1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Вулканология и сейсмология
  4. № 5, 2021

Вулканология и сейсмология, 2021, № 5, стр. 25-34

Седанкинский Дол (Срединный хребет Камчатки): изотопный K–Ar возраст вулканов, взаимоотношение вулканических и ледниковых форм рельефа

М. М. Певзнер a, *, А. О. Волынец b, В. А. Лебедев c

a Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1, Россия

b Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
684006 Петропавловск-Камчатский, бульв. Пийпа, 9, Россия

c Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН
119017 Москва, Старомонетный пер., 35, Россия

* E-mail: m_pevzner@mail.ru

Поступила в редакцию 12.01.2021
После доработки 18.03.2021
Принята к публикации 23.03.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Впервые получена серия из 10 изотопных K–Ar дат для лавовых центров Седанкинского Дола, расположенного в северной части Срединного хребта Камчатки. Установлено, что вулканизм в этом районе начал проявляться как минимум в среднем плейстоцене. Для доголоценового времени выделено четыре этапа активизация вулканизма (300–270, 180–160, 100–80 и между 50 и 12 тыс. л. н.), разделенных значительными по времени периодами покоя. Этапы, которые фиксируют начало вулканической деятельности и первую подачу базитовых магм на Долу, по-видимому, были обусловлены региональными причинами усиления эндогенной активности. Полученные геохронологические данные ставят под сомнение либо возраст, либо генезис ранее выделенных для данного района моренных комплексов I-й и II-й фаз позднеплейстоценового оледенения. Анализ литолого-петрографических и изотопно-геохронологических данных свидетельствует о том, что около 100–80 тыс. л. н. с приводораздельной части хребта сошел крупный обвал, отложения которого ранее выделялись как “морена I-й фазы”. Триггером этого события могло быть высокомагнитудное землетрясение, предварявшее и/или сопровождавшее новый этап активизации вулканизма, на котором зафиксированы наиболее ранние излияния оливиновых базальтов.

Ключевые слова: калий-аргоновое датирование, вулканизм, землетрясения, обвалы, оледенения, Камчатка, плейстоцен

ВВЕДЕНИЕ

Седанкинский Дол (СД) располагается на западных склонах Срединного хребта Камчатки между верхним течением р. Седанки на юге и верховьями р. Халгинчеваям на севере (рис. 1а). По данным [Вулканы …, 1972], общая площадь СД, занятая четвертичными вулканическими образованиями, составляет около 1600 км2, а объем изверженного материала – 400 км3. Среди вулканов выделяются как крупные постройки щитового типа (см. рис. 1б), так и многочисленные (около 150) шлаковые, шлаково-лавовые конусы и лавовые потоки моногенного типа. Подавляющее большинство вулканитов представлены базальтами, реже андезибазальтами. Крупнейшая вершина СД – г. Красная (2125.2 м), она представляет собой существенно лавовый стратовулкан, названный в работе [Вулканы …, 1972] вулканом Горного института (см. рис. 1в).

Рис. 1.

Седанкинский Дол в Срединном хребте Камчатки (а) – на врезке: район работ (белый квадрат), цифрами показаны хребет Балаганчик (1) и место датирования отложений его обвала (2), топографическая основа – теневая отмывка по ЦМР SRTM [USGS EarthExplorer]; б, в – крупнейшие вулканы Дола: б – вулкан Титила, вид с северо-запада, фото с вертолета М.В. Портнягина, на переднем плане слева шлаковый конус позднеплейстоценового, справа – лавы голоценового возраста, на заднем плане справа – северное подножие массива г. Красной, в – вулкан Горного института (г. Красная), вид с юга через долину р. Седанки, фото А.С. Кириленко, по долине р. Седанки спускается голоценовый лавовый поток, его шлако-лавовый конус расположен в обвальном цирке (фрагмент конуса показан жирной стрелкой), пунктирные стрелки показывают направление схода обвалов голоценового (желтые) и позднеплейстоценового (белая) возраста. На рис. (б) и (в) показаны места отбора проб и K–Ar даты (млн лет) согласно табл. 1.

СУЩЕСТВУЮЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ВОЗРАСТЕ ВУЛКАНОВ: ВЗАИМООТНОШЕНИЕ ВУЛКАНИЧЕСКИХ И ЛЕДНИКОВЫХ ФОРМ РЕЛЬЕФА

До недавнего времени возраст вулканов СД оценивался только по соотношению вулканических и ледниковых форм рельефа. Наиболее детальные работы, посвященные изучению морен в районе исследования, принадлежат Н.Н. Кожемяке [Вулканы …, 1972; Кожемяка, 1966; Огородов, Кожемяка, 1969 и др.].

На карте Н.В. Огородова и Н.Н. Кожемяки [1969] (рис. 2а) показано соотношение лав СД с ледниковыми и водно-ледниковыми комплексами двухфазного позднеплейстоценового оледенения. Эти данные включены в общую схему распространения позднеплейстоценового оледенения Камчатки [Камчатка …, 1974]. Наиболее широко морена поздней (II-й) фазы позднеплейстоценового оледенения представлена в верховьях р. Рассошиной (см. рис. 2а, б), еще более ярко она видна и в долине р. Халгинчеваям (см. рис. 1а). Морена ранней фазы (I-й) максимально широко распространена в верховьях р. Седанки (см. рис. 2а, в).

Рис. 2.

Геолого-геоморфологическая карта-схема Седанкинского Дола по публикации [Огородов, Кожемяка, 1969] генерализованная (а). Выраженные в рельефе ледниковые комплексы II-й фазы (б) и I-й фазы (в) позднеплейстоценового оледенения; контуры по [Огородов, Кожемяка, 1969] на картографической основе Google Earth. Пунктиром оконтурен район наших исследований (г). ГИ – вулкан Горного института (г. Красная). 1, 2 – вулканические центры QIV: 1 – шлаковые конусы моногенного типа, 2 – крупные шлаковые постройки; 3, 4 – вулканические центры QIII–QIV: 3 – существенно лавовые стратовулканы, 4 – базальтовые стратовулканы; 5 – щитообразный преимущественно лавовый вулкан QII; 6 – лавовые потоки QIV; 7 – преимущественно лавовые образования моногенного типа ${\text{Q}}_{{{\text{III}}}}^{3}$; 8, 9 – ледниковые комплексы и конечно-моренные дуги позднеплейстоценового оледенения: 8 – II-й фазы, 9 – I-й фазы; 10 – водно-ледниковые отложения; 11 – лавовые платообразные останцы QI; 12 – нерасчлененные эффузивно-пирокластические отложения алнейской серии и четвертичных эффузивов ${\text{N}}_{{{\text{II}}}}^{3}$–QI; 13 – пологоувалистая структурно-денудационная равнина преимущественно на осадочном основании NII–QI; 14 – разрывные нарушения; 15 – направление движения ледников I-й (а) и II-й фаз (б) позднеплейстоценового оледенения.

По существующим представлениям II-я заключительная фаза этого оледенения соотносится с похолоданием MIS 2, хронологически соответствует позднезырянскому (сартанскому) оледенению Сибири и на Камчатке датируется возрастом 24–18 тыс. л. н. [Краевая и др., 1983]. По данным публикаций [Кожемяка, 1966; Огородов, Кожемяка, 1969], в отложениях морены II-й фазы в изобилии присутствуют обломки оливиновых базальтов свежего облика – пород, наиболее характерных для лав СД; при этом в отложениях более древней морены I-й фазы позднеплейстоценового оледенения оливиновые базальты встречаются редко, напротив, преобладают андезиты, реже андезибазальты. I-я фаза ${\text{Q}}_{{{\text{III}}}}^{3}$ оледенения соотносится с похолоданием MIS 4 и хронологически соответствует раннезырянскому оледенению Сибири, которое фиксируется 75–50 тыс. л. н.

Собственно, отсутствие оливиновых базальтов в морене I-й фазы, но их наличие в морене II‑й фазы, и позволяло всем нашим предшественникам считать, что базальтовый вулканизм СД начался в межстадиальное время, т.е. в интервале 50–25 тыс. л. н.

Согласно монографии [Вулканы …, 1972], вулканизм в пределах СД проявился в позднечетвертичное время, а большая часть эруптивных центров образовалась в голоцене. Подчеркиваются весьма совершенная сохранность лавовых потоков, а также факт перекрытия ими современных аллювиальных отложений. Массив г. Красной (вулкан Горного института) отнесен к позднеплейстоцен-голоценовым образованиям.

Близкие представления о возрасте вулканитов СД можно обнаружить на крупномасштабных геологических картах [Государственная …, 1981, 1976]. Массив г. Красной отнесен к позднеплейстоценовым образованиям. Для прочих вулканических центров принят голоценовый возраст. Кроме того, на картах, в особенности [Государственная …, 1981], показано, что молодые вулканиты повсеместно перекрывают морену позднеплейстоценового возраста. А в приводораздельной части хребта имеются лишь современные голоценовые морены.

По результатам тефрохронологических исследований было установлено [Дирксен, Базанова, 2009], что в голоцене в пределах обсуждаемого района произошло не более 15 извержений. Наиболее крупное из них зафиксировано около 2700 14С л. н.; оно представлено обширными излияниями базальтовых лав на вулкане Титила. По результатам дешифрирования АФС и крупномасштабного геолого-геоморфологического картирования все плейстоценовые вулканиты СД были разделены авторами на три возрастные группы, различающиеся по степени ледниковой обработки: 50–25, 25–15 и 15–10 тыс. 14С л. н. При том что авторы оперируют радиоуглеродными возрастами, собственно 14С датирование доголоценовой органики не проводилось. К сожалению, до сих пор не опубликована и карта с разновозрастными центрами Седанкинского Дола. По данным публикации [Дирксен, Базанова, 2009], вулканы Тузовский, Титила и Горного института (г. Красная) образовались 50–25 тыс. л. н., а вулкан Твитунуп и наложенная на него цепочка лавовых центров во время последнего оледенения 25–15 тыс. л. н.

Изотопного датирования лав в районе исследования ранее не проводилось.

ЦЕЛЬ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Цель нашего исследования состояла в определении изотопного K–Ar возраста лав нескольких эруптивных центров СД, сформировавшихся в доголоценовое время и характеризующихся разной морфологической сохранностью. Нижняя граница голоцена принята около 12 (11.7) тыс. л. н. [Head, 2019; International …, 2020].

Опробование проводилось в ходе полевых работ сотрудниками Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН (2002 г.) и Геологического института РАН (2004 г.). Химический состав вулканитов Седанкинского Дола опубликован в работе [Volynets et al., 2010].

Определение содержания радиогенного аргона выполнено в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН на масс-спектрометре МИ-1201 ИГ методом изотопного разбавления с применением в качестве трассера моноизотопа 38Ar; определение калия – методом пламенной спектрофотометрии [Лебедев и др., 2010]. Датирование проведено по основной массе пород. При расчете возраста использованы константы распада калия, рекомендованные Международной подкомиссией по геохронологии IUGS [Steiger, Jäger, 1977].

ВОЗРАСТ ВУЛКАНОВ СЕДАНКИНСКОГО ДОЛА

Район наших исследований находится в центральной части СД (см. рис. 2г). Заранее полагая, что возраст пород окажется весьма молодым, при отборе проб для K–Ar изотопного датирования мы были вынуждены ограничиться только теми лавами, в химическом составе которых содержание K2O превышало 1 мас. %, либо было лишь немного ниже этого значения (рис. 3). Таким образом, в нашем распоряжении оказались лавы андезитов и андезибазальтов, характеризующих стратовулкан Горного института (г. Красная) (442/3, 442/4, АВ-0287) и постамент вулкана Титила (АВ-0284, АВ-02105); серия безымянных лавовых центров моногенного типа, представленных базальтами и андезибазальтами, расположенных на подножии вулканов Тузовского (АВ-0294) и Титила (АВ-0247, АВ-0271, АВ-0290), а также в цепочке северо-восточного простирания между вулканами Твитунуп и Титила (АВ-0234). Результаты K–Ar датирования приведены в табл. 1. На рис. 4а видно, что наиболее древние из датированных пород тяготеют к приводораздельной части хребта. Около 300 тыс. л. н. был сформирован постамент сопки Титила, а также активно извергался стратовулкан Горного института (г. Красная). Деятельность стратовулкана продолжалась и позднее (180–160 тыс. л. н.).

Рис. 3.

Содержание кремнезема и калия в разновозрастных лавах вулканов Седанкинского Дола, по публикации [Volynets et al., 2010]. 1 – 300–270, 2 – 180–160, 3 – 100–80, 4 – между 50 и 12 тыс. л. н., 5 – голоцен, 6 – прочие нерасчлененные по возрасту вулканы. Дискриминационные линии на диаграмме – по [A classification …, 1989], поля: I – низко-, II – умеренно-, III – высоко-калиевые породы.

Таблица 1.

Результаты определения K–Ar возраста лав вулканов Седанкинского Дола

Лаб. № Автор. № Порода Координаты Калий,
% ± σ 		40Arрад,
(нг/г) ± σ 		40Arвозд (%)
в образце 		Возраст,
млн лет ± 2 σ
с.ш. в.д.
16 690 АВ-0247 Ol–Pl андезибазальт 57°22′14.53″ 160°05′08.38″ 1.35 ± 0.02 Не обнаружен >99.9 <0.05
16 691 АВ-0271 Ol–Pl андезибазальт 57°25′10.24″ 160°01′51.36″ 1.53 ± 0.02 Не обнаружен >99.9 <0.05
16 694 АВ-0290 Ol–Pl базальт 57°22′36.03″ 160°05′08.55″ 1.27 ± 0.02 Не обнаружен >99.9 <0.05
16 689 АВ-0234 Ol–Pl базальт пористый 57°23′02.23″ 160°02′23.23″ 1.30 ± 0.02 0.0071 ± 0.0014 98.6 0.08 ± 0.03
16 695 АВ-0294 Ol–Pl базальт 57°21′25.20″ 159°57′46.67″ 1.40 ± 0.02 0.0092 ± 0.0024 97.4 0.095 ± 0.045
16 693 АВ-0287 Андезит афировый 57°22′28.55″ 160°09′25.89″ 1.85 ± 0.02 0.0204 ± 0.0023 94.2 0.16 ± 0.04
16 697 442/3 Андезибазальт 57°19′34.00″ 160°11′04.50″ 1.06 ± 0.02 0.0128 ± 0.0011 96.7 0.175 ± 0.030
16 692 АВ-0284 Pl–Px андезит 57°23′17.55″ 160°07′23.74″ 2.77 ± 0.03 0.0516 ± 0.0017 92.8 0.27 ± 0.02
16 698 442/4 Андезит 57°19′22.19″ 160°11′29.98″ 2.49 ± 0.03 0.0497 ± 0.0010 87.1 0.290 ± 0.015
16 696 АВ-02105 Ol–Pl базальт 57°23′37.56″ 160°09′07.91″ 0.92 ± 0.015  0.019 ± 0.003 93.9 0.30 ± 0.09
Рис. 4.

Вулканы центральной части Седанкинского Дола (а), топографическая основа – теневая отмывка по ЦМР SRTM [USGS EarthExplorer]; этапы активизации вулканизма доголоценового возраста (б): I – 300–270, II – 180–160, III – 100–80, IV – между 50 и 12 тыс. л. н.

Позднеплейстоценовая активность около 100–80 тыс. л. н. зафиксирована в центральной части района. В это время изливались лавы на северо-восточном подножии вулкана Тузовского, а также формировалась цепочка моногенных центров между вулканами Твитунуп и Титила. Поскольку лавовый центр АВ-0294 насажен на постройку вулкана Тузовского, то возраст вулкана должен быть древнее 100 тыс. лет. Согласно публикации [Дирксен, Базанова, 2009], вулкан Тузовский объединен в одну группу с Титилой и Красной на основании схожих морфологических характеристик. Это позволяет нам предполагать, что и вулкан Тузовский, также как Титила и Красная, начал формироваться еще в среднем плейстоцене около 300 тыс. л. н.

Наиболее молодые лавы, изливавшиеся в интервале 50–12 тыс. л. н., приурочены к южному и северо-западному подножию вулкана Титила. Весьма вероятно, что некоторые из них связаны с деятельностью этого крупного вулканического центра, проявлявшего свою активность и в голоцене.

Полученные возрасты лав свидетельствуют о том, что активизация вулканизма проходила в несколько этапов (см. рис. 4б), которые имели место как в среднем (I и II), так и в позднем плейстоцене (III и IV).

I – извержения в интервале 300–270 тыс. л. н. происходили в умеренно холодное время (первая половина MIS 8)11. Породы представлены андезитами, реже базальтами.

II – извержения в интервале 180–160 тыс. л. н. также происходили в умеренно холодное время (первая половина MIS 6). Породы представлены андезитами и андезибазальтами.

III – извержения, которые зафиксированы в интервале 100–80 тыс. л. н., хронологически соответствуют второй половине MIS 5, когда было довольно тепло. Породы представлены оливин-плагиоклазовыми базальтами.

IV – извержения моложе 50 тыс. лет, но древнее 12 тыс. лет. Этот временной интервал характеризуется умеренно холодным (вторая половина MIS 3) и холодным (MIS 2) климатом. Породы представлены оливин-плагиоклазовыми базальтами.

Полученная нами первая серия из десяти изотопных K–Ar дат (см. табл. 1) позволяет составить самые общие представления о возрасте и частоте извержений в районе исследования, но ни в коем случае не претендует на исчерпывающую полноту. Тем не менее, полученные данные позволяют заключить, что вулканы Седанкинского Дола формировались на протяжении длительного времени, начиная со среднего плейстоцена. Активизация вулканизма, по-видимому, происходила в несколько этапов, разделенных значительными по времени периодами покоя (см. рис. 4б). Извержения происходили как в теплые, так и в холодные климатические эпохи. Для среднеплейстоценового времени скорее характерны лавы андезитового состава, хотя зафиксированы и существенно более основные породы вплоть до базальтов. В позднем плейстоцене в основном изливались базальты.

По-видимому, установленные нами этапы активизации вулканизма СД имели региональный характер. В среднем плейстоцене около 0.3 млн л. н. начинаются извержения в массиве Ключевской группы вулканов [Calkins, 2004; Churikova et al., 2015], в Срединном хребте Камчатки формируются стратовулканы Ичинский и Хангар [Певзнер и др., 2019]. В это же время (0.3–0.25 млн л. н.) образуются многочисленные моногенные центры на восточной Камчатке [Nishizawa et al., 2017]; в Срединном хребте вулканизм моногенного типа проявляется в массиве вулкана Ахтанг [Волынец и др., 2020].

В позднем плейстоцене около 0.08 млн л. н. начинаются извержения в массиве вулкана Толбачик [Churikova et al., 2015], на вулкане Шивелуч после длительного периода покоя возобновляется активность – изливаются значительные объемы лав оливиновых андезибазальтов [Певзнер и др., 2018].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Согласно нашим данным (см. табл. 1), I этап вулканизма (300–270 тыс. л. н.) характеризуется извержением андезитов, а II этап (180–160 тыс. л. н.) – андезибазальтов. Оливиновые базальты появляются только на III этапе (100–80 тыс. л. н.) и извергаются вплоть до голоцена. Получается, что, отложения морены I-й фазы (75–50 тыс. л. н.), для которой характерен преимущественно андезитовый материал, не могли быть образованы позже, чем начались извержения оливиновых базальтов, т.е. 100–80 тыс. л. н. Если обсуждаемые отложения действительно имеют ледниковый генезис, то остается предполагать, что они обязаны своим происхождением таянию среднеплейстоценового ледника, сформировавшегося около 150–130 тыс. л. н. во время сильного похолодания MIS 6. Примечательно, что для последних 180 тыс. лет на Аляске и в северной Канаде, где климат гораздо более суровый, чем на Камчатке, выделяют ледники, связанные только с похолоданиями MIS 6 и MIS 2, а оледенение на протяжении стадии MIS 4 не зафиксировано [Duk-Rodkin, Barendregt, 2011].

По данным монографии [Вулканы …, 1972], морена I-й фазы в районе СД сложена неслоистыми отложениями с валунами, галечниками и гравийниками, а ее кровля представлена почти чистым илисто-глинистым горизонтом до 1 м мощностью. Такое строение толщи не характерно для ледниковых отложений. По современным данным подобные морфоструктурные образования, в составе которых присутствуют и валуны, и галечники, и иловатые отложения, часто интерпретируются как обвалы, оползни и сопряженные с ними грязевые и грязекаменные потоки [Carrasco-Núñez et al., 2006; Landslides …, 2012; Linares-Guerrero et al., 2007; Mirus et al., 2020; Nagel, 2004; Natural …, 2011 и др.]. Моренные комплексы I-й фазы (см. рис. 2в) имеют довольно хорошую морфологическую выраженность, поэтому крайне трудно допустить, что они образовались ранее 100 тыс. л. н. Но если предположить, что обсуждаемые отложения никак не связаны с деятельностью ледников и, соответственно, не должны быть приурочены к наиболее сильным эпохам похолодания, то противоречие возраст/морфология может быть устранено.

На Камчатке обвалы на вулканах сходят довольно часто, они зафиксированы как в исторический период [Melekestev, 2006], так и в позднеплейстоцен-голоценовое время [Ponomareva et al., 2006]. Наиболее крупные из них (протяженность до 30–40 км и площадь до 30 км2) сходили в позднем плейстоцене и хронологически приурочены к этапам региональной активизации вулканизма [Bazanova et al., 2016; Ponomareva et al., 2006]. Можно предположить, что “морена I-й фазы” на СД представляет собой крупный обвал (скорее серию обвалов, возможно, оползней), который сошел с приводораздельной части хребта (андезитовый материал характерен для массива г. Красной). Лучше всего отложения этого события выражены в верховьях р. Седанки (см. рис. 2а, в), поэтому далее будем называть его “обвал Седанка”. Согласно данным рис. 2а, дальность распространения обломочного материала обвала Седанка могла составлять 50–70 км, а первичная площадь отложений могла быть от одной до двух тысяч км2, что, безусловно, заметно превышает ранее установленные параметры для наиболее крупных обвалов позднеплейстоценового времени. Однако известны обвалы и оползни, для которых характерны гигантские объемы перемещенного материала, а их протяженность превышает 120 км [Blahůt et al., 2019; Carrasco-Núñez et al., 2006; Cortés et al., 2019; Crandell et al., 1984; Dufresne et al., 2020 и др.].

Отложения одного из таких гигантских обвалов были установлены на юго-западе полуострова. Изучая “морену I-й фазы” на Охотоморском берегу Камчатки (см. рис. 1, врезка) в районе р. Митога 2-я, мы определили изотопный уран-ториевый возраст отложений, он составил около 80 тыс. лет [Певзнер и др., 2021]. Это время (вторая половина MIS 5) характеризуется довольно теплым климатом, когда формирование масштабного оледенения невозможно. Состав обломков (глыбы, валуны, галька преимущественно вулканитов основного состава) и наличие специфического суглинистого горизонта позволили нам интерпретировать эти отложения как катастрофический обвал хребта Балаганчик (см. рис. 1, врезка). При этом дальность распространения материала обвала и сопряженных грязевых потоков составила не менее 100 км, а занятая ими площадь оказалась не менее 1500 км2. Указанные параметры для обвала хребта Балаганчик, сошедшего в южной части Срединного хребта Камчатки, довольно близки к таковым для валунно-галечно-гравийных и илисто-глинистых толщ, выделенных ранее на периферии Седанкинского Дола (северная часть Срединного хребта) как “морена I-й фазы”.

Незначительное количество базальтов на фоне преобладающего андезитового и андезибазальтового материала в “морене I-й фазы” СД позволяет нам предполагать, что эта толща образовалась хронологически близко к третьему этапу активности, когда 100–80 тыс. л. н. на СД отмечены первые излияния оливиновых базальтов. Не имея прямых изотопных дат, мы вынуждены пока оценить возраст обвала Седанка (“морены I-й фазы”) между 100 и 80 тыс. л. н. Очевидно, что каждый этап активизации вулканизма на СД сопровождался значительными землетрясениями. Весьма вероятно, что сейсмическая активность, предшествующая или сопровождавшая начало этапа III, привела к сходу крупного обвала в массиве г. Красной. Довольно близкие морфологические признаки отложений “морены I-й фазы” на Седанкинском Долу (обвал Седанка) и на Охотоморском берегу Камчатки (обвал хребта Балаганчик) могут свидетельствовать о близком возрасте этих событий (около 80 тыс. лет), однако это предположение требует подтверждения. Таким образом, мы приходим к тому, что наша оценка возраста схода обвала Седанки (около 80 (100–80) тыс. лет) оказывается близка, но все же несколько древнее, чем ранее предполагаемый возраст “морены I‑й фазы” (75–50 тыс. лет). Выше мы обсуждали, что климатические характеристики изотопной стадии MIS 4 не располагали к формированию обширных ледников и связанных с ними моренных комплексов, что и вынуждает нас предполагать не ледниковый, а обвальный или обвально-оползневой генезис отложений. В связи с этим хочется отметить, что в работе [Barr, Clark, 2012] специально подчеркивается, что ранее выделенные на территории Камчатки ледниковые комплексы не только имеют аномально большие объемы, но и хронологически камчатские оледенения должны были бы происходить асинхронно с оледенениями в других частях Северного полушария. Не ледниковое происхождение обсуждаемых толщ может снять это противоречие.

По данным монографии [Вулканы …, 1972], фронтальные валы морены II-й фазы сложены валунами, галечниками и гравийниками. В верхних горизонтах встречаются остроугольный обломочный материал и шлаки базальтового состава. Крупные валуны и галька в разрезах моренных гряд обычно залегают упорядоченно, оси обломков ориентированы согласно с общей ориентировкой моренных гряд и направлением движения ледника. Как впереди, так и позади моренных гряд обычно распространены водно-ледниковые отложения, представленные песками и илисто-глинистым материалом.

Формально мы не имеем достаточных оснований подвергать сомнению ни возраст (24–18 тыс. лет), ни генезис отложений морены II-й фазы оледенения, насыщенной обломками оливиновых базальтов. Однако перечисленные особенности отложений никак не могут свидетельствовать исключительно о ледниковом происхождении толщи. В связи с этим сомнения по поводу отложений ранней фазы оледенения в полной мере могут относиться и к поздней.

Примечательно, что морфология и особенности стратификации материала в ранее выделенных разновозрастных моренных комплексах сильно отличаются. Как было рассмотрено выше, для фронтальных частей морены II-й фазы характерны прекрасно выраженные конечно-моренные валы, сложенные грубым каменным материалом, а выше по течению распространен песчано-илистый материал (см. рис. 2а, б). Подобные фациальные изменения можно объяснить, если только допустить стремительный спуск ледника, что крайне маловероятно во время сильного похолодания и длительного существования оледенения. Однако такое строение весьма характерно для крупных грязекаменных потоков: более грубый материал отлагается во фронтальной части потока, а более мелкий – выше по течению, в результате чего формируются крутые фронтальные валы, сложенные ориентированными по направлению движения потока валунами [Hotta, 2012; Zhu et al., 2020].

В любом случае требуются дополнительные работы по идентификации отложений и уточнению возраста моренных комплексов (?) и крупномасштабных обвалов и оползней на западной периферии Седанкинского Дола.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые получена серия изотопных K–Ar дат для лав Седанкинского Дола. Установлено, что вулканизм в этом районе начался как минимум в среднем плейстоцене (около 300 тыс. л. н.). Активизация вулканизма происходила в несколько этапов (300–270, 180–160, 100–80 и между 50 и 12 тыс. л. н.), разделенных значительными по времени периодами покоя. В среднем плейстоцене начали формироваться крупные щитовые и существенно лавовые стратовулканы Титила, Тузовский и Горного института (г. Красная), для которых характерны лавы преимущественно андезитового и андезибазальтового составов. В позднеплейстоценовое время (около 100–80 тыс. л. н) начались обширные излияния оливин-плагиоклазовых базальтов; формировались многочисленные шлаковые конусы и лавовые потоки, доголоценовая активность зафиксирована и на вулкане Титила. Этапы, которые фиксируют начало вулканической деятельности (I) и первую подачу базитовых магм (III) на Долу, по-видимому, были обусловлены региональными причинами усиления эндогенной активности.

Данные о широком распространении на западной периферии Седанкинского Дола морен раннезырянского времени не подтвердились. Возможно, масштабы позднеплейстоценового оледенения были существенно меньше, чем принято считать.

Новые изотопно-геохронологические данные в совокупности с литолого-петрографическими характеристиками ранее выделенных “морен I‑й фазы позднеплейстоценового оледенения” позволяют предполагать, что 80 (100–80) тыс. л. н. в массиве г. Красной (приводораздельная часть хребта) произошел крупный обвал или оползень, сопровождавшийся сходом грязевых потоков. Обвал мог быть вызван сейсмическими событиями, предварявшими и/или сопровождавшими начало нового этапа вулканической активности в северной части Срединного хребта Камчатки.

Морфологические особенности, на основании которых ранее проводилось разделение вулканов на разные возрастные группы, весьма информативны, но при отсутствии прямого изотопного датирования лав, могут быть использованы только для относительного датирования.

Список литературы

  1. Волынец А.О., Певзнер М.М., Лебедев В.А. и др. Этапы активизации вулканизма на юго-восточном фланге Срединного хребта Камчатки: возраст, геохимия и изотопные характеристики пород массивов гор Ахтанг и Костина // Геология и геофизика. 2020. Т. 61. № 7. С. 862‒878. https://doi.org/10.15372/GiG2019158

  2. Вулканы и четвертичный вулканизм Срединного хребта Камчатки / Отв. ред. Э.Н. Эрлих. М.: Наука, 1972. 192 с.

  3. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000. Издание первое. Лист О-57-XXIII / Заботкин Л.В., Найденков Ю.Ф., Гудына Э.Д. / Ред. В.К. Ротман. Л.: Картфабрика “Аэрогеология”, 1981.

  4. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000. Издание первое. Лист О-57-XXIX / Дараган Е.В., Ильина Г.А., Найденков Ю.Ф. / Ред. Т.Ф. Мороз. Л.: Картфабрика “Аэрогеология”, 1976.

  5. Дирксен О.В., Базанова Л.И. Позднечетвертичный вулканизм Седанкинского Дола, Срединный хребет, Камчатка // Вулканизм и геодинамика. Материалы IV Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии (Т. 1), 22–27 сентября 2009 г. Петропавловск-Камчатский, 2009. С. 355–358.

  6. Камчатка, Курильские и Командорские острова / Отв. ред. И.В. Лучицкий. М.: Наука, 1974. 439 с.

  7. Кожемяка Н.Н. Особенности четвертичного оледенения центральной части Срединного хребта // Вопросы географии Камчатки. 1966. Вып. IV. С. 63–69.

  8. Краевая Т.С., Лупикина Е.Г., Егорова И.А. и др. Возраст последнего позднеплейстоценового оледенения Камчатки // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1983. № 1. С. 90‒94.

  9. Лебедев В.А., Чернышев И.В., Чугаев А.В. и др. Геохронология извержений и источники вещества материнских магм вулкана Эльбрус (Большой Кавказ): результаты K–Ar и Sr–Nd–Pb изотопных исследований // Геохимия. 2010. № 1. С. 45–73.

  10. Огородов Н.В., Кожемяка Н.Н. К вопросу о принципах расчленения и картирования четвертичных эффузивов в Срединном хребте Камчатки // Методика картирования вулканических формаций. М.: Наука, 1969. С. 76–82.

  11. Певзнер М.М., Лебедев В.А., Волынец А.О. и др. Возраст стратовулканов Ичинский и Хангар (Срединный хребет, Камчатка) // Докл. АН. 2019. Т. 489. № 6. С. 616‒620. https://doi.org/10.31857/S0869-56524896616-620

  12. Певзнер М.М., Толстых М.Л., Бабанский А.Д. Вулканический массив Шивелуч, Камчатка: этапы развития магматической системы (результаты геохронологических и термобарогеохимических исследований) // Вулканология и сейсмология. 2018. № 4. С. 15–25. https://doi.org/10.1134/S0203030618040065

  13. Певзнер М.М., Максимов Ф.Е., Каримов Т.Д. и др. Позднеплейстоценовый катастрофический обвал хребта Балаганчик по данным изучения опорного разреза Митога 2-я (Западная Камчатка) // Литология и полез. ископаемые. 2021. № 1. С. 78–97.

  14. A classification of the igneous rocks and glossary of terms. Recommendations of the International Union of Geological Sciences on the Systematics of Igneous Rocks / Ed. R.W. Le Maitre. Oxford: Blackwell Scientific Publications, 1989. 193 p.

  15. Barr I.D., Clark C.D. Late Quaternary glaciations in Far NE Russia; combining moraines, topography and chronology to assess regional and global glaciation synchrony // Quat. Sci. Rev. 2012. V. 53. P. 72‒87. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2012.08.004

  16. Bazanova L.I., Melekestsev I.V., Ponomareva V., Dirksen O.V. Late Pleistocene and Holocene volcanic catastrophes in Kamchatka and in the Kuril Islands. Part 1. Types and classes of catastrophic eruptions as the leading components of volcanic catastrophism // J. Volcanology and Seismology. 2016. V. 10. № 3. P. 151–169. https://doi.org/10.1134/S0742046316030027

  17. Blahůt J., Balek J., Klimeš J. et al. A comprehensive global database of giant landslides on volcanic islands // Landslides. 2019. V. 16. P. 2045–2052. https://doi.org/10.1007/s10346-019-01275-8

  18. Calkins J. 40Ar/39Ar geochronology of Khapitsa Plateau and Studyonaya River basalts and basaltic andesites in Central Kamchatka Depression, Kamchatka, Russia / Abstr. IV JKASP Int. workshop. 2004. http://kiska.giseis.alaska.edu/kasp/kasp04/abstracts/abstracts.htm

  19. Carrasco-Núñez G., Díaz-Castellón R., Siebert L. et al. Multiple edifice-collapse events in the Eastern Mexican Volcanic Belt: The role of sloping substrate and implications for hazard assessment // J. Volcanol. Geotherm. Res. 2006. V. 158. Iss. 1–2. P. 151‒176. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2006.04.025

  20. Churikova T.G., Gordeychik B.N., Iwamori H. et al. Petrological and geochemical evolution of the Tolbachik volcanic massif, Kamchatka, Russia // J. Volcanol. Geotherm. Res. 2015. V. 307. P. 156–181. https://doi.org/10.1016/J.JVOLGEORES.2015.10.026

  21. Cortés A., Komorowski J.-C., Macías J.L. et al. Late Pleistocene-Holocene Debris Avalanche Deposits from Volcán de Colima, Mexico // Volcán de Colima. Portrait of a Persistently Hazardous Volcano / Eds N. Varley, Ch.B. Connor, J.-Ch. Komorowski. Germany: Springer-Verlag GmbH, 2019. P. 55–79.

  22. randell D.R., Miller C.D., Glicken H.X. et al. Catastrophic debris avalanche from ancestral Mount Shasta volcano, California // Geology. 1984. V. 12. P. 143‒146

  23. Dufresne A., Siebert L., Bernard B. Distribution and Geometric Parameters of Volcanic Debris Avalanche Deposits // Volcanic Debris Avalanches ‒ from Collapse to Hazard / Eds M. Roverato, A. Dufresne, J. Procter. Switzerland: Springer Nature Publisher, 2020. P. 75–90. https://doi.org/10.1007/978-3-030-57411-6_4

  24. Duk-Rodkin A., Barendregt R.W. Stratigraphical Record of Glacials/Interglacials in Northwest Canada // Developments in Quaternary Science. 2011. V. 15. P. 661‒698. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-53447-7.00049-0

  25. Head M.J. Formal subdivision of the Quaternary System/Period: Present status and future directions // Quaternary International. 2019. V. 500. P. 32–51. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2019.05.018

  26. Hotta N. Basal interstitial water pressure in laboratory debris flows over a rigid bed in an open channel // Nat. Hazards Earth Syst. Sci. 2012. V. 12. P. 2499–2505. https://doi.org/10.5194/nhess-12-2499-2012

  27. International Chronostratigraphic Chart. V. 2020/03. International Commission on Stratigraphy. https://stratigraphy.org/ICSchart/ChronostratChart2020-03.pdf

  28. Landslides: Types, Mechanisms and Modeling / Eds J.J. Clague, D. Stead. N. Y.: Cambridge University Press, 2012. 420 p.

  29. Linares-Guerrero E., Goujon C., Zenit R. Increased mobility of bidisperse granular avalanches // J. Fluid Mech. 2007. V. 593. P. 475‒504. https://doi.org/10.1017/S0022112007008932

  30. Lisiecki L.E., Raymo M.E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic σ18O records // Paleoceanography. 2005. V. 20. PA1003. https://doi.org/10.1029/2004PA00107

  31. Melekestev I.V. Large modern collapses on the active volcanoes of Kamchatka: Causes and mechanisms of formation // Landslides from Massive Rock Slope Failure / Eds S.G. Evans, G.S. Mugnozza, A. Strom, R.L. Hermanns. Amsterdam: Springer, 2006. P. 431–444.

  32. Mirus B.B., Jones E.S., Baum R.L. et al. Landslides across the USA: occurrence, susceptibility, and data limitations // Landslides. 2020. V. 17. P. 2271–2285. https://doi.org/10.1007/s10346-020-01424-4

  33. Nagel R. Encyclopedia of Landforms and Other Geologic Features. V. 2. Fault, Floodplain, Geyser and hot spring, Glacial landforms and features, Landslide and other gravity movements, Mesa and butte, Meteorite crater, Mountain. Gale: UXL, 2004. 139 p.

  34. Natural and Artificial Rockslide Dams / Eds S.G. Evans, R.L. Hermanns, A. Strom, G. Scarascia-Mugnozza. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 2011. 649 p.

  35. Nishizawa T., Nakamura H., Churikova T. et al. Genesis of ultra-high-Ni olivine in high-Mg andesite lava triggered by seamount subduction // Sci. Rep. 2017. V. 7(11515). P. 1–11. https://doi.org/10.1038/s41598-017-10276-3

  36. Ponomareva V.V., Melekestsev I.V., Dirksen O.V. Sector collapses and large landslides on Late Pleistocene-Holocene volcanoes in Kamchatka, Russia // J. Volcanol. Geotherm. Res. 2006. V. 158. Iss. 1–2. № 1. P. 117–138. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2006.04.016

  37. Steiger R.H., Jäger H. Subcommision on Geochronology: convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 36. № 3. P. 359–362.

  38. Volynets A., Churikova T., Wörner G. et al. Mafic Late Miocene – Quaternary volcanic rocks in the Kamchatka back arc region: implications for subduction geometry and slab history at the Pacific-Aleutian junction // Contrib. Mineral. Petrol. 2010. № 159. P. 659–687. https://doi.org/10.1007/s00410-009-0447-9

  39. Zhu X., Liu B., Liu Y. New Method for Estimating Roughness Coefficient for Debris Flows // Water. 2020. V. 12(2341). P. 1–15. https://doi.org/10.3390/w12092341

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Вулканология и сейсмология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал