Вулканология и сейсмология, 2021, № 5, стр. 63-78

Вулкан Берга

Вулкан Берга (см. рис. 1) находится на западном берегу острова и занимает центральную позицию в группе вулкана Колокол. По своему строению относится к типу Сомма-Везувий. В настоящее время частично разрушенная сомма вулкана образует открытый на северо-запад амфитеатр полукальдеры диаметром ~2 км и высотой гребней до 1150 м. Дно кальдеры занимает экструзивный купол, сложенный грубообломочными пирокластическими отложениями с прослоями коротких лавовых потоков [Горшков, 1967]. Площадь основания купола составляет 0.6 км², относительное превышение над дном кальдеры – 250–300 м. В южной части плоской вершины купола расположен эксплозивный кратер. В его восточной части есть колодец глубиной ~50 м и диаметром ~100 м. На крутых стенках колодца сосредоточены все активные фумаролы вулкана [Taran et al., 2018]. В историческое время извержения вулкана происходили в 1845–1846, 1946, 1951–1952 гг. Мощность выпавшего пепла в ходе зимнего извержения 1951–1952 гг. в окрестностях вулкана достигала 10–20 см [Горшков, 1967]. Усиление фумарольной активности и слабые фреатические взрывы наблюдались в 1970, 1973 гг. и в июле–августе 2005 г. [Рыбин и др., 2017]. Постройка вулкана Берга сложена отложениями богатырского комплекса верхнеплейстоценового и голоценового возраста, преимущественно андезитового состава. Экструзивный купол представлен также андезитами. Фундаментом вулкана служат отложения рыбаковской свиты (N_1–2rb), представленные осадочно-вулканогенными и вулканогенными породами основного и среднего состава (базальты, андезибазальты, андезиты и дациандезиты) [Государственная …, 2001]. Постройка вулкана вмещает гидротермальную систему¹, поверхностные проявления которой представлены теплыми источниками, вытекающими на разном удалении от экструзивного купола. Непосредственно у его северного подножия, на водораздельной площадке истоков дренирующих кальдеру рр. Марья и Дарья, расположен первый термальный источник (см. рис. 1, т. Ур-3). Он заметен с большого расстояния из-за желтой окраски осадка, состоящего из аморфной серы, выпадающей при выходе вод на поверхность. Дебит источника не превышает 6–7 л/с. Температура воды составляет 39.3°С, рН = 3.07.

Ниже по течению, в крутых бортах истоков обеих рек на высоте до 1–3 м от уреза воды находятся источники, формирующие многочисленные ручейки, стекающие в основные русла рек. Выход термальных вод на поверхность сопровождается интенсивным осадкообразованием железосодержащих минералов, формирующих каскады охристого цвета. Расходы термальных ручьев колеблются от 2 до 10 л/с, рН = 3.4–3.6, температура от 24 до 31°С.

Реки Марья и Дарья в своем среднем течении обрываются 170-метровыми водопадами, у подножия которых из-под лавовых стен вытекают термальные источники, по физико-химическим показателям близкие к источникам верхней группы. Источник Марьинский (названия источников даются в соответствии с отчетом¹) расположен на правом берегу одноименной реки (см. рис. 1, т. КО-62). Дебит его составляет 10–15 л/с, Т = 22°С, pH = 3.4. Сформированный разгрузкой ручей через ~500 м от истока впадает в р. Марья. Разгрузка также сопровождается осаждением железосодержащих минералов, в первую очередь оксид гидроксидов железа (ферригидрит). В осадках источника Марьинский, впервые для Курильских островов, нами обнаружен железо-оксигидроксисульфатный минерал швертманнит (Fe₈O₈(SO₄)(OH)₆ ⋅ nH₂O). Осаждение этого минерала из железосодержащих кислых сульфатных вод контролируется рН. Он начинает выпадать в осадок вместе с гидроокислами железа при рН > 3 и более типичен для вод рудников, где и был впервые идентифицирован в начале 1990-х гг. [Jonsson et al., 2005]. Швертманнит был также обнаружен в осадках термальных источников вулкана Копауэ (Аргентина) [Augusto, Varekamp, 2016].

Источник Дарьинский расположен также под водопадом на левом склоне ущелья р. Дарья. Линейная разгрузка, состоящая из нескольких отдельных выходов, осуществляется на небольшой, шириной 10–12 м, площадке, на высоте 15–17 м над урезом воды из-под осыпных отложений. Согласно отчету¹, температура воды варьирует от 14.5 до 26.5°С, рН изменятся от 3.9 до 4.6. Суммарный дебит выходов ~5 л/с.

Протяженность р. Марья и р. Дарья составляет 3 и 3.4 км соответственно. Они впадают в Охотское море на расстоянии около 1 км друг от друга. Разделяет реки толща обвально-осыпных отложений мощностью до 50 м. Общий перепад высот от истока до устья – 600 м. Вдоль всего русла р. Марья на песчаных берегах заметен тонкий слой рыхлого железистого осадка бурой окраски. При смешении морских и речных вод образуются мутные шлейфы, шириной от 20 до 50 м, в зависимости от приливных и ветровых течений. Эти шлейфы также хорошо видны на спутниковых снимках (например, Google Earth).

Часть термальных вод просачивается сквозь толщу рыхлых отложений, разделяющих реки, и выходит в пляжной зоне в междуречье в виде нескольких кислых ручьев.

Вулкан Три Сестры

Потухший вулкан Три Сестры расположен в центральной части острова на западном побережье. Вулканический массив представляет собой короткий хребет, вытянутый в северо-восточном направлении (см. рис. 1) и значительно расчлененный эрозионными долинами. Вершинная часть представлена тремя разрушенными конусами. На западном склоне южного конуса на высоте ~600 м имеется взрывная воронка диаметром ~600 м с экструзивным куполом относительной высотой до 100 м в центральной части. Северо-западная часть воронки занята потухшим сольфатарным полем площадью около 0.05 км², ярким пятном выделяющимся среди сплошной растительности (“Старое сольфатарное поле”, см. рис. 1, врезка 2). Период деятельности вулкана Три Сестры относится к позднему плейстоцену–раннему голоцену [Горшков, 1967]. Вулкан сложен лавами дациандезитов и андезитов, перемежающимися горизонтами рыхлых пемзовых брекчий и маломощными прослоями пемзовых туфов в нижней части разреза [Государственная …, 2001].

Выходы кислых термальных вод находятся у западного подножия вулкана на берегу Охотского моря у мыса Ключевой. Эти источники впервые были посещены и описаны О.Н. Толстихиным в 1951 г. В 2017 г., спустя 66 лет, авторы данной статьи исследовали эти источники повторно. Источники мыса Ключевого представляют собой линейную разгрузку безнапорных вод протяженностью 380 м в береговом обрыве на контакте субгоризонтально залегающих пемзовых брекчий роковской свиты с дислоцированными туффитами рыбаковской свиты [Государственная …, 2001].

Дебиты отдельных выходов достигают 1–2 л/с, при общей видимой разгрузке 20–30 л/с. Максимальная измеренная температура воды составила 50°С, минимальный измеренный (лабораторный) рН = 2.1. Выходы термальных вод на поверхность сопровождаются интенсивным отложением светло-желтого осадка, представленным кашеобразной самородной серой. Вдоль всего водного потока развиваются термофильные водоросли. Один из источников (см. рис. 1, т. КО-56), расположенный в отдалении от основной группы, примерно на 10 м выше остальных выходов, каптирован и используется туристами для купания. Вода источника насыщена растворенными газами, которые выделяются в виде мелких пузырьков на дне и стенках искусственного водоема. Здесь же, у уреза воды на камнях за счет испарения отлагаются водорастворимые сульфатные соли, преимущественно бассанит, а также кристаллы самородной серы. Дно водоема и сток в пляжную зону покрыты серным осадком. В 200 м южнее этого источника по стенке береговых отложений с террасы стекает холодный ручей со слабокислой водой (рН = 4.2), формирующий значительный плащ, сложенный ферригидритом.

Химический и изотопный состав вод

Макрокомпонентный состав. Общий химический состав термальных вод вулканов Берга и Три Сестры (мыс Ключевой) приведен в табл. 2.

Кислые (рН 3.1–3.4) термальные воды вулкана Берга имеют температуру в диапазоне от 22 до 39°С и минерализацию 2.3–2.5 г/л. Концентрации основных анионов ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ и Cl^– достигают 1 и 0.5 г/л соответственно. Содержание фтора – до 3.7 мг/л. В катионном составе преобладает Ca²⁺, со средней концентрацией ~320 мг/л. Содержание Mg²⁺ составляет 145 мг/л, Na⁺ – 180 мг/л. Отмечаются повышенные значения Al³⁺ (до 17 мг/л), Fe_общ (до 10 мг/л) и Mn (до 13 мг/л). Содержание SiO₂ варьирует от 100 до 150 мг/л.

Реки Дарья и Марья ниже разгрузки приобретают схожий с источниками химический состав при меньшей минерализации (1.4–1.6 г/л) и температуре (14–15°С), более высоких значениях рН (до 3.9 в р. Дарья) (см. табл. 2).

Вода источников мыса Ключевой с температурой 27–45°С более кислая, по сравнению с источниками вулкана Берга, со значениями рН от 2.1 до 2.8 (см. табл. 1). Минерализация вод находится в диапазоне от 1 до 2 г/л. Преобладающими анионами, так же как и в источниках вулкана Берга, являются ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ и Cl^– (см. табл. 2). Концентрации фтор-ионов находятся в пределах 0.7–1.5 мг/л. Основным катионом выступает Ca²⁺ с диапазоном концентраций 131–242 мг/л. Значения Na⁺ изменяются от 78 до 133 мг/л, Mg²⁺ – от 28 до 48 мг/л. Для источников характерны высокие содержания алюминия (до 15 мг/л), железа (до 14 мг/л) и марганца (до 4 мг/л). Концентрация SiO₂ в водах достигает 165 мг/л.

Воды холодных (T = 10–12°C) ручьев, ограничивающие разгрузку с юга, также кислые (рН = = 3.3–3.8), пресные (минерализация ~300 мг/л). Среди анионов преобладает сульфат-ион, а среди катионов Ca²⁺.

Микрокомпоненты. Результаты микроэлементного анализа термальных вод о. Уруп приводятся в табл. 3.

Среди микрокомпонентов особую роль играют редкие щелочи (Li, Rb, Cs), щелочноземельные элементы (Sr, Ba) и редкоземельные элементы (РЗЭ), или лантаноиды, поскольку они служат хорошими индикаторами взаимодействия вода–порода [Peiffer et al., 2011; Kalacheva et al., 2016]. Основные сходства и различия в микрокомпонентном составе двух исследованных групп заключаются в следующем (см. табл. 3):

– концентрации редких щелочей, а также Sr, в кислых водах мыса Ключевой и вулкана Берга близки;

– обе группы источников объединяют сравнительно высокие концентрации Zn (>100 мкг/л);

– в воде источников мыса Ключевой несколько выше содержания бария, ванадия и мышьяка;

– в источниках вулкана Берга существенно выше концентрации элементов группы железа (Co, Ni) и концентрации редкоземельных элементов несмотря на то, что рН источников вулкана Берга примерно на единицу выше, чем рН источников мыса Ключевой.

Изотопный состав вод. Изотопный состав термальных и холодных вод, отобранных в пределах обеих групп источников, показан в табл. 2.

Для обеих групп источников характерен близкий изотопный состав воды. Диапазон значений δD составляет от –75 до –65‰, δ¹⁸О находится в интервале 9.5…–10.5‰. При этом составы источников мыса Ключевой незначительно изотопно утяжелены по сравнению с источниками вулкана Берга.

Изотопный состав серы растворенного сульфата больше обогащен тяжелым изотопом в воде источников вулкана Берга (δ³⁴S–SO₄ = +21.6‰), чем растворенный сульфат источников мыса Ключевой (δ³⁴S–SO₄ = +17.9 и +15.2‰) (см. табл. 2).

Геохимия вод: макрокомпоненты

Термальные воды вулканов Берга и Три Сестры (мыс Ключевой) – типичные кислые сульфатно-хлоридные вулканические воды, широко распространенные в районах островодужного вулканизма. Как правило, разгрузка этих вод осуществляется на склонах активных вулканов. Особенности формирования и геохимии вод этого типа подробно описаны в работе [Taran, Kalacheva, 2020].

Несмотря на то, что источники вулкана Берга и мыса Ключевой похожи по химическому составу, каждая из групп несколько отличается от другой отношениями основных компонентов. Относительные составы анионов (${\text{SO}}_{4}^{{2 - }},$ Cl^–, F^–) и катионов (Na⁺ + K⁺, Ca²⁺, Mg²⁺) для обеих групп источников показаны на треугольных диаграммах (рис. 2а, б). В обеих группах преобладает ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ над Cl^–, но при примерно равном содержании сульфат-ионов, в источниках вулкана Берга в два раза выше содержание хлор-ионов (см. рис. 2а). Для сравнения на рисунках показаны также средние составы нескольких сульфатно-хлоридных кислых источников других островов Курильской дуги. Это Верхне-Юрьевские источники северо-западного склона вулкана Эбеко (о. Парамушир) [Kalacheva et al., 2016], Кипящая речка у подножия вулкана Баранского (о. Итуруп) [Таран и др., 1995] и средний состав кислых источников центрального экструзивного купола (ЦЭК) вулкана Синарка (о. Шиашкотан) [Kalacheva et al., 2015].

Рис. 2.

Весовое соотношение анионов (а) и катионов (б) в термальных водах о. Уруп. Для сравнения на диаграмме для анионов (а) показаны составы высокотемпературных вулканических газов [Taran et al., 2018], на диаграмме для катионов (б) – области составов известково-щелочных вулканических пород [Войткевич и др., 1990]. Буквами обозначены средние составы некоторых кислых SO₄–Cl вод Курильских о-вов (Ш – ЦЭК вулкана Синарка, о. Шиашкотан; Ю – Верхне-Юрьевские источники, о. Парамушир; К – Кипящая речка, о. Итуруп, по [Kalacheva et al., 2015, 2016; Таран и др., 1996]).

Кроме того, на диаграммах показаны области составов вулканических пород (катионы) и высокотемпературных вулканических газов (анионы) по данным, использованным в работе [Taran, Kalacheva, 2020]. Верхне-Юрьевские источники и главный выход Кипящей речки разгружают высокоминерализованные ультракислые (рН < 2) воды, и их анионный состав ложится ближе к области составов вулканических газов, подтверждая механизм образования этого типа вод, предложенный В.В. Ивановым [Иванов, 1960] – растворение вулканических газов в грунтовых водах. Воды вулканов о. Уруп более разбавленные и менее кислые (рН > 2.5). Концентрации F^– в исследуемых водах близки к данным по о. Шиашкотан, но существенно ниже, чем в более кислых и минерализованных водах вулканов Эбеко и Баранского. Потеря фтора может происходить в результате осаждения флюорита (CaF₂) или гидроксилсодержащих минералов, в состав которых входит фтор, на пути к разгрузке на поверхности.

Катионный состав источников обеих групп (см. рис. 2б) в основном отвечает изохимическому растворению вулканической породы. Вмещающие породы представлены преимущественно андезитами. Средний известково-щелочной (островодужный) андезит имеет 7.2% СaO, 3.2% Na₂O и 1.3% K₂O [Войткевич и др., 1990]. То есть преобладающим катионом является кальций, что находит отражение в составе термальных вод. Такое распределение характерно для большинства кислых вулканических вод с рН < 4 (например, [Taran, Kalacheva, 2020] и ссылки в этой работе).

На рис. 3 показаны корреляции между содержаниями анионов (${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ и Cl^–) и катионов (Na⁺, K⁺, Ca²⁺, Mg²⁺) в воде исследуемых источников. Концентрации основных катионов достаточно хорошо коррелируют с концентрациями анионов, образуя более или менее отличающиеся линии смешения для каждой из групп. Если в анионном составе группы источников отличаются соотношением SO₄/Cl, то главное различие в катионном составе между источниками вулкана Берга и мыса Ключевой – относительно более высокое содержание магния, что особенно ясно видно на корреляционном графике Mg–SO₄ (см. рис. 3д).

Рис. 3.

Линии смешения, как корреляция между анионами и катионами в термальных водах о. Уруп (обозначения здесь и далее см. рис. 2).

Такое поведение анионов и катионов означает, что воды обеих групп источников сформированы из единых “материнских” растворов, разбавленных метеорными водами. Эти первичные растворы несколько различаются, особенно отношениями Cl/SO₄, Cl/Mg и SO₄/Mg (см. рис. 2а, 3б, д), но в целом похожи друг на друга.

Повышенные концентрации марганца, наблюдаемые в водах источников мыса Ключевой (см. табл. 2), характерны для кислых SO₄–Cl термальных вод Курильских островов. Это отмечено нами ранее в Верхне-Юрьевских источниках (до 10.2 мг/л) [Kalacheva et al., 2016], в водах вулкана Синарка [Kalacheva et al., 2015] и других. Возможно, высокие содержания его связаны с тем, что при слабой способности марганца к комплексообразованию, низкий рН (<3) способствует удержанию и концентрированию его в водном растворе. Проблема генезиса марганца в кислых водах Курильских островов может стать предметом отдельного исследования, выходящего за рамки данной статьи.

Геохимия вод: микрокомпоненты

Поведение редких щелочей (Li, Rb, Cs) и щелочноземельных элементов (Ca, Sr, Ba) в кислых термальных водах вулкана Берга и мыса Ключевой показано на рис. 4, где области составов пород построены по данным для андезитов о. Уруп из монографии [Авдейко и др., 1992]. Концентрации редких щелочных элементов, в отличие от щелочноземельных, контролируются растворением породы. Это хорошо видно на рис. 4а – точки составов (Li, Rb, Cs) кислых вод о. Уруп и других Курильских островов ложатся в область составов пород. Точки для щелочноземельных элементов вод о. Уруп располагаются далеко от области состава пород – они значительно обогащены кальцием относительно Sr и Ba. По-видимому, это связано с осаждением целестина (SrSO₄) и барита (BaSO₄) до выхода вод на поверхность (см. рис. 4б). Точки относительных составов щелочноземельных элементов в водах Верхне-Юрьевских источников (о. Парамушир) и Кипящей речки (о. Итуруп) располагаются ближе к области составов пород. Для сравнения, на рис. 4 показаны также относительные концентрации редких щелочных и щелочноземельных элементов в нейтральных хлоридно-натриевых прибрежных источниках о. Шиашкотан. Редкие щелочные элементы в этих водах обогащены литием, по сравнению с породой, а точки для щелочноземельных элементов ложатся близко к составу морской воды [Kalacheva et al., 2015].

Рис. 4.

Редкие щелочи (а) и щелочноземельные элементы (б) в термальных водах вулкана Берга и мыса Ключевой. Относительные доли – в весовых единицах. SW – морская вода. Остальные обозначения см. рис. 2. Показаны также составы нейтральных Cl–Na вод: береговые источники о. Шиашкотан (Д – Дробные, В – Водопадные, З – Закатные, по [Kalacheva et al., 2015]).

Среди микрокомпонентов термальных вод индикаторным показателем может служить также бром. В морской воде отношение Cl/Br = 285 [Войткевич и др., 1990]. В конденсатах высокотемпературных вулканических газов это отношение варьирует в достаточно широких пределах, но всегда существенно выше морского [Taran et al., 2018]. Соотношение между Cl, Br и В в водах источников показано на рис. 5. Точки составов для обеих групп источников о. Уруп на диаграмме Br–Cl ложатся в область вулканических газов, что, вместе с диаграммой относительных концентраций главных анионов (см. рис. 2а), еще раз подтверждает механизм образования этих вод за счет частичного растворения магматических газов в грунтовых водах. В западной литературе для этого механизма принят термин “scrubbing”, т.е. “очистка”. Газоочистители, скрубберы, широко используются в химической технологии. Таким образом, грунтовые воды в соответствующих условиях “очищают” магматические газы от кислых компонентов [Symonds et al., 2001]. Поведение бора сложнее: в вулканических газах относительные концентрации бора значительно ниже, весовое отношение Cl/B обычно выше 600. Следовательно, часть бора попадает в раствор из измененных вмещающих пород. Более подробно о систематике бора в термальных водах написано в работах [Bernard et al., 2011; Begue et al., 2017 и др.].

Рис. 5.

Соотношение между концентрациями хлора и брома (а) и хлора и бора (б) в термальных водах вулкана Берга и мыса Ключевой. Заштрихованная область примерно отвечает отношениям Cl/Br и Cl/B в конденсатах вулканических газов (см. текст).

Поведение микроэлементов в водах различных типов часто рассматривают в терминах коэффициентов распределения элементов между вмещающей породой и раствором (см. например, [Pokrovski et al., 2013; Peiffer et al., 2011])_. Коэффициенты распределения определяются как:

В качестве нормирующего элемента в нашем случае взят наиболее подвижный натрий, широко применяемый для построения подобных диаграмм. В качестве вмещающей породы – андезит вулкана Берга, по [Авдейко и др., 1992]. Для элементов, отсутствующих в этой подборке, взяты концентрации для среднего островодужного андезита из работы [Войткевич и др., 1990].

На рис. 6 значения коэффициентов распределения упорядочены по их убыванию в водах мыса Ключевой. Хорошо видно, что для этих вод и вод вулкана Берга в целом характерно схожее распределение элементов, подтверждающее схожесть пород в обеспечении элементной нагрузки этих термальных вод. Форма распределения является типичной для кислых вод: выделяется более или менее горизонтальный участок со значениями F_i, близкими к 1, т.е. к линии полного растворения породы. Чем ниже рН раствора, тем протяженнее этот участок. Ближе всего к этой линии располагаются точки данных по породообразующим (и редким) щелочным и щелочноземельным элементам. Это подтверждает уже рассмотренное выше поведение этих элементов в терминах треугольных диаграмм (см. рис. 4), а также поведение Sr и Ba (потеря за счет осаждения целестина и барита), точки для которых ложатся заметно ниже линии Fi = 1. Заметно выше единицы ложатся точки только для Se, B и Br. Повышенные концентрации селена могут быть связаны с образованием сульфидных фаз и последующим их вторичным растворением в кислой воде. При этом более низкие концентрации этого элемента в термальных водах вулкана Берга, возможно, вызваны осаждением его вместе с Fe-содержащими осадками при выходе вод на поверхность. Источником высокоподвижных В и Br, как было показано выше, являются вулканические газы, формирующие анионный состав вод, а также (в случае бора) дополнительное поступление из вмещающих измененных пород.

Рис. 6.

Коэффициенты распределения элементов, нормированные по Na для кислых термальных вод о. Уруп.

Поведение редкоземельных элементов в воде источников вулкана Берга и мыса Ключевой характеризуется рядом особенностей, связанных, по нашему мнению, как с различиями в условиях разгрузки этих вод, так и с химическими свойствами РЗЭ, т.е. в их склонности к комплексообразованию. Распределения РЗЭ в воде источников, а также в среднем андезите фронтальной зоны Курильских островов [Авдейко и др., 1992], нормированные по хондриту [McDonough, Sun, 1995], показаны на рис. 7а. Из этого рисунка следует, что форма распределений для двух групп существенно различается. Если для источников мыса Ключевой эти профили однородны и показывают незначительное обеднение легкими РЗЭ, то профили для источников вулкана Берга имеют так называемый “gull wing shape” (форма крыльев чайки) [Wood, 2003], т.е. наряду с минимумом европия показывают обеднение как легкими, так и тяжелыми РЗЭ. Отсутствие минимума Eu в одном случае и присутствие в другом, по нашему мнению, связано с различиями в рН и с условиями осаждения гидроокислов железа. Источники вулкана Берга имеют рН > 3 и обильно осаждают гидроокислы железа, что связано с окислением Fe²⁺ кислородом воздуха при выходе вод на поверхность. При рН < 3 гидроокислы Fe³⁺ не образуются и, соответственно, не осаждаются, т.е. окислительный барьер в большой степени, помимо концентраций железа и кислорода, контролируется рН раствора. При осаждении Fe³⁺, видимо, соосаждается больше Eu³⁺, чем других РЗЭ, что приводит к обеднению европия в растворе [Wood, 2003]. Небольшая потеря при этом легких и тяжелых РЗЭ, вероятно, связана с осаждением других минералов. Различные сценарии поведения редкоземельных элементов в кислых и ультракислых водах рассматриваются в работах [Gammons et al., 2005; Varekamp, 2015].

Рис. 7.

РЗЭ в термальных водах о. Уруп. а – нормированные по хондриту профили РЗЭ в термальных водах о. Уруп. Показано также распределение РЗЭ в среднем андезите фронтальной зоны Курильских островов, по [Авдейко и др., 1992]; б – соотношение между Cl/SO₄ и суммой РЗЭ в термальных водах о. Уруп.

Содержание РЗЭ в природных растворах в сильной степени зависит от их рН. Чем он ниже, тем выше степень растворения вмещающей породы, и, следовательно, выше концентрация РЗЭ [Kalacheva et al., 2015, 2016]. Однако известны случаи, когда при равных рН концентрации РЗЭ различаются на порядки. При прочих равных условиях концентрация РЗЭ растет с увеличением концентрации хлор-ионов в воде [Peiffer et al., 2011]. По-видимому, этот эффект реализуется и в нашем случае. В кислых водах о. Уруп наблюдается линейная зависимость концентрации суммы РЗЭ от отношения Cl/SO₄ (см. рис. 7б).

При этом рН источников вулкана Берга почти на единицу выше рН источников мыса Ключевой (см. табл. 1), и, по общепринятым эмпирическим правилам, в источниках вулкана Берга концентрация растворенных РЗЭ должна быть ниже. Вероятнее всего, при прочих равных условиях, с ростом ионной силы раствора растет степень комплексообразования РЗЭ, приводящая к росту растворимости. Для объяснения этого эффекта необходимы дополнительные исследования.

Изотопный состав вод

На графике зависимости δD от δ¹⁸O (рис. 8) все опробованные воды вулкана Берга и мыса Ключевого компактно группируются между глобальной линией метеорных вод (ГЛМВ) и линией локальных метеорных вод (ЛЛМВ), которая для Курильских островов лежит примерно на 5‰ выше мировой линии. Холодная вода небольшого озерца, расположенного в воронке взрыва у южного подножия экструзивного купола вулкана Берга, имеет идентичный изотопный состав с термальными источниками, разгружающимися на берегах р. Марья. Таким образом, водное питание источников осуществляется только метеорными водами, а доля магматической компоненты, которая, судя по содержанию Cl^–, не превышает 3%, не отражается на изотопном составе термальных вод.

Рис. 8.

Изотопный состав всех типов вод о. Уруп. Линия локальных метеорных вод, согласно [Чешко, 1994]. Глобальная линия метеорных вод, согласно [Craig, 1961].

Изотопный состав серы растворенного сульфата, +15.2 и +17.9‰ в водах источников мыса Ключевой и +21.6‰ в источниках вулкана Берга (см. табл. 2), типичен для сульфатно-хлоридных кислых вулканических вод ([Taran, Kalacheva, 2020] и ссылки в этой работе). Как показано в этой же работе, такие величины характерны для рекомбинации вулканического SO₂, при которой образующийся сульфат, в зависимости от температуры рекомбинации, на 10–15‰ утяжелен по сравнению с исходным SO₂:

Наблюдаемые значения получаются, если для изотопного состава серы магматического SO₂ принять величину +6‰ – среднее островодужное значение [Taran et al., 2018].

Вынос магматических и породообразующих компонентов термальными водами

Используя гидрометрические данные основных водотоков, дренирующих термальные источники и их химический состав, можно оценить общую гидротермальную разгрузку магматических Cl и S, а также оценить химическую эрозию вулканических построек.

Общая характеристика и методика расчета выноса магматических летучих гидротермальными системами Курильских островов приведены в работе [Taran, Kalacheva, 2019]. Поверхностный сток с кальдеры вулкана Берга осуществляется в Охотское море. Основными дренирующими водотоками, как упоминалось выше, являются рр. Марья и Дарья (см. рис. 1). Химические составы их вод в устьях представлены в табл. 2. В этой же таблице приведен состав небольшого пресного ручья, впадающего в р. Марья недалеко от устья (точка КО-69, см. также рис. 1). Концентрации хлор- и сульфат-ионов в этом ручье имеют близкие и весьма высокие значения, 17.4 и 17.2 мг/л соответственно. Это может быть обусловлено как влиянием моря и попаданием в осадки значительной доли морского аэрозоля, так и термального стока, поскольку ручей находится также внутри кальдеры. Поэтому в качестве фоновых значений мы будем использовать максимальные пороговые значения в 5 мг/л, определенные для поверхностных вод Курильских островов [Taran, Kalacheva, 2019]. Измеренный расход р. Марья в устье составил 242 л/с при концентрации хлор-иона 287 мг/л и сульфат-иона 648 мг/л. Следовательно, с учетом фоновых содержаний, ежесекундно в Охотское море поступает 68 г хлора и 156 г сульфата или 5.9 и 13.4 т/сут соответственно. Концентрации рассматриваемых компонентов в устье р. Дарья – 168 мг/л (Cl^–) и 522 мг/л $\left( {{\text{SO}}_{4}^{{2 - }}} \right)$ при расходе в 219 л/с, что в пересчете дает 3.1 и 9.9 т/сут соответственно.

Таким образом, общий гидротермальный вынос системой вулкана Берга составляет 9.0 т/сут Cl и 23.3 т/сут SO₄. Величина ошибки не менее 15% (погрешность при определении расходов поверхностных водотоков). Эти данные сопоставимы с результатами, полученными для вулкана Синарка (о. Шиашкотан) (34 т/сут SO₄ и 9.7 т/сут Cl) [Kalacheva et al., 2015], но значительно ниже, чем вынос серы и хлора гидротермальной системой вулкана Эбеко (о. Парамушир) (~250 т/сут SO₄ и 82 т/сут Cl [Kalacheva et al., 2016]).

Источники мыса Ключевого разгружаются на Охотоморском побережье острова в непосредственной близости к прибойной зоне. Не формируя общего водотока, отдельными короткими ручейками они стекают непосредственно в море. Общий дебит источников, оцененный по наиболее крупным струям, составляет 30 ± 10 л/с. Среднеарифметические концентрации (по данным 7 проб, см. табл. 2) хлор-иона составляют 195 мг/л, сульфат-иона – 898 мг/л. Следовательно, с учетом фоновых содержаний, ежесекундно в Охотское море поступает не менее 5.8 ± 1.9 г хлора и 27 ± 9 г сульфата или 0.5 ± 0.2 и 2.3 ± 0.8 т/сут соответственно.

Химическая эрозия вулканических пород в областях недавнего и современного вулканизма островных дуг является одним из наиболее интенсивных силикатных выветриваний. Связанный с этим вынос растворенного вещества (катионы + SiO₂) поверхностными водотокам оказывает влияние на стабильность вулканических построек, а также на химический состав омывающих их морей и океанов. Средняя сумма растворенных веществ (SiO₂, Na, K, Ca, Mg, Fe_общ и Al³⁺), определяющих катионный состав вод рр. Дарья и Марья составляет 448 мг/л, а общий расход – 460 л/с. Следовательно, ежесекундно с кальдеры вулкана Берга выносится чуть более 200 г растворенных катионов (без учета влияния атмосферных осадков), что составляет 17.8 т/сут. Площадь распространения термальных вод ограничивается пределами постройки вулкана, а водосборная площадь рек – границами кальдеры, что в общей сумме не превышает 8–9 км². Следовательно, химическую эрозию постройки вулкана Берга с участием термальных вод можно оценить в 700–800 т/км²/год. Это примерно на 30% меньше, чем оценки, полученные для вулкана Эбеко, по стоку р. Юрьева. Минимальная скорость общего химического выветривания (поверхностный сток + + гидротермальный) для вулкана Эбеко (о. Парамушир) оценена нами в 1095 ± 200 т/км²/год [Kalacheva et al., 2019]. Высокие значения для обоих вулканов обуславливаются, преимущественно, гидротермальной составляющей, в среднем превышающей поверхностную (по продуктивности) более чем в 10 раз. К примеру, средняя эрозия речных бассейнов, вне зон современного вулканизма на о. Парамушир составляет 64 ± 20 т/км²/год [Kalacheva et al., 2019]. Полученные данные носят предварительный характер и требуют дополнительных исследований.