Сучасна тектонічна структура Курило-Камчатського регіону та умови магмообразованія

Авдейко Г.П., Попруженко С.В., Палуева А.А.

Сучасна структура Курило-Камчатського регіону визначається трьома кайнозойськими різновіковими островодужнимі системами, які маркуються різновіковими вулканічними дугами, сформованими над зонами субдукції. Сучасна Курило-Камчатська островодужная система складається з трьох сегментів: Східно-Камчатського, Південно-Камчатського і Курильського з різною історією тектонічного розвитку та різним геодінамичних режимом.

Умови генерації магми в першу чергу залежать від структури поля температур, визначається геодінамичних режимом і параметрами зони субдукції. У Курильської сегменті, починаючи з міоцену, сформувався стаціонарний режим субдукції з магмогенераціей в межах мантійних клина і типовою петрогеохіміческой зональністю. У Східній Камчатці субдукції почалася в пліоцені, і тут, поряд з плавленням мантійних клина, можливо часткове плавлення фронтальної частини підсувається плити і, відповідно, поява вулканічних порід з бонінітовой тенденцією. Структура Південної Камчатки визначається дискордантних накладенням сучасної островодужной системи на міоценувую Серединно-Камчатському-Курильських систему з порушенням петрогеохіміческой зональності. Особливі геодинамічний і тепловий режим і, відповідно, умови магмообразованія створюються на стику Курило-Камчатської і Алеутській острівних дуг. Мабуть, з цим пов'язана поява вулканічних порід внутріплітного геохімічного типу.

Вступ

Незважаючи на тривалу історію вивчення вулканізму острівних дуг (ОД) і активних континентальних околиць, Геотектонічні позицій і глибинної будови зон його прояви деякі аспекти генерації магми і формування геохімічних характеристик магматичних порід все ще залишаються в значній мірі невизначеними. Ключовими є два основні питання: 1 - що є джерелом Магма (тобто що плавиться і де)? і 2 - що є причиною плавлення - додаткове тепло, зниження тиску або привнось флюїдів?

З часу появи моделі субдукції сформувалися дві основні точки зору на процес генерації магми в ОД і активних континентальних околицях, огляд дан в ряді публікацій [2,57]. Згідно з однією, плавлення відбувається за рахунок додаткового тепла тертя. При цьому одні автори [54,58,71,72] вважають, що плавиться субдуціруемая океанічна кора, інші [63,76] - що плавиться як океанічна кора, так і основа мантійних клину. За іншою точкою зору плавиться речовина мантійних клина над субдуціруемой пластиною під впливом води та інших летких компонентів, що відокремлює від підсувається океанічної кори [37,56,67,73,82 и др.].

В Останнім часом з'явилися дані про те, що, хоча основний обсяг магми формується в межах мантійних клина під впливом летких компонентів, тобто відповідно до другої точкою зору, але в деяких умовах спостерігається часткове плавлення океанічної кори з формуванням своєрідних вапняно-лужних порід, що об'єднуються під терміном "адакіти", які, в порівнянні з типовими ОД-породами, характеризуються високими концентраціями Mg, Sr, K, низькими концентраціями важких РЗЕ, Ni, Cr, відповідно, високими відносинами La/Yb, Sr/Y і низькими FeO/MgO, K/La, Ba/La і деякими іншими параметрами [78,93,94].

Курило-Камчатська островодужная система є хорошим регіоном для реконструкції умов генерації магми. Тут спостерігається велика різноманітність островодужних серій вулканічних порід, включаючи породи з адакітовой тенденцією. Камчатка є єдиним у світі районом, де в серединній хребті є сучасний вулканічний пояс або вулканічна дуга з глибиною до сучасної сейсмофокальной зони більш 300 км [6,83], тоді як у межах інших острівних дуг і активних континентальних околиць максимальна глибина до сейсмофокальной зони під тиловими вулканами НЕ перевищує 200-220 км. І, нарешті, на Камчатці, поряд з типовими островодужнимі серіями, досить широко поширені породи внутріплітного геохімічного типу [89].

Структурно-тектонічні обстановки прояви вулканізму і геодинамічні параметри зон субдукції також різні вздовж і хрестом Курило-Камчатської ОД-системи. Тут маються ділянки з прямою і косою субдукцією, ділянки поддвіганія Тихоокеанської плити з нормальної і потовщеною океанічної корою, а також зона стику Курило-Камчатської і Алеутській дуг з Трансформаційний кордоном між Тихоокеанської і Північноамериканської плитами [4,6].

Справжня стаття являє собою спробу систематизації просторово-структурних і Петрол-геохімічних даних по співвідношенню тектонічного розвитку та вулканізму Курило-Камчатської островодужной системи з метою реконструкції умов магмообразованія і Петрол-геохімічної специфіки вулканічних порід.

Вулканічні дуги Курило-Камчатської системи

Рис. 1

Під вулканічної дугою розуміється частина ОД або активної континентальної окраїни, де проявляється вулканізм над зоною субдукції. Хрестом простягання ОД і активних околиць континентів виділяються наступні субпараллельние структурні елементи: глибоководний жолоб, фронтальна (невулканіческая, тектонічна) дуга, междуговой прогин, вулканічна дуга, задуговой прогин. Вулканічна дуга може бути представлена двома вулканічними зонами і зоною ослаблення вулканічної активності між ними [1,53,83]. Одним з основних елементів вулканічної дуги є вулканічний фронт, який являє собою лінію, яка з'єднує вулканічні центри, найбільш близько розташовані до глибоководного жолобу. У генетичному сенсі це лінія, за якої створюються умови для плавлення або в межах мантійних клина [2,82], або у верхній частині підсувається плити [62,71].

В межах Курило-Камчатської ОД-системи поширені, принаймні, три різновікових вулканічних комплексу надсубдукціонного типу (Рис.1). На Західній Камчатці це палеоценового покривні і субвулканіческіе фації порід від андезібазальтов до Дацит, оголюватися в межиріччі Коль - Велика Злодійська (черепановская товща), і групи еоценових вулканічних і субвулканіческіх комплексів формаційного ряду від базальтів до ріолітов, розтягнув по західному узбережжю і Парапольскому долу [25].

В межах серединного хребта Камчатки і на Південно-Східній Камчатці широко поширені верхнеолігоцен-міоценових еффузівно-екструзівние і пірокластичні комплекси порід від базальтів до Дацит і ріодацітов з переважанням андезитів і андезідацітов. Серед них зустрічаються породи як нормального, так і лужного ряду - трахібазальти, трахіандезіти та ін Детальний геологічна і петрогеохіміческая характеристика цих порід наведена в роботах В. С. Шеймовіча, М. Г. Патоки [22,51] і Н. В. Огородова зі співавторами [21]. Аналогічні вулканічні породи ОД-типу поширені і на островах Великий Курильської гряди [35,39,44].

В цих же районах, а також на Східній Камчатці поширені і пліоцен-четвертинні вулканогенні ОД-комплекси (див. рис.1). Склад порід змінюється від базальтів до ріолітов, однак, співвідношення порід різного складу в Курильської і Камчатському сегментах системи різні [13,31, 36,44]. На Курилах, в цілому, переважають андезібазальти і андезити (60-70%), тоді як на Камчатці найбільш поширені базальти і основні андезібазальти (~ 50%) при більш високій частці кислих порід в порівнянні з Курил [13,32].

Як вже зазначалося вище, незвичайним є те, що у складі позднекайнозойскіх вулканічних порід Камчатки зустрічаються лави внутріплітного геохімічного типу, виявлені і вивчені О. М. Волинцем [89]. Серед внутріплітних вулканічних серій Камчатки встановлені K-Na щелочнобазальтовая (позднеміоценового віку на Східній Камчатці); K-Na щелочноолівінбазальтовая (пліоценового віку на Східній Камчатці і позднепліоцен-голоценових віку в серединній хребті - у вигляді зони ареальні вулканізму); K-Na базальт-комендітовая (пліоцен-раннеплейстоценового віку в Серединному хребті); К-щелочнобазальтовая і шошоніт-латітовая (позднеміоцен-пліоценового віку на Західній Камчатці).

В межах Курил і Південної Камчатки чітко проявлені два вулканічні зони -- фронтальна та тилова, паралельні глибоководного жолобу, із зоною ослаблення вулканічної активності між ними [1,53]. У межах вулканічної дуги Східної Камчатки вулканічний пояс Центральної Камчатської депресії є тиловий зоною по відношенню до вулканіти Східного хребта, які відносяться до фронтальній зоні. В усякому разі, для цих зон у цілому характерні такі ж закономірності петрогеохіміческой зональності, як і для Курил і Південної Камчатки [12,13,21,89].

Принциповим з точки зору умов магмообразованія є питання про природу міоцен-четвертинного вулканічного поясу серединного хребта. Одні автори вважають його окремої вулканічної дугою, пов'язаної з самостійною зоною субдукції, яка в даний час припинила своє існування, тому що виявилася заблокованою в результаті прічлененія до Камчатки Східних півостровів [4,5,27,29,41]. У ній так само, як і на Курилах, Південної та Східної Камчатці виділяються два вулканічні зони. На думку інших авторів, вулканічний пояс серединного хребта пов'язаний із сучасною Курило-Камчатської зоною субдукції і є третім вулканічної зоною, тиловий по відношенню до Східної вулканічної зоні і вулканічної зоні Центральної Камчатської депресії [38,83,85].

Петрогеохіміческая зональність

В островодужних вулканічних асоціаціях Курил, Південної та Східної Камчатки добре проявлена поперечна петрогеохіміческая зональність і значно менше виразно - поздовжня зональність. Загалом, у складі островодужних асоціацій вулканічних порід Курило-Камчатської системи за рівнем концентрації К2О виділяються лави нізкокаліевой, умереннокаліевой, висококаліевой і шошоніт-латітовой серій, а за загальним змістом лугів - породи нормального і субщелочного ряду. У межах кожної з К-лужності серії за критерієм Міяшіро [75] виділяються толеітовие і вапняно-лужні різниці [89]. Від фронту до тилу спостерігається послідовна зміна порід від нізкокаліевой до висококаліевой серії, іноді до шошоніт-латітовой серії, а за критерієм Міяшіро - Від толеітових до вапняно-лужних різниць.

Від фронту до тилу зменшується також ступінь диференційованості вулканітів і змінюється склад мінералів. Лави фронтальних вулканічних зон характеризуються, в основному, двупіроксеновимі асоціаціями фенокрісталлов, тоді як у базальтах тилових зон вкрапленнікі ортопіроксена рідкісні, а в лавах середнього і кислого складів і іноді навіть в базальтах поширені вкрапленнікі амфібол і буттям. Однойменні мінерали різних зон відрізняються і за хімічним складом [11,34,36,89].

Поперечна геохімічна зональність виражається в підвищенні від фронтальних до тиловим зонам концентрацій у лавах більшості некогерентних рідкісних елементів (K, Rb, Li, Be, Ba, Sr, U, Th, La, Ce, Nb, Ta, Zr, W, Mo), величин K/Na, Rb/Sr, La/Yb, Sr/Ca, Th/U відносин і змістів летючих компонентів - H2O, F, Cl, S. У цьому ж напрямі зменшуються вмісту в лавах Fe, V, величини Fe/Fe + Mg і Fe2 +/Fe3 + відносин [36,88]. Поперечна петрогеохіміческая зональність порушується в аномальних зонах, зокрема, в Малко-Петропавлівської зоні поперечних дислокацій на Камчатці [8] і в протоці Бусоль на Курилах [36]. У лавах Курильського сегмента встановлена добре виражена поперечна ізотопна зональність: величини 87Sr/86Sr і 143Nd/144Nd помітно зменшуються від фронту до тилу. На Південній Камчатці відзначається аналогічна, але менш чітко виражена Sr-ізотопна зональність, тоді як зональність по ізотопів неодіма не відзначається [26].

Поперечна геохімічна зональність, аналогічна зональності Курил і Південної Камчатки, проявлена і в четвертинних вулканіти ОД-типу серединного хребта при більш високого загального лужності і більш високому рівні концентрацій некогерентних рідкісних елементів [12,13,18,20,35]. Тут, так само як і на Курилах і Південної Камчатці спостерігається зниження значень ізотопів стронцію від фронту до тилу при відсутність помітної Nd-ізотопної зональності [26].

гравіметрична характеристика вулканічних дуг

Рис. 2

Гравітаційне поле Курило-Камчатської системи дуга - жолоб володіє основними характерними рисами таких систем, тобто наявністю сполучених позитивної та негативної аномалій у вільному повітрі [23,24,91]. Позитивна аномалія простягається уздовж невулканіческой дуги, якої на Курилах відповідають острова Малої Курильської гряди і їх підводне продовження, а на Камчатці - східні півострова. Позитивна аномалія ускладнена поперечними аномаліями зниженого поля уздовж великих поперечних зон розломів у районі Авачинська затоки на Камчатці і протоки Бусоль на Курилах [91]. У цих районах спостерігається порушення петрогеохіміческой зональності.

Позитивна гравітаційна аномалія характерна для зони східних півостровів Камчатки так ж і в редукції Бузі (рис.2).

Відмінною особливістю гравітаційного поля Камчатки від інших ОД і активних континентальних околиць є наявність двох виразних протяжних зон позитивних гравітаційних аномалій на ділянці від Малко-Петропавлівської зони поперечних дислокацій до зони поперечних розломів, які продовжують на Камчатці Алеутські напрямок (Рис.2). Одна зона, як було сказано вище, відповідає східним півострова, інша -- простягається вздовж Центральної Камчатської депресії. Крім того, на Західній Камчатці є третя зона позитивних аномалій, що виражена менше виразно. По відношенню до вулканічному поясу серединного хребта друга зона позитивних аномалій займає таке ж положення, як і зона східних півостровів по відношенню до Східно-Камчатському вулканічному поясу. Вона відповідає майже повністю похованим Хавивенскому підняття північно-східного простягання. У межах цього підняття максимальне значення сили тяжкості спостерігається на однойменній височини, складеної кристалічними сланцями основного складу і серпентізірованнимі гіпербазітамі. У межах аномальної зони оголюється також товща подушкові базальтів і туфів, прорваними великим тілом габброідов з щільністю 3,05 г/см3. Решта ділянок аномальної зони Хавивенской височини закриті чохлом кайнозойських вулканогенно-теригенних порід, у зв'язку з чим інтенсивність позитивної гравітаційної аномалії кілька зменшується. Тим не менше, тільки наявністю порід високої щільності не можна пояснити потужний гравітаційний ефект [7]. На наш погляд, це свідчить на користь того, що вулканічний пояс серединного хребта сформувався над самостійної зоною субдукції, для якої Хавивенское підняття, так само як і о. Карагінскій на його північно-східному продовженні, служили фронтальної (невулканіческой) дугою. У цьому випадку позитивна гравітаційна аномалія є значною мірою залишкової, обумовленої порушенням ізостазії в період субдукції. На користь того, що Хавивінское підняття було фронтальної дугою, свідчить і наявність ультраосновних порід, звичайних для таких структур.

Рис. 3

Модельний гравітаційний розріз з двома зонами субдукції показаний на рис.3. Плотностное моделювання за профілем хрестом п-ова Камчатка свідчить про те, що у разі введення в модель двох щодо щільних шарів занурюються з ефективною щільністю 0,08: 0,1 г/см3, і двох зон розущільнення (-0,08: -0,1 г/см3) -- передбачуваних ділянок магмообразованія, форма та інтенсивність розрахункової гравітаційної аномалії близька до спостереження.

Свідченням самостійності зони субдукції під Серединний хребет є також похований палеожелоб, який фіксується по негативній гравітаційної аномалії у вільному повітрі вздовж підніжжя континентального схилу на схід про. Карагінскій [24,90]. На Камчатці цій зоні субдукції, вірніше, осьової зоні палеожелоба, відповідає Тюшевскій прогин і зона Недовго Гречишкіна [41].

Сегмент з двома різновіковими зонами субдукції обмежений з півдня Малко-Петропавлівської зоною поперечних дислокацій, а з півночі - глибинними розломами Алеутського напряму. За цим розламах в пліоцені стався перескок зони субдукції на сучасний її стан. На думку В. П. Трубицин зі співавторами [41], субдукції під північний відрізок серединного хребта була наведеної, тому що що сформувалася в еоцені Алеутських дуга відокремила Берингове море від Тихоокеанської плити.

Третя зона позитивних аномалій Західної Камчатки, ймовірно, відповідає палеогенової островодужной системі, точніше, її фронтальної дузі (див. рис.2). У всякому разі, на захід від цієї зони розташовується палеогенових вулканічний пояс (див. рис.1).

Геодинамічні параметри прояви вулканізму

Основні геодинамічні параметри прояви вулканізму Курильського сегмента ОД-системи, засновані на моделі субдукції, розглянуті нами раніше [2]. Параметри сейсмофокального шару багато в чому визначають геодинамічні умови прояви вулканізму. Вони опосередковано впливають на температуру, тиск і склад плавиться субстрату, кількість і склад беруть участь у плавленні летких компонентів, умови підйому і виливу магми. До числа визначальних параметрів відносяться швидкість і напрямок руху субдуціруемой плити, кут її нахилу, глибина до зони субдукції (до верхньої площині сейсмофокальной зони) під вулканічним фронтом і під тиловими вулканами, відстань від осі глибоководного жолоба до вулканічного фронту і найкоротша відстань від вулканічного фронту до вулканів.

В Останнім часом нами спільно з В. А. Широкова уточнена геометрія сейсмофокального шару з використанням бази даних із землетрусів Курило-Камчатського регіону за весь період інструментальних спостережень. Ізолінії глибини до верхньої поверхні сейсмофокальной зони, засновані на цих даних, показані на рис.1, а уточнені параметри прояви вулканізму на різних відрізках Східно-Камчатського і Курильського сегментів ОД-системи дані в таблиці 1.

Глибина до сейсмофокальной площині під вулканічним фронтом є майже постійною величиною, складаючи 110 +5 км, а максимальна глибина під тиловими, найбільш віддаленими від вулканічного фронту вулканами не перевищує 220 км. Раніше було показано, що саме в цих межах глибин до сейсмофокальной площині існують умови плавлення в мантійних клині за рахунок відділення летючих, в першу чергу води, від підсувається літосферних плити [2].

Слід підкреслити, що геодинамічні параметри прояви вулканізму приблизно однакові для всіх ОД-систем і активних околиць Тихоокеанського кільця. Основними з них є глибина до сейсмофокальной зони під передніми і тиловими вулканами, ширина вулканічної дуги і відстань від осі глибоководного жолоба, тобто від лінії початку субдукції, до лінії вулканічного фронту. З цих позицій положення вулканічного поясу серединного хребта Камчатки є унікальним. Глибина до сучасної сейсмофокальной зони на півдні цього пояса коливається в межах від 300 км під найбільш близько розташованими до сучасного глибоководного жолобу вулканами до 450 км - під тиловими вулканами. На північ від ж Ічінского вулкана субдукції якщо й існує, то вона ніяк не проявляється в вигляді сейсмофокальной зони землетрусів. Ширина вулканічного поясу серединного хребта складає більше 100 км, тобто відповідає ширині великої вулканічної дуги. Якщо ж вважати вулканічний пояс серединного хребта третій вулканічної зоною сучасної дуги, то вулканічна дуга на цьому відрізку Курило-Камчатської островодужной системи розширюється до 400 км, що не характерна ні для острівних дуг, ні для активних континентальних околиць.

Рис. 4

Природа прояви сучасного вулканізму серединного хребта

Як було сказано вище, про природу вулканічного поясу серединного хребта існують дві точки зору. За однією з них його формування пов'язане з сучасною зоною субдукції [38,83,85], за друге - вулканічний пояс серединного хребта є самостійної вулканічної дугою над більш давньої зоною субдукції [4,5,29,41,89]. Питання про природу цього вулканічного поясу, з одного боку, є ключовим для реконструкції історії тектонічного розвитку Курило-Камчатської островодужной системи, а з іншого боку - ключовим для розуміння процесів магмообразованія, пов'язаних з субдукцією. Докладний аналіз аргументації обех точок зору дан нами в окремій статті [6], де показано, що краще є друга точка зору. Про це свідчать наступні дані:

1. Просторово структурний розміщення вулканічних поясів і відсутність міоценових вулканічних порід ОД-типу на Східній Камчатці (див. рис.1) свідчить про те, що вулканічні пояса серединного хребта та Східної Камчатки (разом з поясами Центральної Камчатської депресії) є самостійними вулканічними дугами. Більше того, в межах вулканічної дуги серединного хребта шириною більше 100 км, так само як і на Південній Камчатці і Курилах, виділяються фронтальна та тилова вулканічні зони із зоною ослаблення вулканічної активності між ними.

2. Поперечна петрогеохіміческая зональність вулканічного поясу серединного хребта аналогічна такої для інших вулканічних дуг із трохи більше високим рівнем вмісту лугів і некогерентних рідкісних елементів.

3. Гравіметричні дані свідчать про подвоєння (а можливо і про потроєння) систем - фронтальна невулканіческая дуга (маркується поясом позитивних аномалій) - вулканічна дуга (див. рис. 2 і 3).

4. Дані про просторове розподіл епіцентрів землетрусів [6] свідчать про те, що в зоні субдукції дуги серединного хребта ще збереглися залишкові руху. Можливо, що руху ще не зовсім припинилися і на ділянці між Малко-Петропавлівської і Алеутській зонами поперечних розломів. Ці розломи є Трансформаційний, і по них стався перескок зон субдукції (рис. 4).

5. За гравіметричним і сейсморозвідувальних даними, на схід від о.Карагінскій фіксується палеожелоб, що відповідає зоні субдукції серединного хребта [24,41,91].

Історія тектонічного розвитку        

            

Рис. 5     

Розглянуті матеріали дозволяють трактувати історію тектонічного розвитку Курило-Камчатського регіону як розвиток різновікових островодужних систем, дискретно зміщується і послідовно омолоджуючих в бік Тихого океану. У палеогені на Західній Камчатці, мабуть, існувала система вулканічних дуг, від якої до цього часу збереглися лише окремі виходи покривів вулканітів (палеоценового черепановская товща і еоценових кінкільская свита) і субвулканіческіе тіла [25]. Пояс позитивних гравітаційних аномалій, як видно, маркує фронтальну невулканіческую дугу цієї системи. Слабкий характер аномалії, очевидно, обумовлений відновленням ізостатичного рівноваги.        

            

Рис. 6     

Починаючи з кінця олігоцену, в межах Камчатки і Курил існувала система з двох дуг - Серединно-Камчатської і Південно-Камчатському-Курильської (мал. 5). На південь від стику з Алеутській дугою формування системи було обумовлено субдукцією Тихоокеанської плити, а на північ - молодий Командорські плити. Ці дуги в сучасній структурі маркуються відповідними формаційних комплексів вулканічних порід (див. рис.1) і гравітаційними аномаліями фронтальної дуги (див. рис.2).

В пліоцені, в результаті прічлененія півостровів, а, ймовірно, і деяких інших структур Східної Камчатки, зона субдукції Тихоокеанської плити на ділянці між Шіпунскім п-овом і зчленуванням з Алеутській дугою виявилася заблокованою. Внаслідок цього стався перескок зони субдукції на сучасний стан і Курило-Камчатська островодужная система сформувалася в сучасному вигляді. Концептуальна модель розвитку сегмента Курило-Камчатської островодужной системи між її зчленуванням з Алеутській острівної дугою і Малко-Петропавлівської зоною поперечних дислокацій показана на рис.6.

Сучасна тектонічна структура і вулкана-тектонічна туризму

Розглянуті вище різновікові вулканічні дуги визначають жорстку раму сучасної тектонічної структури Курило-Камчатської островодужной системи, яка сформувалася в результаті тривалого взаємодії великих літосферних плит: Кула, Тихоокеанської, Евразіатской і Північноамериканської. Жорсткість системи визначається тим, що після прічлененія молодший дуги до більш давньої відносні руху між ними практично припинилися. Осадові прогини, розділяють ці дуги, були або преддуговимі, або задуговимі басейнами. Фундаментом вулканогенних і вулканогенно-осадових формацій служать матеріально-структурні комплекси різного складу, різного віку та різного генезису, що представляють собою аккреційному-колізійні області, що складаються звичайно з декількох террейнов [33,40]. Так, фундаментом сучасної вулканічної дуги Східної Камчатки служать верхньокрейдяними-ніжнепалеогеновие вулканогенно-осадові структурно-речові комплекси в алохтонних заляганні [33], які, на думку ряду дослідників [28,48-50], сформувалися в островодужних умовах в сполучених структурах: задуговой басейн - острівна дуга - преддуговой басейн. На наш погляд, це могли бути і формаційні комплекси внутріокеаніческіх ланцюгів вулканів, аналогічних Гавайське-Імператорської ланцюги, які за петрогеохіміческім характеристикам вулканічних порід важко відрізнити від островодужних, тим більше при значних вторинних змін. В усякому разі, внутріокеаніческіе ланцюга вулканів типу "гарячих точок" більш звичайні для Тихого океану, ніж внутріокеаніческіе острівні дуги. Єдиним надійним критерієм є Ta-Nb - мінімум на спайдерграммах гігромагматофільних рідкісних елементів в лавах острівних дуг [12,74]. Загальна структура товщ, що складають ці аллохотние комплекси, покривно-луската [33].

Террейни Східних півостровів Камчатки складені крейдяними і палеогеновими вулканогенно-осадовими утвореннями, серед яких виділяються як островодужние, так і океанічні комплекси [10,33,45-47 и др.]. Прічлененіе їх до Камчатки наприкінці міоцену, ймовірно, стало причиною перескока зони субдукції на сучасне становище. В даний час вони являють собою фронтальну (тектонічну) дугу, яка відокремлюється від аккреційному-колізійної області Східної Камчатки "насувів Гречишкіна" [9,41]. Хавивінскій террейн, складають однойменні піднесеність і поховане під Центральною Камчатської депресією підняття, як було сказано вище, очевидно являє собою фронтальну (тектонічну) дугу в островодужной системі серединного хребта і прічленілся до початку її формування в пізньому олігоцені.

Метаморфічні і метаморфізовані комплекси серединного і Ганальского хребтів також є террейнамі і служать фундаментом для верхнеолігоцен-міоценового системи дуг Серединного хребта і Південної Камчатки. Детальний характеристика аккреційному-колізійної структури Камчатки дана в спеціальних роботах [9,28, 45,48-50 и др.] і відображена на тектонічної карті Охотоморского регіону [33,40].

В Відповідно до тектонічної історією і геодинамічних параметрів прояву сучасного вулканізму над зоною субдукції Тихоокеанської плити під Евразіатскую (Табл.1) виділяються наступні райони (сегменти) Курило-Камчатської островодужной системи (див. рис.5).

Східно-Камчатський сегмент являє собою початковий етап (5-7 млн років) розвитку прямої субдукції. У межах цього сегменту виділяються ділянку поддвіганія літосферних плити з нормальною корою океанічного типу і кутом падіння зони субдукції близько 45o та ділянка поддвіганія з потовщеною океанічної корою за рахунок підняття Обручева, де кут зони субдукції зменшується до 30o і, відповідно, згинається сейсмофокальная зона. Крім того, зона зчленування з Алеутській дугою являє собою ділянку зі специфічним режимом, де можливо вспариваніе і розсовування субдуціруемой Тихоокеанської плити з впровадженням гарячого матеріалу астеносфери [70].

В межах Південно-Камчатського сегмента приблизно за 25 млн років (кінець олігоцену) сформувався практично стаціонарний режим субдукції майже під прямим кутом. Тут також виділяється аномальний ділянку в зоні зчленування з вулканічної дугою серединного хребта, маркується Малко-Петропавлівської зоною поперечних дислокацій.

Курильский сегмент, так само, як і Південна Камчатка, характеризується стаціонарним режимом субдукції. В його межах виділяються Північні, Середні і Південні Курили з різними геодинамічних параметрів зони субдукції і пов'язаного з нею вулканізму [2,36]. З півночі на південь субдукції з майже прямий (85o) переходить в косу (45o), а кут падіння зони поддвіга є максимальним в Центральних Курилах (60o), зменшуючись на півночі, в районі Парамушир до 50o і на півдні, в районі Симушир - до 38o.

Вулканічна дуга серединного хребта є прикладом завершення субдукції після перескока її на сучасний стан і, відповідно, завершення етапу надсубдукціонного вулканізму. Можливі два сценарії завершення цього етапу: 1 -- поступове припинення руху субдуціруемой океанічної плити, і тоді ця плита може бути зафіксована методом сейсмічної томографії як зона підвищених швидкостей, і 2 - відрив і опускання в мантію більш важкої океанічної плити та впровадження більш гарячої подсубдукціонной частині мантії в більш високі горизонти. Розвиток за другим сценарієм може бути причиною прояви вулканізму внутріплітового геохімічного типу, сполученого з островодужним вулканізмом.

Модель магмообразованія під Курильської острівної дугою

На основі детального вивчення наземного та підводного вулканізму Курильської острівної дуги [1,2,11,35-37,44 и др.] із залученням експериментальних даних по плавлення перідотіта і базальту при різних Р-Т-умовах [30,42,69], за стійкості водомістких мінералів [55,64,77,84 та ін], а також модельних розрахунків структури температур в зоні субдукції [52,59-61,86-88] нами розроблена модель магмообразованія під Курильської острівної дугою [2,3,53], застосовна для стаціонарних режимів більшості острівних дуг. Коротко зупинимося на основних параметрах прояви вулканізму, які лягли в основу цієї моделі.

Характер зміни інтенсивності вулканічної активності хрестом ОД є важливим параметром, що дозволяє судити про місце розташування зон магмообразованія. Раніше багатьма дослідниками слідом за А. Сугімурой та ін [68,81] приймалося, що обсяг четвертинних вулканітів убуває по експоненті від фронту ОД до їх тиловим частинах. Нами ж виявлено бімодального характеру площинної щільності вулканів і, відповідно, обсягів вивергає порід хрестом Курильської ОД з виділенням фронтального і тилового зон. Аналогічний характер розподілу вулканів встановлений останнім часом для ряду інших острівних дуг і активних континентальних околиць [83].

Поперечна петрогеохіміческая зональність, вперше виявлена Х. Куно [66], типова для абсолютної більшості ОД, в тому числі і для вулканічних дуг Курило-Камчатської системи. Принциповою і істотно новою рисою, виявленої для Курильської ОД, є те, що перехід від фронту до тилової зоні за деякими параметрами не поступово, а різко. Це є ключовим моментом, що дозволяє говорити про двох зонах генерації магми [3,36,53].

Розподіл температур в зоні субдукції й вищерозміщених мантійних клині робить вирішальний вплив на становище областей часткового плавлення під острівної дугою. Термальна структура залежить від численних факторів, зокрема, від швидкості і кута нахилу зони субдукції, її зрілості, віку підсувається плити, інтенсивності процесу наведеної конвекції, гідратації і дегідратації водомістких мінералів та ін, і для її розрахунку були запропоновані різні цифрові моделі [52,59-61,86,87 и др.]. Слід відзначити принципову схожість термальних структур, запропонованих різними авторами, хоча і є відмінності в оцінках абсолютних температур через складність обліку різних факторів, впливають на температуру. Одним з таких факторів є тепло тертя, однак його вплив не настільки велика, як вважали деякі дослідники [72], і його облік дає підвищення температури зони субдукції не більше, ніж на 50оС [77].        

            

Рис. 7     

Для оцінки процесів гідратації, дегідратації і магмообразованія під Курильської ОД як робоча нами обрана температурна модель [60], тому що розрахунки по ній виконані для конкретних дуг, в тому числі і для Курильської. На рис. 7 дана структура поля температур хрестом Курильської ОД, що випливають з цієї моделі РТ-умови можливих областей магмообразованія під фронтального і тилового зонами (Мал. 7а) і положення кривих стійкості водомістких мінералів в зоні субдукції (Мал. 7б). Геотерм підошви і покрівлі океанічної кори в підсувається пластині ніде не перетинаються з лінією "мокрого" солідуса базальту і еклогіта, тобто плавлення верхній частині підсувається плити з розглянутої температурної моделі не відбувається. Плавлення покрівлі підсувається пластини, тобто верхній частини океанічної кори, може початися лише при збільшенні її температури на 80 - 100oС (див. ріс.7б). Плавлення ж перідотіта мантійних клина як під фронтальної, так і під тиловий зонами можливо в досить широкої області, як при надлишку Н2О, так і при різних її співвідношеннях з СО2 (див. рис.7).

Основним джерелом води на глибинах магмообразованія є дегідратація водомістких мінералів з субдуцірованной океанічної плити, тому що порові вода скидається на глибинах <40 км. Формується за рахунок цього СН4/Н2О-флюід не досягає мантійних клина, а надходить в аккреційному призму [77]. Надходження водного флюїда в ймовірну область магмообразованія мантійних клина можливо двома шляхами: за рахунок дегідратації водомістких мінералів підсувається плити і подальшої міграції флюїда вгору, безпосередньо в зону магмообразованія в мантійних кола, або багатостадійним шляхом у результаті дегідратації підсувається плити на більш високих рівнях, що супроводжується гідратацією і подальшої дегідратацією залучаємо разом з підсувається плитою підстави мантійних клину. Другий шлях запропонований [82] в зв'язку з тим, що підсувається плита під зоною магмообразованія є сухий, тому що дегідратація її відбувається на більш високих рівнях.

Розглянемо ймовірність цих процесів для Курильської ОД, виходячи з температурної моделі [60]. На ріс.7б показано положення кривих стійкості водомістких мінералів при даній структурі температур. Чітко видно, що більшість водомістких мінералів (амфібол в базальту, амфібол в перідоти, 7