 | КАМЧАТСКИЕ УЛЬТРАМАФИТЫ |
Рис.1. Верхнемеловые-палеогеновые базит-гипербазитовые массивы Камчатки и контуры вихревой тектоно-магматической структуры. 1 - выступы метаморфизованных пород фундамента; 2 - верхнемеловые и верхнемеловые-палеогеновые вулканиты; 3 - массивы альпинотипных гипербазитов и сопутствующих габброидов (1 – п-ов Валижген, 2 – п-ов Елистратова, 3 – Куюльский, 4 – Карагинский, 5 – Озерновский, 6 – хр.Кумроч, 7 – Камчатского Мыса, 8 – г.Крыша, 9 – г.Попутная, 10 – п-ов Кроноцкий, 11-бухта Раковая); 4 - дунит-верлит-пироксенитовые массивы (12 – р.Эпильчик, 13 – Гальмоэнанский, 14 – Ветроваям, 15 – р.Филиппа, 16 – р.Евсейчиха, 17 – р.Лев.Андриановка); 5 - габбро-монцонит-сиенитовые и пироксенит-норитовые массивы (18 – р.Белая, 19 – р.Пр.Лесная, 20 – Адриановский, 21 – Урц-Савульч, 22 – р.Евсейчиха, 23 – Кувагдач, 24 – р.Кунч, 25 – р.Оз.Камчатка, 26 – Дукук, 27 – Кувалорог); 6 - тектонические нарушения; 7 - условные контуры вихревой тектоно-магматической структуры. |
Рис.2. Плиоцен-четвертичные вулканиты Камчатки, ассоциирующиеся с ними ультраосновные включения и контуры вихревой тектоно-магматической структуры.1 - выступы метаморфизованных пород фундамента; 2 – проявления четвертичного вулканизма; Вулканиты с ксенолитами: 3 – дунит-гарцбургитовой ассоциации (вулканы: 1 – Авачинский, 2 – Корякский, 3 – Жупановский, 4 – Кроноцкий, 5 – Начикинский); 4 – дунит-верлит-пироксенитовой ассоциации (вулканы: 6 – Николка, 7 – группа конусов Большого трещинного Толбачинского извержения, 8 – Зимина, 9 – Безымянный, 10 – Ключевской, 11 – Заречный, 12 – Харчинский, 13 – Шивелуч); 5 – верлит-пироксенитовой ассоциации (14 – плато-базальты в р-не в.Бакенинг, 15 – дайки и силлы базальтов на р.Степанова, 16 – Ичинский вулкан, 17 – ареальные и покровные проявления Дола Геологов, 18 – вулкан Кетепана, 19 - р. Валоваям; 6 – тектонические нарушения; 7 – условные контуры вихревой тектоно-магматической структуры. |
Схема возрастных корреляций. 1 – плиоцен-четвертичные вулканиты с включениями гипербазитов; 2 - гипербазиты южного ареала: а) K-Ar возраста, б) Rb-Sr возраста; 3 – гипербазиты северного ареала (Rb-Sr возраста). [Ланда и др., 2002; Корякско-Камчатский…, 2002; Kepezhinskas et al., 1997] |
Вулканы Безымянный, Толбачек, Ключевской -Схематическое представление следов образующей конуса возможного флюидо-магматического очага под Ключевской группой вулканов. А) по P- волнам; Б) по S- волнам; В) реконструкция вертикального разреза литосферы; по материалам [Фирстов, Широков, 1971]. |
Местоположение массивов ультрамафит-мафитового комплекса (Леднева и др., 2000) / - флишевые толщи Укэлаятского прогиба (верхний мел - палеоген); 2 -кремнисто-вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы фронтальной зоны и Олюторского хребта (альб-маастрихт); 3 — терригенные толщи Ильпинско-Пахачинской зоны (палеоген-неоген); 4 — вулканогенно-терригенные толщи Говено-Карагинской зоны (палеоген); 5 - вулканогенный комплекс Апукско-Вывенского пояса (неоген-плейстоцен); 6 - массивы ультрамафит-мафитового комплекса; 7 - надвиги; 8 - прочие pазломы |
source:http://geo.web.ru/Mirrors/ivs/publication/whirlwinds/anosov.htm
Cледы магматической деятельности на земной поверхности, фиксируемые вулканическими и интрузивными образованиями, являются отражением более глубоких процессов, но они завуалированы тектоническими подвижками в хрупком слое земной коры, процессами магматической дифференциации на относительно малых глубинах и последующим метаморфизмом (эти факторы настолько интенсивны, что порой полностью уничтожают признаки первичных мантийных источников. Поэтому породы ультраосновного состава Камчатки, представленны мафит-ультрамафитовыми плутоническими и вулканическими ассоциациями верхнемелового-палеогенового возраста, а также ксенолитами базит-гипербазитового состава, которые связанны с вулканитами плиоцен-четвертичного возраста являются уникальным объектом для изучения.
Верхнемеловое-палеогеновое (палеоценовое) время в Камчатско-Корякском регионе, как и во всей Зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану, было периодом интенсивного существенно базальтового вулканизма.
Вулканическая активность на большей части территории Зоны перехода проистекала на фоне общего поднятия земной поверхности (Варнавский, 1982). На Камчатке и в Корякии в конце сенона – начале палеоцена происходит формирование сложно расчлененного островного поднятия с вулканизмом островодужного типа (Очерки тектонического развития…, 1987), который в ряде районов полуострова (Валагинский хребет, восточные и северо-восточные отроги Срединного хребта, Камчатский перешеек, Корякское нагорье) характеризуется повышенной калиевой щелочностью (Флеров, Колосков, 1976; Колосков и др.,1999). В последовавшую затем эпоху складчатости произошло становление многочисленных гипербазитовых и базит-гипербазитовых массивов. В формационном плане среди них выделяются (Колосков, 2000):
1) альпинотипные гипербазиты (дунит-гарцбургитовая ассоциация) с небольшим объемом габброидов;
2) дунит-верлит-пироксенитовые массивы с повышенной калиевой щелочностью;
3) габбро-монцонит-сиенитовые и перидотит-пироксенит-норитовые массивы.
По гравиметрическим данным эти массивы (Литвинов и др. 1999) не всегда имеют "корни" и даже иногда характеризуются отрицательными гравиметрическими аномалиями. Тем не менее, если взять за основу ареал распространения ультрабазит-базитовых проявлений, характеризующихся повышенной калиевой щелочностью, то трассируется обширная вытянутая с северо-востока на юго-запад полуспираль, которая вблизи выходов метаморфических пород Срединного массива Камчатки заканчивается эффектным разворотом. Альпинотипные гипербазиты, развитые в пределах Восточной Камчатки и Ганальского выступа метаморфических пород, также как проявления подобного типа в северо-западной части рассматриваемого региона, образуют самостоятельные ареалы. Интрузии перидотит-пироксенит-норитового состава (без щелочного уклона) также обособляются, группируясь в районе выходов Срединного массива метаморфических пород Камчатки. Базит – гипербазитовые проявления этих двух типов фиксируют внешнюю (разомкнутую на месте Охотского моря) область рассматриваемой структуры, входящей в состав офиолитовых комплексов, участвующих в строении отдельных террейнов и имеющих различное происхождение (Цуканов, Федорчук, 2000).
В плиоцен-четвертичное время на фоне регионального эрозионного размыва уже сформировавшегося структурного этажа (Варнавский, 1982), Камчатка вновь становится ареной проявления интенсивного базальтового вулканизма.
Происходит формирование линейно вытянутых вулканических поясов, часть из которых наследует положение более древних ареалов вулканизма, а некоторые из них закладываются на гетерогенном невулканическом фундаменте (Петрология и геохимия…, 1987). В составе продуктов вулканизма преобладают (до 80% всего объема пород) базальты и андезито-базальты (Очерки тектонического развития…, 1987). Выделяются как обычные островодужные ассоциации, так и вулканиты внутриплитного геохимического типа (Volynets, 1994). С позиции тектоники литосферных плит эволюция вулканических поясов связывается с динамикой субдукционных зон (Авдейко и др., 2002). При этом Срединно-Камчатская зона является примером затухания субдукции (с ее перескоком на восток в конце миоцена - начале плиоцена), а Восточно-Камчатская – отражением начального этапа новой (современной, т.е. не старше 10 Ма) субдукционной области.
Одной из характерных особенностей плиоцен-четвертичных вулканитов является присутствие в них в ряде мест включений ультраосновного состава.
Наиболее широко и в наиболее крупных размерах (размер некоторых ксенолитов гарцбургитов на Авачинском вулкане доходит до 45-50 см) включения представлены во взрывных туфо-пирокластических образованиях. Среди включений ультрамафитов выделяются (Колосков, 1999) следующие ассоциации:
1) дунит-гарцбургитовая,
2) дунит-верлит-пироксенитовая
3) верлит-пироксенитовая.
Как видно на рис.2, включения 1-ой ассоциации отмечаются на вулканах фронтального вулканического пояса, имеющих преимущественно низкокалиевый толеитовый состав. Образования второго типа распространены в базальтоидах (известково-щелочных, реже субщелочных) Ключевской группы вулканов.
Наконец, включения 3-ей ассоциации выносятся субщелочными и щелочными оливиновыми базальтами внутриплитного геохимического типа.
Детальное изучение этих образований (Колосков, 1999) показало, что они не являются «реститами мантийного субстрата», как это принято в трактовке генезиса подобных проявлений. Не могут они быть также и
ксенолитами плутонических пород мел-палеогенового фундамента, так как существенно отличаются по ряду минералогических, а также изотопно-геохимических характеристик. Скорее всего, они являются плутоническими аналогами несущих их вулканитов (Колосков, 1999; Колосков и др., 2001).
Первая ассоциация включений является высокотемпературной и относительно «сухой».
Здесь развиты только редкие интерстиционные паргаситы и роговые обманки контактово-реакционных зон на границе с вмещающими породами. Вторая и третья ассоциации весьма сходны по набору петрографических разностей, хотя и отличаются составом минералов. Объединяет их также присутствие флогопита и широкое развитие амфиболов в зонах вторичного ощелачивания и флюидной метасоматической проработки.
Если оконтурить ареал распространения вулканитов, содержащих включения второй и третьей ассоциаций, то получается обширная линейно-вытянутая в северо-восточном направлении структура, весьма напоминающая таковую для сходного типа гипербазитовых проявлений рис 1. При этом разворот структуры, напоминающей вихревую, происходит вблизи выходов метаморфид Срединного и Ганальского хребтов, а заканчивается она образцами ксенолитов ультрамафитов Ключевской группы вулканов, многие из которых несут ксенолиты дунитов, верлитов и пироксенитов. Большая часть вулканитов с ксенолитами второй и третьей ассоциаций характеризуются повышенной калиевой щелочностью. Кроме того, в пределах выделенной структуры располагаются практически все (за исключением самого южного сегмента) известные на Камчатке (Цветков и др., 1993) проявления шошонитов плиоцен-четвертичного возраста. Вдоль восточного края этой структуры локализованы вулканиты низкокалиевого толеитового типа, несущие дунит-гарцбургитовый тип включений. Таким образом, и для этого возрастного этапа характер зонального распределения ультрамафитов сходен с таковым для позднемелового-палеоценового времени.
Скорость подъема базальтов при Толбачинском извержении с глубины 20–30 км в 1975 г равна 100-150 м/час, или 28 км за 7,77-11,65 суток (Федотов, 1976), что вызвано плотностной дифференциацией, расслоением магмы, дегазацией и т.п.. Многие работы (Добрецов и др., 2001) предлагают расчеты по плавлению вещества для температуры 1200°C и в условиях обводненности субстрата, но уровень температуры здесь занижен, т.к. значения температур выходящих на поверхность магм после практически полной дегазации имеют не меньшие значения, чем 1100–1300°C, и долженны достигать величин не менее 1400–1600°C (Сычев, 1979), во-вторых, "обводненность" продуктов извержений не обязательно связана с наличием воды на глубинах возникновения расплавов, а может быть следствием прохождения магм сквозь обводненные этажи нижних частей земной коры под вулканами (Хубуная, Аносов, 1998).
Существуют многочисленные попытки оценить энергетический уровень вулканических извержений (Грейтон, 1949; Горшков, Богоявленская, 1965; Рябинин, Родионов, 1964; Поляк, 1966; Ковалев, 1971; Шейнманн, 1972; Федотов, 1982; Settle, M. 1978; Giardini, Melton, 1989).
Оценки Г.С.Горшкова и Г.Е Богоявленской (1965), сделанные для взрывного извержения вулкана Безымянный в марте 1956 г., указывают на значение тепловой энергии на уровне (3,8–4,8) х 10 18 Дж. при КПД тепловой энергии до 23 % (Giardini,Melton, 1989) и с учетом энергетических затрат на другие сопутствующие процессы, источник энергии этого извержения должен быть по порядку на уровне 10 19 Дж, что при длительности взрыва не более 15–20 секунд (Рябинин, Родионов, 1966) реализованная мощность составит не менее (5–7) x 10 17 Вт. По расчетам С.А.Федотова (Федотов, 1982), эта мощность не превысила 1016 Вт, т.е на 1,5 порядка меньше, но все равно – очень большая для одного извержения. Если сопоставить эту мощность со средней для Земли за 4,67 млрд. лет, то она (Giardini, Melton, 1989, табл.1) превысит усредненную мощность на порядок – 2,0 x 1016 Вт, а по расчетам С.А.Федотова, сопоставима со средней, планетарной. По данным (Поляк, 1966) усредненный энергетический источник вулканизма не превышает 2,13 x 1010 Вт или не более 0,1 % от всей планетарной энергии и средняя мощность не катастрофического извержения достигает только 108 – 1010 Вт. Таким образом, мощности тепловой энергии, реализуемой при вулканических извержениях, сопоставимы с теми, которые оцениваются в среднем для всей Планеты.
На севере ультрабазиты более древние, чем их однотипные аналоги южного ареала. Это смещение во времени находит свое логическое объяснение как следствие эволюции единой вихревой структуры.
Такое смещение происходило со средней скоростью около 9 см/год. Возрастные датировки проявлений вулканизма плиоцен-четвертичного этапа свидетельствуют о том, что смещение эндогенной активности происходило также со скоростью около 9,5 см/год. Такие скорости хорошо согласуются с оценками термодинамических движений в астеносфере камчатского региона по существующим методикам (Новиков, 1969; Герценштейн, Шмидт, 1974).
Зассматриваемые этапы проявления пород ультраосновного состава разделены перерывом около 27-30 млн. лет (эоцен, олигоцен, миоцен). С этим периодом на Камчатке связано формирование многочисленных интрузивных образований диоритового и гранодиоритового состава (Геология СССР, 1964, Колосков,1982), которые интерпретируются как многогорбные (multi – humped structures) внедрения. Плутоническая деятельность сопровождалась интенсивным вулканизмом, в составе продуктов которого также преобладают андезиты и более кислые разности. Паузу в проявлении ультраосновного магматизма можно объяснить периодичностью волновых процессов в мантии, период которых около 30 Ма (Святловский, Китайгородский, 1988), что согласуется с существующими периодичностями тектоно-магматических процессов (Слензак, 1985; Ясаманов, 1993).
Области конечных структур являются аномальными участками проявления наименее дифференцированного (высокотемпературного и быстротечного) магматизма.
Скорее всего, здесь реализуются условия лучшей сохранности изначальной природы магматических проявлений. На рис. 1. – это ареал крупномасштабного ультраосновного вулканизма (хребты Валагинский, Тумрок, р-он Шаромского мыса (Kamenetsky et al., 1995)), среди которых были обнаружены лампроитоподобные щелочно-ультраосновные породы (Селиверстов и др., 1994) и карбонатиты (Расс, Фрих-Хар, 1987). Здесь же в единственном пока на Камчатке месте обнаружена (Селиверстов и др., 1984) высокобарическая (пироповый гранат, клинопироксен с высоким содержанием жадеитовой составляющей) ассоциация минералов из включений в меймечитах. На рис. 2. аномальный участок соответствует ареалу распространения вулканитов Ключевской группы вулканов.
Здесь в наибольшем объеме по сравнению с другими районами распространены высокомагнезиальные базальтоиды, почти на каждом вулкане обнаружены ультраосновные ксенолиты.
Район является аномальным по ряду геохимических признаков, а также высокой флюидонасыщенности магматических расплавов (Хубуная, Аносов, 1999; Колосков и др., 2001).
Характер проявления магматизма Камчатского региона определяется особенностями эволюции тектоно-магматических структур, в которых просматривается волновой (Святловский, Китайгородский, 1988) характер процесса.
Базит-гипербазитовые ассоциации характеризуются повышенной калиевой щелочностью, либо ассоциируются с базальтоидами повышенной щелочности (т.е. более глубинными базальтами) и флюидонасыщенности (перегретых, с элементами вскипания). Вместе с тем по периферии структур наблюдаются проявления менее щелочного, высокотемпературного и относительно "сухого" магматизма (альпинотипные гипербазиты на рис.1 и преимущественно толеитовые базиты с ксенолитами дунит-гарцбургитовой ассоциации на рис.2). Возможно, что альпинотипные гипербазиты не напрямую связаны с эволюцией структуры и характеризуются своей геодинамической обстановкой (С.Е.Апрелков и др., 2000, Н.В.Цуканов и А.В.Федорчук, 2000). Тем не менее обращает на себя внимание повторяющаяся зональность в характере проявления дунит-гарцбургитовых ассоциаций (как массивов альпинотипных гипербазитов и как ксенолитов в вулканитах), что наводит на мысль о наличии здесь вихревой структуры длительного, и возможно унаследованного развития (Слензак, 1972).
Эта динамика может быть подтверждена и прямыми геофизическими наблюдениями за гравитационным и геомагнитным полями (Крылов, Соболев , 1998).