Подводный вулканизм островных дуг

Авдейко, Геннадий Порфирьевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Подводный вулканизм островных дуг
ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Подводный вулканизм островных дуг"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Институт океаналогии им. П.П.Ширшова

<1 13 V

На правах рукописи

АВДЕЙКО ГЕННАДИЙ ПОРФИРЬЕВИЧ

УДК 551.214:552.11+553.066

ПОДВОДНЫЙ ВУЛКАНИЗМ ОСТРОВНЫХ ДУГ /04.00Л0 - геология океанов и морей/

Диссертация в форме научного доклада, представленная на (»искание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва, 1993

Работа выполнена в Институте вулканической геологии и геохимии

Дальневосточного отделения

Российской Академии Наук

Официальные оппоненты: академик А.А.Маракушев

доктор геолого-минералогических наук А.Я.Шараськин

доктор геолого-минералогических наук Л.И.Лобковский

Ведущая организация: Институт геохимии и аналитической химий РАН (ГЕОХИ)

/ «

Защита диссертации состоится :" / " 1993 г

, --тгГ^-

в час на заседании Специализированного Совета

Д002.86.01 по защите докторских диссертаций при

Институте океанологии им. П.П.Ширшова РАН

Адрес: 117218 Москва,ул. Красикова, 23

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке: Института океанологии им. П.П.Ширшова РАН

Диссертация разослана &&Я-'} 0 1993 г.

Ученый секретарь Специализированного Севета ( канд. геол.-мин. наук : Т.А.Х^суд __

1. ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. Вулканизм является одним из ведущих природных процессов, определяющих морфоструктуру океана, вещественный состав пород его ложа и окраин. Он обусловливает формирование океанической коры, второй слой которой сложен базальтами подводных излияний, а третий - габброидами магматических очагов срединно-оке-анических рифтов. Вулканическую природу имеют все внутриоКенические острова и подводные горы. Чрезвычайно высока роль вулканизма в формировании континентальной коры в пределах островных дуг и активных континентальных окраин. И, наконец, работами С.И.Набоко (1959, 1930), Г.С.Дзоценидзв (1969), К,К,Зелвнова (1972), А.П.Лисицына (1979, 1981,1991), Митчела и Гарсона(1934) и мн. др. выделено существенное влияние вулканизма на осадконаколление и рудобразование. Во всех этих процессах особенно велика роль подводного вулканизма. Она определяется не только тем,.что объем продуктов извержений подводных вулканов всех геотектонических типов в 4-5 раз выше, чем наземных (Авдейко, 1979,1982), но также и подводно- морскими условиями, благо- ' приятными для концентрации рудных компонентов на геохимических и температурных барьерах. По данным М.Франклина и др. (1984), в каждой крупной тектонической провинции, имеющей в качестве важной составной части подводные вулканические породы, отмечаются стратиформные колчеданные месторождения, которые по минимальным оценкам и без учета данных по бывшим соцстранам содержат более 3,6x10? т меди, 8,6x10? т цинка, 2,7x10? т свинца, 6,3x104 т серебра, 2,2х103 т золота. Формирование аналогичных стратиформных залежей происходит и сейчас в пределах срединно-океанических рифтов (Edmond et al., 1979; Lowell and Rone. 1985, Лисицын и др., 1991 и мн. др.).

Таким образом, задача изучения подводного вулканизма, его роли в рудсобразовании, осадконакоплении и других природных процессах является одной из наиболее важных как в теоретическом, так и в практическом отношениях. Начинаяс 1976 г., когда было построено специализированное научно-исследовательское судно "Вулканолог", эта задача входит составной частью в Общегосударственную комплексную программу "Мировой океан" в виде отдельных заданий: 0.74.01.Û5.02.H4 (1976-1980 гг.), 0.74.01.02.01 .НЗ (1981-1985 гг.). проект ВЕСТПАК 04.01 .Н4В (19861990 гг.), проект "Глубинные геосферы (1992-19ЭЗ гг.) и разделов ряда

других заданий.

Цель и задачи исследования. Две основные проблемы связаны с изучением подводного вулканизма островных дуг (ОД) - проблема магмооб-раэования и рециклинга вещества в зонах субдукции и проблема подводного гидротермального рудообразования. Настоящее исследование направлено на разработку отдельных сторон указанных проблем. Для достижения этой цели потребовалось решение ряда конкретных задач:

1. Систематизация геотектонических типов подводного вулканизма, установление их связи с определенными геологическими и вулкано-тек-тоническими структурами, а также их места и роли в развитии тектонических систем прошлого.

2. Составление каталога подводных вулканов Курильской ОД с их детальной геолого-структурной и вещественной характеристикой.

3. Выявление закономерностей пространственно-структурного распределения вулканов и их петролого-геохимической специфики на примере Курильской ОД и сравнения с другими островными дугами.

А. Разработка модели магмообразования зон субдукции и ' формирования геохимической специфики остро водужных магм.

Б. Оценка роли подводного вулканизма ОД в гидротермально-осадоч- ' ном сульфидном рудообразовании и выработка петролого-геохимических критериев проявления этого процесса.

Методика исследований. С учетом особенностей подводного вулканизма разных геотектонических типов и ог.ыта российских и зарубежных морских геолого-геофизических исследований, в первую очередь Института океанологии им. П.П.Ширшова, в Институте вулканологии под руководством диссертанта была разработана методика поиска и изучения подводных вулканов и гидротерм. Она включает в себя рациональное комп-лексирование геофизических, газогидрохимических и геологических методов и последовательность их применения в зависимости от конкретных условий проявления вулканизма и подводной гидротермальной активности. Аппаратурное обеспечение методики с применением автоматизированной системы сбора и обработки данных было реализовано на НИС "Вулканолог*, проектирование и строительство которого велось под непосредственным наблюдением диссертанта В растоящее время наиболее рациональной представляется следующая схема проведения исследований, составленная с учетом технических возможностей НИС 'Вулканолог*; и апробированная в его рейсах.

1. Рекогносцировочные геофизические и газогидрохимические исследования на ходу судна с целью уточнения местоположения и общей структуры вулканической зоны, вулкана или подводного термального поля (эхолотирование, сейсмоакустическое профилирование, магнитная, газогидрохимическая и температурная съемка).

2. Постановка доннь:х сейсмических и гидроакустических станций (не всегда).

3. Детальные промерно-геофизические и газогидрохимические исследования по системе азаимопересекагащихся галсов с тем же комплексом методов, что и в п.1.

4. Геологические, газогидрохимические и геофизические работы на станциях: драгирование, отбор проб осадков дночерпателями и грунтовыми трубками, отбор анализов проб воды, температурное зондирование, измерение теплового потока, сейсмическое зондирование, подводное фотографирование.

С учетом широкого проявления, особенно в пределах Курильской и Алеутской островных дуг, ледового разноса, каменный материал драгирования тщательно разбраковывается. Хотя петрографическое описание - проводилось для всех видов пород, дальнейшие петрохимические, геохимические, минералогические и изотопные исследования проводились на материале, с большой долей вероятности относящемся к конкретной вулканической постройке. Анализ материала проводился с использованием новейших методик, а выводы строились с учетом литературных источников при совместной интерпретации геологических, геофизических, геохимических материалов и экспериментальных данных

Фактический материал и вклад автора. В основу диссертации положены материалы исследований в морских экспедициях, начиная с 43 рейса НИО 'Витязь* (1970), где автор приобрел ценный опыт проведения мор-скйх геологических исследований. Основной материал был получен в восьми рейсах НИС "Вулканолог" (1,11,13,15,17,24,25,40), в которых диссертант был начальником экспедиций и в 55 рейсе б/с Тломар Челлекджер'. В работе использованы также материалы, полученные автором при изучении кремнисто-вулканогенных формаций Корякско-Камчатского региона (1968-1974 гг.). Являясь заведующим лабораторией подводного вулканизма. диссертант осуществлял научное руководство всеми морскими эк-

спедициями соответствующего направления, выполняемыми Институтом вулканологии на НИС "Вулканолог". Часть материалов этих исследований также использована автором в публикациях и подготовке диссертационной работы. В работе также широко использованы литературные материалы отечественны.« и зарубежных авторов.

Научная новизна. Проведена систематизация геотектонических типов современного вулканизма и показано их положение в геологическом развитии тектонических систем прошлого (Аус)е!ко, 1971; Авдейко, 1974, 1977,1979,1980).

По результатам детальных исследований, проведенных в семи рейсах НИС "ЕЗуланолог", составлен каталог подводных вулканов и гор Курильской островной дуги, включающий подробное геолого-структурное описание 97 вулканических построек с петрографической, петрохимичес-кой и геохимической характеристикой слагающих их пород (Подводный вулканизм..., 19Э2). Это первый каталог подводных вулканов островодуж-ного типа.

На основании анализа пространственно-структурного положения подводных и субаэральных вулканов впервые выявлен бимодальный характер их распределения в Курильской и некоторых других островных дугах с повышенной активностью во фронтальной и тыловой вулканических зонах, -между которыми располагается зона ослабления активности (Авдейко, 1989). Это является принципиальным положением для проверки моделей магмообразования в зонах субдукции. Ранее считалось, что вулканическая активность убывает постепенно по направлению от вулканического фронта ОД к их тыловым частям (К^Ыго, 1983).

Обоснована концептуальная модель магмообразования ОД, объясняющая закономерности пространственного распределения вулканов и их геохимическую специфику (Авдейко, 1989; Авдейко и др., 1989; Подводный вулканизм..., 1992; АУйе е1 а1., 1991).

Практическое значение работы определяется ролью подводных вулканов в формировании полезных ископаемых, прежде всего - гидротермально-осадочных сульфидных руд. Показано, что в пределах островных дуг связь рудопроявлений с кислым вулканизмом обусловлена наличием крупных блиэповерхностных магматических очагов, необходимых для формирования гидротермальных систем. Кислые вулканические продукты извержений наиболее характерны для фронтальных зон островных дуг. На при-

маре Курильской островной дуги разработаны петролого-геохимическио критерии различия лаа фронтальной и тыловой зон.

Разработана комплексная методика поиска и изучения подводных вулканов и гидротерм, реализованная на НИС :"Вулканолог". Она включает в себя наиболее рациональный комплекс существующих и разработку новых морских геолого-геофизических и газогидрохимических методов, в частности, метод непрерывной газогидросьемки (а.с. N 1242887).

Защищаемые положения. 1. В пространственно-структурном распределении подводных и субаэральных вулканов Курильской островной дуги отчетливо проявлены дво главные особенности: 1 - приуроченность вулканов к цепочкам, косо под разными углами причленяющимися к вулканическому фронту и 2 - наличие двух вулканических зон - фронтальной и тыловой, параллельных глубоководному желобу, с зоной ослабления вулканической активности между ними и зоной затухания активности в тылу дуги. Эти закономерности удалось выявить при совместном рассмотрении подводных и субаэральных вулканов, т.к. во фронтальной зоне большинство вулканов (87%) субаэральные, а в тыловой зоне - (83%) -подводные. Фронтальная и тыловая вулканические зоны являются отражением двух зон магмообразования, а цепочное расположение вулканов, вероятно, свидетельствует о подъеме магмы по глубинным разломам, пронизывающим литосферу. Аналогичные закономерности характерны для некоторых других островных дуг.

2. Фронтальная и тыловая вулканические зоны Курильской дуги отличаются друг от друга по петрохимическим, изотопным и минералогическим характеристикам лав и по составу выносимых ими включений. Лавы под* водных и субаэральных вулканов, входящих в одну вулканическую зону, идентичны по указанным выше характеристикам, а условия излияний не отражаются на их геохимической специфике. Различия вещественного состава лав фронтальной и тыловой вулканических зон соответствуют особенностям поперечной петрогеохимической зональности (Kuno, 1959; Gill, 1981 и мн.др.). Принципиальным и существенно новым является то, что переход различий от фронта дуги к его тыловой зоне не постепенный, а резкий. Это положение, наряду с наличием двух вулканических зон, является ключевым для определения условий магмообразования, позволяющим говорить о двух зонах генерации магм.

3. В предлагаемой модели две зоны магмообразования обусловлены двумя уровнями отделения летучих компонентов, в первую очередь воды,

из водосодержащих минералов. Источником воды под фронтальной зо- . ной Курильской дуги является дегидратация 7Д-кшнохлора, 14А-клино-хлора в ассоциации с мусковитом и тремолита из слоев 1-ЗА океанической коры, а также амфибола и хлорита из основания мантийного клина. Основным источником Н2О под тыловой зоной яаляется дегидратация серпентина и талька из слоя ЗВ (серпентизированный перидотит). Под промежуточной зоной нет достаточно мощных источников Н2О ни в пределах поддвигаемой плиты, ни в основании мантийного клина. Под тыловой зоной в составе летучих возможна более высокая роль СО2, чем под фронтальной зоной. В некоторых дугах, например. Марианской, возможно сближение или даже наложение друг на друга двух уровней дегидратации. Модель объясняет практически все структурно-вещественные особенности вулканизма Курильской ОД, хотя диссертант не исключает и других сценариев объяснения выявленных закономерностей.

4. В геологическом развитии тектонических систем прошлого как подводный. так и субаэральный вулканизм ОД знаменуют собой орогенную стадию развития. Хотя интенсивность современного вулканизма примерно в 4 раза ниже вулканизма срединно-океанических рифтов, в геологических разрезах тектонических систем, в частк%ти а Курило-Камчатском ' регионе, он играет заметно более высокую роль. Это связано с тем, что в результате магматизма срединно-океанических хребтов происходит формирование океанической коры, погружающейся в мантию в зонах субдук-ции, а продукты ОД-вулканизма идут ьа формирование континентальной коры. Этой же причиной объясняется широкое развитие колчеданных руд в древних островодужных комплексах по сравнению с офиолитовыми комплексами - аналогами океанической коры, хотя современное сульфидное рудообразование в рифтовых зонах океана во много раз интенсивнее, чем в островных дугах. . '

5. Основным условием проявления гидротермально-осадочного сульфидного рудообразования является наличие близповерхностных магматических очагов, которые служат источником тепла для циркуляции гидротермальных систем. В отличие от срединно-океанических хребтов, где источником тепла являются линейные магматические очаги базальтов осевых рифтов, в островных дугах источником тепла служат малоглубинные (1-6 км) периферические очаги кислой магмы. Это обусловлено тем, что в ОД крупные близповерхностные очаги, достаточные для формирования гидротермальных систем, отмечаются лишь на сильно дифференцирован-

ных кальдерных вулканах. Этим объясняется ассоциация колчеданных руд древних ОД с кальдерами и центрами кислого вулканизма. Источником гидротерм служит морская вода, а источником рудных компонентов - породы, а которых циркулируют гидротермальные растворы, и в меньшей степени - конденсаты вулканических газов. В современных ОД сульфидное рудообразование возможно Лишь на незначительных участках, при достаточно глубоководных условиях (глубже 400 м).

Публикации и апробация работы. По теме опубликовано пять коллективных монографий, а двух из которых диссертант является ведущим автором, в том числе монография 'Подводный вулканизм и зональность Курильской островной дуги" объемом 43 п.л„ а также 38 статей в отечественных и зарубежных журналах и сборниках и более 40 тезисов докладов. Основные положения работы докладывались на II и Ш.Советско-Японском симпозиуме по геодинамике и вулканизму зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану (Токио, 1974; Южно-Сахалинск- 1976), на II и III Всесоюзных съездах океанологов (Ялта, 1982; Ленинград. 1987), на IV,V, VI Всесоюзных вулканологических совещаниях (Петропавловск-Камчатский, 1974,1985; Тбилиси, 1980), на Всесоюзном совещани 'Магматичес- . кие и метаморфические породы дна океана и их генезис" (Звенигород, 1980), на Всесоюзной школе 'Геология дна океанов по данным глубоководного бурения' (Звенигород. 1981). на рабочих совещаниях Бассейновой секции 'Тихий океан' (Владивосток, 1980,1986), на IX секции Научного Совета по тектонике Сибири и Дальнего Востока "Тектоника дна морей, океанов и островных дуг* (Южно-Сахалинск, 1972), на всесоюзных совещаниях рабочих групп по тектонике, петрологии и геохимии комиссии АН полроблемам Мирового океана (Зименки, 1982; Суздаль, 1983; Ялта, 1984); на международном симпозиуме 'Строение и динамика переходных зон", к 100-летию планетарной геофизики (Сочи, 1983), на Всесоюзных конференциях по проектам ГКНТ: 'Граница океан-континент" (Су&аль, 1983); Тёопол* (Звенигород, 1985), на I Тихоокеанской школе по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1983), на 6-ой и 7-ой Всесоюзных школах морской геологии (Геленджик, 1984; 1986), на 27 и 29 Международных геологических конгрессах (Москва, 1984; Киото, 1982), на I Всесо-юнОм совещании по тектонике литосферных плит (Звенигород, 1987), на II Всесоюзном совещании "Современные методы морских геологических исследований (Калининград, 1987), на международном совещании по геодинамике глубоководных желобов (Южно-Сахалинск,1987), ха международ-

ных симпозиумах: Теолого-геофизическоа картирование Тихоокеанского региона" (Южно-Сахалинск, 1989) и "Тектоника, энергия и минеральные ресурсы северо-западной Пацифики (Хабаровск, 1989), на Всесоюзных симпозиумах по геохимии магматических пород (Москва, ГЕОХИ, 1989, 1993), на Международном вулканологическом конгрессе (Майнц, 1990).

Работа начата в лаборатории подводного вулканизма и морской геологии Института вулканологии ДВО РАН. Исследования проводились в контакте с коллегами этих и других институтов РАН. Это прежде всего О.Н.Волынец, в тесном сотрудничестве с которым проведены исследования в пределах Курильской островной дуги, участники рейсов и полевых экспедиций - А.Ю.Антонов, В.И.Бондаренко, В.А.Рашидов, Л.В.Черткова,

A.А.Цветков, Г.М.Гавриленко, Н.Г.Гладков, А.П.Горшков, В.С.Григорьев,

B.А.Дубровский, В.А.Сергеев, Г.П.Пономарев, Г.Б.Флеров, И.А.Марков, Э.Ю.Балуев, Т.Г.Чурикова, А.П.Сазонов, К.А.Скрипко, А.Н.Иваненко, Н.И. Селиверстов, А.М.Надежный, Ю.О.Егоров. Становление научных взглядов автора проходило также в творческом общении с П.Л.Безруковым, O.A. Брайцевой, И.Н.Говоровым, А.М.Городницким, Л.В.Дмитриевым, Л.П.Зо-неншайном, А.В.Колосковым, С.Г.Красновым, А.П.Лисицыным, Э.М.Литвиновым, Е.К.Мархининым, И.В.Мелекесцевым, И.О.Мурдмаа, С.И.Набоко, Ю.М.ГТущаровским, Г.Б.Рудником, О.Г.Сорохтиным, Н.С.Скорняковой, Ю.А.Тараном, С.А.Ушаковым, Т.И.Фроловой, Б.В.Барановым, Дж.Бейли, Ш.Блумером, Н.К.Дмитренко и др. учеными. Весьма полезным было общение с иностранными коллегами - участниками 55 рейса б/с "Гломар Челленджер" - Е.Д.Джексоном, М.Коно, Дж.КиркпатрикоМ", Д.Клэгом, Дж. Морганом и др. Автор глубоко признателен перечисленным коллегам за поддержку, помощь, полезные советы и дискуссии. Особую благодарность' автор выражает А.А.Палуевой, которая проводила и проводит математическую обработку многочисленных рейсовых и аналитических материалов, а также Н.Ф.Марковой, Л.К.Шаруновой и Т.А.Мороз за техническое оформление материалов исследований.

2. ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ТИПЫ СОВРЕМЕННОГО ВУЛКАНИЗМА

ОКЕАНОВ И ИХ ПОЛОЖЕНИЕ В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ

Пространственное распределение вулканов закономерно и определяет-

ся в первую очередь взаимодействием литосферных плит. Из четырех тектонических типов современного вулканизма три (срединно-океаничес-ких рифтов, островных дуг и зон задугового спрединга) приурочены к границам плит, хотя в пределах практически всех крупных плит отмечены проявления внутриплитового вулканизма. Вулканизм окраин плит характерен для дивергентных и конвергентных их границ, а также задугового спрединга. На границах же скольжения вулканизм проявляется крайне редко и то при наличии компоненты растяжения, как это наблюдается, например, на трансформном разломе Сикейрос (Fornari et al„ 1989). Типизация современного вулканизма с разных точек зрения проведена рядом исследователей, в том числе и диссертантом (Menard. 1969; Macdonald, 1972; Редулеску, 1979; Авдейко, 1979, 1980; Basaltic Volcanism Study Project, 1981; Kennett, 1982; Шараськин, 1987, 1992 и др.). Геотектонические условия проявления четырех основных типов вулканизма и объемы продуктов их извержений показаны на рис.1 и в табл.1. Ниже дается краткая их характеристика.

Вулканизм средицно-океанических рифтов. Около 80% всех вулканических пород на Земле, приурочено к рифтовым зонам срединно-океани-ческих хребтов (Schilling,1973)., тогда как доля их на континентальных дивергентных границах несопоставимо мала. Имеются две основные точки зрения на геодинамическую ситуацию в пределах рифтовых зон срединно-океанических хребтов - либо раздвижение является результатом конвективного подъема вещества мантии, либо подъем его является пассивным за счет раздвижения. В любом из этих случаев магмообразование происходит в результате декомпрессии при подъеме мантийного вещества с температурой 1280-1360° С (McKenzle and Blckle, 1980). Общий обьем магматических выплавок, идущих на формирование океанической коры, составляет около 20 км3/год (Кеннет, 1987). Одна часть этого материала изливается на поверхность в виде преимущественно подушечных лав то-леитового состава (слой 2А), другая - застывает в трещинных магмопод-водящих каналах, формируя дайковый комплекс (слой 2В), а третья - застывает в близповерхностных магматических очагах (слой ЗА). Слой ЗВ образуется за счет серпентизации перидотита мантии. За последние 5 млн. лет на дно океана поступало в среднем около 6 кмЗ/год вулканического материала, идущего на формирование слоя 2- в том числе в виде ла-вых излияний - около 4 км^/год (Авдейко, 1979,1980).

Для рифтовых зон океана характерны трещинные излияния преимуще-

Таблица 1

Г«от«*тонические типы современного вулканизма океанов и их обрамления

Геотектонические типы

Геологические Океанический Внутрипли- Остро во дуж- Окраинных

характеристи- рифтовый товый ный морей

ки (0Р) (ВП) (ОД) (ОМ)

Геотектониче- Дивергентные Внутри Конвергент- Дивергент-

ская позиция' границы плит плит ные грани- ные грани-

цы плит цы плит

Структурное Срединные Куполовид- Край надви- Задуговые

положение рифты ные подня- гаемой пли- рифты

тия ты

Геодинамиче- Спрединг Локальные Локальные Задуговой

ская обстанов- растяже- растяжения спрединг

ка ния над зоной • ■

субдукиии

Гипсометри- -2500- -3500 - -3000 - -2000-

ческий уров- -3500 +6800 +€600 -2500

вень изверже-

ний, м

Тип коры - Формирова- Утолщение Формирова- Формирова-

ние океаниче- океаничес; ние континен- ние океани-

ской коры кой коры тальной коры ческой коры

Тип порол Нормирмаль- ВП-толеи- ОД-серии от Базальты,

серий ные. реже ты, щелоч- низко-К толе- близкие к

обогащенные ные серии итовыхдошо- МОНВс

толеиты ОР шонит-лати- чертами

(МОНВ) тоаых ОД-серий

Формации, Офиолиты.фу- Террейны Орогенные Геосинкли-

геологическое ндамент тект- формацион- нальные

положение тонических ныв комплек- формаци-

(геосинкли- сы онные ком-

нальных) си- плексы

стем

сох

34-

2 X

наземние извержения подводные извержения

ОД

гт

ЗС конти-_ _,ненты

•10.!

< о

о> о

-5

. Рис. 1. Блок-диаграмма геотектонических типов современного вулканизма океанов и их обрамления (А) И гистограмма скоростей выноса магмы различными геотектоническими типами (В). СОХ - Срединно-океа-нические хребты, ОД - островные дуги, ЗС - районы задугового спрединга.

ственно низкокалиевых толеитов с неболыиимми вариациями химического и минерального состава. По уровню содержания KgO, Na20, ТЮ2. FeO выделяются шесть стабильных типов толеитов океанических рифтов (ТОР), характерных как для быстро (Восточно-Тихоокеанское поднятие), так и для медленно раздвигающихся (Срединно-Атлантический хребет) рифтов (Dmltrlevet al„ 1989). По геохимическим параметрам выделяются нормальный или деплетированный тип ТОР (Н-ТОР) и обогащенный тип ТОР (О-ТОР). Н-ТОР характеризуется низкими концентрациями несовместимых редких элементов и довольно высокими значениями совместимых элементов. У О-ТОР концентрации несовместимых элементов выше, а совместимых - несколько ниже (Рис.2).

Островодужный вулканизм. По расчетам разных авторов интенсивность вулканизма островных дуг и активных окраин коитинетов, т.е. зон субдукции примерно в 4 раза ниже, чем на дивергентных границах плит и составляет 1-1,5 км^/год. Тем не менее большинство морфологически выраженных наземных и подводных вулканов Земли относятся к этому типу. Вулканизм здесь приурочен к краю надвигаемой плиты прИ глубине над сейсмофокальной зоной от 100-130 до 250-270 км (Gill, 1981). Характерной особенностью ОД-вулканизма является наличие вулканического фронта, между которым и глубоководным желобом отсутствуют проявления современного вулканизма. Средняя глубина до сейсмофокальной зоны под вулканическим фронтом составляет 124+.38 км (Gill, 1981), а без учета дуг с углом падения сейсмофокальной зойы более 70° и скоростью поддвига менее 1 см/год - 112+.19 км (Tatsuml, 1986).

Для ОД характерно широкое разнообразие вулканических пород, среди которых выделяется ряд дифференцированных магматических серий - от толеитовых, типичных для энсиматических (внутриокеанических) ОД, до известково-щелочных, наиболее часто встречающихся в энсиалических ОД (Дмитриев, Цветгав, 1983; Богатиков и др., 1986; 1987). Широко проявлена поперечная петрохимическая зональность, выражающаяся в смене низкокалиевых толеитовых серий высококалиевыми щелочными и субщелочными по направлению от фронтальных к тыловым частям ОД (Kuno, 1959; Горшков, 1967; Пискунов, 1976;1987;GIII, 1981 и мн. др.). Исключительно с ОД связаны вулканиты бонинитовой серий, наиболее часто встречающиеся среди нижнесреднеолигоцэновых комплексов запада Тихого океана (Шараськин 1987:1992). Современные же извержения бонини-

Рис. 2. Геохимическая характеристика базальтов разных геотектонических типов вулканизма, нормированных относительно неистощенной мантии. Н-ТОР - нормальный (деплетированный) тип толеитов океанических рифтов (N-MORB), О-ТОР - обогащенный тип толеитов океанических рифтов (Е-МОДВ). ВПБ - внутриплитовые базальты (Hofmann, 1988); ГТ - Гавайские толеиты. (Tiillpg, Wright, Millard, 1987); ОД - базальты островных дуг (McCwdoch and Ganoble, 1991), ОМ - базальты окраинных йорей (Шарась-кин, 1992).

товых лав неизвестны. Общим для всех ОД-серий являются повышенные концентрации несовместимых и пониженные - совместимых редких элементов (см. рис.2). На этом фоне показательны низкие концентрации Nb и Та и высокие Sr и Rb, отличающие породы ОД-серий от всех других типов пород.

Разнообразие пород предопределяет разнообразие моделей магмооб-разования. В рамках концепции субдукции обычно рассматриваются две основные группы моделей: 1 - плавление верхней части поддвигаемой плиты вместе с частью основания мантийного клина за счет дополнительной теплоты трения (Green and Ringwood, 1968; Сорохтин и др., 1971; Marsh, 1976 и др.) и 2 - плавление мантийного клина под воздействием флюидов, отделяющихся от поддвигаемой плиты (McBlrney. 1969; Kushiro, 1972; Gill, 1981; Волынец, Пополитов, 1981; Tatsuml, 1986 и др.). Возможна также комбинация этих вариантов (Ringwood, 1977; Wyllle, 1982 и др.). Анализ реальности разных моделей и сценариев магмообразоввания бу— . дет рассмотрен ниже на базе материалов Курильской островной дуги. .

Вулканизм зон задугового спрединга принципиально не отличается от рифтового вулканизма срединно-океанических хребтов. Он проявляется в пределах окраинных морей в тылу островных дуг, где создаются условия растяжения, а от надвигаемых литосферных плит откалываются малые плиты. В результате образуются рифтовые зоны с характерным для них вулканизмом и формированием коры океанического типа. Таковыми являются зоны задугового спрединга морей Скоша, Бисмарка, Андаманского, трогов Марианского, Окинава и др. Суммарная интенсивность поступления вулканического материала во всех зонах задугового спрединга не превышает 0,2-0,3 км3/год (Авдейко, 1980). Характерныви породами являются подушечные базальты толеитового состава, по петролого-геохи-мическим характеристикам близкие к океаническим толеитам (Н-ТОР и О-ТОР). но иногда с чертами ОД-серий (см. рис.2) (Сондерс, Тарни, 1987; Шараськин, 1992).

Внутриплитовый вулканизм проявляется независимо от конфигурации и границ плит. Характерной его особенностью является фиксированное положение относительно оси вращения Земли, так называемых "горячих точек* (ГТ), где проявляется вулканическая активность. От ГТ отходят асейсмические хребты, возраст вулканических пород которых увеличивается с удалением от ГТ (Wilson, 1963; Morgan, 1971). Типичным примером явля- , ется Гавайско-Императорская цепь вулканов, где современное положение

«ь

ГТ фиксирует подводный вулкан Лоихи вблизи о.Гаваи. Возраст вулканов Гавайского хребта увеличивается к северо-западному его окончанию от О до 42 млн.лет, а Императорского хребта - от 42 до 73 млн.лет на гайоте Мейджи вблизи Камчатки (Initial Reports... 1980). Вулканы ГТ поставляют на поверхность Земли около 0,3 км^/год вулканического материала в виде лав. В развитии вулканов Гавайского типа на литосферных плитах с корой океанического типа выделяется главный период со стадиями щитовой постройки (юная стадия), кальдерной (зрелая стадия) и лосткальдерной (стадия старости) и период омоложения после перерыва в несколько млн. лет (Macdonald, Abbott, 1970). Состав лав также меняется от субщелочных для начальных излияний через толеитовые - юной и зрелой стадий до щелочных - стадии старости, причем толеиты преобладают (до 90% и более объема всех лав). Они отличаются от толеитов океанических рифтов высоким содержанием ТЮг.КгО.РгОБ и другими петрохимическими характеристиками (Schilling, 1973). Для периода омоложения характерны лавы нефелиновой серии. В некоторых внутриплитовых вулканах, особенно на плитах с континентальной корой доля пород щелочной серии увеличивается, а толеитовой - уменьшается вплоть до полного исчезновения.

Относительно природы ГТ существует несколько гипотез, однако наиболее обоснованными являются две: мантийных плюмов (мантийных струй), предложенные В.Дж.Морганом (1971), в том числе и химического плюма (Anderson,1975) и раскрывающихся (бегущих) разломов (Jackson, Wrigth,1970; Turcottö. Oxburg, 1978; Сорохтин, Ушаков, 1991), хотя и они испытывают затруднения с объяснением ряда фактов. В частности, гипотеза раскрывающихся разломов не может объяснить природу ГТ, расположенных на срединно-океанических хребтах или вблизи их (Исландия, Пасхи, Тристан-да-Кунья, Буве и др.) и химический состав лав: из истощенной верхней мантии невозможно выплавить внутриплитовые базальты с характерно высокими концентрациями несовместимых редких элементов (Кузьмин, 1985). Трудно объяснима также высокая интенсивность вулканизма, превышающая интенсивность быстро раскрывающихся океанических рифтов. Гипотеза же мантийных плюмов испытывает затруднения с объяснением причин возникновения и длительного существования стол--бообразных струй, поднимающихся из нижней мантии через испытываю-ь щую конвекцию верхнюю мантию. Гилотеза "горячих полей" предложенная i Л.П.Зоненшайном и М.И.Кузьминым (1983) и базирующаяся на химико-плотностной модели конвекции О.Г.Сорохтина (1974), обьясняет сущест-

вование таких струй и является в настоящее время наиболее приемлемой.

В пределах океанических плит с корой океанического типа, особенно Тихоокеанской, имеются многочисленные, как правило, одиночные вулканические постройки, возраст которых значительно моложе возраста океанической коры, т.е. они являются типичными внутриплитовыми вулканами. Возможно, их формирование связано с разрывами литосферы в местах напряжений растяжения или ортогональной системы сдвиговых деформаций в местах напряжений сжатия.как это предполагается О.Г.Сорохтиным и С.А.Ушаковым (1991) для ГТ. Другим вероятным механизмом их образования является выделение дополнительного тепла, вызванного трением в участках максимальной скорости горизонтальной (астеносферной) ветви конвективной ячейки, как это предполагалось Л.А.Савостиным для объяснения формирования ГТ (Зоненшайн, Савостин, 1979). В пределах литосферных плит с континентальной корой имеются рифтовые зоны (например, африканские рифты), в которых проявляется преимущественно щелочной вулканизм. К внутриплитовому вулканизму этот тип можно отнести лишь условно, т.к. он проявляется в условиях начальной или недоразвитой стадии раскола литосферной плиты с формированием новой дивергентной границы. Аналогичным образом, на отдельных участках литосферных плит,проявляется вулканизм типа рассеянного (рассредоточенного) спрединга, например, на Индокитайском полуострове и в прилегающей шельфовой зоне Южно-Китайского моря.

Положение четырех основных геотектонических типов вулканизма в геологической истории древних тектонических (геосинклинальных) систем дано в табл.1. Структурно-формационный анализ вулканогенно-осадочных комплексов Корякско-Камчатского региона и анализ возрастных соотношений офиолитовых ассоциаций этого региона с возрастом прилегающих участков океанической коры показали, что вулканические породы второго слоя океанической коры, формирующиеся в пределах океанических рифтов, не могут соответствовать геосинклинальной стадии развития по крайней мере в этом регионе (Авдейко, 1974; 1977; 1979; Аус1е11<о, 1971, 1980). Вместе с тем последующими исследованиями не подтвержден и вывод автора о том, что вулканизм геосинклинальных стадий развития тектонических систем проявляется в структурах типа краевых валов, ограничивающих желоба со стороны плиты. Вероятнее всего геосинклинальной стадии развития соответствует вулканизм окраинных морей. И подводный и суб-

11,

аэральный вулканизм островных дуг и активных окраин континентов отождествляется с орогенной стадией развития (Авдейко, 1979). Ниже более подробно будет рассмотрен подводный вулканизм островных дуг.

3. ПОДВОДНЫЙ ВУЛКАНИЗМ КУРИЛЬСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ

Островные дуги (ОД) маркируют собой главнейшие структуры Земли -границы конвергентного схождения литосферных плит. Одной из характерных их особенностей является проявление вулканизма на краю надвигаемой плиты. С подводным вулканизмом ОД связан целый ряд геологических проблем, в том числе развития этих структур, магмообразования, рециклинга вещества в зонах субдукции и гидротермально-осадочного ру-дообразования. Немотря на длительный период изучения ОД и обилие данных по характеру проявления вулканизма и вещественному составу продуктов извержений, многие вопросы решаются неоднозначно, Во многом это связано с немногочисленностью данных по подводным вулканам и по детальным исследованиям а пределах единой сравнительно просто устроенной дуги, способной стать эталоном. Однако, в сравнительно просто устроенных дугах большая доля приходится на подводные вулканы. Учитывая это обстоятельство, нами были проведены детальные исследования в пределах Курильской ОД, которая является типичной и одной из наиболее просто устроенных.

Первые сведения о подводных вулканах Курильской ОД были получены в конце 50-х годов Институтом океанологии им. П.П.Ширшова АН СССР в рейсах НИС "Витязь" (Безруков и др., 1958; Затонский и др., 1961), однако данные о геологическом строении и составе слагающих вулканы пород практически отсутствовали. В 70-е годы и начале 80-х годов СахКНИИ (ныне ИМГиГ) были проведены рейсы НИС "Пегас","Морской геофизик* и и "Орлик" с драгированием ряда подводных вулканов (Ерохов и др., 1975; Кичина, Остапенко, 1977; Шевченко, 1988 и др.). Начиная с 1981 г. Институтом вулканологии было проведено 7 рейсов НИС "Вулканолог", одной из основных задач которых было составление полного каталога подводных вулканов Курильской дуги. Результаты этих исследований обобщены нами в коллективной монографии "Подводный вулканизм и зональность Курильской островной дуги" (1992).

3.1. Каталог подводных вулканов В основу каталога положены материалы эхолотного промера, магнитной съемки и результаты драгирований. Кроме того были использованы имеющиеся карты, а также опубликованные данные исследований, проведенных в пределах Курильского региона.

В каталог вошли 97 подводных вулканов и подводных гор предположительно вулканического происхождения т.е., все, известные к настоящему времени. Для 80 из них имеются сведения о составе драгированных пород с оценкой сотношения местного материала и материала ледового разноса. Из морфологически выраженных подводных гор в каталог не вошли только те, которые образуют подводный хребет Шакальского, протягивающийся субпараллельно о.Уруп и имеющий тектоническое происхождение. Ниже приведен сокращенный вариант каталога и пояснения к нему (табл.2).

Таблица 2

Каталог подводных вулканов и гор Курильской островной дуги.

Предварительные пояснения и сокращения: '

1. N - сокращенный каталожный номер вулкана, например 2.5, где 2 - номер вулканической группы, а 5 - номер вулкана в группе, полный номер будет 9-П 2.5, где 9 - номер Курильской ОД в Каталоге вулканов мира, а П - подводный.

2. Координаты: широта (сев.) и долгота (вост.) вершины постройки, 3.1. - кратчайшее расстояние от глубоководного желоба до вулканического фронта и I - расстояние от вулканического фронта до вулкана в км.

4. Н - высота постройки над дном моря и И - глубина моря над вершиной (-) или высота вулкана над уровнем моря (+) в м.

5. V - объем вулканической постройки (горы) в куб.км.

6. ТВ - тип вершины вулкана: О - острая, П - плоская, К - с лавовым куполом, К/1 - кальдера.

7. МАГ - интенсивность в Нт и полярность (+.-) магнитной аномалии, СП - спокойное поле.

8. ДРАГ. - количество драгировок и общая масса поднятого материала в кг.

9. ПОРОДЫ - состав пород: б - базальт, аб - андезитобазальт, а - андезит, ка - кислый андезит, д - дацит, рд - риодацит, р - риолит, жмк - железо-марганцевые корки и конкреции,

чм - чужеродный материал, связанный с ледовым разносом, с - сернистые пленки. 10. ВОЗР. - возраст вулкана: Q - четвертичный (0-1,6 млн.лет), HOL - голоценовый (0-0.1 млн.лет), BRU - эпоха Брюнесс (00,7 млн.лет), N2 - плиоцен, АКТ - активный.

N Широта (сев.) Долгот, (вост.) L, км I, км Н, м h. M v; км-* Тип вершины Маг. нт Драг, кг Породы Возр.

1 2 3 4 5 6 7 j 8 9 10

1.1 50 57,0 155 26,5 205 58 1. Парамуширская группа 800 40 П >+1000 -59 2-150 б Q BRU

1.2 50 32,5 155 24,0 198 36 120 -580 30 О +440 1-10 б N2-Q

1.3 49 49,0 155 09,0 190 6 460 -130 15 П,К +500 2-300 аб.а.чм, с Q BRU

1.4 50 20,6 154 13,0 192 95 1200 -555 13 О +600 1-150 а.аб.чм N2-Q

2.1 49 56,0 154 09,0 187 75 2. Поперечная зона Маканруши 1100 35 О +650 2-140 -508 б.с Q BRU

2.2 49 55,6 154 21,5- 187 62 850 -950 20 П +400 1-20 а.аб.д, 4M N2-Q

2.3 49 43,0 154 07,5 185 63 2000 +0.6 50 О + нет данных 3-180 б,аб Q HOL

2.4 49 39,5 154 14,0 185 54 400 -128 10 П +800 1-15 а,ка Q BRU

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

2.5 49 37,0 185 400 18 П >+600 4-120 а,аб,д, а

154 19,0 46 -112 б,чм вни

2.6 49 40.5 187 700 7 П +70 2-22 аб,б,чм О

154 41,0 27 -111

2.7 49 25,0 184 400 200 П,К >+400 3-65 а,аб,б,ч а

154 18,0 35 -131 м

2.8 49 23,0 183 2000 40 П >+900 1-250 аб.б.чм О

154 10,0 42 -178 впи

3. Чиринкотанская группа

3.1 49 14,0 180 2100 280 О +800 2-150 аб.а.б, о

153 29,0 70 -620 чм

3.2 49 08,0 161 360 10 П СП 1-<1 аб.а.д. N2-

154 10,0 24 -337 чм О

3.3 49 05,0 181 440 110 П +400 . 1-10 а,аб,чм О

154 01,5 30 -162 вяи

3.4 48 57,5 181 40 1 О нет 2-50 а.аб.чм о

154 22,0 1 -21 данных

3.5 48 55,3 179 450 1.4 О,К >+200 1-40 а,аб,чм о

153 37,6 42 -21 вви

3.6 48 50,0 179 700 180 П +400 1-3 чм N2-0

153 42,5 35 -806

3.7 48 50,0 180 1500 120 О +150 1-70 аб.б. N2-0

153 15,0 61 -1416 жмк,

чм

3.8 48 48,5 180 1950 50 О +300 - нет N2-0

152 55,5 77 -2160 данных

1 2 3 4 5 6 7 8 I 9 1 ю '

3.9 48 40,0 153 23,0 180 40 1300 -1328 150 П >+150 1-0,1 аб N2-0

3.10 48 39,5 153 57,5 179 4 .1100 -73 30 П >+200 1-250 б,аб,а, чм а вяи

3.11 48 32,0 153 51,0 180 4 400 +42 70 0 >+2000 обр.с п.ск. аб.а 0 НО[.

3.12 48 26,5 153 46,5 180 2 300 -152 6 П >+300 1-150 аб.а О

3.13 48 23,0 153 42,0 180 4 300 -124 20 П >+1000 2-130 аб,а О вни

3.14 48 36,0 153 07,5 181 50 1900 -1118 140 О -30 2-150 ка,а,б, чм N2-0

3.15 48 34.0 153 18,0 181 40 600 -1710 2025 о,к СП 1-3 аб О

3.16 48 28,0 153 08,0 181 43 2500 -509 190 П >+300 2-50 а.аб, жмк, чм О

3.17 48 23,0 152 58,0 182 48 300 -2500 8 0 СП - нет данных ?

3.18 48 20,0 153 10,0 182 32 2200 -216 150 Л >+200 1-25 аб.а, туф о

3.19 48 12,0 153 31,5 182 2 900 -1100 40 0 -400 1-200 б.аб, чм, жмк,ил N2-0

3.20 48 12,0 153 21,0 182 10 . 300 -378 30 п +100 1-20 б,аб,чм 21 О

1 2 3 4 5 6 7 8 9 I 10

4. Группа Расшуа

4.1 48 13,5 184 150 7 О +100 - нет N2-0

152 49,5 45 -3000 данных

4.2 47 59,5 185 500 45 О СП - нет N2-0

152 38,5 42 -2700 данных

4.3 47 56,0 185 80 50 П.К +300 1-200 аб.б.а а

153 08,1 7 -90 вии

4.4 47 50,5 185 1200 8 П +600 1-250 б.аб.а, о

152 55,3 12 -118 чм вди

4.5 47 36,0 183 130 .50 О.К нет 1-300 б.аб.а АКТ

152 52,0 0 +36 данных 1884

4.6 47 25,0 183 370 50 П +460 2-300 б.аб.а, О

152 41,0 0 -129 д.рд вяи

5. Симуширская поперечная зона

5.1 47 36,0 183 2900 250 О,К +300 3-600 аб,а,д,с, а

152 12,0 44 -420 чм

5.2 47 28,0 181 900 40 О -200 _ нет ?

152 10,0 36 -1300 данных

5.3 47 27,0 179 2000 65 П СП 1-150 аб,а, о

151 55,0 53 -850 жмк,

чм

5.4 47 25,0 179 2100 45 О.К '<+100 1- . а,аб,чм о

152 01,5 42 -500 200 вяи

5.5 47 21,0 179 600 9 О,К СП 1- б,жмк,с, О

152 05,5 34 -900 60 чм

5.6 47 15,5 179 350 30 п,к >+1000 3-180 аб,а,б,ч о

152 10,5 23 -151 м вяи

6. Поперечная зона Броутона

6.1 47 15.5 165 2400 425 О +220 2-250 аб.б.а. а

150 43.5 110 -551 чм, ВШ

жмк

6.2 47 07.0 167 2200 400 О, К -250 3-500 а,жмк, N2-0

150 28,5 108 -1227 чм

хг

х_т

8 Г 9 I "2-200 б^б,а, жмк.чм

3-180 б,а,жмк, чм

нет данных

1-100 а,б,жмк, чм

"300 О,К"

280 О

65 О

100 О

300 П

350 П

9 О,К

6.3

6.4

6.5

6.6

6.7

6.8 .

6.9

6.10 6.11 6.12а 6.12Ь

6.13

6.14

7.1

7.2

Л7 05,5

150 47,0

47 03,8

151 07,6

47 00,0 150 07,8

46 58,7 150 24,0

46 53,5 150 23,6

46 54,5 150 29,2

46 56,5 150 47,4

46 45.5 150 39,0

46 28,0

150 52,0

46 28,0

151 17,0

46 32,5 151 26,0

46 35,5 151 48,5

46 17,5 150 16,5

4606,0 148 29,0

46 00.0 148 44,0

165 93

168 76

178 110

175 97

177

175 86

167 78

176 67

178 33

170 10

167 10

165 0

183

37 ,.,

2100 -700

2100 -1326

1100 -2200

1900 -1100

2350 -820

2500 -680

900 -22

250 -170

>800 -400

1800 -502

1800 -598

1400 -92

+400 -90 -260 СП СП +200 +100 +700

1-60

б.аб.а.д, чм

2-160 б,а,д, жмк, чм

нет данных

4-700 б.аб.а, рд.с

3 О

>65 КАЛ. >+1000 4-600 д,рд,а 450 П,К +1000

350 П. К +500

1600 >250 -480

80 П

+1800 +700

7. Северо-Итурупская группа 178 >900 50 О -180 87 <-2300

вш

N2-0

177 70

2000 -1010

70 О

-350

3-290 б,аб,а, ТУФ. жмк.чм

1-150 б.аб.с, чм

3-250 аб,а,б, жмк, чм

2-500 б,аб,а,с

1-<1 ил

2-80 б,аб, жмк, чм

Н01. о

вяи о

вии

АКТ 7198 0 О

впи

N2-0

1 I 2 | 3 | 4 I 5 I 6 I 7 | 8 | .9 I 10

7.3 45 56,0 178 1500 45 О -180- 2-120 б.аб.ад, N2-

148 40,0 65 -700 -200 жмк.чм 0

7.4 45 53,0 178 1400 <90 П,К +130 3-800 б.аб.а.д, 0

148 43,0 57 -850 жмк вяи

7.5 45 45,5 179 1350 90 ГТК +600 2-250 аб.а.б, 0

148 32,0 55 -250 чм

7.6 45 43,0 178 1800 105 П +1200 2-5 б,аб,чм N2-

148 50,0 ' 37 -456 0

7.7 с 45 47,0 180 900 30 О СП 2-80 б,аб,а,ч ?

148 19,5 65 -391 м

7.8 45 44,5 182 850 20 О СП 3-35 б,аб,а,ч ?

148 14,0 65 -31Э м.

7.9 туф

45 41,5 182 250 1,5 О СП - нет ?

148 18,0 57 -900 данных

7.10 45 38,5 181 1000 45 П +1000 1-60 аб,а,чм N2-

148 22,0 53 -320 0

7.11а 45 31,0 183 1300 30 П -1190 .1-150 аб.чм N2-

148 17,5 40 -99 0

7.11Ь 45 30,5 184 900 35 П -1230 _ нет N2-

148 12,5 45 -90 данных 0

7.11с 45 24,5 185 200 >40 П '-1100 5-50а ил.аб.а, N2-

148 10.0 38 -57 чм 0

7.12 46 03,0 184 1900 160 О,К +120 2-250 а.аб.чм, N2-

147 44,0 115 -1300 жмк.ил 0

7.13 46 02,0 183 1400 90 0 +80 1-15 а.чм N2-

147 49,5 110 -1300 0

7.14 46 01,0 182 1800 205 0 +60 2-150 а,чм, N2-

147 56,0 102 -1400 жмк, ил а

7.15 45 46,0 184 1300 20 О +100 1- ил,а,чм 0

147 56,0 80 -1461 >200

7.16 45 37,5 185 800 25 о,к +120 1-30 аб.а.рд. а

147 53,5 68 -1057 чм.ил

1 I I 2 | 3 I 4 I 5 1 в| 7 I 8 I 9 I 10

I В. Южно-Итурупская группа

8.1 45 32,5 187 2500 270 П -390 1-300 б,а,с, N2-0

147 29,0 75 -655 жмк.чм

8.2 45 27,0 188 2000 50 0 <-200 1-150 б.аб.а, О

147 27,0 70 -939 жмк,

чм

8.3 45 23.0 188 500 9 СП - нет ?

147 28,0 63 -1958 данных

8.4 45 16,0 189 2100 140 П.К +400 3-460 б,аб,а, О

147 25,5 56 -175 жмк,

с.чм

8.5 45 15.0 195 700 20 о +70 - нет ?

146 30,0 93 -2295 данных

8.6 45 14,0 194 700 30 0 +70 - нет ?

146 37,5 85 -2275 данных

8.7 45 00,0 201 1050 75 о +70 1-300 ил,туф ?

146 06,0 87 -1858

8.8 45 03,0 196 1100 30 О +150 3-70 аб,д, N2-0

146 37,0 70 -968 жмк,

ил

8.9 45 02,0 195 650 15 п СП 1-5 аб.чм ?

146 47.0 60 -1180

8.10 45 01,5 194 1450 60 ПК +450 2-650 а.аб, О

147 01,0 50 144 жмк, вяи

чм

8.11 45 02,5 193 750 10 о СП 1-200 а.аб.чм а

147 05,5 48 -930

8.12 45 02,0 192 900 15 о,К +150 - 2-170 а.б.аб, N2-0

147 12,5 45 -611 +180 жмк.

ил,чм

8.13 44 53,0 200 1300 110 П +100- - нет ?

146 27,0 63 -367 . +130 данных

8.14 44 49,0 201 1400 35 О.К +340 2-450 д,ка О

146 24.0 57 -190 Н01.

8.15 44 49,0 200 250 >4 О +80 _ нет ?

146 33,0 53 -1430 данных

8.16 44 49,0 199 300

146 37,0 50 -1350

8.17 44 48,0 207 800

146 01,5 72 -1024

8.18 44 39,0 217 600

145 40,0 72 -720

8.19 44 35,0 218 700

145 33,5 70 -225

8.20 44 24,5 220 1000

145 24,5 60 -67

"8 | 9 I 10

>3,5 О нет - нет

данных данных

45 О,К +150- 1-40 а,чм,ил N2-0 +180

нет данных

Васи ,--льев, Кичина 1977 а,аб,д,б

Все вулканы по их пространственному положению разделены на 8 групп на каждую из которых составлены геолого-структурные карты и карты аномальных магнитных полей в изолиниях. Помимо данных, помещенных в таблице 2, каталог содержит информацию о морфоструктуре вулканов, мощности осадков, перекрывающих их подножья, данные о петрографическом и химическом составе пород и минералов и некоторых их изотопных характеристиках, в том числе 545 полных силикатных анализа лав подводных вулканов, столько же анализов ЙЬ, и, Ва, Б г, V, Сг, Со, Ю1,Си, 2п, более 330 определений Ве, В, Р, от 80 до 120 анализов и, ТЬ, №, Та, Хх, Ш, РЬ, 2п, 140 анализов РЗЭ. Оценка возраста вулканических построек проводилась, исходя из анализа сейсмостратиграфических и магнитных данных, мощности осадков, перекрывающих подножья и привершинные части построек, свежести вулканических пород и по другим косвенным признакам.

3.2. Структурно-тектонический контроль проявления вулканизма

Пространственно-структурное положение вулканов видно на рис. 3, где показано местоположение как 97 подводных, так и 105 субаэральных вулканов. Наиболее характерной чертой пространственного положения вулканов является то, что почти все они группируются цепочками, косо под разными углами ориентированные относительно общего простирания дуги, вплоть до поперечных вулканических зон. Линейные цепочки очевидно маркируют магмоподводящие разломы^зоны без заметных смещений, так как на продолжении таких цепочек крупные разломы не фиксируются ни в пределах Курильских островов (Сергеев, 1976), ни в прилегающих участках дна моря (Авдейко, 1989).

Важным параметром структурной характеристики является положение

. Рис. 3. Структурное положение вулканов Курильской островной душ. 1 - Субаэральные вулканы, 2 - подводные вулканы, 3- фронтальная и тыловая вулканические зоны (соответствуют участкам повышенной пло-^ щадной плотности вулканов на 1000 км2 на врезке), 4 - разломы, 5 - ось невулканической дуги, в - изоглубины до сейсмофокальной плоскости, 7 - направление движения Тихоокеанской плиты.

вулканического фронта относительно глубоководного желоба и сейсмо-фокальной зоны. Вулканический фронт, понимаемый как линия, соединяющая вулканы, наиболее близко расположенные к глубоководному желобу, состоит из двух почти прямолинейных участков с изгибом под углом 22-23° в районе пролива Буссоль (см. рис. 3). В соответствии с этим при рассмотрении особенностей расположения вулканов и их петрохимичес-ких характеристик мы выделяем Северные, Южные Курилы и непосредственно зону изгиба или Центральные Курилы (вулканическая зона Броуто-на).

В пространственном распределении вулканов выявлена поперечная зональность, выраженная в различной плотности вулканических центров вкрест дуги (см. врезку рис. 3). В соответствии с этим,по направлению от вулканического фронта к тыловой части дуги выделяются: 1 - фронтальная вулканическая зона с плотностью около 5 вулканов на тыс. км^ (единица площадной плотности - ЕПП), 2 - зона ослабления вулканической ак-тисности с плотностью около 1 ЕПП, 3 - тыловая вулканическая зона (2,02,7 ЕПП) и 4 - зона затухания вулканической активности (-0,5-0,6 ЕПП). Характерно, что если во фронтальной зоне большинство вулканов (87%) субаэральные, то в тыловой зоне - подводные (83%). Таким образом, только совместное рассмотрение подводных и субаэральных вулканов может дать реальную картину пространственного распределения вулканов относительно системы дуга - желоб.

В распределении вулканов вдоль дуги также имеются характерные особенности. Линейная плотность вулканов для дуги в целом варьирует от 7 до 20 вулканов на 100 км ее длины (ЕЛП), увеличиваясь до 36 ЕЛП в районах многовыходного вулканизма (рис. 4), причем, если во-фронтальной зоне вулканы распределены сравнительно равномерно (от 3 до 8 ЕЛП), за исключением районов многовыходного вулканизма, то распределение Их в промежуточной,фронтальной и тыловой зонах, вместе взятых, резко неравномерно. Так, здесь имеются авулканические участки почти без вулканов, тогда как на большом протяжении интенсивность вулканизма трех тыловых зон выше, чем фронтальной (см. рис. 4).

Неоднородности распределения вулканов вдоль дуги, наличие фронтальной и тыловой зон с учетом независимости их расположения относительно складчатых структур фундамента позволяют сделать вывод об их связи с условиями генерации магмы. Приуроченность же вулканов к це-

га

почкам отражает условия подьема магм в литосфере, ло магмовыводя-

П/100км

Рис.4. Линейная плотность вулканов на 100 км длины Курильской островной дуги: В - для всей дуги, Ф - для фронтальной зоны, Т - для тыловых зон (промежуточной, собственно тыловой и затухания активности; А-| - А4 - авулканические участки в тыловых зонах, щим разломам (Авдейко, 1989; Ау<1е1ко е! а1„ 1991)

Соотношение вулканизма и геофизических характеристик. Практически все геолого-геофизические характеристики резко изменяются вкрест простирания, довольно устойчивы по простиранию островной дуги и в той или иной мере коррелируются с вулканической дугой в целом, фронтальной и тыловой вулканиче£кими зонами, цепочками вулканов и отдельными вулканическими центрами,. К ним относятся тип и мощность коры, сейсмичность, тепловой поток, гравитационное поле, строение осадочного чехла. Для вулканической дуги, по данным Т.Л.Злобина (1987), характерен континентальный тип коры. Причем максимальная его мощность приурочена к фронтальной зоне и колеблется в пределах от 25 до 44 км, уменьшаясь в сторону невулканической дуги и тыловой зоны и увеличиваясь от центра дуги к ее флангам, т.е. к Южной Камчатке и Хоккайдо. По более ранним данным (Косминская и др., 1964) в центральной части Курил отмечается субокеанический тип коры мощностью 10-15 км, а на флангах - субкон-

тинентальный - мощностью до 30 км, причем максимальная мощность приурочена к невулканической дуге. Общим для обеих интерпретаций данных является увеличение мощности от центра дуги к флангам и уменьшение - от вулканического фронта дуги к тыловой.

Соотношение вулканизма и сейсмичности обычно рассматривается в двух ácneKTax: пространственно-временном и петролого-геохимическом. Пространственная связь и сопряженность вулканизма с сейсмофокальной зоной, установленная для Курил А.Н.Заварицким (1946), не вызывает сомнений (Тараканов, 1977; 1987). Вместе с тем в сейсмофокальном слое под вулканической дугой имеется зона минимальной сейсмической активности - "асейсмичные окна* (Токарев, 1970; Тараканов, 1987). Сравнение карт пространственного распределения вулканов (см. рис. 3) и эпицентров землетрясений (Токарев, Ким, 1977, рис.1) показывает, что "авулканичес-кйе" участки в тылу ОД являются наиболее сейсмоактивными.

Область максимальных значений и максимальной контрастности теплового потока примерно соответствует тыловой вулканической зоне, под которой отмечаются и максимальные расчетные глубинные температуры. На Т-разрезе через о.Итуруп (Веселое, 1987) геотерма 1200°С имеет три пика: главный из них с высотой подъема до глубины 27 км ниже уровня моря расположен под тыловой вулканической зоной, двух других с глубиной около 55 и 34 км - под фронтальной зоной и под Курильской котловиной, соответственно.

Вулканическая дуга в целом и отдельные участки (поперечные зоны Маканруши, Броутона, Симу широкая и др.) характеризуются положительными гравитационными аномалиями в свободном воздухе, хотя интенсивность их ниже, чем у аномалии невулканической дуги, обусловленной тектоническими движениями (Watts et al., 1978). Участки с большой плотностью вулканических центров как на фронте дуги, так и в тыловой зоне характеризуются более высокими аномалиями в свободном воздухе по сравнению с участками с меньшей плотностью вулканических центров.

Аномальное магнитное поле вулканической дуги практически целиком определяется вулканическими постройками и в меньшей степени - погребенными магматическими телами. На общем отрицательном региональном фоне вулканические постройки выделяются локальными изометрич-ными положительными и отрицательными аномалиями (Подводный вулканизм ...,1992).

Геодинамические параметры проявления вулканизма. Основные геоди-

намические параметры Курильской вулканической дуги и сейсмофокаль-ного слоя, основанные на модели субдукции, приведены а таблице 3 (см. также рис. 3). Параметры сейсмофокального слоя прямо или косвенно влияют на температуру, давление и состав плавящегося субстрата, количество и состав участвующих в плавлении летучих, условия подъема и излияния магмы. К числу определяющих параметров относятся глубина до сейсмофокальной плоскости под фронтальной и тыловой вулканическими зонами, расстояние от глубоководного желоба до вулканического фронта, скорость движениясубдуцируемой плиты, угол между направлением под-двига и вулканическим фронтом, угол наклона сейсмофокальной плоскости, отождествляемый с углом поддвига.

Различия геодинамических параметров Северных и Южных Курил, по-видимому, определяются различием соотношений между направлением движения Тихоокеанской плиты и простиранием дуги. Для Северных Курил можно говорить о Прямом поддвиге,Тихоокеанской плиты под Евраэи-атскую, на Южных Курилах поддвиг косой: угол между направлением движения Тихоокеанской плиты и вулканическим фронтом составляет 45-50°. В соответствии с этим меняется характер регионального поля напряжений и ориентировки осей тензора напряжений относительно простирания дуги (Симбирева.1987). Особенно резко меняется поле напряжений в районе изгиба вулканического фронта, где преобладают напряжения растяжения, в отличие от Северных и Южных Курил, где преобладают напряжения сжатия. Отличаются Северные и Южные Курилы также характером смены тензора напряжений по направлению падения сейсмофокальной зоны: на Северных Курилах области близлов;ерхностного сжатия сменяются областями растяжений на глубине около 100-120 км, в то время как на Южных Курилах такая смена происходит на глубине около 300 км. Резкий перепад глубин смены напряжений соответствует резкому изгибу вулканического фронта между островами Симушир и Уруп.

3.3 Латеральная зональность вещественного состава лав

Вопросы петрогеохимической, минеральной и изотопной зональности лав Курильской островной дуги и связь с глубиной до сейсмофокальной плоскости рассмотрены в ряде публикаций (Авдейко и др., 1985; 1986; 1989; Волынец и др., 1988; 1990), а результаты конкретных анализов лав (от220 до 1000 анализов по разным элементам) проведены в упоминаемой

выше монографии, специально посвященной этому вопросу.

Таблица 3

Геодинамические параметры проявления вулканизма Курильской островной дуги

Северные Курилы

Ц.Кур Южные Курилы

Парам. Пар Мак Чир Рас Сим Бро СИт ЮИт Кун

км 205 180 175 180 175 160 180 195 220

\-2, км 210 190 180 190 190 160 240 240 255

V, 9,0 9.0 9,5 9,5 9,5 9,5 10,0 10,0 10,0

см/год

850 83° 81° 80° 760 510740 500 46° 45°

50° 530 530 510 550 60° 50О 470 380

Нф, км 135- 120- 130- 130- 130- 140- 130- 125- 120-

155 140 150 150 150 180 150 145 140

Нт, км 170- 160- 170- 170- 175- 210- 188- 175-' 170-

195 180 190 190 200 275 205 200 195

Нм.км 200 200 210 180 200 275 250 220 190

(ф,МЛН. 2,7 2.4 2.4 2,4 2,4 2,4 .2,7 2,7 2,8

лет

1т,млн. 3,3 3,0 3.1 3,0 3,0 3.1 3,6 3.6 3,8

лет

<1 км 60 75 80 50 55 .110 115 95 70

¿ф, км 17 15 13 15 15 30 22 ' 22 . 20

<1п, км 22 23 23 25 20 30 23 23 25

с1т, км 22 25 22 20 20 50 25 25 25

6 2,4 2,7 2,3 2.0 2,5 2,2 ' 2,8 2,1 1,4

ё<р 6,4 5,1 4,4 5,2 2,7 3,3 6,6 3.7 1,5

ёп 0,3 1,0 1,9 0,0 0,8 0,0 1,6 0,7 1,2

6т 1,3 4,3 2,7 1,1 4,0 гв 4,0 3.1 1,5

М, км 32- 25- - ' - 26- 27- 40- 34- 24-

36 28 28 30 42 44 34

Примечания: Группы вулканов: Пар - Парамуширская, Мак - поперечная зона Маканруши, Чир - Чиринкотанская, Рас - Расшуа, Сим - Северо-Си-муширская, Бро - поперечная зона Броутона, СИт - Северо-Итурупская,

ЮИт - Южно-Итурупская, Кун - Кунаширская; Ц - кратчайшее расстояние от глубоководного желоба до фронта; Кг - то же. измеренное по направлению движения Тихоокеанской плиты; V - скорость движения Тихоокеанской плиты по М^ег, Цогс1ап,1978; 0 - угол между направлением движения Тихоокеанской плиты и простиранием Курильской дуги; 0 - угол наклона сейсмофокальной плоскости в интервале глубин 10-250 км,по Тараканову и др., 1977; Нф и Ну - интервалы глубин до сейсмофокальной плоскости фронтальной и ты- ловой вулканических зон соответственно (первые числа в графе Нф - глубина до вулканического фронта); Нм - глубина до сейсмофокальной плоскости под максимально удаленными от вулканического фронта вулканами; Тф и Тт - время прохождения участка тихоокеанской плиты от начала субдукции до попадания его в зону магообра-зования, либо зону отделения летучих, участвующих в магмообразовании; с1 - полная ширина вулканической дуги; с)ф,с1п,с1т - ширина фронтальной, промежуточной и тыловой зон, соответственно; о,Оф,оп,от - средняя площадная плотность для фронтальной, промежуточной и тыловой вулкани ческих зон, соответственно; М - мощность земной коры под вулканической дугой по Злобину,1987.

Геохимическая зональность. Концентрации К, ЯЬ, Ва, вг, Р, Ве, №, 2г, и, ТИ, N1, Сг и легких редкоземельных элементов увеличиваются, а концентрации Ре и V уменьшаются от фронта к тылу. Количественные различия средних концентраций этих элементов в базальтах фронтальной и тыловой зон, нормированные относительно Н-ТОР, приведены на рис. 5. Особенно заметны различия по элементам с крупными ионными радиусами (левая часть диаграммы), концентрации которых в базальтах тыловой зоны более, чем в 2 раза превышают таковые во фронтальной зоне. Различия базальтов фронтальной и тыловой зон отчетливо проявлены по поведению РЗЭ, особенно по величине 1а/УЬ. Субгоризонтальный (толеи-товый) тренд распределения этой величины относительно БЮг (Авдейко и др., 1989, рис. 5) в лавах фронтальной зоны сменяется наклонным (извест-ково-щелочным трендом в аналогичных породах тыловой зоны. Характер^ но, что лавы промежуточной зоны ведут себя двояко; одни аналогичны лавам фронтальной, другие - тыловой зон, подчеркивая дискретный характер различий геохимических параметров.

Изотопная зональность. В пространственном распределении 87зг/863г-

отношения в лавах вулканов Курильской ОД отчетливо проявлена попере-

Рис. 5. Диаграмма нормированного по Н-ТОР (Ы-МОЯВ) распределения ■ редких элементов в четвертичных базальтах Курильской островной дуги.

1 - Базальты фронтальной зоны и 2 - базальты тыловой зоны Северных Курил; 3 - базальты фронтальной зоны и 4 - базальты тыловой зоны Южных Курил.

чная и в меньшей степени - продольная зональность. Поперечная зональность выражается в том, что низкие отношения изотопов Эг, близкие к мантийным меткам, характерны для тыловой зоны дуги, а более высокие -для фронтальной, продольная - в том, что минимальные значения этих величин как во фронтальной, так и в тыловой зонах приурочен к Центральным Курилам и увеличиваются к флангам дуги (Волынец и др., 1988; Авдейко и др., 1989). Поперечная зональность проявляется и при современном рассмотрении изотопов Эг и-Ж. При этом лавы вулканов тыловой зоны погадают в поле мантийной корреляции, а фронтальной - отклоняются в сторону в сторону повышения значений а78г/®65г, 143мс|/144мс1-отношений (Авдейко и др., 1988).

Минеральная зональность. Различия в минеральном составе лав фронтальной и тыловой зон дуги также значительны. Лавы фронтальной зоны характеризуются двупироксеновыми ассоциациями фенокристаллов, тогда как сходные лавы тыловой зоны, включая базальты, - амфибол- и биотит-содержащие. Кроме того, только в лавах тыловой зоны встречаются шпинель и достаточно широко распространен акцессорный циркон. Имеются также отчетливые различия в химическом составе вкрапленников и микролитов плагиоклаза, оливина, пироксенов (Волынец и др., 1990). Наблюдающиеся различия в ассоциациях и составах минералов фронтальной и тыловой зон связаны, с одной стороны, с различиями в химическом составе расплавов, отражающими условия их образования, а сдругой - с разными термодинамическими условиями их кристаллизации, в первую очередь, с различиями расплавов по фугитивности кислорода и содержанию в них растворейной воды.

Основные выводы

1. В пределах Курильской ОД выделяются фронтальная и тыловая вулканические зоны, где площадная и линейная плотности вулканических центров'максимальны, с зоной ослабления вулканической активности между ними и зоной затухания - на удалении 80-100 км от вулканического. фронта. '

2. Широко проявлены как субаэральные, так и подводные вулканы, причем большинство вулканов фронтальной зоны (87%) субаэральные, а тыловой зоны (83%) - подводные, и глубина их увеличивается с увеличением расстояния от вулканического фронта. Только совместное рассмо-трениесубаэральных и подводных вулканов может дать реальную картину их пространственно-структурного распределения и петролого-геохимиче-ской специфики.

3. Большинство вулканов группируются в цепочки, ориентированные косо относительно общего простирания дуги, вплоть до поперечных зон.

4. Подводные и субаэральные вулканы, расположенные в пределах одной вулканической зоны идентичны по своим петролого-геохимическим, минералогическим и изотопным характеристикам. Это позволяет для генетических построений использовать весь массив данных."

5. Вулканы одной цепочки, как правило, не идентичны по составу, а несут черты той вулканической зоны, в пределах которой они расположены.

6.. Комплекс пространственно-структурных, петролого-геохимических.

минералогических и изотопных данных свидетельствуют о том, что две вулканические зоны являются отражением двух основных зон генерации магмы в мантийном клине, а цепочки вулканов - отражением подъема ее в верхней части по разломам литосферы.

4. ОЦЕНКА МОДЕЛЕЙ МАГМООБРАЗОВАНИЯ ЗОН СУБДУКЦИИ 4.1. Сравнительный анализ развития вулканнизма островных дуг

Прежде, чем дать оценку возможных моделей магмообразования в дополнение к информации, содержащейся в разделе 2, рассмотрим некоторые общие черты вулканизма ОД в сравнении с особенностями Курильской дуги. Анализу пространственно-временных закономерностей проявления вулканизма ОД и вещественного состава продуктов извержения посвящена многочисленная литература {Kuno, 1959; Горшков, 1967; Gill, 1981; Пискунов, 1987; Шараськин, 1992 и мн. др.), в том числе коллективная монография "Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей* (1987). На эволюцию ОД-вулканизма имеется несколько точек зрения, а наибольшим признанием пользуются две из них. По одной - в эволюционном ряду выделяются юные, развитые и зрелые ОД (Богатиков и др., 1986; 1987). Первые имеют кору океанического типа и для них характерны толеитовые серии, тогда как для зрелых дуг характерна достаточно мощная континентальная кора и для них преобладающими являются изве-стково-щелочные и щелочные породы. Курильская дуга занимает в этом ряду промежуточное положение и относится к развитым ОД. По второй точке зрения различия между дугами отражают не стадии развития, а ге-одинам.ические условия заложения ОД, в развитии же вулканизма отмечается петрохимическая устойчивость или преемственность разновозрастных ОД- комплексов (Ротман, 1978; Пискунов, 1987).Петрохимичес-кая устойчивость вулканогенных комплексов во времени характерна и для Курильской ОД. -* ■

Характер изменения интенсивности вулканизма вкрест ОД является важной характеристикой, позволяющей судить о местоположении зон магмообразования. Многими исследователями вслед за Сугимурой и др. (1963) принимается, Что объем четвертичных вулканитов убывает по экспоненте от фронта рД 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 (см. рис.3). Аналогичный характер распределения вулканов с преимущественно субаэральными вулканами фронтальной и подводными — Тыловой зон установлен в последнее время и для Алеутской дуги (Волынец и др.,1993). В СВ Японии, т.е. там, где было впервые установлено убывание объема вулканитов от фронта к тылу, более детальными исследованиями также выявлено бимодальное распределение этой величины (Kaglyama, 1983). Аналогичная картина намечается и для некоторых других ОД и активных окраин. Таким образом, бимодальный характер интенсивности проявления вулканизма вкрест ОД является довольно типичным, но не повсеместным: большинство внутриокеанических ОД (Марианская. Волкано, Тонга, Кермадек) характеризуются довольно узкой зоной проявления вулканизма с одним пиком активности на фронте дуги. Кули-сообразное расположение цепочек вулканов характерно почти для всех ОД, в том числе и для, внутриокеанических.

Поперечная петрохимическая зональность, выявленная Х.Куно (1959; 1966) типична для абсолютного большинства ОД. Последующими исследованиями установлены также геохимическая зональность по литофиль-ным редким и рассеянным элементам, особенно элементам с крупными ионными радиусами (Fib, Ва, Sr, К и др.), содержание которых, как и в Курильской дуге, увеличивается от фронта к тылу, и минералогическая зональность, характеризующаяся появлением водосодержащих минералов в тыловых частях ОД. Отмечается корреляция состава вулканитов с глубиной до сейсмофокальной зоны, отчетливая для каждой ОД (коэффициент корреляции 0,8-0,9) и затушеванная для совокупности ОД (Dickinson, 1967; 1975; Пискунов, 1987 и мн. др.). Вместе с тем имеется ряд отклонений или нарушений в закономерной смене вещественного состава лав от фронтальных к тыловым частям (GIII, 1981; Шараськин, 1992). Наиболее отчетливым из них является появление шошонитов на участке от . Южной части Идзу-Бонинской до севера Марианской дуги, можно скорее говорить о продольной, чем о поперечной зональности (Шараськин, 1987; 1992; Bloomer el at., 1989). Локальное нарушение зональности отмечено и в поперечной зоне Броутона Курильской дуги.

Принципиальным и существенно новым для Курильской ОД по сравнению с другими является то, что переход от фронта к тыловой зоне по некоторым параметрам не постепенный, а резкий. Это является ключевым моментом, позволяющим говорить о двух зонах генерации магмы (Авдейко и

др., 1989). Наличие локального нарушения зональности, совпадающего с поперечным разломом (Сергеев и др., 1982) и с зоной преобладающего растяжения (Шарапов и др., 1984), накладывает ограничения на возможные модели, ответственные за формирование геохимической специфики.

4.2. Структура поля температур и оценка объема расплавав

Распределение температур в зоне субдукции и вышележащем мантийном клине оказывает решающее влияние на местоположение участков дегидратации в поддвигаемой плите и 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 (Hasebe et al., 1970; Toksoz et al., 1971; 1979; 1989; Anderson et al., 1979; и мн. 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 (Marsh, Carmlchael, 1974), и ее учет дает повышение температуры зоны субдукции не более, чем на 50°С (Peacock, 1990).

Для оценки процессов гидратации, дегидратации и магмообразования под Курильской ОД в качестве рабочей нами выбрана модель Honda and Uyeda (1983), так как расчеты по ней выполнены для конкретный дуг, в том числе и для Курильской. На рис. 6 дана структура поля температур

Рис. 6. Структура поля температур (А) и РТ- условия магмообразования в зоне субдукции Курильской островной дуги (Б).

А: 1 - океаническая кора, 2 - возможные участки плавления под фронтальной и тыловой зонами, 3 - геоизотермы (Honda, Uyeda, 1983), 4 - проекций продольных плоскостей, ограничивающих фронтальную (Ф-1 и Ф-2) и тыловую (Т-1 и Т-2) вулканические зоны на разрезе вкрест дуги. Б: 5 -геотермы по плоскостям Ф-1, Ф-2, Т-1 и Т-2, по плоскости поддвига (ПП), в мантийном клине по плоскостям, параллельным плоскости поддвига на расстоянии 5 и 10 км от нее (МК-5 и МК-10) и по подошве океанической коры (OK); 6 - солидусы: СП -сухого перидотита, HgO-n -Перидотита при избытке воды, СО2-П - перидотита при избытке СО2, а также при разных отношениях СО2/СО2+Н2О (Майсон, Беттчер, 1979; Уилли, 1983); 7 - со-лидус кварцевого эклогита при избытке Нг'О (Lambert, Wyllie, 1972).

вкрест Курильской ОД и вытекающие из этой модели РТ-условия возможных областей магмообразования под фронтальной и тыловой зонами. Геотерма зоны поддвига нигде не пересекается с линией "мокрого* солидуса эклогита, т.е. плавления верхней части поддвигаемой плиты по рассмотренной Т-модели не происходит. 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. В тыловой зрне дуги возможно даже плавление перидотита мантийного клина при избытке СО2 почти без H2Q.

Рассмотренная структура поля температур и местоположение в ней фронтальной и тыловой вулканических зон позволяет дать оценку количе-• ства материала, принимающего участие в магмообразовании в соответствии с разными моделями и сценариями, и сравнить его с количеством извергающегося на поверхность вулканического материала. По подсчетам И.И.Гущенко (1986) все вулканы Курило-Камчатской островной системы извергают в среднем 0,09 кмЗ/год или 43,5 км^ на 1 км длины дуги в.1 млн. лет. Это немного больше, чем в среднем для островных дуг. Для излияния на поверхность такого объема лав требуется не менее 220 кмЗ расплава на 1 км длины дуги в 1 млн. лет. Если исходить из модели плавления кварцевого эклогита верхней части поддвигаемой плиты (Green, Ringwood, 1968; Сорохтин и др., 1971; Marsh, 1976), то для образования такого количества магмы при скорости поддвига 9.5 см/год требуется расплавить слой мощностью 23 км - при 10% степени плавления, что невероятно при рассмотренной Т-модели. Это является дополнительным свиде-детельством невозможности плавления верхней части поддвигаемой плиты.

Объем материала мантийного клина, который может принять участие в магмообразовании при практически неконвектируемом мантийном клине, расчитывается по формуле:

V=1/2 • ( Hf+Hfc ) • D.« L , где Hf и Hb - мощность (толщина) мантийного клина под.вулканическим фронтом и под наиболее удаленными от фронта вулканами, соответственно, D - ширина вулканической дуги и L - ее длина. Для Курильской островной дуги Н(=30 км, Нь=160 км, L=95 км для Северных и 115 Км для Южных Курил. При этих параметрах максимальный объем участвующего в магмообразовании мантийного материала на 1 км длины дуги (L=Tkm)

около 9 тыс.кмЗ для Северных и 10 тыс.кмЗ для Южных Курил. Если же считать, что магмообразование сконцентрировано в основнлм в пределах нижних, наиболее обводненных частей мантийного клина под фронтальной и тыловой зонами дуги, то в процесс магмообразования может быть вовлечено не более 3-4 тыс.кмЗ. При 10% плавления это даст 300400 кмЗ расплава, из которых на Поверхность может излиться не более 60-80 кмЗ. Вулканы же Курило-Камчатской дуги, как мы видели выше, изливают более 40 кмЗ/км«млн.лет. Из этого сопоставления нетрудно увидеть, что через 1,5-2 млн.лет мантия будет практически полностью истощена слабо мобильными элементами с высокозарядными ионами Nb, Та, Tl, Zr), которые почти не поступают с флюидами из поддвигаемой плиты (Tatsuml,1989; McCulloch, Gamble, 1991). При этом в лавах ОД должна бы отмечаться эволюционная направленность в сторону постепенного истощения этими элементами, что не характерно ни для одной островной дуги.

Таким образом, количественный подсчет объема мантийных выплавок показывает, что модели, которые в своей основе прямо или косвенно предусматривают плавление в мантийном клине без его конвекции, маловероятны. При выборе наиболее вероятной модели магмообразования, мы должны ориентироваться на те из них, которые предусматривают конвекцию в мантийном клине. В этом случай в магмообразовании может участвовать весь объем мантийного клина вплоть до зоны растяжения в тылу островной дуги, которая маркируется Курильской глубоководной котловиной. Средний объем мантийного клина на 1 км длины Курильской дуги составит при этом более 35-40 тыс.кмЗ, что" вполне достаточно для магмообразования в течение -100 млн. лет. К тому же, в случае конвекции, мантийный клин не является закрытой системой и возможна постоянная подпитка свежим материалом при конвективном подъеме в тылу дуги.

Дальнейший выбор моделей должен строиться с учетом местоположения участков отделения летучих компонентов в соответствии с выбранной структурой пол я температур и их соотношения с пространственным распределением фронтальной и тыловой вулканических зон Курильской дуги.

4.3. Роль летучих компонентов магмообразования

Ключевая роль флюидов в магмообразовании и эволюции вулканичес-

них пород островных дуг признается большинством исследователей. Как видно из рис 6., частичное плавление в мантийном клине под Курильской дугой возможно под воздействием HgO или НгО/СОг-флюида. В последнее время проблема влияния отделяющихся от поддвигаемых литосфер-ных плит летучих компонентов на магмообразование довольно подробно рассмотрена в ряде публикаций (Eggler, 1989; Tatsumi,1989;Peacock,1990; Thompson,1992). Тем не менее многие аспекты этой проблемы все еще остаются неясными или обсуждены на качественном уровне. Это связано с взаимообусловленностью многих факторов, влияющи^На состав и поведение летучих и, соответственно, - на местоположение зон магмообра-зования, состав плавящегося субстрата и состав отделяющегося расплава. Главным из этих факторов являются Р-Т-условия устойчивости водо-содержащих и карбонатных минералов, структура поля температур в зоне поддвига, а также структура поля концентраций флюида.

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/НО2-ФЛЮИД не достигает мантийного клина, а поступает в акреционную призму (Peacock,1990). Поступление водного флюида в вероятную область магмообразования мантийного клина возможно двумя путями: либо за счет дегидратации поддвигаемой плиты и последующей миграции флюида вверх, 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 Tatsumi (1989) в связи с тем, что, по его расчетам, под-двигаемая плита под зоной магмообразования является сухой, т.к. дегидратация ее происходит на более высоких уровнях.

Рассмотрим вероятность этих процессов для Курильской ОД, исходя из = рассмотренной температурной модели Honda. Uyeda (1983), на которой основывался и Татсуми. На рис.7 даны геотермы некоторых характерных границ в пределах поддвигаемой литосферной плиты и мантийного клина, а также кривые устойчивости водосодержащих минералов по экспериментальным данным разных авторов. Использование, наряду с геотермой . плоскости поддвига, геотерм слоев океанической коры, а также геотерм мантийного клина на расстоянии 5 и 10 км от плоскости поддвига позво-

ляет, на наш взгляд, более обоснованно, чем это сделано ранее, рассмотреть условия дегидратации отдельных слоев в зоне субдукции. Наиболее показательна кривая устойчивости серпентина - основного водосодержа-щего минерала слоя ЗВ океанической коры, в котором содержится около 13 вес.% Н2О. Как видно на рис. 7 и справедливо отмечено И.Татсуми (1989), она пересекает геотерму плоскости поддвига еще до вулканического фронта,т.е. в преддуговой плоскости. Однако в поддвигаемой плите кровля слоя ЗВ расположена примерно на 6 км глубже, за счет чего кривая устойчивости серпентина пересекает геотермы подошвы и кровли серпентинового слоя прямо под тыловой зоной дуги. Под тыловой зоной дегидратируется также тальк в ассоциации с форстеритом. Флогопит и 14А-клинохлор могут быть источником Н2О глубже тыловой вулканической зоны, т.е. на еще большем удалении от фронта дуги.

На рис. 8, представляющем собой фрагмент зоны субдукции Курильской дуги из рис.6 с нанесенными кривыми устойчивости водосодосодер-жащих минералов, хорошо видны 2 уровня отделения Н2О: основные во-досодержащие минералы океанической коры до кровли серпентинового слоя дегидратируются под фронтальной зоной или непосредственно перед вулканическим фронтом, а серпентинового слоя - под тыловой зоной. В промежуточной же зоне нет реальных источников Н2О - кривые дегидратации серпентина и талька+форстерита пересекают ее в области, соответствующей 2-ЗА слоям океанической коры, для которых эти минералы не характерны.

Наряду с этим не исключается и сценарий, когда вода, отделяющаяся от поддвигаемой плиты в преддуговой области, гидратирует основание мантийного клина, увлекаемого вниз плитой. Последующая дегидратация амфибола, талька в ассоциации с форстеритом и др. водосодержащих ми-миралов из основания мантийного клина может быть дополнительным источником воды под фронтальной зоной.

Для других островных дуг при более горячей или при более холодной зонах субдукции принципиальная картина отделения Н2О от поддвигаемой плиты не изменится. Однако, сдвиг системы геотерм океанической коры и подошвы мантийного клина влево - при холодной и в право при горячей зоне субдукции приведет к изменению местоположения вулканического фронта, а также фронтальной и тыловой зон, как пример, для Марианской островной дуги ,(рис. 9) где нет деления на фронтальную и тыло-

4 3

вую зоны. При относительно холодной зоне субдукции и угле ее наклона менее 45° принципиально возможно появление третьей зоны магмообра-зования за счет дегидратации 14А-клинохлора и флогопита (см. рис.7). Она намечается хотя и не очень отчетливо, на гистограммах количества вулканов вкрест Курильской ОД (Подводный вулканизм..., 1992, рис. 6).

Принципиально важной для магмообразования представляется оценка количества летучих, которые могут принять участие в магмообразовании, в сравнении с количеством, содержащихся в островодужных магмах. Рез-зультаты проведенных нами расчетов по методике Пикока (1990) с учетом геодинамических параметров Курильской ОД (табл. 3) даны в таблица 4.

В целом, в зоне субдукции Курильской островной дуги высвобождается воды ~ в 10 раз больше, а СО2 ~ в 50 раз больше, чем задерживается в островодужных магмах. Анализ таблицы 4 и рис. 7 показывает, что основным поставщиком Н2О в область магмообразования фронтальной зоны являются слои 1-ЗА океанической коры, а тыловой - серпентизиро-ванный перидотит (слой ЗВ). Количество воды, выделяющееся при дегидратации слоя ЗВ в 2 раза больше, чем при дегидратации остальных слоев океанической коры.

Рис. 7. РТ-условия устойчивости водосодержащих минералов в зоне субдукции Курильской островной дуги.

1 - Геотермы в соответствии с рис. 6: ПП - плоскости поддвига, МК-5 и МК-10 - мантийного клина в 5 и 10 км от плоскости поддвига, ОК - подошвы океанической коры, ОК-1 - кровли серпентинового слоя; 2 - вулканический фронт (см. рис.3); 3 - фронтальная (Ф) и тыловая (Т) вулканические зоны (см. рис. 3 и 6); 4 - кривые устойчивости водосодержащих минералов: серпентина, серпентина + брусита, талька и талька + форстерита (Kltahara, Takenouchi, Kennedy, 1966), 14А -клинохлора + мусковита и тремолита + форстерита (Delaney, Helgeson, 1978); тремолита (Peacock, 1990) остальные заимствованы у Tatsunril (1989). Символы минералов: Am-b -амфибол в базальте, Ат-р - амфибол в перидотите, Bi - биотит, Вг - бру-сит, CCh - клинохлор, СЕп - клиноэнстатит, Ch - хлорит, СРх - клинопи-роксен, Di - диопсид. En - энстатит, Fo - форстерит, Ga —гранат, KFS -К полевой шпат. Ми - мусковит, OI - оливин,, ОРх - ортопироксен, Ph -флогопит, Рх - пироксен, Q - кварц, коэсит, Se - серпентин, Sp - шпинель, Та - тальк, Тг - тремолит.

Рис. 8, Фрагмент зоны субдукции Курильской островной дуги с кривыми устойчивости водосодержащих минералов в соответствии с рис. 6 и 7.

1 - слой 1,2- слой 2 , 3 - ЗА океанической коры, 4 - серпентизирован-ный перидотит (слой ЗВ) океанической коры, 4 - серпентизированный перидотит (слой ЗВ) океанической коры и основание мантийного клина, 5 -эклогит, 6 - кривые устойчивости водосодержащих минералов в соответствии с рис. 7.

Таблица 4

Баланс летучих компонентов в зоне субдукции Курило-Камчатской дуги

Вместилище Мощ- Объем, Плот- Концент- Масса летучих

летучих ность, мЗ/ ность, рация кг/кмгод

м /кмгод г/смЗ

Н20 С02 н2о со2

Океаническая кора:

Слой 1 (осадки) 400 3.8х104 2,5 5 12 4,7х 11,4х

106 106

Слой 2 (лавы, 1700 16х104 3,0 2 0,1 9,6х 0,5х

дайки) 106 юб

Слой ЗА 4500 43х104 3.0 1 0,1 12,9 1,3х

(габбро) * 106

106

Слой ЗВ (серпен- 4500 43x1О4 3,0 3 0,2 39х 2,6х

тинизйрованный 106 106

перидотит)

Всего субдуцировано: 6,6x10? 1,6x10?

ОД-магма 2300* 22x1О4 2.7 1 0,05 6,Ох ЗхЮ5

10?

4.4. Формирование геохимической специфики ОД-магм

Латеральная вещественная зональность и различия геохимических и изотопных характеристик ОД-вулканитов могут быть обусловлены рядом факторов, основными из которых являются: 1 - различная степень частичного плавления, 2 - контаминация магм веществом коры на путях подъема к поверхности, 3 - разный состав плавящегося субстрата. Их оценка проведена нами в ряде публикаций (Авдейко и др., 1985; 1986; 1989; Во-

Р . =Р„ „, ГЛа общ Н20

лынец и др., 1988; 1992 и др.) В пользу разной степени плавления однородного субстрата свидетельствуют более высокие концентрации несовместимых элементов в лавах тыловых частей ОД и Бг/Са - Ва/Са-система-тика. Противоречат же этому более высокие концентрации совместимых тугоплавких N1, Сг, Мд, более низкие - изотопов Эг в лавах тыловой зоны по сравнению с фронтальной. Если же принять во внимание то, что температура мантийного клина под тыловой зоной по любой, основывающейся на субдукции Т-модели выше, чем под фронтальной (см. раздел 4.2), а количество воды, отделяющееся от поддвигаемой плиты ~ в 2 раза больше (см. раздел 4.3), то вероятность меньшей степени плавления в тыловой части дуги по сравнению с фронтальной будет минимальной. Скорее наоборот, мы должны ожидать меньшую степень плавления на фронте дуги. Более же высокая интенсивность вулканизма фронтальной зоны по сравнению с тыловой (см. вставку рис, 3) вероятно обусловлена тем, что в тыловой зоне большая часть расплава застывает на глубине, не изливаясь на поверхность. , .

При контаминации расплава сиалической корой лавы фронтальной зоны, где мощность коры выше, также должны были бы содержать более высокие концентрации несовместимых литофильных элементов, что противоречит наблюденным данным. Этому же противоречит и отсутствие зависимости отношения изотопов Эг от кремнекислотности. Вместе с тем, нельзя полностью отрицать контаминацию корой, о чем свидетельствует корреляция продольной геохимической и изотопной зональности с мощностью коры, отмеченная в ряде ОД, в том числе и Курильской.

Итак, наиболее вероятно геохимические и изотопные различия лав фронтальной и тыловой зон обусловлены разным составом плавящегося субстрата. На роль плавящегося субстрата могут претендовать поддвига-емая плита и / мли мантийный клин, в той или иной мере метаморфизо-ванный под воздействием флюидов, отделяющихся от поддвигаемой плиты. В моделях, предусматривающих плавление верхней части поддвигаемой плиты вместе с основанием мантийного клина за счет дополнительного тепла трения, сначала должны были бы плавиться осадки, затем 2-й

Рис. 9. РТ-условия устойчивости водосодержащих минералов в зоне субдукции Марианской островной дуги. Условные обозначения те же что и на рис. 7. Температурная модель по Honda, Uyeda, 1983.

слой океанической коры и основание мантийного клина. Геохимическая зональность при таком сценарии должна быть противоположна наблюдаемой. так что этот способ формирования геохимической специфики ОД-магм маловероятен. Можно предположить плавление мантийного клина под воздействием флюида на фронте дуги и плавление верхней части поддвигаемой плиты вместе с основанием мантийного клина в тыловой части дуги, но этому противоречит зональность по изотопам Sr nNd с метками, близкими к мантийным в тыловой зоне дуги и глубокий Nb-минимум на диаграммах нормированного распределения литосфильных редких элементов относительно мантии или Н-ТОР (см. рис.5.).

Наиболее предпочтительны модели, предусматривающие плавление мантийного клина под воздействием летучих, отделяющихся от поддвигаемой плиты. При конвектирующем мантийном клине (см. раздел 4.2) наблюдаемые различия состава лав на фронте и в тылу дуги могут быть обусловлены только разным составом флюидов в плавящемся субстрате. Это вполне вероятно с учетом разных уровней отделения летучих и разных путей их поступления в область частичного плавления на фронте и в тылу дуги (см. раздел 4.3). Оценка редкоэлементного состава плавящегося субстрата может быть проведена по формуле (Вуд, Фрейзер, 1981):

Cm/Cs = 1/F • (1 - (1 - F)1'Dm ) , где

Cm и Cs - концентрации элемента в расплаве и плавящемся субстрате, соответственно; F - степень парциального плавления и Dm - коэффициент разделения элемента между расплавом и твердым остатком. За состав расплава можно принять состав недифференцированного базальта; определенные эмпирическим путем Dm приведены в ряде публикаций (см., например, McCulloch, Gamble,1991), а величина F оценивается разными авторами в пределах от 0,05 до 0,2. Состав мантийного клина до при- . вноса флюидов может быть оценен, исходя из концентрации наименее подвижных элементов (Ti, У, Yb, Nd) в недифференцированном базальте и состава неистощенной мантии, из которой путем последовательных процессов частичного плавления и смешения формируется мантийный источник ОД-магм, еще более истощенный, чем мантия типа Н-ТОР (Aliegre, 1989; McCulloch, Gamble 1991; Hofmann, 1988). Результаты оценочных расчетов состава плавящегося субстрата и истощенного мантийного клина из среднего состава базальтов фронтальной и тыловой зон Курильской ОД при разных степенях парциального плавления приведены на рис. 10.

п« <Л\

\ ®

\ V \М/ 4

100

Ва Т1\ К И № Се РЪ Йг ИЛ бт Ъг "П У УЬ Рис. 10. Соотношение некоторых геохимических характеристик фронтальной и тыловой зон Курильской ОД, нормированных по источнику типа Ы-МОИВ.

МК - расчетный состав мантийного клина; ПСФ - плавящийся субстрат фронтальной зоны (МК + флюид), расчитанный из БФ-15 - реального сотава среднего базальта в предположении 15% плавления; БФ—10 - расчетный состав базальта фронтальной зоны при 10 % плавления ПСФ; ПСТ - плавящийся субстрат тыловой зоны (МК + флюид),'расчитанный из БТ-15 - реального среднего состава базальта тыловой зоны в предположении 15 % плавления; БТ-20 - расчетный состав базальта тыловой зоны при 20 % плавления ПСТ.

Состав флюида определяется разницей между составом истощенного мантийного клина и плавящегося субстрата. Различие в составе флюидов фронтальной и тыловой зон могут быть обусловлены отделением флюидов от разных слоев океанической коры, разными путями миграции от мест отделения до зон магмообразования {см. раздел 4.3) и разной мобильностью элементов в Р-Т-условиях поддвигаемой плиты и основания мантийного клина. Показательным в этом отношении является поведение РЬ,содержание которого как несовместимого элемента при одинаковом составе плавящегося субстрата, должно было бы быть выше в тыловой зоне. Повышенные же концентрации РЬ на фронте дуги, часто даже более высокие, чем в тыловой зоне, обусловлены повышенными концентрациями его в осадлих по сравнению с более глубокими слоями океанической коры, а дегидратация осадочного слоя происходит под фронтальной зоной (см. раздел 4.3).

Итак, геохимическая специфика вулканических пород ОД и петрогеохи-мическая зональность определяются, в первую очередь,составом флюидов, отделяющихся от поддвигаемой плиты. Другие факторы играют, очевидно, менее значительную роль.

Основные выводы

1. ОД-магмы вряд ли могут образовываться за счет прямого плавления поддвигаемой плиты. Анализ данных по вулканизму Курильской ОД, их интерпретация и оценочные расчеты объема и состава магм свидетельствуют о том, что магмообразование вероятнее всего происходит в мантийном клине под воздействием флюидов, отделяющихся от поддвигаемой плиты. .

2. Мантийный клин должен обязательно испытывать конвекцию, так как в противном случае будет происходить быстрое за 1,5-2 млн. лет истощение слабо мобильными элементами (ЫЬ, Та, Т(, Ъ, У, УЬ и др.) с отчетливой эволюционной направленностью. Требование постоянного обновления плавящегося субстрата относится к любым другим моделям магмообразования.

3. Две вулканические зоны и соответствующие им зоны магмообразования в пределах Курильской ОД обусловлены двумя основными уровнями отделения летучих. Для других ОД возможно наложение уровней отделения летучих и как следствие - отсутствие деления на фронтальную и тыловую зоны и отсутствие поперечной петрогеохимической зональности.

Принципиально возможно также формирование трех вулканических зон за счет трех уровней отделения летучих компонентов. Основным переменным фактором, влияющим на количество и ширину вулканических зон, является структура поля температур, от которой зависит местоположение участков отделения летучих и, соответственно, местоположение зон частичного плавления.

4. Геохимический состав ОД-магм и, соответственно, вулканических пород определяется составом флюидов, отделяющихся от поддвигаемой плиты. Состав же флюидов в свою очередь определяется уровнем отделения и путями их миграции до зон частичного плавления. Другие факторы, такие как степень парциального плавления, контаминация корой, играют подчиненную роль.

5. Наиболее вероятная модель магмообразования, основанная на синтезе рассмотренных выше данных, приведена на рис. 11. Частичное плавление начинается непосредственно под вулканическим фронтом в мантийном клине, где температура достаточна для плавления пйд воздействием Н2О- или НгО/СОг-флюида (см. рис. 6). Под фронтальной вулканической зоной происходит дегидратация водосодержащих минералов как из верхней части поддвигаемой плиты (слои 1-ЗА океанической коры), так и из основания мантийного клина. Под тыловой зоной источником флюида является вода, высвобождающаяся при дегидратации серпентина и талька в ассоциации с форстеритом из слоя ЗВ океанической коры. Под промежуточной зоной нет реальных источников воды (см. рис. 7,9). По этой концептуальной модели конкретные сценарии дегидратации изменятся в зависимости от структуры поля температур. В соответствии с этим должно измениться и местоположение зон магмообразования и химический состав расплавов. Этим обьясняются вариации структурной приуроченности вулканов и вариации латеральной зональности вещественного состава лав.

< че

5. ПОДВОДНЫЙ ВУЛКАНИЗМ ОСТРОВНЫХ ДУГ И ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНОЕ СУЛЬФИДНОЕ РУДООБРАЗОВАНИЕ

Предсказание и обнаружение в срединно-океанических рифтах подводной гидротермальной активности и связанного с ней сульфидного рудооб-разования является одним из крупнейших достижений современной гео-

п ф

Рис. 11. Модель магмообразования Курильской островной дуги. 1 - Вулканические зоны: Ф - фронтальная, П - промежуточная, Т - тыловая, 3 - затухания активности; 2 - подводящие каналы и промежуточные магматические очаги в литосфере; 3 - области частичного плавления и подъема магмы в астеносфере мантийного клина; 4 - континентальная кора (а) и литосфера (б); 5 - слои океанической коры и их номера; эклогит (а) и серпентинизированный перидотит (б) слоя ЗВ океанической коры и основания мантийного клина; 7 - пути миграции флюидов из слоев океанической коры и основания мантийного клина в области частичного плавления, 8 - изотермы в соответствии с рис. 6.

логии. Появилась возможность непосредственного наблюдения и исследования процесса формирования колчеданных рудных залежей, древние аналоги которых дают крупные месторождения. Тектонические позиции и условия формирования большинства известных сульфидных месторождений мира проанализированы'А.Митчелом и М.Гарсоном (1984). Связь этих месторождений с подводной вулканической активностью не вызывает сомнений. Вместе с тем имеются некоторые противоречия между условиями формирования и локализации современных сульфидных руд и их древних аналогов. Почти все крупные подводные гидротермальные проявления, где происходит формирование современных сульфидных руд, связаны с вулканизмом срединно-океанических рифтов. Многообразие условий их проявления проанализировано в последнее время А.П.Лисицыным и др. (1990). В других геотектонических обстановках, в частности островных дугах, зонах задугового спрединга и в местах развития внутриплитового вулканизма отмечаются лишь небольшие рудопроявления. В то же время формирование большей части древних колчеданных руд (в том числе различных районов России - Урала, Алтая, Сев. Кавказа) связано с вулканизмомостроводужного типа. Целенаправленные поиски проявлений гидротермально-осадочного рудообразования в ОД не принесли отчетливых результатов, за исключением прикратерной минерализации отдельных подводных вулканов (Шеньо и др., 1965; Зеленое, 1972; Сгопап, 1983; Авдейко, Краснов, 1985). В чем причина такого несоответствия? Отчасти его можно объяснить большей степенью сохранности рудных комплексов ОД по сравнению с фрагментами рудных залежей океанической коры, большая часть которых поддвигается под активные окраины в зонах субдукции. Но отсутствие современных аналогов руд ОД-типа также как и вопросы связи сульфидных руд ОД-типа с кислым вулканизмом требуют иного объяснения. Чтобы в какой-то мере ответить на эти вопросы нами проведен сравнительный анализ обстановок локализации и условий формирования современных сульфидных руд с рудами палеовулканических провинций (Авдейко, Краснов, 1985).

5.1. Сульфидные руды древних островных дуг

Типичным примером стратиформных колчеданно-полиметаллических руд являются месторождения Куроко в Японии. Они приурочены к поясу Зеленых туфов, представляющему собой вулканическую дугу миоценового возраста (Митчелл, Гарсон. 1984). Рудовмешающей является толща кис. . ' Г) г.

лых пород, состоящая из потоков и куполообразных тел лав, переслаивающихся с туфами. Формирование ее происходило в обширном грабене в подводно-морских условиях (Sato, 1977). Ниже пластовых рудных залежей иногда отмечаются штокверки лрожилковых и вкрапленных руд.

На Южном Урале вулканические породы продуктивной контрастной ба-зальт-липаритовой формации девонского возраста слагают палеогряду типа островной дуги, состоящую из ряда вулканических построек и каль-дерообразных депрессий. Непосредственно рудовмещающей является толща кислых пород. Рудные тела приурочены к структурам типа кальдер, кратеров и мелких грабенов, осложняющих сводовые части куполовидных структур (Бородаевская и др., 1981;1984). Одной из важнейших черт рудных полей Южного Урала является ассоциация их с субвулканическими и гипабиссальными телами кислых пород. Магмоподводящие каналы этих же пород приурочены к кольцевым и линейным разломам (Прокин, 1977).

В Алтайской колчеданоносной провинции месторождения связаны с девонским андезитовым вулканизмом. Также как и на Южном Урале, здесь отмечается приуроченность оруденения к депрессионным структурам, кальдерам, грабенам, кратерам и т.п. и тесная ассоциация с кислыми субвулканическими телами (Палеовулканический анализ,.., 1984).

В целом, общим для месторождений сульфидных полиметаллических руд островодужного типа является формирование их в подводно-морских условиях, приуроченность к отрицательным вулкано-тектоническим структурам (кальдерам, грабенам, кратерам), а также сингенетичность их с проявлением кислого и частично адезитового вулканизма. Особое значение имеет ассоциация руд с кислыми субвулканическими телами, подчеркивающая связь оруденения с малоглубинными очагами кислых магм. Это является основным отличием сульфидных руд ОД от их современных аналогов, срединно-океанических рифтов, т.к. последние ассоциируются с толеитовыми базальтами. Общим же является связь оруденения с малоглубинными очагами магм основного состава в срединно-океаниче-ских рифтах и кислого - в ОД.

5.2. Современные гидротермы и рудообразование в океанах и островных дугах

Приуроченность колчеданных руд к кальдерам и центрам кислого вулканизма может быть объяснена на основе данных современной гидротермальной деятельности и процессов рудообразования. Наиболее полные

данные по условиям рудообразования в рифтовых зонах океана приведены в монографии А.П.Лисицына с соавторами (1990). Согласно наиболее распространенной концепции (Edmond et al., 1979), подтвержденной термодинамическим моделированием (Гричук и др., 1984) гидротермальные растворы возникают за счет нагрева морской воды магматическими очагами и конвективной циркуляции ее по трещинам. Геохимическая и рудная нагрузка формируется за счет взаимодействия гидротерм с вмещающими породами. В соответствии с экспериментальными данными (Bishoff, Dickson, 1975) при взаимодействии базальтов с морской водой образуется нерастворимое соединение Мд(ОН)ЗЮз„Вода при этом становится кислой, в результате чего увеличивается ее выщелачивающая способность, в том числе и в отношении рудных элементов.

Отложениемассивных сульфидных руд из таких богатых рудными элементами растворов происходит на температурном, окислительно-восстановительном и кислотно-щелочном барьерах, возникающих при смешении гидротерм с холодной морской водой на дне океана. При этом неизбежны ограничения на глубине бассейна, связанные с потерей рудных компонентов на путях миграции гидротерм, когда температура при выходе на поверхность дна выше точки кипения для данной глубины. В известных рифтовых гидротермальных системах, исключающих кипение, сульфиды отлагаются из растворов, имеющих температуры порядка 300°С и выше (Arnold, Sheppard, 1981). Кипение морской воды с такой температурой происходит при давлении, соответствующем глубине моря около 800 м (Delaney, Cosens, 1981). При медленном охлаждении гидротерм, соответствующем подъему их в осадочно-пирокластических отложениях, осаждение сульфидов Си происходит при температуре около'250°С, a Zn - при 150-200°С (Гричук и др., 1984). Таким образом, при глубине моря менее 400 м (глубина вскипания морской воды при Т=250°С) сульфиды меди могут отлагаться еще до выхода гидротерм на дно моря, формируя жильно-Штокверковые оруденения под массивными свинцово-цинковыми рудами. Это согласуется с данными по ряду известных гидротермально-осадочных месторождений сульфидов (Овчинников, 1981; Flnlow-Bates, Large, 1978).

В рассмотренной модели магматическому очагу отводится роль источника тепла для нагрева гидротерм, а не источника рудных компонентов, хотя часть их может извлекаться и из магм.Выщелачивание же рудных элементов гидротермами возможно из самых различных пород. Содержание основных рудных компонентов (Си, Pb, Zn) в ОД-вулканических поро- '

дах даже несколько выше, чем в толеитовых базальтах океанических рифтов. Конвергентность колчеданных руд разных палеотектонических об-становок и их связь с разными типами пород может трактоваться как подтверждение подобных моделей.

Расчеты условий гидротермальной конвекции в рифтовых зонах показывают, что ее существование определяется обязательным наличием магматического очага на небольшой глубине (Сапп, З^епв, 1982). Размеры областей разгрузки горячих вод на дне океана примерно соответстуют горизонтальным размерам близповерхностной магматической камеры. Глубина залегания кровли магматических очагов в осевых частях океанических рифтов с высокими и средними скоростями спрединга, по геофизическим данным, составляет 1-3 км.

В ОД, в соответствии с расчетами, проведенными А.В.Кирюхиным (1983), питание крупных гидротермальных систем типа Паужетской на Камчатке, также могут обеспечить только близповерхностные периферические магматические очаги. Вероятность же образования гидротермаль- . ных систем, связанных с очагами кислой магмы, выше, чем с очагами базальтов, так как размеры их больше. По расчетам С.А.Федотова (1980), диаметр периферических очагов камчатских стратовулканов с объемом извергнутого материала ~ 300 км3 достигает 5 км для дацитов, 4 км - . для андезитов и 2 км - для базальтов. Наиболее крупные гидротермальные системы' ОД приурочены к кальдерам, для которых характерно формирование крупных очагов кислых магм. Размеры кальдер в плане примерно соответствуют горизонтальным размерам очагов. Размер современных кальдер составляет в среднем 7-8 км. Одной из наиболее крупных является миоценовая (14 млн. лет) кальдера Оку яма (Япония) размером ; 33x23 км, где эрозией вскрыт очаг риолитового состава, кровля которого располагалась на глубине 3 км (ТакаЬавЫ, 1981).

Итак, ассоциация месторождений сульфидных руд с кислыми вулканическими породами может быть объяснена тем, что в ОД-обстановках только кислые магмы могут давать крупные магматические очаги, достаточные для формирования гидротермальных систем.

Таблица 5 представляет собой попытку сравнения условий формирования сульфидных руд в пределах срединно-океанических хребтов'и ОД- Исходя из рассмотренных выше и представленных в таблице данных можно заключить, что в субаэральных и мелководных морских (менее 400 м) условиях стратиформные сульфидные руды могут образовываться на повер-

5 Я

Таблица 5

Сравнительная характеристика условий подводного гидротермального сульфидного ру/»образования в срединно-океанических хребтах и островных дугах

Характери- Срединно- Островные дуги

стика океанические

хребты

Источник воды Источник тепла

Источник рудных компонентов Обстановка рудоотлож-ения

Тектоническое положение Местополо-' жениеие руд в геологических разрезах

Морская вода .Магматические очаги базальтов осевых рифтов, глубина 1-3 км

Океаническая кора

Дно океана на глубинах обычно более 1500-2000 м Осевые рифты срединно-океанических хребтов

Пластовые тела между 1 и 2 слоями океанической коры,заполнение трещин и межподушечных пустот в базальтах

Морская,частично магматическая вода

Периферические магматические очаги кислых лав.глубина 1-6км, экструзии в осадках Континентальная кора разной степени зрелости, конденсаты магматических газов Дно моря на глубинах более 400 м и внутри вулканогенно-осйдочных толщ ;

Кальдеры, грабены,кратеры вулканов обычно на фронте дуги

Пластовые тела между лавами и осадками, цемент вулканогенно-осадочных пород, заполнение пустот и трещин (штокверковые оруденения)

хноети. т.к. рудная нагрузка сбрасывается на путях миграции гидротерм к поверхности с формированием жильно-штокиеркового оруденения.

В современных же ОД. где проявлен подводный вулканизм (Тонга. Кер-мадек. Марианская, Курильская, Алеутская), достаточно глубоководные участки располагаются в пространстве между вулканами, вдали от вулка-

нических центров и неблагоприятны для гидротермальной активности.

Приуроченность гидротермальных систем ОД к кальдерам, связанная с наличием на глубине крупных магматических очагов, предопределяет пространственные и временные ограничения на возможность проявления процессов рудообразования. Пространственные обусловлены тем, что дифференцированные вулканические серии долгоживущих центров, способные формировать достаточно крупные очаги кислых магм, характерны для для фронтальных частей островных дуг (КиэЫго, 1983). Достаточно сказать, что детальным исследованиям, проведенным в Курильской ОД, в тыловой зоне це выявлено ни одной кальдеры, а все четыре подводные кальдеры располагаются во фронтальной зоне (Подводный вулканизм..., 1992). К тому же, во фронтальной зоне известно несколько наземных кальдер.

Временные ограничения обусловлены цикличностью вулканических процессов, т.е. сменой эпох основного и кислого вулканизма, субсинхронных для значительной части Тихоокеанского кольца(Мелекесцев, 1967; Эрлих, 1972). В настоящее время проявляется эпоха базальтового вулканизма, неблагоприятная для сульфидного рудообразования.

5.3. Основные критерии прогноза и поиска сульфидных руд островных дуг

Исходя из рассмотренных выше условий гидротермально-осадочного сульфидного рудообразования, в дополнение к хорошо известной связи колчеданно-полиметаллических руд с центрами кислого вулканизма, . кальдерами и другими отрицательными вулкано-тектоническими структурами, можно выделить некоторые пространственно-структурные, временные и петрохимические критерии обстановок, благоприятных с точки зрения рудоносности островодужных комплексов.

1. Необходимость достаточно глубоководных (>400м) подводно-морских ' обстановок рудотложения делает наиболее благоприятными ранние этапы развития ОД. Вместе с тем ОД*должны быть достаточно развитыми для проявления в них кислых дифференциатов. Характерным примером является миоцен Японской и, возможно, Курильской дуг с образованием месторождений типа Куроко, приуроченных к формации зеленых туфов, т.к. в это же время формировались гигантские кальдеры типа Окуяма. с близ-поверхностными очагами кислой магмы.

2. Фронтальные части ОД более благоприятны, чем тыловые, т.к. для них характерны более дифференцированные серии вулканических пород и значительно чаще встречаются кислые породы.

3. В соответствии с п.2 низкокалиевые и умереннокалиевыэ толеитовые серии более благоприятны для поиска колчеданно-полиметаллических сульфидных руд, чем высококалиевые и шошонитовые серии, т.к. первые характерны для фронтальных частей островных дуг, а вторые - для тыловых.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные в пределах Курильской ОД исследования Иоказали важность изучения подводных вулканов как для создания общей теории вулканического процесса ОД, так и для выявления условий гидротермально-осадочного сульфидного рудообразования и выработки критериев поисков рудопроявлений аналогичного типа, т.к. большинство известных колчеданно-полиметаллических месторождений было сформировано в остро-водужных обстановках. Только совместное рассмотрение субаэральных и подводных вулканов Курильской ОД позволило выявить реальную картину пространственно-структурного распределения вулканов и особенности их структурно-вещественной зональности, в частности - установить наличие фронтальной и тыловой вулканических зон, различающихся по петрогео-химическим, минералогическим и изотопным характеристикам лав.

Анализ большого массива данных показал, что основные петролого-геохимические черты вулканов не зависят от условий извержения: неизмененные Лавы наземных и подводных вулканов, расположенных в пределах одной зоны, идентичны между собой. С другой стороны именно под-водно-морские и достаточно глубоководные (глубже 400 м) обстановки проявления вулканизма являются необходимым (но не достаточным) условием формирования гидротермально-осадочных сульфидных полиметаллических руд. Другим необходимым условием является наличие крупных близповерхностных (1-3 км) магматических очагов, достаточных для проявления гидротермальной циркуляции.

Предложенная концептуальная модель магмообразования базируется как на материалах детального изучения подводных и субаэральных вулканов Курильской ОД, так и на литературных данных по температурным моделям зон субдукции и РТ-условиям устойчивости водосодержащих минералов. Она объясняет практически все особенности структурного распре-

деления вулканов и их петролого-геохимической специфики. Весьма важной характеристикой, от которой зависит местоположение участков отделения флюидов и зон магмообразования,является структура поля температур. При ее изменении возможны другие сценарии и модели магмообразования. От этого во многом зависит петрогеохимическое разнообразие вулканических серий островных дуг и их взаиморасположение.

Дальнейшая разработка и проверка моделей магмообразования должна строиться на основе детализации структуры поля температур, на уточнении РТ-условий устойчивости водосодержащих и карбонатсодержащих минералов в природных системах и на уточнении коэффициентов разделения породобразующих и редких элементов между расплавом и твердым остатком при частичном плавлении. От последних зависит оценка исходного расплава.

Основные публикации по теме диссертации.

Статьи в коллективных монография*;

Вулканогенно-кремнистые формации Камчатки. Новосибирск, Наука. 1974. \ ', '

1. Авдейко Г.П., Ванде-Кирков Ю.В. Вулканогенно-кремнистые формации Анадырско-Корякской зоны. С. 5-16.

2. Авдейкр Г.П., Дмитренко Н.К. Верхне-меловые вулканогенно-кремнистые формации Ветвейско-Камчатской зоны. С. 17-31.

3. Авдейко Г.П., Пономарев Г.П., Флоренский И.В. Вулканогенно-кремнистые формации Восточной Камчатки. С.32-57.

4. Авдейко Г.П., Ванде-Кирков Ю.В., Пономарев Г.П. Основные особенности петрографии и петрохимии лав спилито-каратофиловых формаций Камчатки. С.69-94.

5. Авдейко Г.П. Палеотектонические условия образования вулканоген-но-кремнистых формаций и их место в развитии островных дуг. С.95-110.

Геология океана T.I. Осадкообразование и магматизм океана. М.: Наука, 1979.

6. Авдейко Г.П., Мархинин Е.К. Гл.2.; Современный вулканизм океанов. С.88-103.

Initial Reports of the Sea Drilling Project. Volume LV. Washington D.C.: U.S. Government Printing Office. 1980.

7. Avdelko G.P. On possible prolongation of the Hawaiian-Emperor chais in

II.

III.

Kamchatka. P. 851-854.

8. Murdmaa I., Avdeiko G.P. Volcanociastic constituets In the Leg 55 sediments. P.503-506.

9. Avdeiko G.P., Khubunaja S.A.. Vande-Kirkov Yu.V. Petrography and chemical composition of the lava flows from the Emperor Seamount, DSDP, Leg 55. P.5 71-584.

10.Murdmaa I.O., Gordeev V.V., Kusmina T.G., Turanskaja N.V., Avdeiko G.P., Geochemistry of the Leg 55 sediments. P.457-462.

IV. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука.

1987. 366 с. (Отв. редактор ОАБогатиков).

11. Авдейко Г.П., ВолынецО.Н., Мелекесцев И.В., Пискунов Б.Н., Остапенко В.Ф., Шанцер А.Е., Федорченко В.И., Флеров Г.Б. Магматизм островных дуг. Курило-Камчатская дуга. С.37-85.

V. Подводный вулканизм и зональность Курильской островной дуги. М.:

Наука, 1992 (Отв. редактор академик Ю.М.Пущаровский). 582 с.

12.Авдейко Г.П., Рашидов В.А. 1. Геолого-геофизические особенности ■ч проявления вулканизма Курильской островной дуги.

13.Авдейко Г.П., Волынец О.Н.. Антонов А.Ю. и др. 2. Каталог подводных вулканов Курильской островной дуги.

14.Волынец О.Н., Антонов А.Ю., Авдейко ГЛ. и др. 3. Зональность вещественного состава лав Курильской островной дуги.

15.Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Цветков A.A., Антонов А.Ю. Природа зональности Курильской островной дуги и проблема генезиса магм.

Статьи в журналах и сборниках:

16.Авдейко Г.П., Храмов H.A. Кремнисто-вулканогеннык формации Камчатки и их петрохимические особенности. В кн.:Вулканические фации Камчатки. М.:Наука, 1969. С.133-144.

17.Avdeiko G.P. Evolution of geosyncllnes on Kamchatka.-Pacific Geology.

. 1971. No.3. P.1-13.

: 18.Авдейко Г.П. Тектонические зоны Камчатки. Геология и геофизика. 1972. N4. С.56-63.

19.Авдейко Г.П., Безруков П.Л., Мурдмаа И.О., Прокопцев И.Г. Новые данные о составе вулканических пород фундамента"островной дуги Тонга.-Докл. АН СССР. Том 204. N5.1972. С.1232-1235.

20.АвдейкоГ.П., Хренов А.П. и др. Извержение вулкана Алаид в 1972 г. Бюлл. вулканолог, ст. N50.1974. С.64-80.

21.Авдейко Г.П., Пономарев Г.П., Колосков A.B. Вулканические породы о. Кертис. Бюлл. вулканол. ст. N51. 1975. С.113-121.

22.Авдейко Г.П., Скрипко К.А. Подводные вулканы.- Морской сборник. 1976. N10.78-32.

23.Авдейко Г.П. Геосинклинальный вулканизм и офиолиты. В кн.: Вулканизм и геодинамика. М.: Наука, 1977. С.15-27.

24.Аадейко Г.Г1. Закономерности и механизм развития геосинклиналий Камчатки. В кн.: Тектоника дна морей, островных дуг и континентальных окраин. - Труды СахКНИИ. Вып. 41. Вл-к, 1977. С.90-95.

25.Авдейко Г.П., Пономарев Г.П., Самойленко Б.И., Скрипко К.А. Кристаллизация и дифференциация в подушечных спилитах района бухты Лаврова на северо-востоке Камчатки. В кн.: Вулканизм островных дуг. Результаты международных исследований гю международным геофизическим проектам. МГК. М.'.Наука, 1977. С.205-213.

26.Авдейко Г.П., Пономарев Г.П., Скрипко К.А. К проблеме петрогене-зиса спилитов и родственных им пород. В сб.:Магмозбразование и его отражение в вулканическом процессе. М.: Наука, 1977, С.123-133.

27.Авдейко Г.П., Токарев П.И., Меняйлов И.А., Хренов А.П., Флеров Г.Б., Широков В.А. Извержение побочного прорыва Олимпийского на еулкане Алаид в 1972 г. В кн.:Вулканизм островных дуг. М.: Наука, 1977, С.55-64.

28.Хубуная С.А., Авдейко Г.П., ПавленкоА.С. О химизме подводного изменения базальта. -В кн.: Геодинамика и вулканизм островных дуг северо-западного сектора Тихоокеанского кольца. М.:"Сов. Радио*. 1978. С. 122-129.

29.Jackson Е.О.. Koizumi I., Avdeiko G.P. et al. Drilling confirms hot spot origins. -Geotimes. 1978. V.32. P.23-26.

30.Авдейко Г.П. Типы современного вулканизма океанов и их положение в геологической истории. -Вулканология и сейсмология. 1979. N3. С.53-68.

31.Авдайко Г.П., Горшков А.П. Первые рейсы нис "Вулканолог'.-Вулка-но/югия и сейсмология. 1979. N1. С.102-104.

32.Авдейко Г.П. Современный подводный вулканизм. - Природа. 1980. N12. С.31-39.

33.Федотов С.А., Иванов Б.В., Авдейко Г.П. и др. Извержение вулкана Алаид в 1981 г.- Вулканология и сейсмология. 1981. N5. С.82-87.

34.Федотоз С.А., Иванов Б.В., Флеров Г.Б., Авдейко Г.П и др. Изучение извержения вулкана Аламд в 1981 г.- Вулканология и сейсмология. 1982. N6. С.9-27.

ЗБ.Цветков A.A., Авдейко Г.П. Лерцолитоаые включения в лавах извержения 1980 г. вулкана Чиринкотан, Курильские острова (перпая на-ходка).-Докл. АН СССР. 1982. Т.267. N5. С.1199-1203.

36.Avdeiko G.P. Scales of recent submarine volcanism. In: International symposium on the activity of oceanic volcanoes. Ponta Delgada: Urv.ver-sidade dos Azores. 1982. 41-42.

37.Авдейко Г.П., Гавриленко Г.М., Черткова Л.В. и др. Подводная газогидротермальная активность на СЗ склоне о.Пармушир, Курильские острова.- Вулканология и сейсмология. 1984. N6. С.66-81.

38.Авдейко Г.П., Черткова Л.В., Гусева В.И. Непрерывное гидрогазо-профилирование вулканической зоны шельфа Вьетнама (к методике поиска подводных вулканов).- Вулканология и сейсмология. 1984. N5. С.30-39.

* ЗЭ.Авдейко Г.П., Краснов С.Г. Сульфидные руды и их связь с подводными вулканами и шдротермами островных дуг,- Вулканология и сейсмология. 1985. N4. С.26-39.

40.Авдейко Г.П., Антонов А.Ю., Волынец О.Н., Гладков Н.Г., Марков И.А., Цветков A.A. Геохимическая зональность четвертичных'лав Курильской островной дуги,- Докл. АН СССР. 1985. T.282.,N4. С.958-961.

41.Авдейко Г.П., Антонов А.Ю., Волынец О.Н., Гладков Н.Г., Журавлеа Д.З., Цветков A.A., Чернышев И.В. Вариации вещественного состава и изотопных отношений стронция и неодима в четвертичных лавах Курильской островной дуги и их петрогенетическое значение. -

в кн.: Океанический магматизм: эволюция, геологические корреляции. М.:Наука, 1986. С.153-169.

42.Селиверстов Н.И., Авдейко Г.П., Иваненко А.Н., Шкира В.А., Хубуная С.А. Новый подводный вулкан в западной части Алеутской островной дуги,- Вулканология и сейсмология. 1986. N4. С.3-16.

43.Авдейко Г.П. Изучение подводного вулканизма в островных дугах и окраинных морях западной части Тихого океана.- Тихоокеанский ежегодник. 1987. С.53-60.

44.Авдейко ГЛ., Волынец О.Н.. Мелекесцев И.В. и др. Магматизм островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. С.Э7-85.

45.Антонов А.Ю., Волынец О.Н., Авдвйко Г.П. и др. Редкоземельные элементы в четвертичных вулканических образованиях Курильской островной дуги в связи с проблемой генезиса островодужных магм.-В кн.'.Геохимия магматических город современных и древних активных зон. Новосибирск: Наука, 1987. С.36-55.

46.Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Виноградов В.Н., Григорьев B.C. Sr-изотопная зогальгость в четвертичных лавах Курильской островной дуги..- Тихоокеанская геология. 1988. N1. С.19-27.

47.Авдейко Г.П. Закономерности распределения вулканов Курильской островной дуги и проблема генезиса магм,- Докл. АН СССР. 1989. Т.304. N5. С.1196-1200.

48. Авдейко Г.П.,Волынец О Н., Антонов А.Ю. Вулканизм Курильской островной дуги: структурно-петрологические аспекты и проблема магмообразования. -Вулканология и сейсмология. 1989. N5. С.3-15.

49.Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Цветков A.A., Антонов А.Ю. и др. Минеральная зональность четвертичных Лав Курильской островной дуги,-Изв. АН СССР. Сер. геол. 1990. N1. С.29-44.

50.Волынец О.Н., Авдейко Г.П!, Цветков АА. и др. Гипербазитовые включения в четвертичных лавах Курильской островной дуги.- Изв. АН СССР. Сер. геол. 1990. N3. С.43-57.

51.Пузанков М.Ю., Волынец О.Н., Авдкйко Г.П. и др. Геохимия микроэлементов в четвертичных вулканитах Курильской островной гряды. Радиоактивные элементы. В кн.: Геохимические ассоциации редких и радиоактивных элементов в рудных и магматических комплексах. Новосибирск: Наука, 1991. С.81-97.

52.Avdeiko G.P., Votynets O.N., Antonov A-Ju., Tsvetkov A.A. Kuril-island-arc volcanism: stwctura! and penological aspects. Tectonophysics. 1991. V.199. P.271-287.

53.Авдейко Г.П. Геодинамика проявления вулканизма Курильской островной дуги и оценка моделей магмообразования. Геотектоника, 1993 (принята к печати).

Авторские свидетельства:

54.Черткова Л.В., Авдейко Г.П.. Гусева В.И. Способ выявления подводных вулканов и гидротерм.- Авторское свидетельство N 1242687. Приоритет 21 апреля 1984 г., 1986. .

Информация о работе

Авдейко, Геннадий Порфирьевич
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 1993
ВАК 04.00.10

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему Подводный вулканизм островных дуг ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Подводный вулканизм островных дуг"

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Подводный вулканизм островных дуг
ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей