Геологическое строение и история тектонического развития Камчатско-Курильской гряды

Каждое вулканическое извержение представляет собой как бы отголосок тех мощных геологических процессов в недрах Земли, которые сопровождаются образованием очагов магмы. Время от времени магма находит путь к поверхности, поднимается и несет с собой информацию об этих глубинных процессах. О них судят по разнообразным признакам: характеру вулканических извержений, температуре изливающейся лавы, кристаллическим выделениям минералов и химическому составу, обломкам горных пород, захваченных магмой на путях ее подъема. В Тихом океане находится несколько зон спрединга (разрастания) океанической литосферы, главная из которых Восточно-Тихоокеанская. По периферии океана происходит субдукция этой литосферы под обрамляющие континенты. Над каждой зоной субдукции протянулась цепочка вулканов, все вместе они и образуют Тихоокеанское кольцо [16]. Соотношения между вулканами и уходящей под них зоной субдукции рассмотрим на примере Камчатки: ее геологическое строение подробно изучено, а действующие вулканы находятся под постоянным наблюдением сотрудников Института вулканологии РАН в Петропавловске-Камчатском. Этот отрезок вулканического кольца приурочен к активной границе двух крупных литосферных плит: Тихоокеанская плита, которая движется здесь на северо-запад со скоростью 8–9 см/год, пододвигается под почти неподвижный континентальный край Евразийской плиты. Согласно некоторым расчетам, этот край, возможно, тоже перемещается на северо-запад, но очень медленно (со скоростью менее 1 см/год). Таким образом, скорость относительного схождения литосферных плит близка здесь к 8 см/год, что определяет и скорость субдукции. В рельефе морского дна линия соприкосновения двух литосферных плит выражена узким и глубоководным (до 8 км) Камчатским желобом. На рис. 2 приведен геологический разрез, пересекающий Камчатскую зону субдукции. Видно, как Тихоокеанская плита сначала полого пододвигается под камчатскую континентальную окраину, затем перегибается и уходит на глубину под углом около 55º.

Это сравнительно древняя (мелового возраста), мощная (толщиной около 70 км), холодная и упругая океаническая литосфера. Поэтому она хорошо различима и ниже, где погружается в разогретый и размягченный материал астеносферы. В отличие от многих других зон субдукции здесь литосфера пересекает границу верхней и нижней мантии Земли (в 670 км от поверхности), достигая глубин более 1000 км. При этом, погружаясь наклонно, Тихоокеанская плита проходит под всей Камчаткой, а далее под Охотское море.

Субдукция под Камчатку сопровождается образованием очагов землетрясений. Евразийское побережье Тихого океана отличается исключительной расчлененностью и обилием островов. Группируясь в субмеридионально вытянутые гирлянды, острова и полуострова отделяют от океана систему соединенных друг с другом окраинных морей: полуостров Камчатка и Курильские острова обособляют Охотское море. Окраинная часть Тихого океана имеет сложную структуру с материковой корой и переходной корой, центральная состоит из впадин океанского типа с глубинами более 5000 м. Граница между ними определяется так называемой андезитовой линией, отделяющей зону излияния андезитовых лав от районов распространения базальтов. Для западно-тихоокеанского пояса характерен сложный рельеф дна: широкие полосы материковой отмели сочетаются с впадинами и системой глубоководных желобов, вытянутых вдоль островных дуг и подводных хребтов. С желобами связаны самые глубокие участки дна Тихого океана: глубина Курило-Камчатского желоба 9717 м [Приложение 1]. После распада Поднятия Дарвина на Камчатке и в Японии события развивались следующим образом (рис. 3) В течение первой стадии, сразу после образования зоны растяжения наверх снизу начало поступать выплавленное из астеносферы базальтовое вещество и накапливаться на поверхности литосферы – геосинклинальный инициальный вулканизм, сформировавший верхнемеловую ирунейскую серию Восточной Камчатки и ее возрастные аналоги в других местах. Мощность геосинклинальных кремнисто-вулканогенных толщ оценивается в 4–8 км (Авдейко, 1977).

Под действием дополнительной нагрузки ослабленные блоки литосферы стали погружаться. Причем относительно маловязкий магматический расплав, внедрившийся по глубинным расколам, служил «смазкой», уменьшавшей трение между опускавшимися блоками и участками ненарушенной литосферы. Опусканию могло способствовать также и то, что плотность астеносферы непосредственно под подошвой литосферы, по-видимому, несколько уменьшалась в результате частичного плавления здесь ее материала. Во вторую стадию совместное действие опускания и сопутствующих ему явлений, а также бокового давления со стороны океанической плиты Тихого океана в связи с активизацией зоны субдукции после исчезновения Поднятия Дарвина привело к отрыву утяжеленных нижних фрагментов литосферы. Они стали погружаться в астеносферу, вращаясь вокруг вертикальной оси, а облегченные фрагменты – подниматься наверх. Непосредственно под земной корой оказалось разуплотненное астеносферное вещество, имеющее, по И.П. Кузину, сейчас плотность 3.2 г./см3. А поднятые блоки литосферы сформировали асимметричный хребет. Когда в результате поднятия облегченных блоков и вулканической аккумуляции хребет достиг своей предполагаемой максимальной абсолютной высоты порядка 7–9 км, а его относительное превышение под дном океана составило 12–14 км, могли, по-видимому, создаться предпосылки для разрушения хребта. Помимо больших абсолютных и относительных высот морфоструктуры для этого было еще три благоприятных фактора. Во-первых, значительный общий прогрев на глубине слагавших ее пород, обеспечивший снижение порога пластичности. Одна из возможных причин нагрева – магматическое вещество, вторая – опускание в предыдущую стадию на глубину, в условия более высоких температур. Во-вторых, наличие непосредственно под «всплывшей» корой относительно маловязкого пластичного базальтового материала, из сильно нагретого и высоко поднятого астеносферного вещества, которое заместило здесь погрузившиеся утяжеленные мантийные компоненты литосферы. Этот пластичный материал мог сыграть роль своеобразной «смазки», уменьшившей трение между выше и нижележащими слоями. Наконец, таким благоприятным фактором служит процесс накопления материала на больших гипсометрических отметках в ходе роста морфоструктуры. Он способствовал увеличению давления выше расположенных участков на участки, находящиеся ниже. Рост давления и температуры мог вызвать у некоторых разновидностей пород и в слагаемых ими горизонтах свойство сверхпластичности – способности удлиняться во много раз без образования пережимов и разрывов при одновременном сильном уменьшении мощности пластов. Подобная комбинация условий привела, вероятно, к тому, что в какой-то критический момент произошло резкое изменение реологических свойств части вещества морфоструктуры и увеличение скорости сдвига в нем до предела длительной текучести. В результате материал, слагавший хребет, быстро переместился на большое расстояние к востоку, в сторону океана, образовав некоторое подобие гигантского коро-мантийного «суперпотока». При этом сам хребет снизился и растрескался. А у его подножия и на поверхности сопредельного с ним участка океанической плиты, находившегося до этого в состоянии изостатического равновесия, внезапно оказалась многокилометровой мощности толща пород, принесенных сюда «суперпотоком» и заместивших менее плотную воду. Большая дополнительная литостатическая и динамическая нагрузка на эти участки вызвала их раздробление и опускание. По периметру «суперпотока» заложился узкий ров – первичный глубоководный желоб. Разрушение морфоструктуры помимо перераспределения слагавшей ее массы пород явилось причиной формирования здесь глубоких прогибов и крупных зон растяжения, к которым был приурочен мощный подводный и надводный базальтовый вулканизм. Судя по возрасту этих образований, к которым можно отнести Восточно-Камчатский прогиб Северной и Восточной Камчатки с интенсивным подводным базальтовым вулканизмом, козловскую и кинкильскую свиты, одна из первых подвижек «суперпотока» имела место еще в палеогене. Удаление материала из центральной части морфоструктуры дало толчок к новому этапу «всплывания» коры и интенсификации вулканической деятельности и, как следствие этого, – новому этапу роста в высоту морфоструктуры, очередной подвижке «суперпотока», увеличению его протяженности, дальнейшему смещению в восточном направлении положения более молодого глубоководного желоба, опусканию прилегающих к нему участков. Такой механизм удовлетворительно объясняет, в частности, погружение на 3.5–4 км мел-палеогеновой суши, бывшей на месте подводного поднятия Обручева, наличие которой предполагается А.Е. Шанцером по перерыву в осадконакоплении с маастрихта по средний миоцен, установленного по данным глубоководного бурения. Самая молодая к настоящему времени общерегиональная подвижка «суперпотока», по-видимому, имела место в плиоцене около 3.5–2.5 млн. лет назад. Тогда же у фронта «суперпотока» сформировался и ныне существующий глубоководный Курило-Камчатский желоб. Перед этой подвижкой морфоструктура Курило-Камчатского хребта еще раз достигла максимальной высоты, а начальная ее фаза сопровождалась колоссальным по мощности пароксизмом кислого эксплозивного вулканизма, более поздняя фаза, когда произошло разрушение хребта – массовыми базальтовыми излияниями. Эпизодический характер активизации «суперпотока» скорее всего связан с релаксационным типом механизма его подвижек, предопределенным закономерным изменением свойств вещества морфоструктуры. А сами подвижки, по-видимому, следует рассматривать как релаксационные автоколебания этой своеобразной системы, которые начались десятки миллионов лет назад и будут продолжаться в дальнейшем, поскольку вызвавшие их процессы действуют до сих пор. Хотя, вероятно, характеристики этих процессов станут иными, чем раньше. Однако последнее должно сказаться лишь на изменении масштабов и периодичности подвижек. Сходным образом в целом развивались события, по-видимому, и на участках, где зона растяжения заложилась на океанической коре периферии Тихого океана. Хотя некоторые аспекты геологической эволюции камчатского и курильского регионов и сопредельных с ними территорий заметно отличались. Так, одно из отличий состоит в том, что на месте отчлененного, но сохранившего свое первичное строение блока океанической литосферы всегда возникает глубоководная впадина: Курильская котловина Охотского моря, Командорская и Алеутская котловины Берингова моря и др. По классификации И.П. Косминской (Косминская и др., 1963), кора Курильской котловины относится к «субокеаническому» типу, т.е. является, по сути дела, обычной океанической корой, но нагруженной более мощным (3–6 км) осадочным чехлом. Поскольку частично заместившие водную оболочку осадочные толщи имеют бóльшую плотность, чем вода, подошва коры здесь несколько (на 1–2 км) опущена особенно вблизи западного подножия островного склона Большой Курильской гряды и продолжает погружаться по мере накопления осадочных отложений и вулканогенных толщ. Наличие последних обусловлено мощным вулканизмом, связанным с тем, что вдоль подножия склона проходит разбитая многочисленными нарушениями 20–30-километровая полоса контрастных тектонических движений на границе двух литосферных блоков, западный из которых постоянно опускается, а восточный с редуцированной литосферой имеет тенденцию к подъему. Интенсивность вулканизма здесь, вероятно, каждый раз резко увеличивается, когда происходит общее растрескивание морфоструктуры после очередных быстрых пульсаций суперпотока.

Существенные отличия имеет и вулканизм. В Курильском регионе меньше были, в частности, масштаб кислого вулканизма в целом, а также разовые объемы выбросов ювенильной пирокластики, площади пирокластических покровов, размеры кальдер обрушения; отсутствуют наиболее кислые разности пород: липарито-дациты, липариты (Эрлих, 1973; Мелекесцев и др., 1974). По-видимому, это объясняется отсутствием блоков континентальной литосферы – вероятных главных потенциальных источников кислого материала. А погруженные в мантию в результате дополнительной нагрузки или субдукции блоки океанической литосферы (даже вместе с их осадочным чехлом и базальтовым слоем коры) не могут дать значительных объемов небазальтового материала.

Причем последний в течение миоцена-антропогена выплавлялся преимущественно под островами Главной Курильской гряды. Дальше на запад его количество быстро уменьшалось, о чем свидетельствует быстрое поосновнение среднего состава пород антропогенового возраста в этом направлении.

На Курилах при пульсациях «суперпотока» происходило сдвигание к востоку вулканических образований, сформированных над зоной глубинного растяжения, которая, как и на Камчатке, возникла еще в верхнем мелу и продолжает функционировать до настоящего времени, оставаясь на одном месте. Она, по-видимому, находится с охотской стороны Большой Курильской гряды на границе глубоководной впадины и западного подножия островного склона гряды, трассируясь интенсивным базальтовым вулканизмом.

Первоначально над этой зоной растяжения выросли вулканические формы, участвующие теперь в строении подводного хребта Витязя и его надводного продолжения – Малой Курильской гряды. Вполне вероятно, что в то время (60–70 млн. лет назад) здесь была одиночная островная дуга, близкая по облику к современной Большой Курильской гряде, но сложенная преимущественно основными по составу породами: базальтами, их туфами и туфобрекчиями, а также продуктами переработки этих пород – вулканогенно-осадочными толщами. Скорее всего она тоже состояла из слившихся между собой и обособленных сложных вулканоидов (Мелекесцев, 1980), как и Большая гряда. Впоследствии в результате нескольких подвижек «суперпотока» древняя (меловая) островная дуга сместилась отсюда на 100–120 км в сторону океана до своего теперешнего местонахождения.

А над по-прежнему активной зоной растяжения сформировалась более молодая Большая Курильская гряда. Однако и она, вероятно, сейчас несколько отодвинута к востоку от места своего первоначального формирования. В пользу такого предположения свидетельствуют: 1) резкое уменьшение интенсивности в антропогене на островной суше и шельфе гряды вулканизма; 2) установленное, по геофизическим данным (Гайнанов, 1964; Гайнанов и др., 1965), отсутствие уходящих в мантию корней вулканов; 3) мощный антропогеновый базальтовый вулканизм в тыловой части гряды, особенно у подножия западного островного склона гряды и на прилежащих участках глубоководной котловины. Морфоструктурной основой (или эндоморфоструктурой) для Камчатки и Курил является существующий с конца мела-начала палеогена пульсирующий коромантийный «суперпоток», активный до настоящего времени (рис. 4). Следовательно, в масштабе времени 106–108 лет Камчатку и другие родственные ей структуры переходных зон возможно представить в виде гигантских очень вязких потоков коромантийного вещества, медленно расползающихся от глубинных разломов на стыке океанических и материковых плит. Их подводящие каналы – зоны разуплотнения в мантии. Направление движения, в соответствии с общим наклоном подстилающей поверхности: от более высоких материковых плит на более низкие океанические (средний перепад высот не менее 5–6 км). Перед фронтом потока под действием его нагрузки имеет место неупругая деформация океанической плиты, результатом чего является появление глубоководного желоба.

Предполагаемая модель современной переходной зоны континент океан в районе Авачинской группы вулканов на Камчатке.

Цепь Курильских островов – это верхняя часть вулканической гряды, выступающей из воды на 1–2 км. и уходящей в глубины Тихого океана более чем на 10 км.

Рассмотренные материалы позволяют трактовать историю тектонического развития Курило-Камчатского региона как развитие разновозрастных островодужных систем, дискретно смещающихся и последовательно омолаживающихся в сторону Тихого океана. В палеогене на Западной Камчатке, по-видимому, существовала система вулканических дуг, от которой к настоящему времени сохранились лишь отдельные выходы покровов вулканитов (палеоценовая черепановская толща и эоценовая кинкильская свита) и субвулканические тела Пояс положительных гравитационных аномалий, по всей видимости, маркирует фронтальную невулканическую дугу этой системы. Слабый характер аномалии, очевидно, обусловлен восстановлением изостатического равновесия.

Начиная с конца олигоцена, в пределах Камчатки и Курил существовала система из двух дуг – Срединно-Камчатской и Южно-Камчатско-Курильской (рис. 7). К югу от стыка с Алеутской дугой формирование системы было обусловлено субдукцией Тихоокеанской плиты, а к северу – молодой Командорской плиты. Эти дуги в современной структуре маркируются соответствующими формационными комплексами вулканических пород и гравитационными аномалиями фронтальной дуги.

В плиоцене, в результате причленения полуостровов, а, вероятно, и некоторых других структур Восточной Камчатки, зона субдукции Тихоокеанской плиты на участке между Шипунским п-овом и сочленением с Алеутской дугой оказалась заблокированной. Вследствие этого произошел перескок зоны субдукции на современное положение и Курило-Камчатская островодужная система сформировалась в современном виде. Концептуальная модель развития сегмента Курило-Камчатской островодужной системы между ее сочленением с Алеутской островной дугой и Малко-Петропавловской зоной поперечных дислокаций показана на рис. 8.