Современная тектоническая структура Курило-Камчатского региона и условия магмообразования

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

Современная структура Курило-Камчатского региона определяется тремя кайнозойскими разновозрастными островодужными системами, которые маркируются разновозрастными вулканическими дугами, сформированными над зонами субдукции. Современная Курило-Камчатская островодужная система состоит из трех сегментов: Восточно-Камчатского, Южно-Камчатского и Курильского с разной историей тектонического развития и разным геодинамическим режимом.

Условия генерации магмы в первую очередь зависят от структуры поля температур, определяемой геодинамическим режимом и параметрами зоны субдукции. В Курильском сегменте, начиная с миоцена, сформировался стационарный режим субдукции с магмогенерацией в пределах мантийного клина и типичной петрогеохимической зональностью. В Восточной Камчатке субдукция началась в плиоцене, и здесь, наряду с плавлением мантийного клина, возможно частичное плавление фронтальной части поддвигаемой плиты и, соответственно, появление вулканических пород с бонинитовой тенденцией. Структура Южной Камчатки определяется дискордантным наложением современной островодужной системы на миоценувую Срединно-Камчатско-Курильскую систему с нарушением петрогеохимической зональности. Особые геодинамический и тепловой режим и, соответственно, условия магмообразования создаются на стыке Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг. По-видимому, с этим связано появление вулканических пород внутриплитного геохимического типа.

Введение

Несмотря на длительную историю изучения вулканизма островных дуг (ОД) и активных континентальных окраин, геотектонических позиций и глубинного строения зон его проявления некоторые аспекты генерации магм и формирования геохимических характеристик магматических пород все еще остаются в значительной мере неопределенными. Ключевыми являются два основных вопроса: 1 - что является источником магм (т.е. что плавится и где)? и 2 - что является причиной плавления - дополнительное тепло, снижение давления или привнос флюидов?

Со времени появления модели субдукции сформировались две основные точки зрения на процесс генерации магм в ОД и активных континентальных окраинах, обзор дан в ряде публикаций [2,57]. Согласно одной, плавление происходит за счет дополнительного тепла трения. При этом одни авторы [54,58,71,72] полагают, что плавится субдуцируемая океаническая кора, другие [63,76] - что плавится как океаническая кора, так и основание мантийного клина. По другой точке зрения плавится вещество мантийного клина над субдуцируемой пластиной под воздействием воды и других летучих компонентов, отделяющихся от поддвигаемой океанической коры [37,56,67,73,82 и др.].

В последнее время появились данные о том, что, хотя основной объем магм формируется в пределах мантийного клина под воздействием летучих компонентов, т.е. в соответствии со второй точкой зрения, но в некоторых условиях наблюдается частичное плавление океанической коры с формированием своеобразных известково-щелочных пород, объединяемых под термином "адакиты", которые, по сравнению с типичными ОД-породами, характеризуются высокими концентрациями Mg, Sr, K, низкими концентрациями тяжелых РЗЭ, Ni, Cr, соответственно, высокими отношениями La/Yb, Sr/Y и низкими FeO/MgO, K/La, Ba/La и некоторыми другими параметрами [78,93,94].

Курило-Камчатская островодужная система является хорошим регионом для реконструкции условий генерации магмы. Здесь наблюдается большое разнообразие островодужных серий вулканических пород, включая породы с адакитовой тенденцией. Камчатка является единственным в мире районом, где в Срединном хребте имеется современный вулканический пояс или вулканическая дуга с глубиной до современной сейсмофокальной зоны более 300 км [6,83], тогда как в пределах других островных дуг и активных континентальных окраин максимальная глубина до сейсмофокальной зоны под тыловыми вулканами не превышает 200-220 км. И, наконец, на Камчатке, наряду с типичными островодужными сериями, довольно широко распространены породы внутриплитного геохимического типа [89].

Структурно-тектонические обстановки проявления вулканизма и геодинамические параметры зон субдукции также различны вдоль и вкрест Курило-Камчатской ОД-системы. Здесь имеются участки с прямой и косой субдукцией, участки поддвигания Тихоокеанской плиты с нормальной и утолщенной океанической корой, а также зона стыка Курило-Камчатской и Алеутской дуг с трансформной границей между Тихоокеанской и Североамериканской плитами [4,6].

Настоящая статья представляет собой попытку систематизации пространственно-структурных и петролого-геохимических данных по соотношению тектонического развития и вулканизма Курило-Камчатской островодужной системы с целью реконструкции условий магмообразования и петролого-геохимической специфики вулканических пород.

Вулканические дуги Курило-Камчатской системы

Рис. 1

Под вулканической дугой понимается часть ОД или активной континентальной окраины, где проявляется вулканизм над зоной субдукции. Вкрест простирания ОД и активных окраин континентов выделяются следующие субпараллельные структурные элементы: глубоководный желоб, фронтальная (невулканическая, тектоническая) дуга, междуговой прогиб, вулканическая дуга, задуговой прогиб. Вулканическая дуга может быть представлена двумя вулканическими зонами и зоной ослабления вулканической активности между ними [1,53,83]. Одним из основных элементов вулканической дуги является вулканический фронт, который представляет собой линию, соединяющую вулканические центры, наиболее близко расположенные к глубоководному желобу. В генетическом смысле это линия, за которой создаются условия для плавления либо в пределах мантийного клина [2,82], либо в верхней части поддвигаемой плиты [62,71].  

В пределах Курило-Камчатской ОД-системы распространены, по крайней мере, три разновозрастных вулканических комплекса надсубдукционного типа (Рис.1). На Западной Камчатке это палеоценовые покровные и субвулканические фации пород от андезибазальтов до дацитов, обнажающиеся в междуречье Коль - Большая Воровская (черепановская толща), и группы эоценовых вулканических и субвулканических комплексов формационного ряда от базальтов до риолитов, протягивающихся по западному побережью и Парапольскому долу [25].

В пределах Срединного хребта Камчатки и на Юго-Восточной Камчатке широко распространены верхнеолигоцен-миоценовые эффузивно-экструзивные и пирокластические комплексы пород от базальтов до дацитов и риодацитов с преобладанием андезитов и андезидацитов. Среди них встречаются породы как нормального, так и щелочного ряда - трахибазальты, трахиандезиты и др. Подробная геологическая и петрогеохимическая характеристика этих пород приведена в работах В.С.Шеймовича, М.Г.Патоки [22,51] и Н.В.Огородова с соавторами [21]. Аналогичные вулканические породы ОД-типа распространены и на островах Большой Курильской гряды [35,39,44].

В этих же районах, а также на Восточной Камчатке распространены и плиоцен-четвертичные вулканогенные ОД-комплексы (см. рис.1). Состав пород меняется от базальтов до риолитов, однако, соотношения пород разного состава в Курильском и Камчатском сегментах системы различны [13,31, 36,44]. На Курилах, в целом, преобладают андезибазальты и андезиты (60-70%), тогда как на Камчатке наиболее распространены базальты и основные андезибазальты (~50%) при более высокой доле кислых пород по сравнению с Курилами [13,32].

Как уже отмечалось выше, необычным является то, что в составе позднекайнозойских вулканических пород Камчатки встречаются лавы внутриплитного геохимического типа, выявленные и изученные О.Н.Волынцом [89]. Среди внутриплитных вулканических серий Камчатки установлены K-Na щелочнобазальтовая (позднемиоценового возраста на Восточной Камчатке); K-Na щелочнооливинбазальтовая (плиоценового возраста на Восточной Камчатке и позднеплиоцен-голоценового возраста в Срединном хребте - в виде зоны ареального вулканизма); K-Na базальт-комендитовая (плиоцен-раннеплейстоценового возраста в Срединном хребте); К-щелочнобазальтовая и шошонит-латитовая (позднемиоцен-плиоценового возраста на Западной Камчатке).

В пределах Курил и Южной Камчатки отчетливо проявлены две вулканические зоны - фронтальная и тыловая, параллельные глубоководному желобу, с зоной ослабления вулканической активности между ними [1,53]. В пределах вулканической дуги Восточной Камчатки вулканический пояс Центральной Камчатской депрессии является тыловой зоной по отношению к вулканитам Восточного хребта, которые относятся к фронтальной зоне. Во всяком случае, для этих зон в целом характерны такие же закономерности петрогеохимической зональности, как и для Курил и Южной Камчатки [12,13,21,89].

Принципиальным с точки зрения условий магмообразования является вопрос о природе миоцен-четвертичного вулканического пояса Срединного хребта. Одни авторы считают его отдельной вулканической дугой, связанной с самостоятельной зоной субдукции, которая в настоящее время прекратила свое существование, так как оказалась заблокированной в результате причленения к Камчатке Восточных полуостровов [4,5,27,29,41]. В ней так же, как и на Курилах, Южной и Восточной Камчатке выделяются две вулканические зоны. По мнению других авторов, вулканический пояс Срединного хребта связан с современной Курило-Камчатской зоной субдукции и является третьей вулканической зоной, тыловой по отношению к Восточной вулканической зоне и вулканической зоне Центральной Камчатской депрессии [38,83,85].

Петрогеохимическая зональность

В островодужных вулканических ассоциациях Курил, Южной и Восточной Камчатки хорошо проявлена поперечная петрогеохимическая зональность и значительно менее отчетливо - продольная зональность. В целом, в составе островодужных ассоциаций вулканических пород Курило-Камчатской системы по уровню концентрации К2О выделяются лавы низкокалиевой, умереннокалиевой, высококалиевой и шошонит-латитовой серий, а по общему содержанию щелочей - породы нормального и субщелочного ряда. В пределах каждой по К-щелочности серии по критерию Мияширо [75] выделяются толеитовые и известково-щелочные разности [89]. От фронта к тылу наблюдается последовательная смена пород от низкокалиевой до высококалиевой серии, иногда до шошонит-латитовой серии, а по критерию Мияширо - от толеитовых до известково-щелочных разностей.

От фронта к тылу уменьшается также степень дифференцированности вулканитов и меняется состав минералов. Лавы фронтальных вулканических зон характеризуются, в основном, двупироксеновыми ассоциациями фенокристаллов, тогда как в базальтах тыловых зон вкрапленники ортопироксена редки, а в лавах среднего и кислого составов и иногда даже в базальтах распространены вкрапленники амфибола и биотита. Одноименные минералы разных зон отличаются и по химическому составу [11,34,36,89].

Поперечная геохимическая зональность выражается в повышении от фронтальных к тыловым зонам концентраций в лавах большинства некогерентных редких элементов (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 отношений и содержаний летучих компонентов - H2O, F, Cl, S. В этом же направлении уменьшаются содержания в лавах Fe, V, величины Fe/Fe+Mg и Fe2+/Fe3+ отношений [36,88]. Поперечная петрогеохимическая зональность нарушается в аномальных зонах, в частности, в Малко-Петропавловской зоне поперечных дислокаций на Камчатке [8] и в проливе Буссоль на Курилах [36]. В лавах Курильского сегмента установлена хорошо выраженная поперечная изотопная зональность: величины 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd заметно уменьшаются от фронта к тылу. На Южной Камчатке отмечается аналогичная, но менее четко выраженная Sr-изотопная зональность, тогда как зональность по изотопам неодима не отмечается [26].

Поперечная геохимическая зональность, аналогичная зональности Курил и Южной Камчатки, проявлена и в четвертичных вулканитах ОД-типа Срединного хребта при более высокой общей щелочности и более высоком уровне концентраций некогерентных редких элементов [12,13,18,20,35]. Здесь, так же как и на Курилах и Южной Камчатке наблюдается понижение значений изотопов стронция от фронта к тылу при отсутствии заметной Nd-изотопной зональности [26].

Гравиметрическая характеристика вулканических дуг

Рис. 2

Гравитационное поле Курило-Камчатской системы дуга - желоб обладает основными характерными чертами таких систем, т.е. наличием сопряженных положительной и отрицательной аномалий в свободном воздухе [23,24,91]. Положительная аномалия протягивается вдоль невулканической дуги, которой на Курилах соответствуют острова Малой Курильской гряды и их подводное продолжение, а на Камчатке - восточные полуострова. Положительная аномалия осложнена поперечными аномалиями пониженного поля вдоль крупных поперечных зон разломов в районе Авачинского залива на Камчатке и пролива Буссоль на Курилах [91]. В этих районах наблюдается нарушение петрогеохимической зональности.  

Положительная гравитационная аномалия характерна для зоны восточных полуостровов Камчатки так же и в редукции Буге (рис.2).

Отличительной особенностью гравитационного поля Камчатки от других ОД и активных континентальных окраин является наличие двух отчетливых протяженных зон положительных гравитационных аномалий на участке от Малко-Петропавловской зоны поперечных дислокаций до зоны поперечных разломов, продолжающих на Камчатке Алеутское направление (Рис.2). Одна зона, как было сказано выше, соответствует восточным полуостровам, другая - протягивается вдоль Центральной Камчатской депрессии. Кроме того, на Западной Камчатке имеется третья зона положительных аномалий, которая выражена менее отчетливо. По отношению к вулканическому поясу Срединного хребта вторая зона положительных аномалий занимает такое же положение, как и зона восточных полуостровов по отношению к Восточно-Камчатскому вулканическому поясу. Она соответствует почти полностью погребенному Хавывенскому поднятию северо-восточного простирания. В пределах этого поднятия максимальное значение силы тяжести наблюдается на одноименной возвышенности, сложенной кристаллическими сланцами основного состава и серпентизированными гипербазитами. В пределах аномальной зоны обнажается также толща подушечных базальтов и туфов, прорванных крупным телом габброидов с плотностью 3,05 г/см3. Остальные участки аномальной зоны Хавывенской возвышенности закрыты чехлом кайнозойских вулканогенно-терригенных пород, в связи с чем интенсивность положительной гравитационной аномалии несколько убывает. Тем не менее, только наличием пород высокой плотности нельзя объяснить мощный гравитационный эффект [7]. На наш взгляд, это свидетельствует в пользу того, что вулканический пояс Срединного хребта сформировался над самостоятельной зоной субдукции, для которой Хавывенское поднятие, так же как и о. Карагинский на его северо-восточном продолжении, служили фронтальной (невулканической) дугой. В этом случае положительная гравитационная аномалия является в значительной мере остаточной, обусловленной нарушением изостазии в период субдукции. В пользу того, что Хавывинское поднятие являлось фронтальной дугой, свидетельствует и наличие ультраосновных пород, обычных для таких структур.  

Рис. 3

Модельный гравитационный разрез с двумя зонами субдукции показан на рис.3. Плотностное моделирование по профилю вкрест п-ова Камчатка свидетельствует о том, что в случае введения в модель двух относительно плотных погружающихся слоев с эффективной плотностью +0,08 : +0,1 г/см3, и двух зон разуплотнения (-0,08 : -0,1 г/см3) - предполагаемых участков магмообразования, форма и интенсивность расчетной гравитационной аномалии близка к наблюденной.  

Свидетельством самостоятельности зоны субдукции под Срединный хребет является также погребенный палеожелоб, который фиксируется по отрицательной гравитационной аномалии в свободном воздухе вдоль подножия континентального склона восточнее о.Карагинский [24,90]. На Камчатке этой зоне субдукции, вернее, осевой зоне палеожелоба, соответствует Тюшевский прогиб и зона надвига Гречишкина [41].

Сегмент с двумя разновозрастными зонами субдукции ограничен с юга Малко-Петропавловской зоной поперечных дислокаций, а с севера - глубинными разломами Алеутского направления. По этим разломам в плиоцене произошел перескок зоны субдукции на современное ее положение. По мнению В.П.Трубицина с соавторами [41], субдукция под северный отрезок Срединного хребта была наведенной, так как сформировавшаяся в эоцене Алеутская дуга отделила Берингово море от Тихоокеанской плиты.  

Третья зона положительных аномалий Западной Камчатки, вероятно, соответствует палеогеновой островодужной системе, вернее, ее фронтальной дуге (см. рис.2). Во всяком случае, западнее этой зоны располагается палеогеновый вулканический пояс (см. рис.1).

Геодинамические параметры проявления вулканизма

Основные геодинамические параметры проявления вулканизма Курильского сегмента ОД-системы, основанные на модели субдукции, рассмотрены нами ранее [2]. Параметры сейсмофокального слоя во многом определяют геодинамические условия проявления вулканизма. Они косвенно влияют на температуру, давление и состав плавящегося субстрата, количество и состав участвующих в плавлении летучих компонентов, условия подъема и излияния магмы. К числу определяющих параметров относятся скорость и направление движения субдуцируемой плиты, угол ее наклона, глубина до зоны субдукции (до верхней плоскости сейсмофокальной зоны) под вулканическим фронтом и под тыловыми вулканами, расстояние от оси глубоководного желоба до вулканического фронта и кратчайшее расстояние от вулканического фронта до вулканов.

В последнее время нами совместно с В.А.Широковым уточнена геометрия сейсмофокального слоя с использованием базы данных по землетрясениям Курило-Камчатского региона за весь период инструментальных наблюдений. Изолинии глубины до верхней поверхности сейсмофокальной зоны, основанные на этих данных, показаны на рис.1, а уточненные параметры проявления вулканизма на разных отрезках Восточно-Камчатского и Курильского сегментов ОД-системы даны в таблице 1.

Глубина до сейсмофокальной плоскости под вулканическим фронтом является почти постоянной величиной, составляя 110+5 км, а максимальная глубина под тыловыми, наиболее удаленными от вулканического фронта вулканами не превышает 220 км. Ранее было показано, что именно в этих пределах глубин до сейсмофокальной плоскости существуют условия плавления в мантийном клине за счет отделения летучих, в первую очередь воды, от поддвигаемой литосферной плиты [2].

Следует подчеркнуть, что геодинамические параметры проявления вулканизма примерно одинаковы для всех ОД-систем и активных окраин Тихоокеанского кольца. Основными из них являются глубина до сейсмофокальной зоны под фронтальными и тыловыми вулканами, ширина вулканической дуги и расстояние от оси глубоководного желоба, т.е. от линии начала субдукции, до линии вулканического фронта. С этих позиций положение вулканического пояса Срединного хребта Камчатки является уникальным. Глубина до современной сейсмофокальной зоны на юге этого пояса колеблется в пределах от 300 км под наиболее близко расположенными к современному глубоководному желобу вулканами до 450 км - под тыловыми вулканами. Севернее же Ичинского вулкана субдукция если и существует, то она никак не проявляется в виде сейсмофокальной зоны землетрясений. Ширина вулканического пояса Срединного хребта составляет более 100 км, т.е. соответствует ширине крупной вулканической дуги. Если же считать вулканический пояс Срединного хребта третьей вулканической зоной современной дуги, то вулканическая дуга на этом отрезке Курило-Камчатской островодужной системы расширяется до 400 км, что не характерно ни для островных дуг, ни для активных континентальных окраин.

Рис. 4

Природа проявления современного вулканизма Срединного хребта

Как было сказано выше, о природе вулканического пояса Срединного хребта существуют две точки зрения. По одной из них его формирование связано с современной зоной субдукции [38,83,85], по второй - вулканический пояс Срединного хребта является самостоятельной вулканической дугой над более древней зоной субдукции [4,5,29,41,89]. Вопрос о природе этого вулканического пояса, с одной стороны, является ключевым для реконструкции истории тектонического развития Курило-Камчатской островодужной системы, а с другой стороны - ключевым для понимания процессов магмообразования, связанных с субдукцией. Подробный анализ аргументации обех точек зрения дан нами в отдельной статье [6], где показано, что предпочтительней является вторая точка зрения. Об этом свидетельствуют следующие данные:

1. Пространственно структурное размещение вулканических поясов и отсутствие миоценовых вулканических пород ОД-типа на Восточной Камчатке (см. рис.1) свидетельствует о том, что вулканические пояса Срединного хребта и Восточной Камчатки (вместе с поясами Центральной Камчатской депрессии) являются самостоятельными вулканическими дугами. Более того, в пределах вулканической дуги Срединного хребта шириной более 100 км, так же как и на Южной Камчатке и Курилах, выделяются фронтальная и тыловая вулканические зоны с зоной ослабления вулканической активности между ними.

2. Поперечная петрогеохимическая зональность вулканического пояса Срединного хребта аналогична таковой для других вулканических дуг с несколько более высоким уровнем содержания щелочей и некогерентных редких элементов.

3. Гравиметрические данные свидетельствуют об удвоении (а возможно и об утроении) систем - фронтальная невулканическая дуга (маркируемая поясом положительных аномалий) - вулканическая дуга (см. рис. 2 и 3).

4. Данные о пространственном распределении эпицентров землетрясений [6] свидетельствуют о том, что в зоне субдукции дуги Срединного хребта еще сохранились остаточные движения. Возможно, что движения еще не совсем прекратились и на участке между Малко-Петропавловской и Алеутской зонами поперечных разломов. Эти разломы являются трансформными, и по ним произошел перескок зон субдукции (рис. 4).

5. По гравиметрическим и сейсморазведочным данным, к востоку от о.Карагинский фиксируется палеожелоб, соответствующий зоне субдукции Срединного хребта [24,41,91].

История тектонического развития

Рис. 5

 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 [25]. Пояс положительных гравитационных аномалий, по всей видимости, маркирует фронтальную невулканическую дугу этой системы. Слабый характер аномалии, очевидно, обусловлен восстановлением изостатического равновесия.

Рис. 6

 Начиная с конца олигоцена, в пределах Камчатки и Курил существовала система из двух дуг - Срединно-Камчатской и Южно-Камчатско-Курильской (рис.5). 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 (см. рис.1) и гравитационными аномалиями фронтальной дуги (см. рис.2).

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.6.

Современная тектоническая структура и вулкано-тектоническое районирование

Рассмотренные выше разновозрастные вулканические дуги определяют жесткую раму современной тектонической структуры Курило-Камчатской островодужной системы, которая сформировалась в результате длительного взаимодействия крупных литосферных плит: Кула, Тихоокеанской, Евразиатской и Североамериканской. Жесткость системы определяется тем, что после причленения более молодой дуги к более древней относительные движения между ними практически прекратились. Осадочные прогибы, разделяющие эти дуги, были либо преддуговыми, либо задуговыми бассейнами. Фундаментом вулканогенных и вулканогенно-осадочных формаций служат вещественно-структурные комплексы разного состава, разного возраста и разного генезиса, представляющие собой аккреционно-коллизионные области, состоящие обычно из нескольких террейнов [33,40]. Так, фундаментом современной вулканической дуги Восточной Камчатки служат верхнемеловые-нижнепалеогеновые вулканогенно-осадочные структурно-вещественные комплексы в аллохтонном залегании [33], которые, по мнению ряда исследователей [28,48-50], сформировались в островодужных условиях в сопряженных структурах: задуговой бассейн - островная дуга - преддуговой бассейн. На наш взгляд, это могли быть и формационные комплексы внутриокеанических цепей вулканов, аналогичных Гавайско-Императорской цепи, которые по петрогеохимическим характеристикам вулканических пород трудно отличить от островодужных, тем более при значительных вторичных изменениях. Во всяком случае, внутриокеанические цепи вулканов типа "горячих точек" более обычны для Тихого океана, чем внутриокеанические островные дуги. Единственным надежным критерием является Ta-Nb - минимум на спайдерграммах гигромагматофильных редких элементов в лавах островных дуг [12,74]. Общая структура толщ, слагающих эти аллохотные комплексы, покровно-чешуйчатая [33].  

Террейны Восточных полуостровов Камчатки сложены меловыми и палеогеновыми вулканогенно-осадочными образованиями, среди которых выделяются как островодужные, так и океанические комплексы [10,33,45-47 и др.]. Причленение их к Камчатке в конце миоцена, вероятно, явилось причиной перескока зоны субдукции на современное положение. В настоящее время они представляют собой фронтальную (тектоническую) дугу, которая отделяется от аккреционно-коллизионной области Восточной Камчатки "надвигом Гречишкина" [9,41]. Хавывинский террейн, слагающий одноименные возвышенность и погребенное под Центральной Камчатской депрессией поднятие, как было сказано выше, очевидно представляет собой фронтальную (тектоническую) дугу в островодужной системе Срединного хребта и причленился до начала ее формирования в позднем олигоцене.

Метаморфические и метаморфизованные комплексы Срединного и Ганальского хребтов также являются террейнами и служат фундаментом для верхнеолигоцен-миоценовой системы дуг Срединного хребта и Южной Камчатки. Подробная характеристика аккреционно-коллизионной структуры Камчатки дана в специальных работах [9,28, 45,48-50 и др.] и отражена на Тектонической карте Охотоморского региона [33,40].

В соответствии с тектонической историей и геодинамическими параметрами проявления современного вулканизма над зоной субдукции Тихоокеанской плиты под Евразиатскую (Табл.1) выделяются следующие районы (сегменты) Курило-Камчатской островодужной системы (см. рис.5).

Восточно-Камчатский сегмент представляет собой начальный этап (5-7 млн лет) развития прямой субдукции. В пределах этого сегмента выделяются участок поддвигания литосферной плиты с нормальной корой океанического типа и углом падения зоны субдукции около 45o и участок поддвигания с утолщенной океанической корой за счет поднятия Обручева, где угол зоны субдукции уменьшается до 30o и, соответственно, изгибается сейсмофокальная зона. Кроме того, зона сочленения с Алеутской дугой представляет собой участок со специфическим режимом, где возможно вспарывание и раздвигание субдуцируемой Тихоокеанской плиты с внедрением горячего материала астеносферы [70].  

В пределах Южно-Камчатского сегмента примерно за 25 млн лет (конец олигоцена) сформировался практически стационарный режим субдукции почти под прямым углом. Здесь также выделяется аномальный участок в зоне сочленения с вулканической дугой Срединного хребта, маркируемый Малко-Петропавловской зоной поперечных дислокаций.

Курильский сегмент, так же, как и Южная Камчатка, характеризуется стационарным режимом субдукции. В его пределах выделяются Северные, Средние и Южные Курилы с различными геодинамическими параметрами зоны субдукции и связанного с ней вулканизма [2,36]. С севера на юг субдукция из почти прямой (85o) переходит в косую (45o), а угол падения зоны поддвига является максимальным в Центральных Курилах (60o), уменьшаясь на севере, в районе Парамушира до 50o и на юге, в районе Симушира - до 38o.  

Вулканическая дуга Срединного хребта является примером завершения субдукции после перескока ее на современное положение и, соответственно, завершения этапа надсубдукционного вулканизма. Возможны два сценария завершения этого этапа: 1 - постепенное прекращение движения субдуцируемой океанической плиты, и тогда эта плита может быть зафиксирована методом сейсмической томографии как зона повышенных скоростей, и 2 - отрыв и опускание в мантию более тяжелой океанической плиты и внедрение более горячей подсубдукционной части мантии в более высокие горизонты. Развитие по второму сценарию может быть причиной проявления вулканизма внутриплитового геохимического типа, сопряженного с островодужным вулканизмом.

Модель магмообразования под Курильской островной дугой

На основе детального изучения наземного и подводного вулканизма Курильской островной дуги [1,2,11,35-37,44 и др.] с привлечением экспериментальных данных по плавлению перидотита и базальта при различных Р-Т-условиях [30,42,69], по устойчивости водосодержащих минералов [55,64,77,84 и др.], а также модельных расчетов структуры температур в зоне субдукции [52,59-61,86-88] нами разработана модель магмообразования под Курильской островной дугой [2,3,53], применимая для стационарных режимов большинства островных дуг. Коротко остановимся на основных параметрах проявления вулканизма, которые легли в основу этой модели.

Характер изменения интенсивности вулканической активности вкрест ОД является важным параметром, позволяющим судить о местоположении зон магмообразования. Ранее многими исследователями вслед за А.Сугимурой и др. [68,81] принималось, что объем четвертичных вулканитов убывает по экспоненте от фронта ОД к их тыловым частям. Нами же выявлен бимодальный характер площадной плотности вулканов и, соответственно, объемов извергаемых пород вкрест Курильской ОД с выделением фронтальной и тыловой зон. Аналогичный характер распределения вулканов установлен в последнее время для ряда других островных дуг и активных континентальных окраин [83].

Поперечная петрогеохимическая зональность, впервые выявленная Х.Куно [66], типична для абсолютного большинства ОД, в том числе и для вулканических дуг Курило-Камчатской системы. Принципиальной и существенно новой чертой, выявленной для Курильской ОД, является то, что переход от фронта к тыловой зоне по некоторым параметрам не постепеный, а резкий. Это является ключевым моментом, позволяющим говорить о двух зонах генерации магмы [3,36,53].  

Распределение температур в зоне субдукции и вышележащем мантийном клине оказывает решающее влияние на положение областей частичного плавления под островной дугой. Термальная структура зависит от многочисленных факторов, в частности, от скорости и угла наклона зоны субдукции, ее зрелости, возраста поддвигаемой плиты, интенсивности процесса наведенной конвекции, гидратации и дегидратации водосодержащих минералов и др., и для ее расчета были предложены различные цифровые модели [52,59-61,86,87 и др.]. Следует отметить принципиальное сходство термальных структур, предложенных разными авторами, хотя и имеются различия в оценках абсолютных температур из-за сложности учета разных факторов, влияющих на температуру. Одним из таких факторов является тепло трения, однако его влияние не столь велико, как считали некоторые исследователи [72], и его учет дает повышение температуры зоны субдукции не более, чем на 50оС [77].

Рис. 7

 Для оценки процессов гидратации, дегидратации и магмообразования под Курильской ОД в качестве рабочей нами выбрана температурная модель [60], так как расчеты по ней выполнены для конкретных дуг, в том числе и для Курильской. На рис. 7 дана структура поля температур вкрест Курильской ОД, вытекающие из этой модели РТ-условия возможных областей магмообразования под фронтальной и тыловой зонами (Рис. 7а) и положение кривых устойчивости водосодержащих минералов в зоне субдукции (Рис. 7б). Геотермы подошвы и кровли океанической коры в поддвигаемой пластине нигде не пересекаются с линией "мокрого" солидуса базальта и эклогита, т.е. плавление верхней части поддвигаемой плиты по рассмотренной температурной модели не происходит. Плавление кровли поддвигаемой пластины, т.е. верхней части океанической коры, может начаться лишь при увеличении ее температуры на 80 - 100oС (см. рис.7б). Плавление же перидотита мантийного клина как под фронтальной, так и под тыловой зонами возможно в довольно широкой области, как при избытке Н2О, так и при разных ее соотношениях с СО2 (см. рис.7а).  

Основным источником воды на глубинах магмообразования является дегидратация водосодержащих минералов из субдуцированной океанической плиты, т.к. поровая вода сбрасывается на глубинах <40 км. Формирующийся за счет этого СН4/Н2О-флюид не достигает мантийного клина, а поступает в аккреционную призму [77]. Поступление водного флюида в вероятную область магмообразования мантийного клина возможно двумя путями: за счет дегидратации водосодержащих минералов поддвигаемой плиты и последующей миграции флюида вверх, непосредственно в зону магмообразования в мантийном клине, либо многостадийным путем в результате дегидратации поддвигаемой плиты на более высоких уровнях, сопровождаемой гидратацией и последующей дегидратацией вовлекаемого вместе с поддвигаемой плитой основания мантийного клина. Второй путь предложен [82] в связи с тем, что поддвигаемая плита под зоной магмообразования является сухой, т.к. дегидратация ее происходит на более высоких уровнях.

Рассмотрим вероятность этих процессов для Курильской ОД, исходя из температурной модели [60]. На рис.7б показано положение кривых устойчивости водосодержащих минералов при данной структуре температур. Отчетливо видно, что большинство водосодержащих минералов (амфибол в базальте, амфибол в перидотите, 7