуссиях занимает лроблема формирования офиолитовых комплексов и, в частности, пет-эогенезис входящих в эти комплексы метаморфических пород.

Исследование метаморфизма позволяет полнее оценить механизм треобразования океанической коры в континентальную, выявить связь лечсду магматическими и метаморфическими процессами, определить специфику и термодинамический режим метаморфизма земной коры переходных зон. Кроме этого, изучение метаморфических пород сг.особ-:твует пониманию и расшифровке физико-химических условий формирования месторождений полезных ископаемых, связанных с метаморфм-»ованными офиолитачи.

Цель и задачи исследований. Основная псль исследований заклю-1алась в петрологическом изучении метавулканитов офиолитовых кои-глексов Восточной Камчатки, отражающих специфику метаморфизма )емной коры переходных з<-н. При этом учитывалось, что вулканоген-ше порода наиболее полно характеризуют генезис магматических )асплавов и наиболее чутко реагируют на воздействие метаморфпчес-сих процессов. Для выполнения поставленной цели потребовалось решение следующих задач: I) изучение геологического положения до-¡ерхкемеловых и позднемеловых метавулканитов в офиолитоЕых ксм-[лексах Восточной Камчатки; 2) исследование химического и мине-)ального составов этих пород; 3) реконструкция и петрохимическая типизация метавулканитов; 4) установление термодинамических пара-1етров и особенностей флюидного режима метаморфизма; 5) определе-гае эволюционной направленности метаморфических процессов.

Научная новизна исследований. Впервые дана системная характе-шстияа метаморфических пород офиолитовых комплексов Восточной Самчатки, оценены термодинамические параметры метаморфизма этих 1бразований и выявлен термально-дислокационный метаморфизм офио-:итовых метавулканитов, связанный с внедрением гипербаэитоиых [ассивов. Полученные данные позволили установить обгцуп закономер-юсть эволюции метаморфических процессов офиолитоЕых структур :зученного региона.

Практическая значимость работы. Результаты исследований могут ыть использованы для построения моделей метаморфизма земно!» коры ерсходных зон, а так же для решения прикладных задач геологичес-ого картирования рассматриваемого региона.

Основные защищаемые положения. I) Преобразование офиолитовых

■метагулканитов Зссточной Камчатки происходило пол воздействием многофазных, пслифациальных и различных по генезису метаморфических процессов. В метавулканитах допозднемелового возраста устанавливаются признаки раннего гидротермального метаморфизиа (о-в КарагинскиЙ), регионального прогрессивного метаморфизма эпидот-амфкболитовой фации (Хавыпенскак возвышенность), термально-дислокационного метаморфизма амфиболитовой фации (о-в КарагинскиЙ, п-ова Озерной и Камчатский Мыс ) и дислокационного метаморфизма зеленосланцевой фации, связанного с процессами надви-гообразования (о-в Карагинский. п-ов Озерной). 3 метаморфизован-них вулканитах позднемелового возраста фиксируются признаки низкотемпературных гидротермальных изменений и метаморфизма пренит-пу*«пеллиитовой фации и эпидот-актинолитовой субфации зеленосланцевой фации.

2) Эволюция метаморфических процессов в допозднемеловых и позднемелових офиолитовых комплексах Восточной Камчатки определялась последовательной циклической сменой геодйнамического режима растяжения земной к^пы сжатием. На этапах растяжения в верхних горизонтах коры среди вулканитов проявился гидротермальный метаморфизм. Эть»1ы сжатия характеризовались региональным метаморфизмом эпидот-амфиболитовой и зеленослемцевой фаций, термально-дислокационным и дислокационным типами метаморфизма.

3) Реконструкция химического состава допозднемеловых и позд-немелоьых офиолитовых вулканитов Восточной Камчатки наряду с геологическими данными свидетельствует о принадлежности этих пород к базальтоидам толеиговой серии, сформировавшимся в тектонических условиях подобных окраинно-морскому бассейну.

Фактический материал■ В основу диссертации положен материал собранный и обработанный автором при исследовании офиолитовых комплексов Восточной Камчатки (Валагинский хребет, Хавывенская гозвьшенность, о-в Карагинский, п-ов Озерной) начиная с 1979 г. Выполненная работа является частью научно-исследовательских работ ДЕГИ ДВО А.Н ССЗР по теме "Реконструкция состава и тегкоди-кпмичосксй эволюции метаморфических и метасоматических формаций Дальнего Востока" (I966-I990 г.г., № гос. per. 051678).

Методы исследований. Исследования проводитесь традиционными геологическими и петрологическими методами. Химический состав пород определялся посредством объемного химического и кеантомет-рического англизоЕ ь ДЬГИ аналитиками: Ю.С.Бабаевой, Ь.Т.Ковале-рым, Г.¡[.Макаровой, З.С.Натаровой, Л.В.Недашкоьской, Р.И.Чумак.

Концентрации рассеянных литофильных компонентов (ль, Sr, Ва, Zr ) определялись рентгеко-радиометричееким методом в ПГО "Приморгео-логия" М.В.Войтышиной, содержания микроэлементов (Со, m, Cr, У , Си» Zn» РЪ, Sn, Ag. в ) - количественным спектральным анализом в ДВГИ Т.В.Сверкуновой, Т.В.Лайковой и Л.И.Аэаровсй. Состав минералов изучался с помощьв рентгеновского микроанализатора "Camobax" В.М.Чубаровым в Институте вулканологи.! ДВО АН СССР. При обработке аналитических материалов широко применялись летрохимические диаграммы А.Миаширо( Miyaeniro, 1975), М.А.Мишкина (1981), С.А.Корен-биума (1975), Для расчета термодинамических параметров меа морфиэ-ма,в зависимости от ассоциации минералов, использовались геотермс-метры: гранат-биотитовый и гранат-фенгитовый (Перчук,Лаврентьева, 1981), усовершенствованные Л.Я.Арановичем (1983) и О.В.Авченко (1988), гранат-амфиболовый (Перчук, Рябчиков, 1976), амфибол-кли-нопироксеновый (Плюснина, 1985), гранат-клинопироксековый (i'otti-8çn,Hewton,I989 ; геотермобарометры: амфибол-плагиоклаэовий (Плюснина, 1984), амфиболОЕЫЙ (Мишкин, в печати); геобарометры: амфи-боловый (Brown, 1982), гранат-амфибол-плагиоклаз-квврцевый (коЬп , Spear » 1989). Порциальныз давления Н20 и С02во флюидной фазе расчитывались, по реакциям смещенного равновесия. Методика расчета заимствована из рабогы О.В.Авченко (1988).

Публикации и апробации работы. Основные результаты исследований изложены в 17 публикациях, 2^ информационных записках, одном научном отчете, обсуждались на Всесоюзном совещании "Офиолиты восточной окраины Азии" (Хабаровск, 1986), на III Тихоокеанской школе по морской геологии, геофизике и геохимии (Владивосток, 1987), на III региональном петрографическом совещании по Северо-Востоку СССР (Магадан, 1988).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения общим объемом 150 страниц машинописного текста, включает 33 таблицы, 24 рисунка и список литературы из 129 наименований.

В процессе работы автор пользовался консультациями сотрудников ДВГИ О.В.Авченко, С.А.Коренбаума, М.А.Мишкина, Р.И.Петрачен-ко, геологов ПГО "Камчатгеология" A.B.Белого, М.Е.Баяриновой, А.Г.Ким, А.Ф.Литвиноса, В.Б.Лопатина и В.С.Успенского. Техническую помощь в оформлении работы оказали Т.И."олофаст и Т.Н.Само-киш. Химические и спектральные анализы пород и минералов выполнены В.Т.Ковалевым, В.Г.Кузнецовым, Т.В.Ланковой, Г.М.Макировой, З.С.Натаровой, Л.В.Нодашковской, Т.В.Сверкунокой, З.И.Чубаровым

и Н.И.Чумак. Всем перечисленным лица«, а также своему научному руководителю С.С.Зимину к И.А.Тарарину, оказавшему всестороннюю помощь в проведении научных исследований и обсуждении результатов, автор выражает благодарность.

3 тексте автореферата приняты следующие символы минералов: аъ альбит, Aot - актиколит, Aira - альмандин, Ат - амфибол, Ап - анортит, Е± - бисткт, Со - кальцит, Chl - хлорит, Срх - клинопироксен, Di - диопсид, En - энстатит, Ер - эпидот, Ра - ферросилит, Gr -гранат, Croas - гроссуляр, нъ - роговая обманка, кга - калиевый полевой гаат, loa - ломонтит, iit - магнетит, ¡¡у - мусковит, Ог -ортоклаз, rrh - пренит, Р1 - плагиоклаз, Ртр - пумпеллиит, Ру - пи pon, Q - кварц, Sph - сфен, Srp - серпентин, Wol - волластонит, 2о - цоизит.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава I. Особенности геологического строения Камчатки в связи с её положением в зоне перехода от континента к океану.

Камчатка занимает необычную тектоническую позицию, что обус-лаьлиЕу.с;' неослабевающий интерес к её геологической истории, а также разнообразие предлагаемых интерпритаций. Располагаясь на границе Тихого океана с Азиатским континентом, она обладает всеми признаками активных континентальных окраин: интенсивный вулканизм, высокая сейсмичность, наличие глубоководного желоба и наклоненной под континент сейсмофокальной зоны. Большинство исследователей рассматривает Камчатский полуостров как фрагмент энсиалической oci ровной дуги.

В настоящее время существует несколько схем палеотектоничес-ких реконструкций истории геологического развития Камчатского региона. При этом выделяются два направления решения затронутого вопроса: первое объединяет в себе сторонников геосинклинальной теории, второе - тектоники плит. Но и при таком условном делении в каждой группе существуют свои разногласия.

В диссертации не ставилось целью доказать правоту тех или иных представлений о тектонической природе Камчатки. В качестве рабочей гипотезы использовалась геосинклинальная теория в том понимании применительно к Камчатке, как это приведено в публикациях Г.М.Власова и др. (1953), М.Н.Шапиро (1976), В.И.Шульдинера и Др. (1937) и ряда других исследователей.

При описании геологических объектов, независимо от возраста слагающих их пород, привязка осуществлялась к их современному структурному положению. За оснрсу тектонического районирования

Камчатки выбрана схема Г.М.Власова и др. (1963) с дополнениями М.С.Маркова и М.Ю.Хотика (1971). Согласно это!* схеме, Камчатка делится на 5 структурно-фаииальннх зон: Западную, Центральную, Южную, Восточную и Восточных полуостровов.

Геологические данные, а также геофизический материал указывают на то, что Западная и часть Центральной и, вероятно, Южная зоны Камчатки имеют в своем основании сиалический фундамент. Относительно Восточной Камчатки и зоны Восточных полуостровов мнения исследователей расходятся.

В геологическом строении Восточной Камчатки преимущественная роль принадлежит вулканогенно-осадочным отложениям позднего мела, а также вулканитам и осадкам неоген-четвертичного возраста, залегающим несогласно на меловых отложениях. Выходы более древних пород, отождествляемых с образовании™ доверхнемелового фундамента, крайне редки и слагают небольшие по площади участки на о.Карагкн-ском, п-ове Озерном, Камчатском Мысе и на Хавывенской возвышенности. Специфической чер.ой геологического строения Восточной Камчатки язляется широкое распространение здесь офиолитовкх пород. Причем, офиолитовке образования встречаются как среди метапород доверхнемелового фундамента, так и среди несогласно перекрывающих его отложений поэднемелового комплекса.

Глава 2. Доверхнемеловьте офиолитовые комплексы Восточной Камчатки

Породы, сопоставимые с офиолитами, присутствуют в структуре большинства выступов доверхнемелового фундамента Восточной Камчатки. Это обстоятельство послужило в свое время важным доводом в пользу представлений о наличии в основании рассматриваемого региона древней океанической коры. Наиболее крупный выход доверхнемеловых офи-олитов известен на Хавывенской возвышенности. Более мелкие блоки метаморфизованных пород, отождествляемых с офиолитовыми образованиями, установлены на о. Карагинском, п-овах Озерном и Камчатский Мыс. Автором изучены метаморфические породы Хавывенской возвышенности, п-ова Озерного и о-ва Карагинского. Характеристика метапород п-ова Камчатский Мыс приводится по литературным данным.

Доверхнемеловые метавулканиты Хавывенской возаияенности

Хавывегскаг. возвышенность расположэна на северо-востоке Камчат. ского полуострова и структурно приурочена к южной части Литкинско-го прогиба, располагаясь в поле разрывных нарушений Палано-Комал-дорской зоны поперечных дислокаций. Больяая часть возвышенности (150 кв. км) сложена доверхнемеловыми мет&морфическими породами,

которые на вге и востоке несогласно перекрываются терригенно-вул-каногенньми отлотениями миоценового возраста. Западные склоны возвышенности сложены позднемеловыми грубообломочными вулканитами хапицкой свиты, граничащими с метаморфическими образованиями по субмеридиональному тектоническому нарушению. Отложений, подстилающих металороды, в изученном районе не установлено.

Впервые металороды Хавывенской возвышенности были описаны М.Ф.Авали в 1936 г., который выделил их в хавывенскуга свиту. Позже, на отмеченной территории в разные периоды работали Л.П. Гркзнов, Ю.Л.Новоселов, Б.И.Сллднев > Л.Л.Герман и С.А.Мельникова. В результате исследований, проведенных этими авторами, мета-породы Хашвонской возвышенности кнтерпритировалксь как полиме-течорфические образования, сформировавшиеся в процессе двух этапов метаморфизма: первого - прогрессивного амфиболитовой фации и второго - регрессивного зеленосланцевой фэции. Сами отложения сопоставлялись с типичными геосинклинальньми терригенно-вулкано-генннми накоплениями.

В 1985-67 г.г. на территории Хавывенской возвышенности проведены геолого-съемочные исследования м-ба 1:200 ООО силами Киучин-ской ГСП ПГО "Кь/чатгеология" в составе которой принимал участие автор. Работами Киучикской партии было установлено, что на Хавывенской возвышенности распространены метаморфические порода, принадлежащие двум различным вулканогенно-осадочным комплексам, что позволило объединить эти отложения в хавьгеенскуы серию.

Допозднемеловой возраст хавывенской серии установлен по геологическим наблюдениям и подтверждается радиоизотспными определением: 120 и 50 млн. лет (по материалам Б.Й.СляднеЕй и С.А.Мельниковой).

В строении хавывенской серии выделены две самостоятельные толщи: нижняя - сложенная лейкократовыми амфибол и опидог-слвдисты-ми (+ гранат) кварцитовыми сланцами, видимой мощностью около 500 м, и верхняя - состоящая из зпидзт-амфиболовнх основных сланцев и зпидот-ачфибол-слюдистых кварцитов, общей мощностью около 750м.

По всему разрезу верхней толщи отмечаются тела серпентинитов к серпентинизированнкх гарцбургитов и дунитов мощностью от первых до 60 - 100 метров. Серпентиниты, совместно с вмещающими их породили, смяты ь пологие складки и нередко интенсивно расслан-цовачы. Это свидетельствует о внедрении гипербазитов в вулкано-генно-осадочкне отложения хавывенской серии до метаморфизма последних. На контакте с смещающими основными сланцами серпентиниты

тремолитизированы и замещены агрегатом хлорита и магнетита, а боковые породы превращены в кальциевые метасоматиты (родиьгиты) мощностью от первых см до 1-2 м. С родингитами иногда тесно ассоциируют эгирин-авгит-глаукофановые метасоматиты, характеризующиеся парагенезисом эгирин-авгита с альбитом и глаукофаном, содержащим зональные ядра менее щелочной малоглиноземистой роговой обманки. Содержание Ыа2о в мзтасоматк-ах достигает 10 мае. %.

Аповулканогеннке метаморфические порода нижней толщи обычно обладают многоминеральными парагенезисами: Ог - Ер - вл - Ыи - аЬ-0 Сг - НЪ - Кр - В1 - Ми - Ог - ЛЬ , Ер - в1 - ¡¿и - аь - Ог -О, Сг - Бр - Ми - Ог - ль - <3, Ог - Ер - иь - Ми - Ог - АЪ - ч, в1 - сг - нъ - ни - лъ - <;, нь - ер - в1 — ¿¡и - аь - д. Значительно реже встречаются сланцы с бескварцевыми ассоциациями: Сг - Ер .-нь - 31 - ми - аь, а также кварцитовые сланцы: бг - в1 - ыи - аь -О - СЫ , вг - ыь - Ер - - Ни - ль- о. Изучение минералов из основных разновидностей кристаллических сланцзБ нижней толщи, выполненное с помощью рентгеновского микроанализатора, показывает, что в составе гранатов преобладают альмандин (26-36 %), спессар-тин <15-^ %) и гроссуляр (32-38 %), содержащиеся примерно в равных количествах. Гранаты имеют прогрессивную зональность, что выражается в возрастании содержания пиропа, альмандина и снижении спессартина от центра к их краевым частям.

Зональностью обладают и другие минералы кристаллических сланцев: роговая обманка и эпидот. Роговая обманка характеризуется синевато-зелеными, голубовато-зелеными или светло-буровато-зелеными окрасками. Содержание глинозема в ней варьирует от 4,0 до 7,1 мае. %. Наиболее глиноземистые разности обладают зеленой окраской, а сине-зеленые характеризуются более низкими-содержаниями А120^. Краевге зоны роговых обманок, в отличил от центральных, имеют несколько пониженные концентрации кальция и железа и повышенные глинозема н магния ( СаО ■ 7,0-9,0 мае. %, 20-24 %, 3102» 46-48 %, А120у 7,0-7,6 %, ЫвО * 7,2-9,0 %, Ы^О -2,4-3,6 % )

Эпидот чаще всего слагает отдельные ксеноморфные зерна, а также образует их скопления и выполняет тонкие прожилки. Он обычно имеет светлую желто-зеленую окраску с хорошо проявленным плеохроизмом. Качественный анализ эпидотов-на рентгеновском микроанализаторе показывает наличие в ядрах этого минерала повышенных кок-центрагий ц»риевнх земель.

I) Всэ железо определено в закисной форме.

Кусковит-фенгитовые светлые слюды встречаются в виде мелких кристаллов в основной массе кристаллосланцев и кварцитовых сланцев нижней толщи, имеет хорошо выраженную зеленую окраску за счет высокого содержания фенгитовой составляющей (д!1и1)= 0,25-0,39).

Биотит образует более крупные чешуйки, чем сосуществующий с ним фенгит и отмечается как в основной массе пород, так и слагает пор-фиробластовые выделения. Он характеризуется несколько пониженной титанистостью и глиноземистостью ( tío2= 0,8-1,2 мас.$,А120у= 1316 %) и повышенной железистостью (f = 60-63 %).

Натровый полевой ипат представлен чистым альбитом и содержит ни более С,5 % анортитовой молекулы.

Калиевый полевой шпат (ортоклаз) встречается чаще всего в виде мелких (до 0,1 мм) изометричных кристаллов в основной массе пород. Значительно реже он совместно с альбитом образует порфиробласты -реликты порфировых выделений исходных вулканогенных пород. Особенность» состава калиевых полевых шпатов является повышенное содержание в них бария чоколо 1-2 %), устанавливаемое в центральных частях кристаллов. Соотношение остальных компонентов колеблется в следующих пределах: Ог = 96-97 %, аь = 2,6-3,6 %, ап » 0 %).

В составе основных сланцев верхней толщи преобладает альбит и сине-зеленая роговая обманка, к которым в различных количественных соотношениях присоединяются эпидот, хлорит, фенгит и рудные минералы. Еариации минерального состава основных сланцев позволяют выделить среди них следующие разновидности ( в порядке уменьшения распространенности): эпидот-амфиболовые, хлорит-эпидот-ам-фиболовые, фенгит-эпидот-амфиболовые, хлорит-фенгит-эпидот-амфи-боловые.

Химический состав минералов (нь , ль, Ер) основных сланцев верхней толщи близок составам минералов нижней толщи.

Петрохимическое и петрографическое изучение пород хавывенской серии в совокупности с геологическими наблюдениями показывает, что среди рассматриваемых отложений преобладают исходные магматические (вулканогенные) разности, в меньшей мере распространены осадочные образования.

Часть пород испытала интенсивные метасоматические преобразования. В них значительно нарушены соотношения между компонентами Са , lía,к , Sr, иъ,и Ба по сравнению с менее измененными аловул-калогенными сланцами. Анализ имеющихся материалов позволяет заключить, что метасоматоз предшествовал основному этапу ыетаморфиз-

1)л Ни = (í'e + Ug'+ Ti )/( Fe + Mg + Ti + Alv1)

Таблица

Химический состав допозднемеловых метавулканитов офиолитовых ком-комплексов Восточной Камчатки (Окисли в мае.микроэлементы в г/т)

й п.п. I 2 3 4 5 6 7

Кол-во

анализов 3 3 3 2 3 3 3

Si02 48,30 65,36 43,04 50,80 43,65 50,14 48, S0

тю2 1,73 0,55 2,81 1,21 0,65 0,73 2,21

AI2O3 14.87 15,30 11,90 14,02 14,02 17,06 12,48

Je20, 6,22 3,73 6,46 5,65 ■ 2,84 3,66 4,72

fc в» ?вО 6,35 1,57 9,10 7,69 6,08 6,38 9,15

ЦпО 0,23 0,07 0,33 0,25 0,18 0,19 0,25

MgO 6,60 1,12 9,48 7,64 12,75 6,04 6,23

СаО 8,06 0,88 12,86 9,72 9,62 9,08 11,14

»а20 3,39 5,23 1,81 1,61 2,02 3,74 2,65

к2о 0,51 4,38 0,37 0,44 0,85 0,61 0,36

р2°5 0,44 0,18 0,31 0,26 0,18 0,24 0,57

Н20 0,50 0,05 - - 0,34 0,23 0,33

П.п.п. 2,65 1,58 0,89 0,65 1,47 1,42 0,38

Сумма 99,85 100,01 99,36 99,94 99,65 99,52 99,76

Rb 3 48 20 16 - - -

Sr 203 118 138 145 - - -

Ва 24 1430 46 50 - - -

Zr 92 257 92 66 - - -

Со 34 5 40 32 52 26 163

Hi 51 8 90 105 318 62 106

Сг 61 4 300 140 1264 90 140

V 181 66 160 220 237 263 260

Примечание. 1,2 - метаморфические породы хавывенской серии: I-эпидот-амфиболовый основной сланец (метабазальт) верхней толщи, 2-гранат-слюдистый кристаллосланец (метадацит) нижней толщи; 3,4 -гранатовые амфиболиты п-ова Озерного: 3 - метагаббро, 4 - метабазальт; 5,6 - эпидотовыв амфиболиты о-ва Карагинского: 5 - ме-гапикробапальт, 6 - метабазальт; 7 - амфиболит (метабазальт) п-ова Камчатский Мыс.

Анализ 7 приведен по литературным данным ( Очерки...,1986)

ма и проявился в более раннюю стадию изменения рассматриваемых пород. Метавулканиты нижней толщи х^ л>шенской серии, не испытавшие значительных метасоматических преобразований, характеризуются повышенными концентрациями щелочей, аъ, Ва, Зг и низкими содержаниями , Со . Сг и V. По соотношению петрогенных компонентов они соответствуют трахидацитам, трахириодацитам, реже трахиандезиба-оальтам и трахибазальтам вулканических серий окраинно-континен-тальных вулканических поясов (таблица), что не позволяет включать их б офколитовую ассоциацию.

Метаморфические породы верхней толщи хавывенской серии - основные сланцы и кварциты резко отличаются по содержанию петрогенных и рассеянных элементов от метавулканитов нижней толщи. Основные сланцы имеют преимущественно базальтоидный состав и на петро-химических диаграммах О'^о - Рео/^о ; тю2 _ УеО/^О . Н1/Со) приурочены к полю океанических толеитовых базальтов. Кварциты образовались при метаморфизме кремнистых сланцев. К метаосадочным породам принадлежат также альбит-амфибол-эпидот-спессартиновые сланцы, характеризующиеся высокими содержаниями железа и марганца аналогичными их концентрациям в железо-марганцевых корках океанических областей.

Тесная пространственная ассоциация толеитовых метабазальтов с кварцитами и апогарцбургитовыми серпентинитами в составе верхней толщи позволяет объединить их в офиолитовый комплекс, вулканогенная составляющая которого характеризуется содержаниями микроэлементов ( ЛЬ, Бг, Ва, 2г, Со, Ь1, Сг), промежуточными между образованиями толеитовой и известково-щелочной серий (таблица), что может рассматриваться как признак формирования офиолитовых вулканитов в условиях окраинно-морского бассейна. Подобная интерприта-ция геодин&мичееккх условий образования метавулканитов верхней толщи хорошо согласуется с геологическими данными.

Таким образом, в составе метаморфических образований Хавывенской возвышенности различаются два разнородных комплекса вулканитов, сопровождаемых подчиненным количеством осадочных пород. Первый отвечает породам трахибазальт-трахидацитовой серии окраинно-континентальных вулканических поясов, а второй - офиолитовой ассоциации, возникшей в условиях задугового окраинно-морского бассейна. Совместное нахождение геохшически разнородных комплексов, образовавшихся в различной геодинамичсской обстановке, обусловлено, по -видимому, тектоническим окучиванием в период замыканк" однобитовой рифтовой структуры окраинного моря.

Оценка P-T параметров метаморфизма и порциальных дайлании н20 и со^ во флюидной 1}азе показывает, что хавывенскле отложения претерпели прогрессивный метаморфизм в условиях зпидот-амфиболк-товой фации (Т=450-500°С, Р-З-б кбар) при существенно водном составе флюидной фазы (Pqq =0,14 кбар, Р0бщ.=®

кбар, Т*500 С).

Доверхнемелоше (?) метавулканиты п-ова Озерной

Выходы метапород п-ова Озерного, относимые большинством исследователей к доверхнемеловым образованиям, обнажаются в виде небольших тектонических блоков, расположенных в нижнем течении руч. Ха-выв й 5-й Реч;:и, в поле позднемеловых вулканогенно-кремнисткх отложений хапицкой свиты. Одной из характерных особенностей геологического положения рассматриваемых образований является их повсеместная приуроченность к подошве серпентинизированного гиперба-зитового массива, относимого к позднемеловому офиолитоЕому комплексу. Возраст метапород не установлен и принимается доверхнемеловым по геологическим наблюдения;.!. Контакты с гипербазитами тектонические. Видимая мощность разреза метаморфических пород не превышает 00 метров.

Главными разновидностями метаморфических образований п-ова Озерного являются меланократовые амфиболиты (горнблендиты), гранатовые амфиболиты и гранат-амфиболовые кварциты. Реже встречаются клинопироксен-амфиболовые сланцы. Участками, в зонах тектонических нарушений, метаморфические породы претерпели интенсивный катаклаз и диафторез зеленосланцевой фации, обусловленные, вероятно, процессами надвигообразования, проявившимися в нижнем палеогене (Зинкевич и др., 1988).

Амфиболиты п-ова Озерного характеризуются следующими минеральными ассоциациями: 2ph-Q-Bp-Gr-Pl-Bb; Sph-Ep-Cpi-Gr-Pl-Hb; Sph-Ep-Pl-Hb(-Ap); Ap-Sph-Q-Pl-Hb. Ассоциация минералов в кварцитах представлена парагенезисом Sph-Hb-Gr-Q.

Гранат в амфиболитах обладает прогрессивной зональностью. По сравнению с гранатами кристаллосланцев Хавывенской возвышенности он отличается более высоким содержанием альмандина, пиропа, значительно пониженным содержанием спессартина, гроссуляра и более низкой общей железистостью (Alm 50-60$,' ру ■ 12-18$, Сгоз -- 25-28Я, Зраз « 2-6%).

Клинопйроксен наблюдается в виде единичных изометричных незональных зерен и по составу отвечает диопсиду ('¡¡fo « 37-45^, En « » 36-383, Тв - 16-26%).

Роговая обманка - буровато-зеленой окраски в краевых частях и по зонам деформаций замещается железистым актинолитом. По соотношению основных компонентов (зю2 = 38-44 маеД, A120j « I3-I5&, СаО = 10-11$, На20 = 2,0-2,6$), рассматриваемая роговая обманка относится к группе паргасита, значительно отличаясь от актинолито-вых роговьк обманок метавулканитов Хавывенской возвышенности.

Плагиоклаз представлен олигоклазом и андезином (Ang^gg). В некоторых образцах пл^иоклаэ сильно изменен и замещен альбитом, мусковитом (фенгитом), реже пренитом и скаполитом.

В качестве акцессорных минералов в амфиболитах широко распространены сфен, рутил и апатит, реже встречается ильменит.

Химический состав амфиболитов п-ова Озерного соответствует базальтам (табл.). Они характеризуются низкой кремнистостью, щелочностью, повышений ксльциевостью, магнезиальностью, титанистостыо и иногда глиноземистостыо. На диаграммах, отражающих процессы фракционной кристаллизации, точки составов метаморфических пород п-ова Озерного образуют незакономерные изометричные скопления, но Есегда в поле океанических толеитов. В то же время геохимический анализ покалывает, что часть из рассматриваемых пород отличается от океанических толеитов несколько повышенными концентрациями Hb, Sr, Ва и пониженными содержаниями iií. Со, и V. Их можно сравнить с долерг.тами, габбро-долеритами и меланократовыми габбро, слагающими в офиэлитах дайковые комплексы.

Полученные материалы позволяют заключить, что на п-ове Озерном метаморфические породы сформировались при метаморфизме как вулканогенных так, вероятно, к субиктрузивных офиолитовых пород.

Пет^лхимические особенности метавулканитов п-ова Озерного свидетельствуют, что их образование происходило в геодинамической обстановке, сходной с устанавливаемой в срединно-океанических хребтах или в окраинно-морских бассейнах, состав офиолитовых эулкани-тов которых может быть очень близок (Сондерс, Тарни, 1987).

Определение Р-Т параметров метаморфизма амфиболитов п-ова Озерного указывает на прогрессивное возрастание температ^пл метаморфизма от 600°С до 725"С на фоне постоянного и даже несколько снижающегося давления, равного примерно 8 кбэр. Порииальные давления н2о и со,,, рассчитанные по реакции смещенного равновесия при условии Рфл\=Робщ. и Рфл.=Р|^о+РСОр • ииеют значения при Т=60Э С и РоСа, -3 хбар, равные P^q-5 д кб*р, Pqq =1,9 кбар.

Представленные выше оценки Р-Т параметров метаморфизма свиде-

1Вльствуют, что формирование амфиболитов п-ова Озерного происходило в условиях амфиболиговой фации (Т=600-700°С и Р=0-7,5 кбар). Небольшая мощность разрезов, повсеместная приуроченность метаморфических пород к подошве позднемелового.гипербазитового массива позволяет связывать образование описываемых метапород с воздействием термально-дислокационного метаморфизма нагретых масс перидотитов, перемещавшихся в зерхние горизонты земной коры в момент закрытия рифтогенной структуры. Исходя из этого, следует предполагать позднемеловой-палесгеновый возраст метаморфизма. Возраст же исходных пород может быть более древним и в этом смысле рассматриваемые метавулканиты правомерно относить к образованиям доверх-немелового фундамента.

Доверхнемеловие (?) метавулканиты п-ова Камчатский Мыс

На п-ове Камчатский Мыс к аповулканогенным образованиям до -верхнемелового фундамента относятся небольшие разрозненные блоки основных сланцев, встречающиеся в центральной и южной частях полуострова, где они структурно приурочены к леридотитовому массиву г. Солдатской (Долматов,1972).Возраст пород массива г.Солдатской предположительно позднемеловой (Хотин,1976;Еехтольд и др.,1986).Возраст метаморфических сланцев не определялся и принимается допозд-немеловым по геологическим наблюдениям (Хотин, 1976).

Метаморфические сланцы представлены эпидотовыми и гранатовыми амфиболитами и кварцитами. Преобладающими породами являются амфиболиты, характеризующиеся мелкозернистым строением и ярко выраженной полосчатой структурой. Они состаят из роговой обманки, плагиоклаза, эпидота и небольшого количества кварца, биотита, апатита и титаномагнетита. Маломощные прослои сложены гранатовыми амфиболитами, в которых гранат образует небольшие идиоморфные кристаллы, имеющие, по дан.;ым С.В.Высоцкого, сложное строение. По мнению этого автора ядра кристаллов граната представляют собой реликты высокотемпературных образований, сохранившиеся при последующем диаф-торезе, что позволяет говорить о двухэтапном метаморфическом преобразовании метапород п-ова Камчатский Мыс. Аналогичные взгляды на природу и последовательность метаморфических процессов отражены в более ранних работах Б.К.Долыатова (1972), М.С.Маркова (1975), М.Ю.Хэтина (1976) и др. Все эти исследователи предполагали, что современный облик и парагенезисы метаморфических пород п-ова Камчатский Мыс определялись полифазкым характером метаморфизма,обусловившим прогрессивный.метаморфизм на первом этапе и диафторез ~ на втором. Температура метаморфизма первого этапа, сие ценная по

гранат-амфиболовому парагенезису (Высоцкий, 3983), соответствовала 500°С, второго - 450°С.

Данные С.В.Высоцкого о признаках двухэтапного метаморфизма гранатовых амфиболитов Камчатского Мыса сближают эти породы с ди-афторированными гранатовыми амфиболитами п-ова Озерного, где ди-афторез проявился в зонах тектонических деформаций пород. Не исключено, что и на п-ове Камчатский Мыс образование низкотемпературной минеральной ассоциации связано с процессами локального диафтореза, а не с двухзтапным региональным метаморфизмом.

На петрохимических диаграммах точки составов пород п-ова Камчатский Мыс попадают в поле океанических толеитов, образуя тренды дифференциации, близкие к трендам толеитовых базальтов средин-но-океаничесних хребтОЕ (СОХ), однако содержание некоторых микроэлементов в амфиболитах, в частности Со, отличается от устанавливаемых в толеитах СОХ (табл.). Концентрация Со в амфиболитах достигает 130-140 гА (Еысоцкий, 1933), тогда как в толеитах СОХ содержание Со обычно не превышает 100 г/т. Это заставляет с осторожностью относится к выводам предшественников о петрохимической принадлежности рассматриваемых метавулканитов к толеитам СОХ. Возможно, что устанавливаемые аномалии химизма пород обусловлены излиянием базальтов в особой геодинамической обстановке, отличной от сре-динно-океанических хребтов. К сожалению, ограниченность литературных данных по метапородам п-ова Камчатский Мыс не позволяет сделать более определенных выеодов.

Доверхнемеловые (?) метавулканиты о-ва Карагинского

Метаморфические породы о-ва Карагинского, относимые к доверх-немеловым образованиям (Долматов и др., 1969; Марченко, 1975), приурочены к осевой части Центрального хребта и обнажаются в тектонических блоках вдоль его С-3 и Ю-В флангов. Они настолько тесно связаны с массивами ультраосновных пород (апогарцбургитовые и аподунитовые серпентиниты, пироксениты), что первоначально рассматривались как контактово-метаморфические образования (роговики) (Храмов и др., 1968). Позднее связь ультраосновных и метаморфических пород объяснялась приуроченностью тех и других к разломам глубинного заложения (Долматов и др., 1969; Маракушев и др., 1971).

Возраст метаморфических пород острова точно не установлен и различными исследователями трактуется по-разному. При этом геологические данные свидетельствуют,-что вероятнее всего метаморфизму подверглись породы допозднемелового возраста, тогда как ультрс .^с-иовные породы, с которыми они тесно ассоциируют, относятся боль-

шинством исследователей к поэднемсловому магматическому комплексу. Более древних плутонических образований в изученном районе не установлено.

Метаморфические породу о-ва Карагинского представлены хлорит-эпидот-амфибол-плагиоклазовыми, ачфибол-эпидот-плагиоклазовыми и хлорит-эпидот-плагиоклаэовыми основными сланцами и эпидот-хлори-товыми кварцитами. Реже встречаются х^орит-биотит-амфибол-плаги-оклазовые (+ КГШ1) сланцы. Часть пород претерпела диафторитичес-кие изменения, выраженные в альбитизации плагиоклаза и развитии хлорита и эпидота.

Изучение химического состава минеральных фаз описываемых сланцев показало, что амфиболы отвечают актинолитам (3102=52-56 мае.%), Л12о3=0,4-3,($, СаСЫ 2,6-12,9%) и магнезиальным роговым обманкам (ЗИ>2=44-48 мас.%,А1203 =9-12%, СаО=Ц,5-11,9%, На20=0,13-1,6%). Первые слагают центральные части зерен и в виде тонких кайм иногда окружают кристаллы роговой обманки. Совместное нахождение амфиболов свидетельствует о незавершенности химических реакций при метаморфизме. Неравновесность парагенезиса амфиболов подтверждается характером структурных взаимоотношений этих минералов: магнезиальные роговые обманки замещают актинолит, формируя на контакте размытые нечеткие зоны перехода. Образование тончайших актинолитовых кайм вокруг магнезиальных роговых обманок обусловлено процессами диафтореза, проявившихся в участках интенсивных тектонических нарушений.

Плагиоклазы по содержанию анортитового компонента соответствуют олигоклазу (■Ап1б-24^ • ® Диафторированных разностях сланцев плагиоклазы в краевых частях кристаллов замещаются альбитом. В некоторых образцах обнаружен калиевый полевой шпат, являющийся, по видимому, ре"иктовым минералом вулканических пород.

Эпидоты, как и амфиболы, характеризуются зональным строением. Центральные части зерен эпидота имеют более высокую железистость (100*Ре/Ре+А1 о 26-30 %) чем краевые ( 20-24 %).

Хлориты отличаются устойчивым составом. Их железистость колеблется в пределах 35-37 мол. % и на диаграмме М.Хея (Яву,1954) они попадают в поле рипидолита.

На реконструкционных петрохимических диаграммах М.А.Мишкина (1981) составы метаморфических пород о-ва Карагинского приурочены к полю базальтоидов (составы кварцитов не рассматривались). По содержаниям основных и редких элементов среди описываемых пород выделяются разности, близкие к океаническим толеитам, низко-

титанистым, высокомагнезиальным пикообазальтам, а также к остро-водужным толеитам (табл.). Метавулканиты, сопоставимые с остро-водужными толеитами, слагают отдельный разрез пород, пространственно разобщенный с пикробазальтами и океаническими толеитами. Основываясь на аналогии с хорошо изученным офиолитовым комплексом массива Троодос на Кипре (ы1иаап1го, 1975), следует предположить, что на о-ве Каратинеком наблюдаются разные фрагменты единого разреза офиолитовых метавулканитов. Такой разрез вулканогенных пород мог сформироваться в обстановке островная дуга -окраинный бассейн, т.е. над зоной субдукции.

Полученные данные расчетов Р-Т параметров метоморфизиа свидетельствуют , что метаморфические преобразования исходных пород о-ва Карагинского происходили в несколько этапов. Первый этап метаморфизма, фиксируемый по актинолитовым ядрам зональной роговой обманки, отвечает условиям фации зеленых сланцев: Т «= 370-450°С и Р= I кбар. Вероятно, этот метаморфизм проявился в породах в условиях океанического бассейна, на этапе растяжения офи-олитообразующей рифтогенной структуры, предположительно в юрско-раннемеловой период.

Второй - основной этап метаморфизма характеризовался термодинамическими условиями амфиболитовой фации: Т « 650°С, Р = 6-7 кбар. В этот период в породах образовались внешние зоны амфиболов, обрастающих актинолитовые ядра, а также самостоятельные кристаллы амфиболов. Детальное микрозондовое исследование показывает, что краевые зоны этих новообразованных кристаллов содержат меньше А12о3, чем центральные их части, что свидетельствует о некотором снижении параметров метаморфизма. Оценки физико-химических условий ретроградного метаморфизма дают значения Т = 500-550°С и Р » 5 кбар. Определить временной интервал между прогрессивным и ретроградным этапами метаморфизма затруднительно, но вероятно, этот перерыв не был значительным. Наконец, в метаморфических породах о-ва Карагинского локально проявились более поздние низкотемпературные диафторитические процессы, имеющие дислокационную природу. Полученные данные по метаморфизму вулканитов о-ва Карагинского позволяют вернуться к представлениям Н.А.Храмова и др. (1968) о связи основных метаморфических изменений пород со становлением гипербазитового массива. Однако несмотря на тесную пространственную ассоциацию метаморфических пород с телами гипербазитов, роговиковых структур в метавулканитах но наблюдается. Из чего можно заключить, что метаморфизм имел не роговиковуо,

а. термально-дислокациончуп природу.

Порциальные давления и СО^ во флюидной фазе, определенные по реакции карбонатизации эпидота характеризуются значенигми Ри 0» 5,1 кбар, Рс0 з 0,9 кбар при Т - 525°С и Робщ>- б кбар.

Сравнительная характеристика метаморфизма доверхнемеловых офиолитовых метавулканитов Восточной Камчатки В результате проведенных исследований доверхнемеловых метавулканитов Хавывенской возвышенности, п-овов Озерного, Камчатского Мыса и о-ва Карагинского удалось установить, что при общем сходстве петрохимических составов пород, позволяющих рассматри -вать их в качестве офиолитовых образований, характер метаморфизма в каждом конкретном регионе отличается своими специфическими особенностями. Последнее связано с тем, что метаморфические образования п-ова Озерного, о-ва Карагинского и, очевидно, п-ова Камчатский Мыс сформировались под воздействием термально-дислокационного метаморфизма, обусловленного становлением в отмеченных районах габбро-гипербазитовых массивов, определявших специфику метаморфизма. Об этом свидетельствует повсеместная тесная пространственная ассоциация метаморфических образований с массивами гипербазитов и габброидов, наблюдаемое иногда снижение степени метаморфизма с удалением от магматических масс, незначительная мощность метаморфических пород, неравномерность и незавершенность метаморфических реакций.

Выявленная связь метаморфических пород с массивами поздне-иеловых габброидов и гипербазитов предполагает позднемеловой -палеогеновый возраст метаморфизма. Возраст исходных образований, по-видимому,не моложе позднего мела, так как в каждом из изученных регионов обнаружены слабо измененные кремнисто-вулканогенные этложьния, датируемые по радиоляриям алт-альбои (Брагин и др., 1986). Следует отметить, что вопрос о возрасте метаморфизован-пых пород нуждается в дополнительных уточнениях.

Метаморфические породы Хавывенской возвышенности, в отличие эт рассматриваемых выше офиолитовых комплексов Восточной Камчатки, )бразовались в иных термодинамических и геотектонических условиях. Гренд эволюции метаморфизма пород Хавывенской возвышенности характеризуется Р-Т параметрами, присущими регионально-метаморфическим >бразованиям, и резко отличается от трендов метаморфизма других сомплексов Восточной Камчатки, Подтверждением различной природы »етаморфизма Хавывенской возвышенности является и резко отличный

флюидный режим метаморфизма этого региона. Метморфизм исходных пород Хавивенской возвышенности характеризовался существенно водным флюидом и происходил при более высоких градиентах давления, обусловленный, вероятно, процессами интенсивного скучивания земной коры б период закрытия палеозойской рифтогекной системы и заложения восточнее новой мезозойской рифтовой зоны. Следовательно, по времени этот метаморфизм предшествовал метаморфическим преобразованиям других офиолитовых комплексов Восточной Камчатки, связанных со становлением позднемеловых габбро-перидотитовых массивов.

Глава 3. Позднемеловыз офиолитэвые комплексы Восточной Камчатки

Позднемеловые офиолитовые комплексы установлены вдоль всей зоны Восточно-Камчатского антиклинория, а также на п-овах Озерном, Камчатский Мыс и Кроноцкий (Долматов, 1572; Марков, 1975; Луцкина, 1976; Хотин, 1976; Шапиро, 1976; Колосков и др., 1977; Селиверстов, 1978; Гречин, 1979; Марковский, Ротман, 1981; Щуль-диг.ер и др., 1981; Разницын и др., 1984; Колосков, 1986; Вишневская, 1986; Еехтольд, 19%; Хубуная, 1987; Константиновская, 1987; Цуканов и др., 1987; Юркова, 1933; Федорчук, 1989; Пузанков и др., 1989/.

Обычно офиолитовая ассоциация пород гчлючает альпинотипные перидотиты, мелкие тела габброидов и вулканогенно-осадочные отложения. Вулканогенные образования позднемеловых офиолитов входят в состав трех серий: валагинской, кумрочской и африканской. Кроме этих серий, выделяются еще две самостоятельные свиты - ветловская и вахаинская. Возраст пород, слагающих названные выше стратиграфические подразделения датируется поздним мелом ко единичным находкам фауны (Вишневская, Бернард, 1986), однако есть данные о наличии среди отмеченных отложений радколяриевых кремней раннего мела (Братин и др., 1966). Необходимо подчеркнуть, что не только возрастная оценка, но и стратиграфические взаимоотношения рассматриваемых свит и серий между собой, в настоящее время во многом остаются дискуссионными. Учитывая это, в работе использовалась общепризнанная стратиграфическая схема позднемеловых отло«сений Восточной Камчатки, принятая на межведомственном стратиграфическом совещании (Реление..., 1962) и отраженная на геологической карте Камчатки (Геол. карга Камчатки, 1976). Согласно этой схеме, салагинская, кумрочекая и африканская серии является фациальными к одновоэрастннми аналогами, отличающимися друг от друга объемными соотношениями вулканогенных и осадочных пород. Предполагается,

что накопление вулканогенно-осадочных образований этих серий происходило в условиях эЕгеосинкликального прогиба (Гречин, 1979).

Одним из наиболее изученных и наиболее полно охарактеризованных в геологической литературе является офиолитовый комплекс северной части Валагинского хребта, что позволяет рассматривать «го в качестве опорного при описании псэДнемелОБЫх офиолитов Восточной Камчатки.

Непосредственно в районе, где проводились исследования (северная часть Валагинского хребта), распространены образования валагинской серии, которая подразделяется на шесть свит (снизу вверх): мухтарскуга, белерзченскую, духтахчскуга, голубэвскую, нопутковскую и алешкинскую (Селиверстов, 1978). Залагинская серия перекрывается с тектоническим несогласием ряннепалеогеновыми образованиями темнореченской свиты. Однако часть исследователей включает том-нореченскуга свиту в состав валагинской серии, что по представлениям автора является правомерным. Ниже валагинской серии залегают отложения вахвинской свиты, предположительно ранкемелового возраста.

Судя по литологии вулканогенно-осадочных пород валагинской серии, часть из них накапливалась в относительно мелководных условиях - вероятно, на континентальном склоне и склонах вулканических островных построек, а другая - в глубоководник условиях. К отложениям фации континентального склона принадлежат туфогенно-осадочные отложения мухтарской, белореченской, духтахчской и частично голубовской свит. В условиях субаэрального островного режима сформировались пспутновская и алеткинская свиты, а также темнореченская свита, залегающая на отложениях валагинской серии. Эта свита состоит из агломератовых туфов и лав трахибаэальт-тра-хиандезитов. По составу вулканитов темнореченская свита схожа с попутновской, но отличается от нее белее лейкократовьм обликом пород за счет широкого распространения в разрезе андезито-базаль-тов. К отложениям фации глубоководных пород отнесены радиолярие-вые кремни, пелитовые туфы, лавы и дайки голубовской свиты, из чего следует, что в гслубовской свите объединены рязкефяциальнне типы пород.

Структурно-геологические взаимоотношения свит валагинской серии осложнены множеством тектонических нарушений и фациалъными неоднородности.«; вулканогенных отложений.

Плутонические образования офиолитов Валагинского хребта представлены массивами альпинотитых перидотитов дунит-гарцб.урги-

толого состава, интрузиями дунит-клиноиироксенит-верлитового ряда, габброиднымл массивами и мелкими интрузиями габбро-сиенитов. Массивы дунит-»'арцбургитов и габброидов объединены Б.А. Марковским и В.К.Ротманом (1981) в останцовский магматический комплекс, а интрузии дунит-клинспироксенит-верлитов и габбро-сиенитов -в тслбачинский комплекс.

Метаморфические преобразования отложений валагинской серии происходили в условиях пренит-пумпеллиитовой фации и только на отдельных участках степень метаморфизма повышалась до хлорит-эпидот-актинолитсБОй субфации зеленосланцевой фации. Характер изменения пород в значительной мере зависел от их текстурно-структурных особенностей. Обычными ассоциациями метаморфических минералов в вулканитах, матаморфизованных г пренит-пумпеллиитовой фации, ЯВЛЯЮТСЯ СЫ-Згр-Гтр-РгЬ-АЪ-О-Вр и СЬ1-Утр-РгЬ-АЬ-Ч-Ьот. Кроме этих минералов встречается калиевый полевой шпат - адуляр. Его образование обусловлено калиевым метасоматозом, который сопровождал становление в описываемом районе габбро-сиенитовых интрузий и, судя по структурным взаимоотношениям с альбитом, проявился позже пеленокамгнного метаморфизма. Парагенезис метаморфических минералов в вулканитах, мотаморфизованных в хлорит-эпидот-актиноиитовей субфации, представлен СЫ-лъ -Асг-Ер-Ртр-Ч.

Метаморфические изменения изученных пород тесно связаны со складчатыми дислокациями. О сопряженности тектонических процессов и зеленокаменного метаморфизма свидетельствует приуроченность наиболее метаморфизованных образований эпидот-актинолитовой субфации к ядрам куполовидных складчатых структур, на крыльях которых степень метаморфизма понижается до уровня пренит-пумпеллиитовой и цеолитовой минеральных еубфациЯ.

Зелекокаменный метаморфизм к адуляризация в значительной степени исказили химический состав стложений валагинской серии, особенно содержания таких компонентов как К, На, нъ, БГ, Ва, Са и в. Анамально повышенные концентрации последнего в вулканитах свидетельствуют оо активном участии в процессе метаморфизма морской воды. Имевшиеся данные позволяют предполагать двухстадийное преобразование зеленокаыенных пород валагинской серии. Первоначально, на этапе рифтообразовакия, лсрода подверглись гидротер-малььему метаморфизму с причносом В, На, иь, ¡¿^ и выщелачиванием Зь, ял. и Гв. Этот процесс затронул небольшой объем город, доступам воздействию морской ср«ды и привел к образованию в них хлорита

и глинистых минералов. Последующий метаморфизм пренит-пумпеялии-товой фации и эпидот-хлорит-актинолитовой субфации проявился в более широк]« масштабах и был связан с этапом сжатия и закрытия позднемеловой офиолитовой рифтогенной структуры. Особенностью метаморфизма было широкое развитие процессов спидитизации, что свидетельствует о повышенной активности На во флюидной фазе. Оценить температурные условия этого метаморфизма можно по хлоритовому геотермометру (cathelinewi, nieva, 1985). Данные, получайте по породам с хлорит-пренит-пумпеллиитовой ассоциацией минералов, соответствуют 240°С. Учитывая наличие в рассматриваемых породах пре"ита, пумпеллиита следует полагать, что метаморфизм протекал при очень низком давлении COg во флюидной фазе, так как эксперементально установлено (Пляснина, 1983), что пренит и пумпеллиит становятся неустойчивыми ужо при Xqq =0,03 (Рфд =2 кбар; Т до 300°С).

Из первичных минералов оставшихся от замещения, наблюдаются реликты клинопироксена (авгита), олив;:на, основного плагиоклаза (An^g) и бурой роговой обманки.

Петрохимический анализ пород валагинской серии позволяет выделить среди них 5 петрохиыических групп вулканитов, соответствующих общепринятым сериям вулканогенных пород. В пе' чую группу вулканитов известково-щэлочной серии включены туфогенкые отложения фации континентального склона голубовской свиты. Это преимущественно псаммитовые и лапиллиевые туфы андезито-базальтов, базальтов и андезитов. Особенности химического состава туфов сближают их с андезито-базальтами и базальтами окраинно-континентальных вулканических поясов (ТЮ2 - 0,5-0,8 мас.%, к20 =» 1,2-2,6%, sг а 3501000 г/т, Ва - 500-800 г/т, Со - 16-34 г/т, П1 - 40-130 г/т, Сг = 50-200 г/т) и не позволяют включать рассматриваемые туфы в состав офиолитового парагенезиса.

Вторая группа вулканогенных образований - вулканиты толеито-вой серии состоит из базальтов, диабазов и пелитовых туфов фации глубоководных отложения голубовской свиты. Отличительной чертой химизма этих пород являются низкие содержания к2о (0,3-0,8 мас.%), НЪ (Ю г/т), Sr (130-200 г/т) и Ва (12-60 г/т) при повышенных концентрациях Tíog (1,2-1,8 мас.%) и Cao (&-I2 мас.%), что резко выделяет их среди других вулканогенных.образований валагинсксй серии и сближает с толеитами задуговых окраинных морей (Сондерс, Тарни, 1987).

Пространственно породы фации глубоководных отложений голубов-

ской свиты тесно сопряжены с телами серпентинизированных перидотите останцовского магматического комплекса, образуя с последними офио-литовый парагенезис.

В третью группу вулканогенных образований валагинской серии -вулканиты субщелочной серии с повышенной калиевостью включены лавы и агломератовые туфы попутновской свиты. Химический состав этю вулканитов, отвечающий базальтам и пикрито-базальтам, характеризуется пониженными концентрациями титана ("i02 0,8 мае.?) и повышенными содержаниями к20 (1-2,5 мае./£), MßO (8-12 мас.%), Sr (400647 г/т), га (400-1000 r/т), Zr (20-60 г/т). Учитывая особенности химизма рассматриваемых вулканитов, их следует относить к остр'водй нкы образованиям субщелочной серии с калиевым (шошонитовым) уклонои

Четвертая петрохимическая группа вулканогенных образований объединяет в себе ультраосновные вулканиты алешкинской свиты. По соотношению рассеянных элементов и особенностям минерального состава эти вулканиты близки к субщелочным калиевым пикробазальтам попутновской свиты, подобное геохимическое сходство В.А.Селиверстов (1978), Б.А.МарковскиЯ и В.К.Ротман (1981) объясняют селективным выплавлением базальтоидных и ультраосновных вулканитов из единого мантийного субстрата.

Петрохимическое отличие рассматриваемых островодужных ультраосновных вулканитов от ультрабазитов океанических и континентальных структур, выражающееся в повышенных содержаниях иь (10-50 г/т), Sr (100-300 г/т), Ва (250-500 г/т), К20 (до 3 мас.$), при низких концентрациях Т102 (0,2 ип.с.%) позволило И.Н.Говорову и др. (в печати) выделить и< в новый тип ультрабазитов - валагинитов - недостающее ультраосновное звено островодужных субщелочных калиевых вулканитов.

В пятую петрохкмическую группу вулканитов описываемого района (вулканиты субщелочной серии) включены трахибазалъты и трахианде-зиты темнореченской свиты. Трахибазальт-трахиандезиты характеризуются умеренной железистостью и глиноземистостью, пониженными концентрациями (ТЮ2 0,8 и&с.%), Mi (50-90 г/т), Cr (50-150 г/т) и Со (15-20 г/т) и повышенными калия (к20 до 3 мас.%), Rb (20-30 г/т] Ва (500-900 r/t), Sr (800-1000 г/т). От сходных по химизму субщелочных базальтов попутновской свиты эти вулканиты отличаются более низкими содержаниями магния, более высокими кремния, алюминия и преобладанием Sr над Ва (в базальтах попутновской свиты наблюдают« обратные соотношения Ва и Si), Основные вулканиты темнореченской

свиты характеризуются также повышенными содержаниями Си (200-300 г/т) в сравнении с друг !ми базальтоидами валагинской серии.

Предполагается, что формирование описанных выше петрохимичес-ких групп вулканитов валагинской серии и их метаморфизм происходили на фоне последовательной смены режима растяжения земной коры на сжатие. На этапе растяжения коры в период раннего и начале позднего мела, сопровождавшемся заложением и развитием на Восточной Камчатке офиолитообразующей рифтогенной структуры, происходило излияние низкощелочных толеитовых базальтов и становление габбро-перидотито-вых массивов останцовского интрузивного комплекса, формирующих офи-олитовую ассоциацию пород. Среди метаморфических процессов в этот период преобладали низкотемпературные гидротермальные изменения пород верхних горизонтов офиолитового разреза.

Второй этап (поздний мел-палеоцен), характеризующийся сжатием и тектоническим окучиванием земной коры, сопровождался субщелочньм островодужным вулканизмом с образованием калиевых (с пошонитовым уклоном) вулканитов (поп:'тновская, алешкинская и темнореченская свиты) и становлением интрузий дунит-клинопироксенит-верлитового составов. На этом этапе вулканогенные породы претерпели спилитизацию и зеленокаменный метаморфизм пренит-пумпеллиитовой фации и эпидот-1ктинолитовой субфации зеленосланцевой фации. В завершающие периоды плутонического магматизма, при становлении габбро-сиенитовкх ютрузий, проявился калиевый метасоматоз.

Необходимо отметить, что выделенНыэ пар.ггеаэзисы базит-гипер-5азитовых пород присущи не только Валагинскому хребту, но и характерны для всей зоны поэднемеловых образований Восточной Камчатки. ''лава 4. Эволюция метаморфизма офиолитовкх метавулканитов.

Представленные выше материалы позволяют заключить, что мета-юрфические преобразования доверхнемеловых и позднемеловых офиоли-•овых вулканитов Восточной Камчатки характеризовались многостадий-юстыэ, полифациальностью и полигенетической природой. Полиметамор-•ические изменения офиолитовых пород, сходные с устанавливаем.",« :а Восточной Камчатке, являются характерной чертой метаморфизма фиолитов многих других регионов (Скляров, Добрепов, 1907; Панеях, оболев, 1983; Coleman, 1983; Кагзоп at al., IS83; Рихтер, 1984; ркова, 1988; Плюснина, Головин, 1988; Маракушев, 1933, 1989; Ива-ов, Русин, 1989 и др.), что обусловлено общей закономерностью эво-вции геотектонических условий офиолитообразования, выражающейся в оследовательной смене режимов растяжения земной коры на сжатие.

эти кс факторы определяли природу и уровень метаморфических изменений офиолитовых вулканитов Восточной Камчатки. В рассматриваемом регионе происходило неоднократное наложение одних типов метаморфических изменений на другие.

Для доверхнемеловых метавулканитов удается выделить 3 этапа метаморфических изменений. Первый - гидротермальный метаморфизм проявился в период формирования доверхнемеловой (предположительно юрской) офиолитовой структуры в период растяжения земной коры. Параметры этого метаморфизма (Т=300°, Р«^2 кбар) фиксируются по реликтовым ядрам кристаллов амфиболов основных сланцев о-ва Карагин-ского. Второй этап (^3-^?) - региональный метаморфизм эпидот-ам-фиболитовоЕ фации (Хавывенская возвышенность), проявился в условиях сиатия земной коры, вероятно, при зарождении восточнее новой позднемеловой о^лолитовой структуры. Третий этап (Р, -Рг) - термально-дислокационный метаморфизм амфиболитовой фации (п-ова Озерной, Камчатский Мыс, о-в Каратинский) был обусловлен внедрением в ник-кие структурные горизонты земной коры позднзмеловых габбро-гипер-базитовых массивов в пер;.од закрытия позднемелового офиолитового рифта. Позднее (р2) на эти метаморфические изменения локально на-ложился дислокационный метаморфизм, приуроченный к зонам тектонических нарушений.

В метамсрфизованных вулканитах позднемелового возраста фиксируются признаки двухстадийного изменения пород. На первом этапе (Кр) в период растяжения земной коры проявился гидротермальный метаморфизм, а на этале закрытия позднемеповой рифтогенной структуры (Ко-Р^) верхние горизонты офиолитового разреза подверглись зе-леносланцевому метаморфизму пренит-пумпеллиитовой и зеленосланце-вой фгший. На отдельных участках на рассматриваемые метавулканиты наловился калиевый метасоматоз, связанный со становлением габбро-сиенитовых интрузий.

Сопоставление Р-Т условий метаморфизма метавулканитов Восточной Камчатки с расчетными трендами метаморфизма (Перчук, 1986; Маракупев, 1983, 2989) показывает хорошую сходимость даш;ис полученных по регионально метаморфизованным породам с существующими моделями эволюции метаморфизма складчатых областей (рисунок) и обособленность трендов метаморфизма термально -дислокационного типа.

Глава 5. Оцешт рудоносности метавулканитов Восточной Камчатки

При написании настоящего раздела основное внимание уделялось оценке золоноскости офиолитоЕых метавулканитов, учитывая предпо-

Т,°С

1 234 56789

Рисунок. Эволюция Р-Т параметров метаморфизма метавулканитов офиолитовых комплексов Восточной Камчатки. Тренды метаморфизма: 1-6 - регионального: 1-Хавывенской возвышенности ( 2 -

о-ва Карагинского ( К1), З-Валагинского хребта ( Г1 4 -эв-геосинклинального и 5 - орогенного по А.А.Маракушеву (1988), 6 -эмбрионального (пренит-пумпеллиитовой фации) и 7 - развитого по Л.Л.Перчуку (19о6); 8,9 - термально-дислокационного: 8 - о-ва Карагинского ( г1-Р2), 9 - п-ова Озерного ( Р.,-^).

лагаемую рядом исследователей перспективность этих пород на золотое оруденение.

Изучение доЕерхнемеловых и позднемеловы* метавулканитов Восточной Камчатки показало, что наиболее перспективными на выявлен« ние рудных месторождений являются м6тавулка..иты позднемелового возраста.

В Валагинеком хребте, где проводились пслевыэ исследования, ранее были установлены небольшие рудопроявленкя россыпного золота.

При этом предполагалось, что источником его могли быть метавулкани-ты валагинской серии. Опробование с льфидизированных метасоматичес-ки измененных пород валагинской серии, приуроченных к зонам тектонк ческих нарушений,трассируемых небольшими интрузиями габбро-сиенито! и к экзоконтактам более крупных габбро-сиенитовых массивов, показало повышенную по сравнению с кларковым золотоносность этих метасо-матитов. Максимальное количество золота установлено в приразлом-ных метасоматитах. Пробность золота, определенная на рентгеновском микроанализаторе, равна 854 и совпадает с пробностью золота из отработанных россыпей. Очевидно, именно эти метасоматиты являлись основными источниками россыпного золота. Состав метасоматитов характеризуется следующей ассоциацией минералов: Chi-Кр-лъ-q-Kfв-ir- Po-HgO. В районах с резко расчлененным рельефом подобных Восточно-Камчатской зоне, россыпи могли образоваться за счет быстрой эрозии и перемыва пород с невысокими содержаниями золота.

Таким образом, наличие среди позднемеловых вулканитов суль-фидсодержащих метасоматитов может рассматриваться как поисковый признак на выявление перспективных участков золотоносных россыпей. Сами же метасоматиты, как поисковые объекты на коренное золотое оруденение, по представлениям автора, являются бесперспективными, вследствии низкого содержания в них этого металла и отсутствия типичных золотоносных рудных формаций.

Учитывая распространенность на Восточной Камчатке позднемеловых метавулканитов, парагенетически ассоциирующихся с габбро-сиенитовыми массивами, завершавшими позднемеловой-раннепалеогеновый магматизм, следует полагать, что выводы сделанные для изученного района Валагинского хребта справедливы для сходных вулканогенных комплексов других регионов Восточно-Камчатской зоны.

Заключение

Эволюция метаморфизма офиолитовых вулканитов Восточной Камчат ки охватывала два временных интервала: допозднемеловой (предположительно лозднеюрско-раннемеловой) и поэднемеловой-палеогеновый, совпадающие с периодами офиолитообразования. Метаморфические изменения пород характеризовались многоэтапностью и полифациаль -ностью, что обусловлено циклической сменой геодинамических режи -мов растяжения и сжатия земной коры.

В лоэднеюрско-раннемеловой период в нижних горизонтах разреза земной коры метаморфизм достигал условий эпидог-амфиболовой фаиии, (хаьывенсхая серия), в верхних -низкотемпературной зеленосланиевой

^ации (реликты минералов низкотемпературного метаморфизма, уста-кзвленные в метавулканитах о-ва Карагинского). Специфика регио-1ального метаморфизма этого периода выразилась в существенно вод-юм составе флюидной фазы.

В позднемеловой - раннепалеогеновый период, на этапе растя-*ения земной коры, проявился гидротермальный метаморфизм с активам участием в метаморфических процессах морской воды. При закрытии позднемеловой офиолитообразующей рифтогенной структуры, на iTane сжатия земной коры (Pj-Pgb обусловившим тектоническое пе-земещение гипербазитовых пластин, в их основании происходил тер-1ально-дислокационный метаморфизм амфиболитовой фации. В верхних 'оризонтах офиолитового разреза проявился эвгеосинклинальный ре-•иональный зеленосланцевый метаморфизм эп; дот-актинолитовой суб-5ации. Особенность термально-дислокационного метаморфизма вырази-!ась в кратковременности действия метаморфизующих факторов, что )бусловило незавершенное ь метаморфических реакций. Зеленосланце-шй метаморфизм пренит-пумпеллиитовой и эпидот-актинолитовой суб-заций отличался неравномерно проявленной спилитизацией вулкано-•енных пород.

Реконструирование первичной природы допозднемеловых и поэдне-шловых метавулканитов Восточной Камчатки, позволило установить, гто ассоциации офиолитов как допозднемелового так и позднемелово-'0 возрастов сформировались в тектонической обстановке - остров-1ая дуга - окраинный бассейн.

Результаты исследований дают основание пересмотреть сущест-|ующие представления на природу допозднемеловых образований изу-генного региона как на фрагменты единого' метаморфического ком-1лекса, отождествляемого с древней океанической корой, а также юзволяют разделить позднемеловые базит-гипербазитогые образо-1ания на две ассоциации: типичную офиолитовую (толеитовые базальте, габбро и альпинотипные перидотиты) и островодужную (калиевые ¡убщелочные вулканиты, пикриты, интрузии дунит-клинопироксонит-1ерлитового и габбро-сиенитового составов).

По теме диссертации опубликованы следующие работы:

1. Бадредиков З.Г., Чубаров В.М., Афанасьева Т.Е. Калиевый :етасоматоз в зеленокаменно измененных базальтоидах Валагинского ребта Камчатки // Докл. АН СССР. 1981. Т. 257, »2. С.456-462.

2. Еадрединов З.Г., Афанасьева Т.Е. О повышенной калиезости

раннсгеосинклинзльных базальтоидов Валагинского хребта Камчатки // Вулканология и сейсмология. 1982. № 5. С.100-105.

3. Еадрединов З.Г. О структурном взаимоотношении пород офио-литового комплекса северной части Валагинского хребта Камчатки // Тез. докладов конференции молодых ученых Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С.14-15.

4. Еадрединов З.Г., Ковалев В.Т. Особенности химизма шаровых лав Валагинского хребта Камчатки // Тез. докладов 5 Камчатской геологической конференции "Геологическое строение и полезные ископаемые Камчатки" Петропавловск-Камчатский: ПГО "Камчатгеология", 1983. С.70-79.

5. Еадрединов З.Г., Ковалев В.Т. Раннегеосинклинальный магматизм Восточной Камчатки // Тез. докладов 1-й Тихоокеанской школы по морской геологии. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. C.I33-I34.

6. Вулканические пояса Востока Азии / Под ред. А.Д.Щеглова, И.З.Бурьяковой, Н.П.Засильковского, С.А.Щеки. М,: Наука, 1984. 503с

7.Еадрединов З.Г., Ковалев В.Т. Особенности химизма шаровых лав базальтов северной чисти Валагинского хребта Камчатки // Вулканогенные и вулканогенно-осадочные порода Дальнего Зостска. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. C.66-S3.

8. Бадрздинов З.Г., Един A.M. Офиолитивыо парагенеэисы геосинклинальной зоны Восточной Камчатки // Тез. докладов регионального совещания: Офиолиты восточной окраины Азии. Хабаровск: ДВО АН СССР, 1986. С.60-61.

9. Бадрздинов З.Г., Тарарин И.А., Литвинов А.Ф, Лопатин В.Б., Белый A.M. О природе метаморфических пород ХагывенскоЙ возвышенности Касатки // Тег. докладов ill Тихоокеанской школы по морской геологии, геофизике и геохимии. Владивосток: ДВО АН СССР, 1987.

С.I15-11?.

10. Говоров И.К., Говоров Г.И., Сиканенко В.П., Еадрединов З.Г Геохимические корреляции вулканитов активной окраины Азии и Тихого океана // Сб. докладов Всепокги. совещ. Потенциальная рудонос-ность, геохимические типы и формации магматических пород_ Иркутск: Скб. отд. Ail СССР, 1987. С. 56-76.

11. Еадрединов З.Г., Один A.M., Натарсоа З.С., Недашковская Л.В. Лар&генезисы вулканогенных к плутонических поред офиолитовых комплексов Восточной Камчатки (на примере Валагинского хребта)// Материалы EI региональной конференции молодых ученых Дальнего Востока и Сибири. Деп. ВИНИТИ, 1987. С.30-50.

12. Мартынов ЮЛ., Бадрединов З.Г., Говоров И.Н., Дардыкина E.H. .Эффект калиевого ощелачивания основных и ультраосновных расплавов на поздних этапах их кристаллизации (на примере ультраосновных и основных вулканитов Камчатки)// Тез. докладов третьего регионального петрографического совещания по Северо-Востоку СССР. Магадан: ДВО АН СССР, 1908. С.127-128.

13. Тарарин И.А., Бадрединов З.Г. Природа доверхнемелового фундамента Восточной Камчатки // Тез. докладов третьего регионального петрографического совещания по Северо-Востоку СССР. Магадан: ДВО АН СССР, 1988. С. 163-164.

14. Бадрединов З.Г., Тарарин И.А. Метаморфизм зоны перехода ыежду океаном и континентом // Тез. докладов 1У Дальневосточного регионального петрографического совещания. Шно-Сахалинск: ДВО АН СССР, 1988. С.55-57.

15. Бадрединов З.Г., Ковалев В.Т., Гдин A.M., Бабаева Ю.С. Особенности химизма зеленокаменных вулканитов офиолитовых комплексов восточных хребтов Камчатки // Природа базитов и гипербази-тов Востока Азии. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. С.72-84.

16. Тарарин И.А., Бадрединов З.Г. О природе доверхнемелового фундамента Восточной Камчатки // Новые данные по петрологии ыаг-матичес сих и метаморфических пород Камчатки. Владивосток, ДВО АН СССР, 1990.

17. Бадрединов З.Г., Тарарик И.А., Чубаров В.М. Базит-гипер-базитовые формации магматических пород гоны перехода от континента к океану (на примере Камчатки)// Тез. докладов всесоюзного симпозиума: Магматические формации в геологической истории и структуре Земли. Свердловск: Уральское отд. АН СССР, 1989. С.105— 106.