Глибинне будова Центрально-Камчатської депресії і
структурна позиція вулканів
Б.В. Іванов, С.В. Попруженко, С.Е. Апрелков
Комплексний
аналіз геолого-геофізичних і петрофізіческіх даних району
Центрально-Камчатської депресії (ЦКД) дозволяє виділити в її глибинному
будові три структурні зони, складені структурно-речовими комплексами
широкого вікового діапазону від домезозойскіх (?) до сучасних. Наявність у
межах ЦКД протяжної, здебільшого похованою антиклінальними зони
(підняття), обрамлена депрессионными структурами, свідчить про її
накладеному характер. Інтенсивні локальні геофізичні аномалії в районах,
закритих вулканогенними і пухкими четвертинними утвореннями, дозволяють
припустити існування низки похованих вулкана-тектонічних структур.
Встановлено, що пліоцен четвертинні вулканічні прояви тяжіють до
Хавивенскому похованим підняття і Східної депрессионной зоні.
Пліоцен-четвертинні
вулкани Центрально-Камчатської депресії (ЦКД) щодо структурної позиції виділяються
в відокремлену вулканічну зону Камчатки. Загальну увагу своєю майже
безперервної активністю привертали і привертають, природно, вулкани
Ключевський групи (КГВ), загальний обсяг вулканічних продуктів якої, за
твердженням Н. Н. Кожум'яки [12], є "унікальним як в абсолютних
цифрах, так і на одиницю площі, і приблизно відповідають всій масі
позднепліоцен-четвертинних вулканітів Східної і Південно Камчатської зони ".
ЦКД простягається від витоків річки Камчатка до берегів Укінской губи і
триває в затоці Литке. Зі сходу депресія обмежена горстовимі
підняттями Східних хребтів, із заходу - відрогами серединного хребта.
В
ЦКД зосереджена значна кількість вулканів: від Кінчокли (Миколка) на
півдні до Шивелуч на півночі. Ймовірно, внаслідок слабкої вивченості, до групи
вулканів ЦКД не завжди включалися щодо стародавні споруди: це
Начікінская вулкана-структура (НД), відомості про яку порівняно недавно
опубліковані [13], і Хайлюлінская ВС, вивчена при тематичних і
геолого-знімальних роботах.
Еволюція уявлень про структуру фундаменту
Ключевський групи вулканів
Б. І. Пійп
[19], один з перших дослідників Ключевський групи вулканів (КГВ), вважав,
що виверження цієї групи вулканів супроводжуються повільним зануренням всього
Ключевського долу, зв'язаних з підняттям хребта Кумроч, розташованого на
схід від нього.
А. Е. Святловскій
[21,22] розглядав ЦКД як зону опускання, що передував вулканізму. До
обширним підняття всередині цієї зони приурочені найбільші вулкани КГВ, а також
Шивелуч і Кінчокла. Ключевський дол, на його думку, є куполоподібним
вулкана-тектонічних підняттям, околиці якого відчувають опускання,
супроводжується утворенням скидів по периферії плоскогір'я. Цю точку
зору підтримав Е. Н. Ерліх [23], який вважав, що центральне підняття, що йде по
осі КГВ, чітко фіксується різким підвищенням рівня покрівлі мегаплагіофірових
лав, що представляють основу групи вулканів. Уздовж східного краю підняття
розташовуються вулкани Ключевський, Камінь, Безіменний, на західному борту --
масив Плоских сопок.
Пізніше
Б. В. Іванов [11] конкретизує структуру КГВ. За його даними, це сводово-брилові
підняття пліоцен-четвертинного віку, відокремлене зі сходу від
горст-антиклінорій хребта Кумроч серією східчастих скидів з амплітудою до
1000 м і більше. Із заходу воно обмежується розломом з амплітудою скидання
200-800 м. Сводово-брилові підняття розбите розломами північно-західного
простягання на ряд музичних брил, що представляють собою структури типу жменю,
як наприклад, Кінчоклінская, Ключевська, Шівелучская, або грабенів --
Толбачінского, Харчинська, що спочивають на різновисоких брилах крейдового
фундаменту.
Подання
про глибинний будові ЦКД засновані, в основному, на геофізичних даних - ДСЗ,
КМПВ, МТЗ, МОВЗ, сейсмології, аеромагнітной і гравіметричної зйомках.
Література, присвячена цій проблемі, обширна і різнорідна [1,4,5,6,9,20 і
др.], тому обмежимося коротким викладом результатів цих робіт поза
хронологічних рамок.
Основним
чинником, на який спираються структурні побудови і формування
геолого-геофізичних моделей, є глибина залягання сейсмічної границі
з Vг = 5,0-5,4 км/с, до якої прив'язуються високоомній підставу і
контрастна плотностная кордон. Досить вірогідно (за даними буріння і
безпосереднім геологічним виходів на поверхню) ця петрофізіческая
межа зв'язується з покрівлею верхньокрейдяними складчастої підстави і частіше
називається "крейдяним фундаментом" (МФ). Петрофізіческіе характеристики
МФ обумовлені високим ступенем регіонального метаморфізму та інтенсивної
дислокації. Нижче досить впевнено простежується кордон з Vг = 5,7-6,4
км/с, яка більшістю дослідників вважається покрівлею кристалічного
фундаменту (КФ). Однак, геологічна природа її не настільки однозначна. У
деяких випадках вона зв'язується з фронтом метаморфізму [19], але частіше - з
древнім кристалічним підставою крейдяний геосинкліналі (Східна Камчатка)
або з кристалічним фундаментом Охотської епімезозойской платформи (Серединний
хребет). Ця межа характеризується стрибком щільності і, ймовірно,
співпадає з верхньою усередненої кордоном інтенсивного обміну сейсмічних хвиль
[17]. Для МФ та КФ на підставі якісного аналізу динамічних і
кінематичних характеристик зареєстрованих сейсмічних хвиль, даних
плотностного моделювання, величини електропровідності та ін відзначається
латеральна неоднорідність з виділенням великих гетерогенних блоків,
розділених зонами глибинних розломів. Значна латеральна і вертикальна
неоднорідність характерна також для нижніх горизонтів земної кори і верхньої
мантії [1,6,7]. При цьому, розділ "К" частіше виділяється по серії
відображають майданчиків, що тяжіють до різкої плотностной кордоні, а проведення
кордону "М" в деяких районах (Ключевська група вулканів,
Козирєвськими западина) стає невизначеним у зв'язку з наявністю перехідного
коромантійного шару.
Спеціалізовані
(включаючи комплексні) геофізичні дослідження в ЦКД, хоча і не були в
повною мірою планомірними і систематичними, дозволили отримати загальне
уявлення про особливості її глибинної будови в деяких ділянках, при
це було виділено та охарактеризовано ряд великих структурних елементів --
Ключевське підняття, Хапіцкая, Толбачінская вулкана-тектонічні депресії і
Козирєвськими западина.
Речовий склад порід фундаменту ЦКД
Рис. 1
Вся південна більша частина ЦКД до повороту річки
Камчатка в широтному напрямку повністю закрита четвертинними пухкими і
вулканогенними утвореннями (рис.1).
Відомості про геологічному розрізі цієї частини ЦКД були отримані при
нефтепоіскових роботах (свердловина "Доліновская-2"). Зверху вниз по
цій свердловині пройдені:
0-580
м - четвертинні гравійно-галечно-піщані відкладення;
580-1050
м - неогенові алевроліти, слабоуплотненние туффіти, вугілля бурі лістоватие,
туфопесчанікі з прошарками туфоаргіллітов із середньою щільністю 
=
1,65 (тут і далі в г/см3);
1050-2380м
- Палеогенові (еоцен-олігоцен) туфопесчанікі, туфоаргілліти з прошарками
туфогравелітов =
2,22-2,55 (середньої 2,39).
В
одній із свердловин (Безводна) під неоген-четвертинної моласами розкриті
вулканогенні освіти, які умовно зіставляються з
олігоцен-міоценовими відкладеннями анавгайской серії.
В
північній більш піднятій частині оголюються не тільки відкладення, що виконують
ЦКД, а й освіти, що складають її фундамент, в тому числі і, очевидно, самі
древні доверхнемеловие метаморфічні освіти Хавивенской височини.
Останні представлені гнейсами і кристалічними сланцями основного складу з
інтрузіями аподунітових і апоперідотітових серпентінітов (середня щільність 2,88).
Їх перекривають верхньокрейдяними кременисто-вулканогенні відкладення (1700 м)
хапіцкой почту, при цьому в крем'янистих осадових брекчія відзначалися уламки
піроксенітов) 1.
Еффузівно-пірокластичні
і туфогенно-осадові відкладення (~ 1000 м) імовірно верхньокрейдяними
віку (середня щільність - 2,59) були встановлені в нижній течії річки
Еловка [3]. Характерною особливістю цієї товщі є базальти з
мегапорфіровимі виділеннями Авгіт. Товща прорвана досить великої інтрузій
габро-діоритів ( = 2,88).
Там же, трохи на північ від виходів верхньокрейдяними порід, в районі гори Матера,
оголюється шарувата товща (120-150 м) еоценових віку, представлена
пісковиками, алевролітами, аргиллітами з карбонатними конкреціями ( =
2,37).
Відомості
про більш високі горизонтах геологічного розрізу ЦКД були отримані Б. В. Єжовим
при вивченні Хайлюлінской ВС, а потім були значно уточнені А.К.Боровцевим2) при геологічній зйомці.
В
центральній частині зруйнованого Хайлюлінского раннеплейстоценового вулкана
встановлені туфогенно-осадові оложенія, які Б. В. Єжовим були віднесені до
ковачінской почту. Ці відкладення прорвані інтрузій дротова, субвулканіческімі
тілами різного складу.
А. К. Боровцевим
у верхів'ях річки Кропивна в районі руїн вулкана-структури виділена
алевролітовая товща (500 м), що складається з слабослоістих і неслоістих
алевролітів і пісковиків нерідко з конкреціями мергелів ( = 2, 53).
Вона залягає на верхньокрейдяними відкладеннях згідно з прямою або хвилястою лінією
контакту. По комплексу бентосних форамініфер її вік визначається в межах
верхнього маастріхту-нижній частині палеоцену. Таким чином, вона є
віковим аналогом Дроздовський свити Східної Камчатки, Верещагинською свити
півострова Камчатський мис і івтигінской свити Коряцького нагір'я. Вище, за його
даними, згідно залягають песчаниковимі товща палеогенового віку,
представлена одноманітними пісковиками з тонкими прошарками чорних аргілітів і одиничними лінзовіднимі прошарками
гравелітов і дрібногальковий конгломератів загальною потужністю 250 м ( =
2,43). Товща прорвана тілами субщелочних діоритові порфіритів (абсолютний
вік 36 і 43 млн. років). Розріз нарощується (взаємини з
перекривають і стелить відкладеннями не встановлено)
алевроліт-конгломератовой товщею (нижній-середній еоцен), розвиненою по
правобережжю річки Права Хайлюля. У нижній і верхній частині розрізу товщі
спостерігалися алевроліти, в середній - пісковики і конгломерати, в останніх
відзначалися валуни, гальки порід верхньої крейди, а також діоритів і діорітовий
порфіритів, в пісковиках - уламки вугілля, багатий рослинний
детрит, залишки шишок Picea sp. Потужність товщі - 160 м.
Слід
особливо підкреслити, що палеоценового відкладення повністю відсутні в сусідньому
горстовом піднятті півострова Озерній. Тут, в основі кайнозойського
розрізу з різким кутовим незгодою і розмивом на верхньокрейдяними відкладеннях
(хапіцкая свита) залягають конгломерати, гравеліти, пісковики, алевроліти,
аргіліти, іноді, кислі туфи, що містять фауну і флору середнього-верхнього
еоцена потужністю до 800 м [14]. Ця свита, названа А. Ф. Литвиновим кінської,
зіставляється з ковачінскім горизонтом Західної Камчатки. Уздовж західного
борту Озерновского жменю і на південь від Хавивенской височини (тобто в межах
ЦКД) закартировано олігоценової відкладення шагаевской свити (туфоалевроліти,
алевроліти, туфопесчанікі, туффіти, туфи, конгломерати - 500 м). Південніше
Начікінской вулкана-структури, у межах ЦКД, на поверхні оголені також
міоценових відкладення (македонська, столовогорская свити), згідно залягають
на підстилаючих породах шагаевской свити.
Між
свитами фіксуються розмив і незгоду. Вони складені туфопесчанікамі,
туфоалевролітамі, туффітамі, туфами, туфоконгломератамі загальною потужністю 650 м.
За віком вони відповідають пахачінской почту Коряцького нагір'я і какертской,
етолонской свита кавранской серії Західної Камчатки.
Таким
чином, за даними з різних ділянок депресії складається досить повне
уявлення про геологічному розрізі її північній частині (знизу вгору):
доверхнемеловой метаморфічних комплекс (кристалічний фундамент,> 1000
м), верхня крейда -1700 м, маастріхт-палеоген - близько 2000 м, неоген - 650 м.
Звертає увагу відсутність в розрізі чорно-сланцевих й істотно
вулканогенно-осадових відкладень метаморфізованних верхненемелового віку,
відомих в Ганальском і Валагінском хребтах.
Будова ЦКД
Рис.2
Грунтуючись на районуванні поля сили тяжіння
та інтерпретації інших геофізичних і геологічних даних, нами в межах
ЦКД виділяються три поздовжні структурні зони (Східна, Західна
депрессионная, Хавивенское поховане підняття), особливо чітко проявлені в
будову верхніх горизонтів земної кори (рис. 2).
У західній частині ЦКД простежується лінійна зона грабенообразних депресій
крейдового складчастої підстави і кристалічного фундаменту. До найбільш
великим і глибоким локальним западин відносяться Доліновская і козирєвськими з
глибиною залягання МФ та КФ відповідно 4-6 і 6-8 км. На схід від вказаної
зони западин простягається зона підняттів (МФ та КФ). Геологічна природа
останньої оцінюється по різному. Ряд дослідників [15] вважають її
продовженням горст антиклінальними структури Валагінского хребта. Інші
висловлюють припущення, що ця зона, названа Хавивенскім похованим підняттям
(ХПП) [2], парагенетичних пов'язана з палеозоной Беньофа. Висловлювалася також
думка про значну роль метаморфогенних процесів (підняття фронту
метаморфізму і базіфікація) у формуванні глибинних петрофізіческіх параметрів
у зв'язку з інтенсивним базальтоідним вулканізмом [7]. У межах ХПП виділено низку
великих блоків, відображених максимумами поля сили тяжіння різної інтенсивності:
Ніколкінскій, Ключевський, Еловскій, Хавивенскій та ін Блоки розділені
депресіями: Толбачінской, Харчинська і т.д. За геофізичними даними глибина
залегенія МФ в Толбачінской депресії досягає 5 км, КФ - 8 км, а в Ключевське
блоці відповідно 0-2 км і 5км.
З
сходу, як і з заходу, ХПП також обмежено лінійної зоною депресій у
яку входять Щапінскіе грабени, Хапіцкая ВТД, Шівелучская та ін западини.
Найбільш вивченою геофізичними методами є Хапіцкая ВТД (деякі
вважають її западиною), де глибина залягання МФ оцінюється в 4-5 км, а КФ --
8-10 км.
Аналіз
морфології поля сили тяжіння (далі - ПСТ) свідчить, що блокова
структура ЦКД сформована під впливом північно-західних і, значною мірою,
субширотних транскамчатскіх глибинних розломів з зсувне компонентою
(Каримський, Унанскій, Облуковінскій, Лаучан-Андріановскій, Толбачінскій, Крестовский
та ін.)
Західна
депрессионая зона (ЗдЗ). Східної кордоном ЗдЗ служить перший
Центрально-Камчатський розлом (ЦК-1), що фіксується практично безперервної
інтенсивної гравітаційної ступенем. Судячи з даних ДСЗ та МОВЗ, цей розлом
має мантійних закладення. У південній частині ЗдЗ представлена вузькими лінійними
пріразломнимі грабенами - Бистрінскім і Бистрінско-Мільковський (БМ). Останній
грабен знаходиться між вузлами перетину глибинних розломів: північно-західних
Петропавлівсько-Крутогоровского і Кірганікского, відповідно, з широтними
Каримський і Унанскім. Цей грабен, що розділяє Кірганікское і Валагінское
горстовие підняття, складені верхньокрейдяними вулканогенно-осадовими
відкладеннями, є кулісообразним північно-східним продовженням субмеридіонального
Бистрінского грабена, що розділяє метаморфічні мафіческій (Ганальскій
хребет) і сіаліческій (Ср?? інний хребет) виступи КФ (?).
На північ
Кірганікского розлому Бистрінско-Мільковський грабен переходить в зону великої
Доліновской западини. Ця западина, разом з подальшими на північний схід
Козирєвськими (КЗ), Кіреунской (КР), Кіненінской (КС), Кічевінской (КЧ) --
відокремлює Хавивенское поховане підняття від системи відносно невеликих
закритих жменю серединного хребта - Північно-Кірганікского (С-К), Крапівненского
(КРА), Лівого (ЛВ), Укінского (КК) та ін На відміну від східної розломно
(ЦК-1), західний кордон ЗдЗ не є чіткою, так як западини починають
проникати, вписуватися в мозаїку вулкана-тектонічних структур і блоків
підстави Центрально-Камчатського вулканічного поясу, у зв'язку з чим можна
припускати, що конфігурація западин певною мірою обумовлена і
вулкана-тектонікою.
Судячи
за геологічними даними, можна припускати, що закладення ЗдЗ відбулося в
Маастрихті - початку палеогену, і спочатку вона розвивалася як зона лінійних
грабенів, пов'язана з глибинним розломом ЦК-1.
Хавивенское
поховане підняття (ХПП). За чіткої гравітаційної ступені, що фіксує
глибинний розлом ЦК-1, ця структура простежується нами від північної частини
Ганальского виступу метаморфід. Передбачається, що на ділянці між широтними
Каримський і Унанскім (У) розломами ХПП "задавлене" молодшими
надвіговимі структурами Валагінского хребта. На північ, між Унанскім і
Облуковінскім (О) широтними розломами, ХПП ускладнено невеликий Кітільгінской
(КН) западиною, можливо, вулкан-тектонічного походження.
На північ
Кітільгінской западини розташовується Ніколкінскій блок (НКБ) ХПП. Судячи за рівнем
ПСТ, приблизно рівному рівню над вулканогенно-осадовими крейдяними відкладеннями
Валагінского хребта, глибини залягання МФ та КФ тут також невеликі. Це
підтверджується даними Кімітінского профілю КМПВ, де на схід кордон з Vг = 6,0-6,3
км/с піднімається до глибини 4 км.
Близьке
глибинне будову має такий великий Ключевський (КЛБ) блок, де глибини
залягання МФ та КФ оцінені за даними сейсмічних, однак, судячи з
гравіметричним даними, не в самій піднятою його частини. Відштовхуючись від цих
відомостей, можна припускати, що на ділянках епіцентрів гравітаційних максимумів,
фіксують Ніколкінскій і Ключевський блоки, глибина залягання КФ може
становити менше 5 км при блізповерхностном заляганні МФ.
В
районі між Лаучано-Андріановскім (Л-А) і Толбачінскім (Т) розломами
Ніколкінскій і Ключевський блоки розділені Толбачінской (ТЛ) ВТД з глибиною
залягання КФ та МФ відповідно близько 8 км і 5 км. Детальний аналіз ПСТ
показав, що ця депресія має більш складну будову, ніж це передбачалося
раніше. За гравіметричним даними, власне Толбачінская ВТД, що має
еліпсоподібної витягнуту в північно-східному напрямку форму, відокремлена від
Козирєвськими западини ЗдЗ ЦКД антиклінальними перегином і обмежена зі сходу
горстообразним підняттям МФ у верхів'ях річки Правий Толбачік. До довгої
північно-східної осі Толбачінской ВТД приурочена лінійна зона ареальні
вулканізму. Окремі шлакові конуса тяжіють також до розлому, що обмежує
згадане горстовое підняття. Наскільки можна судити з середньомасштабних
гравіметричним даними, верховинная частина вулкана Гострий Толбачік розташована
над розломом південного обрамлення Ключевського блоку, в той час, як Плоский
Толбачік дещо зміщений в зону ВТД.
андезитового
вулкани Мала і Велика Удіни розташовуються в районі локального мінімуму ПСТ
більш високого порядку (розміром до 12-15 км, інтенсивністю до 6-8 мГал.),
витягнутого в південно-східному напрямку і охоплює південно-східний схил
Плоского Толбачіка. Найбільш логічним поясненням цієї аномалії є
припущення про наявність тут похованою локальної ВТД, можливо, кальдерного
генезу. В усякому разі, безсумнівно, що або історія розвитку вулканізму в
цьому районі, особливо його пліоцен-раннечетвертічного етапу, або особливості
глибинної будови, потребують додаткового дослідження.
За
Ключевський блоком, відокремленим на півночі Крестовським (Кр) широтним розломом і
слабо вираженим Харчинська зоною занурень, на північ ідуть Харчинська
(ХРБ), Еловскій (ЕЛБ) та бути-Озерновскій (СРБ) блоки, фіксуються
однойменними максимумами ПСТ. У районі Еловского блоку оголюються верхньокрейдяними
освіти островодужного типу, при цьому рівень ПСТ над ними приблизно дорівнює
рівнем над вищеописаними південними блоками ХПП. Далі рівень ПСТ різко
зростає (на 30-40 мГал) над Середньо-Озерновскім і Хавивенскім блоками. Для
Хавивенского блоку цьому є цілком логічне пояснення - виходи на
поверхню метаморфічного комплексу основного складу і гіпербазітов,
представляють, очевидно, кристалічний фундамент. У Середньо-Озерновском блоці
проміжний рівень ПСТ можна пояснювати скороченою потужністю верхньокрейдяними
відкладень, що залягають безпосередньо на метаморфічної комплексі КФ.
Середньо-Озерновскій і Хавивенскій блоки розділені ізометричний Севанскій (СВ)
западиною, можливо, з вогнищевим характером походження тектонічних деформацій.
Північна частина ХПП (на південь від узбережжя Укінской губи) набуває складну
конфігурацію, що пов'язано з впливом північно-західних і широтних розломів. Між
Хавивенскім і Середньо-Озерновскім блоками до ХПП приєднується велика Уколкінская
(КК) западина широтного простягання, яка перетинає жменю хребта Кумроч і
півострова Озерній. Начікінская вулкана-структура і Хайлюлінская ВТС зміщені
щодо ХПП; відповідно, у ВДЗ і ЗдЗ фіксуються локальними
максимумами ПСТ, пов'язаними з впровадженням субвулканіческіх комплексів середнього і
основного складів.
Східна
депрессионная зона (ВДЗ) починається на півдні Щапінской системою неотектонічних
грабенів, нижні горизонти яких виконані неогеновими
вулканогенно-осадовими відкладеннями, в т.ч. міоценовими відкладеннями тюшевской
серії. За геоморфологічними ознаками Право-Щапінскій (ПЩ) грабен, можливо,
представляє частину зони розтягань, яка тягнеться в район тріщинних
базальтових виливів Толбачінского долу. Ліво-Щапінскій (ЛЩ) грабен має вже
чітке північно-східне простягання і розташовується на одній осі з подальшими
структурами ВДЗ. В районі злиття річок Права та Ліва Щапіни виявлений інтенсивний
ізометричний локальний мінімум, захоплюючий відроги Валагінского хребта
(хр.Шірокій), в якому закартировано неогенові вулканіти. Можливо, що
мінімум відповідає неогенової ВТС. Морфологія і інтенсивність гравітаційних
аномалій безсумнівно свідчать про вулкана-тектонічному походження
Ліво-Щапінского грабена. Певною ознакою на користь існування тут
"кислих" експлозівних вулканічних центрів служать поклади пліоценового
ігнімбрітов в районі Асхачного Увалу.
До
північний схід ВДЗ стежити з інтенсивного (до 16-18 мГал) ізометричний
мінімуму (10х12 км). З огляду на наявність виходів ігнімбрітов в хребті Тумрок і
Асхачном ували, можна з певною часткою ймовірності пов'язувати цей мінімум з
похованою ВТС кальдерного типу (район озера Ведмеже). На північний захід від
цієї ВТС зафіксовані два локальних максимуму ПСТ, приурочених до невеликого щитовому
вулкану Ведмежий і Зиміним Сопко. Цілком можливо, що аномалії створюються
тут скупченням щодо більш щільних екструзівно-субвулканіческіх
утворень. Ознаки наявності периферичного магматичного вогнища в районі
Зиміним сопок, відзначалися за даними МТЗ [7]. Північно-східніше
охарактеризованих аномалій розташовується великий гравітаційний мінімум,
відповідний Хапіцкой (ХП) западині. У походженні западини залишається багато
неясного, проте її вулкана-тектонічний генезис відзначався неодноразово. Крім
депресій МФ та КФ, мінімум ПСТ пояснювався також наявністю кислого коров'ячого
вогнища. Не заперечуючи складної інтегральної природи мінімуму, необхідно відзначити,
що його епіцентральная частина ускладнена локальної аномалією, за формальними
ознаками має швидше приповерхневе походження. Наявність розущільнення
зазначалося і раніше [9], проте його природа не обговорювалася. Подібність аномалій
ПСТ в районі Ліво-Щапінского грабена, озера Ведмеже і Хапіцкой западини
(розміри, інтенсивність, розташування на одній осі) дозволяють висловити
припущення, що всі вони фіксують єдину неоген-четвертинних (?)
вулкана-тектонічну зону з окремими центрами "кислого"
вулканізму. Цікаво відзначити, що в районі південно-східного схилу Ключевський
сопки (західний борт Хапіцкой западини) інтенсивні деформації в малювання
ізоліній ПСТ дозволяють припускати існування вузького грабена (4 км)
північно-західного простягання, що іде під Ключевський сопку. Східний борт
Хапіцкой западини являє горстообразное підняття хребта Кумроч, причому в
зоні широтного Крестовського розлому відбувається її різке звуження, і далі на
північний схід ВДЗ триває вже лінійно витягнутої Шівелучской западиною.
Значна частина цієї западини перекрита лавове-пірокластичні
утвореннями Шивелуч. Виходи теригенних верхньокрейдяними-палеоценового відкладень
в північній частині западини свідчить про те, що саме вони складають западину,
проте цілком допустимо присутність неогенових вулканогенно-осадових
відкладень. Кілька захід від осі западини виявлено три локальних максимуму ПСТ.
Центральний з них приурочений до вулкану Шивелуч, який розвивався на початковому
етапі як щитової андезито-базальтовий вулкан мантійних харчування. Швидше за все,
максимум ПСТ пов'язаний з блізповерхностнимі субвулканіческімі утвореннями
основного-середнього складу Старого Шивелуч. Такі аномалії відомі на
багатьох камчатських вулканах - Велика Іпелька, Шмідта, Велика Кетепана та ін
Найбільш
цікавою особливістю ПСТ розглянутої западини є наявність ексцентрично
розташованого (на південний схід) від Шивелуч, інтенсивного (до 16-18 мГал)
Еліптичний мінімуму. Аномалія знаходиться на південь від дугоподібного уступу
вибухового (провального-?) кратера Шивелуч і не може бути пояснена тільки
руйнуванням частини конуса. Можна припускати, що гравіметрична аномалія
пов'язана з крупним блізповерхностним магматичних вогнищем "кислого"
складу або з древньою похованою експлозівно-провальною кальдеро.
Північно-схід
Шівелучской западини знаходяться порівняно невеликі Верхньо-Маімлінская (В) і
Начікінская (НЧ) западини, виконані палеоген-неогеновими осадовими
відкладеннями і четвертинними моласами. Вони розділені невеликими жменю,
приєднується до ХПП і, як зазначалося раніше, обширною широтної Уколкінской
западиною, різко дискордантній по відношенню до камчатські структурам. Прояв
пліоцен-четвертинного вулканізму в межах північного обрамлення Начікінской
западини представлено однойменної вулкана-структурою з великим, судячи з
гравіметричним даними, субвулканіческім масивом в центральній частині.
Окремі позднеплейстоцен-голоценових конуси відзначаються в межах обрамлення
ВДЗ на півострові Озерній.
Глибинні геолого-геофізичні розрізи
Рис.3
Для аналізу особливостей будови ЦКД та її
обрамлення, крім побудови структурної схеми, ми провели плотностное
моделювання за подовжньому і поперечному профілях (рис.3).
В якості основи використані середньомасштабні гравіметричні дані,
плотностние характеристики стратифікована комплексів гірських порід і
відомості про глибину залягання МФ та КФ за результатами сейсмічних і
електророзвідувальні робіт. Оскільки дані про латеральної петрофізіческой
неоднорідності консолідованій частині земної кори досить обмежені, в даному
наближення вона вважається однорідною. На поздовжньому профілі Миколка - Укінская
губа передбачається відсутність значних змін потужності і типу земної
кори. Вплив більш глибинних неоднорідностей, що мають, судячи з
сейсмологічних даними, північно-східну зональність, не може внести
істотних змін у формування моделі найбільш "гравіактівной"
верхньої частини кори. На поперечному профілі, тому що він продовжений до району східного
узбережжя Камчатки, регіональне зростання рівня ПСТ скомпенсовано
зменшенням потужності кори при допущенні існування контрастного плотностного
переходу кора-мантія, хоча останнє є спрощенням реальної ситуації в
зв'язку з існуванням потужних коромантійних шарів і інверсій швидкості в них у
районах сучасного вулканізму, а також явно аномальними петрофізіческімі
характеристиками сейсмофокального шару.
Плотностная
модель за подовжньому профілю показує, що покрівля метаморфід основного ряду з
півночі на південь занурюється і досягає максімаальной глибини (7-8 км) у районі
Толбачінской ВТД. Вулканогенно-осадовий шар в даній моделі представлений
крейда-палеоценового і палеоген-неогеновими відкладеннями, причому максимальна
потужність останніх розвинена, також, в районі Толбачінской ВТД. У силу принципу
гравітаційної еквівалентності, природно, допустимі зміни в розрахункових
потужностях двох верхніх шарів, але більш цікава і важлива проблема присутності і
поширеності в розрізі крейдяних вулканогенно-осадових відкладень,
оголюватися в районах горстових підняттів обрамлення ЦКД. Судячи з геологічним
даними, можливо, відбувається виклинювання або зміна простягання цих
відкладень на північ, якщо метаморфіди Хавивенской височини дійсно
давніші освіти.
Проблема
розповсюдження в розрізі щільних (середня щільність 2,8 г/см3)
крейдяних вулканогенно-крем'янистих відкладень характерна і для поперечного профілю,
що проходить через Хапіцкую ВТД, хоча сама модель допускає включення їх у
передбачуваний геологічний розріз. Необхідно відзначити, що практично всі
дослідники, виділяючи кордон МФ, не дають чіткого пояснення, які саме
відкладення з діапазону крейда-Палеоцен маються на увазі. А між тим, розчленовування
цій частині розрізу має суттєве значення в оцінці історії геологічного
розвитку району та палеогеографічних, палеогеодінаміческіх обстановок. Наш
досвід інтерпретації гравіметричних даних показує, що, зокрема, виходи
нижньо-верхньокрейдяними вулканогенно-крем'янистих і черносланцевих відкладень
фіксуються чіткими інтенсивними аномаліями ПСТ, а їх покрівля при моделюванні
може розглядатися як структурний горизонту, що служить підставою,
на якому накопичувалися більш пізні, переважно міогеосінклінальние формації.
Торкаючись
загальних особливостей представлених моделей відзначимо, що характер ПСТ, при
бажанні, допускає введення в моделі внутрікорових розущільнення як у районі
Хапіцкой, так і Толбачінской ВТД. Однак ми цього не робимо, щоб
акцентувати увагу на невирішені проблеми будови верхньої частини земної
кори. Вулканогенно-осадовий шар земної кори найбільш
"гравіактівен", і в ситуації, коли ми маємо два різноглибинна
об'єкта з негативною ефективної щільністю, формальних трансформацій
(осредненіе, перерахунок поля у верхнє простір і т.д.) ПСТ явно недостатньо
для точних геологічних побудов.
Структурний положенні четвертинних вулканів
Як
було показано, в глибинному будові ЦКД виділяється чітка поздовжня
зональність, виражена існуванням трьох поздовжніх структурних зон з
досить впорядкованим під впливом транскамчатскіх широтних і
північно-західних розломів блокових будовою. Як ЗдЗ, так і ВДЗ ЦКД у своїх
південних частинах починаються вузькими пріразломнимі грабенообразнимі депресіями
неотектонічне вигляду. На північ вони нарощуються більш давніми складно
побудованими западинами і вулкани-тектонічними депресіями. Грунтуючись на
геофізичних даних, можна припускати, що на початкових етапах більшість
з них формувалися як грабени. В усякому разі, аномальна
електропровідність фундаменту Хапіцкой, козирєвськими, Толбачінской і (як
нещодавно показали А. Г. Нурмухамедов. і В. С. Мишин) Доліновской западин,
свідчить про аномальної проникності і активному гідротермально-флюідном
режимі в їхніх надрах, що узгоджується з обстановкою розтягування і, ймовірно,
ріфтогенним режимом. Більш інтенсивної верхненеоген-четвертинної вулканічної
діяльністю характеризується ВДЗ, східні фланги ХПП і його локальні
депрессионны?? зони. До ВДЗ приурочені вулкани базальт-андезит-дацітовой
асоціації: Сопки Зімін, Шивелуч, Мала і Велика Удіне, Безіменний,
Начікінская ВТС. Над найбільшими структуроконтролірующімі магмоконтролірующімі
розломно зонами фундаменту ЦКД знаходяться вулкани базальт-андезит-базальтової
асоціації Толбачік, Камінь, Ключевський. У осьової зоні ХПП розташовані великі
щитові пліоцен-четвертинні Миколка і Плоскі. У розміщенні вулканів часто
значну роль відіграють діагональні і ортогональні розломи фундаменту ЦКД.
Висновки.
1.
ЦКД має зональне будову, представлена двома депрессионными зонами,
розділеними великим Хавивенскім (здебільшого похованим) підняттям.
Депрессионные зони складаються з серії різновеликих западин, потужність опадів у
деяких з них сягає 5 км. Хавивенское поховане підняття розбито на
ряд великих блоків розломами північно-західного і субширотного простягання. Лише
в одному блоці на поверхні розкривається кристалічний (?) фундамент
(Хавивенская височина), а на південь і північ відбувається його ступеневу
занурення. На південь від Ніколкінского блоку, ймовірно зона ХПП "задавлена"
надвіговимі структурами Валагінского хребта. Природа ХПП не зрозуміла, але судячи з
офіолітовому складу, можна вважати, що це фрагмент, залишки позднемеловой
океанічної плити.
2.
Спостереження в північній частині показують, що Центрально-Камчатська депресія
виконана майже повним розрізом палеоген-неогенових відкладень. Нижні їх
горизонти без видимого незгоди перекривають верхньокрейдяними відкладення
островодужного типу. Найбільш потужні розрізи палеоген-неогенових відкладень
спостерігаються за даними КМПВ, МТЗ у великих западинах (Доліновской, козирєвськими,
Хапіцкой та ін.) Деякі локальні негативні структури в межах
підняття і ВДЗ, відображені локальними гравітаційними мінімумами, можливо,
мають вулкана-тектонічна походження. Про це свідчать виходи
поблизу аномалій кислої пірокластікі і ігнімбрітов за відсутності поверхневих
кальдерних форм, які могли бути еродовані або поховані.
3.Вулкани
зосереджені головним чином у південній половині ЦКД. На північному її закінчення
відомі лише дві стародавні (пліоцен-четвертинні) вулканічні споруди --
Хайлюлінская і Начікінская. Характерно, що вулкани зовсім відсутні в
зоні потужного розлому, що обрамляє ХПП з північно-північно-заходу, а також у
західній депрессионной зоні. Вони поширені в центрі похованого підняття,
над розломами що відділяють його від східної депрессионной зони і в ній самій.
Вулкан Кизим слід віднести до групи вулканів ЦКД, так як він приурочений до
східному розломно борту Щапінского грабена, який є складовою частиною
східній депрессионной зони. Можливо, що цю групу замикає на півдні
одиночний вулкан Бакенінг.
Список літератури
Аносов
Г.І., Біккеніна С.К., Попов А.А. та ін Глибинне сейсмічне зондування
Камчатки. М. Наука, 1978. 130 с.
Апрелков
С.Є., Вільшанська О.М., Іванова Г.І. Тектоніка Камчатки// Тихоокеанська
геологія. 1993. . N3. С.62-75.
Апрелков
С.Е., Соколики В.А., Синельников С.Г., Зеленський В.В. Умови формування еффузівно-пірокластіч
