Глава 2. Геологическое строение

Курильские острова — это энсиматическая островная дуга на краю Охотской плиты. Она находится над зоной субдукции, в которой поглощается тихоокеанская плита. Курильские острова расположены в Тихоокеанском вулканическом огненном кольце в зоне высокой сейсмической активности.

Рис. 13. Островная дуга

Северные области Дальнего Востока отличаются сложной тектонической структурой и преобладанием горного рельефа. В связи с тем, что северные области Дальнего Востока в основном молодые складчатые сооружения, их современный рельеф прямо связан с соответствующими тектоническими структурами. Поэтому большинство горных хребтов представляет собой антиклинальные поднятия или глыбовые горстовые массивы.

Восточные области страны — Корякское нагорье, Камчатка и Курильские острова — принадлежат кайнозойской складчатой зоне. Это наиболее подвижная часть Тихоокеанского пояса, южные участки которой — Камчатка и Курильские острова — располагаются в зоне современной геосинклинали и активной вулканической деятельности. Именно здесь поднимаются наиболее высокие горы страны (2000—3000 м), ограниченные глубинными разломами, с которыми связаны многочисленные действующие и потухшие вулканы.

Рис. 14

Дно северной и средней частей Охотского моря, кроме мелководных прибрежных зон, характеризуется глубинами от 0,2—0,5 до 1—1,5 и даже 1,78 км в котловине Дерюгина. В южной части моря расположена глубоководная (до 3 км) Курильская котловина, постепенно сужающаяся и выклинивающаяся к северо-востоку.

Ложе Охотского моря обрамляется с запада, северо-запада и востока позднемезозойскими складчатыми зонами. В его северной и средней частях находится блок более древней, домезозойской, консолидации. Об этом говорит относительно спокойный характер магнитного поля. Кора мощностью 25—32 км имеет здесь континентальный характер и включает осадочный (0—10 км), «гранитный» (10—12 км) и «базальтовый» (15—17 км) слои.

Южно-Охотская глубоководная впадина, граничащая на юго-востоке с Курильской островной грядой, выполнена четвертичными и неогеновыми осадками (до 3—4 км), залегающими на акустическом фундаменте мезозойского и более древнего возраста, так как с обоих крутых ее склонов были подняты юрские граниты, а со стороны самой впадины в начале неогена в пределы Курильского архипелага приносились гальки гранитов, гнейсов и метаморфических сланцев, указывающие на существование на ее месте в раннем кайнозое поднятия.

Сейсмические данные о структуре коры Южно-Курильской впадины интерпретируются по-разному. Одни геофизики предполагают наличие здесь несколько утоненной (27 км) растянутой и утяжеленной в нижней части инъекциями мантийного материала континентальной коры; другие— более тонкой (12—15 км) коры субокеанического типа. Сложная структура аномального магнитного поля под впадиной, по крайней мере частично, отражает древние неоднородности в нижней части ее коры. В верхах мантии под впадиной выявлена мощная астеиосферная линза, или асимметричный мантийный диапир, кровля которого находится на глубине около 40 км. Плотность теплового потока в Южно-Курильской впадине достигает 100 мВт/м2 и более. Впадина, по-видимому, имеет рифтогенную природу и образовалась в неоген-четвертичное время в процессе растяжения и утонения континентальной коры и, возможно, зачаточного диффузного спрединга, сопровождавшегося глубоким некомпенсированным погружением.

Рис. 15

Рис. 16.

Курильские острова находятся в зоне перехода Евразийского континента к Тихому океану. Относятся к Курило-Южно-Камчатской островодужной системе, характеризующейся высокой сейсмичностью и современным вулканизмом. Структура этой системы наложена на мезозойский фундамент. Большекурильская дуга – это пояс активного вулканизма, Малокурильская – не вулканична с конца палеогена (66-23,03 млн. лет назад). В структурном плане Большекурильская дуга, по-видимому, представлена линейной зоной блоковых поднятий, разделенной на ряд клавишных блоков поперечными разломами северо-западного простирания. Приподнятые блоки надводной части дуги – острова, опущенные – проливы. Малокурильская гряда – морфологически выражена приостровным шельфом и Малыми Курильскими островами.

Большая Курильская гряда сложена породами неогенового происхождения (12-1,8 млн. лет) и четвертичного (1,8-0 млн. лет) возраста; Малокурильская - образованиями познемелового периода (100-65 млн. лет) и палеогенового (65-40 млн. лет) возраста.

В геологическом строении Курильского архипелага выделяются два структурных яруса. Нижний (протоостроводужный) структурный ярус, представленный мел-палеогеновыми образованиями, слагает Малокурильскую островную дугу. Основную роль в формировании ее структурного плана играют разрывные нарушения. Они имеют северо-восточное (продольные разрывы) и северо-западное (поперечные разрывы) простирание. Продольные разрывы в большинстве своем представляют надвиги, образующие серию тектонических пластин с падением на юго-восток. Время наибольшей тектонической активности, по-видимому, относится к раннему и среднему миоцену (23,03-5,333 млн. лет назад, время заложения Курило-Южно-Камчатской островной дуги). Поперечные разрывы обычно более молодые и относятся к взбросо- и сбрососдвигами. Амплитуды горизонтальных перемещений по ним достигают 0,5 0 2,5 км.

Верхний, островодужный структурный ярус представлен неогеновыми и четвертичными образованиями, сформировавшими Большую Курильскую дугу. Основные структуры образованы интенсивной тектонической подвижностью блоков по продольным и поперечным разрывным нарушениям. В результате этого образована сложная мозаика из блоков, сложенных разноориентированными моноклинально залегающими породами. Позднеплиоцен-четвертичные образования, по сравнению с позднемиоцен-плиоценовыми, нарушены значительно слабее. Редкие приразломные складки не оказали влияния на общую структуру территории. Дизъюнктивные нарушения представлены сбросо- и взбросо-сдвигами с амплитудами вертикальных перемещений в первые сотни метров, а горизонтальных перемещений – до первых километров. Тектоническая активность многих из них не прекратилась и в настоящее время, что фиксируется многочисленными гипоцентрами землетрясений. В формировании структурного плана района важную роль играли структуры центрального типа (вулкано-тектонические депрессии и поднятия).

Неогеновые вулкано-тектонические структуры обычно сложены грубообломочными фракциями вулканитов и многочисленными субвулканическими телами. Они в большинстве случаев ограничены системой кольцевых и дуговых нарушений. Позднеплиоцен-четвертичные вулканическая структура представлена кальдерой влк. Головнина, одиночными стратовулканами Руруй и Тятя.

Верхнемеловые образования слагают большую часть о. Шикотан и полностью острова Танфильева, Полонского и Зеленый. Они представлены двумя свитами: матакотанской и малокурильской. Матакотанская свита сложена в основном грубообломочными вулканическими породами и вулканогенно-осадочными брекчиями, туфобрекчиями и туфоконгломерататми, перемлаивающимися с потоками подушечных лав и лавобрекчий основного, реже среднего состава. Изредка в них присутствуют прослои песчаников, туфопесчанников и туфоалевроитов.

Малокурильская свита представлена флишоидно переслаивающимися алевролитами, аргиллитами и песчаниками. Иногда отмечаются туфопесчаники, туфобрекчии, псаммитовые и псефитовые тефроиды, туффиты, туфы трахибазальтов, реже дацитов и риодацитов. Многочисленные остатки радиально ребристых иноцерамов и радиолярий позволяют уверенно отнести этот комплекс к кампану – раннему маастрихту (ярусной меловой системы). Большинство исследователей считает, что малокурильские отложения согласно залегают на матоканской свите. Общая мощность меловых отложений составляет около 2000 м.

Верхнемеловые образования содержат пластовые, часто расслоенные тела, сложенные трахидолеритами, трахибазальтами, трахиандезибазальтами, эссексит-долеритами, реже монцонитами и сиенитами. Мощность их достигает 300 м, а протяженность до 3,5 км. Кроме того, верхнемеловые образования прорваны многочисленными маломощными (1-5 м) дайками натриевых базальтов, долеритов и андебазальтов. Возраст внедрении силлов и даек составляет 80-65 млн. лет (кампанский и маастрихтский ярусы).

Верхнемеловые палеогеновые образования (ноторо-томаринский комплекс) мощностью около 600 м представлены лавами базальтов и андезибазальтов, агломератами, туфоконгломератобрекчиями. Радиологический возраст их установлен в интервале 62,5-105 млн. лет. Палеогеновые (палеоцен-эоценовые) образования (шикотанский комплекс) обнажаются в юго-восточной чвсти о. Шикотан и на островах Юрий, Анучина и Демина. Они представлены лавами, лавобрекчиями, вулканогенными брекчиями базальтов и андезибазальтов, реже туфоконгломератами с подчиненными им песчаниками и алевролитами. Возраст их установлен по остаткам листовой флоры, спорово-пыльцевым комплексам, а также данным радиологических определений (61-59 млн. лет). Мощность отложений оценивается в 800 м.

Верхнемеловые и палеогеновые образования прорваны интрузивными массивами (до 25 кв. км) сложного состава и многочисленными дайками и силами небольшой мощности (1-20 м) и протяженности (до 100 м). Массивы имеют изометричную форму и крутые контакты, сопровождающиеся небольшими ореолами ороговикования. Они сложены габбро-норитами, оливиновыми габбро, лейкократовыми габбро, диоритами, габбро-диоритами, обычно связанными постепенными взаимопереходами. При этом оливиновые габбро тяготеют к центральным частям массивов, габбро-нориты и лейкократовые габбро – к периферийным. В интрузиях отличаются маломощные (до 0,1 м) жилы аплитов и небольшие линзовые тела (до 30 м) перидотитов, иногда окаймленные по периферии пироксенитами. Радиологический возраст интрузивных массивов, силлов и даек составляет 65-45 млн. лет, что позволяет относить их палеогеновым образованиям.

Неогеновые образования широко распространены на Кунашире, на островах Малой Курильской гряды они отсутствуют. По особенностям литологии и остаткам диатомовых водорослей неогеновые образования подразделяют на четыре толщи: верхнемиоценовую (шумновская и васильевская свиты), верхнемиоцен-плиоценовую (рыбаковская, округловская свиты), плиоценовую (камуйская свита) и плиоцен-ранненеоплейстоценовую (фрегатская и левашовская толщи).

Неогеновые интрузивные обрастания представлены крупными массивами сложного состава и небольшими, но многочисленными субвулканическими телами и дайками. Массивы (до 50 кв. км) в плане имеют неправильную форму, часто вытянутую вдоль разломов. Контакты с вмещающими породами плавные. Ширина зоны ороговикования достигает 1,5 км. Строение их неоднородное. В них редко отмечается две фазы внедрения: первая – средне-основного состава (от кварцевых диоритов до габброидов при преобладании первых) и вторая – кислого состава (от гранодиоритов до плагиогранитов при преобладании последних). Петрографические разности связаны обычно постепенными взаимопереходами. Центральные и наиболее эродированные части массивов, как правило, сложены гранитоидами. В массивах присутствуют маломощные жильные тела аплитов и лампрофитотв. Радиологический возраст формирования интрузий – 6-11 млн. лет. Субвулканические тела (размером до 0,1 кв. км) и дайки мощностью до (10-50 м при протяженности 100-200 м, реже более) представлены широкой гаммой пород от базальтов до риодацитов. Более крупные тела (от 0,1-12 кв. км) сложены раскристализованными порфировидными разностями габбаро-гранитного ряда. Тела большей частью изометричные с ровными крутопадающими контактами и незначительными эндо- и экзооконтактовыми изменениями.

Четвертичные образования наиболее распространены на Кунашире. Они подразделяются на стратифицированные (эффузивно-осадочные и осадочные) нестратифицированные (экструзивные купола и дайки). По геоморфологическим признакам (сохранности первичного микрорельефа поверхности, уровня террас и т.д.) и данным радиоуглеродного анализа среди них выделяются образования эоплейстоцен-средненеоплейстоценового, средненеоплейстоценового, верхненеоплейстоценового и современного возраста.

Рис. 17

Рис. 18

История геологического развития Курильских островов прослеживается с позднего мела – раннего палеогена, с эпохи, когда здесь в субаквальной обстановке формировался «протоостроводужный» фундамент. В это время в Малокурильской и Срединно-Курильской зонах происходит накопление вулканокластического материала преимущественно основного состава. Центры подводного вулканизма с широким развитием подушечных лав локализованы только в Малокурильской зоне. В конце маастрихта в тонкослоистые слаболитифицированные осадки внедряются пластовые интрузии щелочных базальтов. К началу палеогена вулканизм в Малокурильской зоне вновь усиливается, появляются вулканические острова, происходят извержения субаэральных базальтоидов. Вулканизм вызван развитием окраинно-океанических рифтогенных процессов с формированием так называемого «протоостроводужного» Периокеанического пояса. Подобная обстановка продолжает сохраняться в течение палеоцен-эоценового времени. К концу этого периода происходит внедрение крупных интрузивов габброидов, которые фиксируют начало крупной тектонической перестройки конца эоцена.

Эта глобальная тектоническая перестройка закладывает структуру островодужной системы и сопровождается выводом на дневную поверхность южной части Малокурильской зоны, которая становится областью устойчивого размыва вплоть до четвертичного времени. Палео-Южно-Охотская котловина с этого периода испытывает расширение и погружение. Здесь, как и в Срединно-Курильской зоне до сегодняшних дней сохраняются морские условия осадконакопления. Поступление вулканогенного материала происходит из Большекурильской зоны.

Вопрос о времени заложения Тихоокеанского подвижного пояса тесно связан с вопросом о возрасте и происхождении Тихоокеанской впадины. Генезис ее остается гипотетичным. Существовала она, по-видимому, уже в позднем протерозое, о чем говорит наличие простирающихся вдоль ее окраин древнейших средне- и позднерифейских геосинклинальных прогибов (например, Хингано-Буреинского в Сихотэ-Алинской области) и рифейский возраст древнейших офиолитов в некоторых районах Тихоокеанского пояса (в частности, на востоке Камчатки). Внешние (западные) зоны северо-западной части этого пояса возникли на подвергшейся деструкции дорифейской континентальной коре, установленной на Тайгоносе, юго-западе Камчатки, в некоторых районах Сихотэ-Алиня, о. Хонсю и предполагаемой в основании Охотоморского массива и Курильской гряды. Во внутренних (восточных) зонах северозападной части Тихоокеанского пояса более широко распространен допалеозойский или раннепалеозойский меланократовый фундамент, сохранившийся со времени их заложения на океанической коре окраины Тихого океана или новообразованной при раздвигах коры обрамлявших его континентальных областей. В тектоническом развитии северо-западной части этого пояса намечаются несколько геосинклинальных циклов, рубежи между которыми не вполне синхронны в разных его областях.

Рис.19