Введение
Эльбрусская вулканическая область представляется крайне интересной для вулканологов. Здесь отмечаются три района проявлений вулканизма: Минераловодский, Нижнечегемский и Эльбрус - Кюгенский. В первом районе крупных вулканов не возникло. Во втором наблюдаются только продукты аэрального переноса пеплового материала в виде «палящих туч», образовавшегося при эксплозивном извержении Верхнечегемской кальдеры [1]. В Эльбрус - Кюгенском районе образовались Верхнечегемская и Эльбрусская разновозрастные кальдеры и значительный по размерам вулкан Эльбрус, сопровождающийся мелкими сателлитными вулканами (Таш - Тебе, Сылтранская вулканическая постройка и др.).
Верхнечегемская кальдера (отметки кровли 3500 - 3800 м) расположена в северной части горст-антиклинария Главного хребта на водоразделе рек Чегем и Кестанты. Она приурочена к грабену палеозойских пород, который развился вдоль поперечного (субмеридионального) Чегемского разлома в месте его пересечения с субширотной Пшекиш-Тырныаузской зоной. Поперечный разлом отделяет поднятый западный Эльбрус-Чегемский блок от опущенного и перекрытого юрскими отложениями Восточно-Балкарского блока. Верхнечегемская кальдера сформировалась в верхнем плиоцене (2,83-2,84 млн. лет тому назад) в очень короткий промежуток геологического времени (0,01 млн. лет). В четвертичное время эта структура была интенсивно эродирована, в результате чего образовался сильно расчлененный горный массив с узкими щелеобразными долинами и вертикальными обрывами высотой более 1 км.
Среди магматических пород, слагающих Верхнечегемскую кальдеру выделяются:
1) внутрикальдерные туфы;
2) внекальдерные туфы;
3) гранит-порфиры субинтрузивного штока (резургентный купол);
4) посткальдерные андезиты.
Внутрикальдерные туфы с общей мощностью более 2 км и площадью развития до 150 км , разделяются на три толщи: нижнюю риолитовую ( =75,6-76,7%), мощностью до 220 м; среднюю риолитовую (=71,0-74,5%), мощностью до 1420 м; верхнюю дацитовую (=65,4-70,0%), мощностью до 480 м.
Внекальдерные спекшиеся туфы риолитового состава мощностью до 200-300 м (так называемое Нижнечегемское вулканическое нагорье) заполняют широкую палеодолину. Они по нашим петролого-геохимическим и изотопным данным являются аэрально перенесенным пирокластическим материалом, возникшим при мощных взрывных извержениях в Верхнечегемской кальдере.
Внутрикальдерная резургентная субинтрузия гранит-порфирового состава имеет площадь выхода на дневную поверхность до 20 км и вскрыта эрозией на 1200 м. Она, скорее всего, приурочена к жерлу древнего стратовулкана, располагавшегося в бассейне р. Джылгысу, лавы которого сохранились в районах гор Кюгенкая и Кум-Тюбе. Котакты гранит-порфиров с вмещающими их туфами резкие и явно интрузивные.
Посткальдерные андезиты (мощность до 200 – 300 м) подстилаются моренными отложениями (мощность до 50 м) апшеронского покровного оледенения, а последние, в свою очередь, с небольшим несогласием и размывом перекрывают верхнюю толщу внутрикальдерных туфов [2].
Магматическая активность в пределах Эльбрусского вулканического центра проявлялась в виде: докальдерного вулканизма, мощного синкальдерного эксплозивного извержения, приведшего к образованию кальдеры и посткальдерного вулканизма, сформировавшего стратовулкан Эльбрус.
Докальдерные вулканические образования пока достоверно не установлены. Предположительно к ним мы относим останцы лавовых потоков трахиандезитового состава, обнаруженные в устьевой части р. Худес (мощность до 200 м) и трахиандезитобазальтового состава (мощность до 120 - 150 м) - в верховьях р. Тызыл. Калий-аргоновый возраст трахиандезитов р. Худес, по валовой пробе породы, составил 800 тыс. лет.
Синкальдерный вулканизм, связан с образованием [3] крупной (17 14 км по бровке ограничивающего уступа) Эльбрусской кальдеры обрушения. С ее формированием ассоциируется массовый выброс пирокластического материала риодацитового и риолитового составов и формирование туфовых и игнимбритовых покровов.
Время образования кальдеры определялось калий-аргоновым методом по стеклу и слабо раскристаллизованной основной массе биотитовых игнимбритов с характерными вкрапленниками розового кварца. Этими игнимбритами сложен довольно мощный (до 200 - 250 м) покров, расположенный в 20 км к ЗСЗ от вулкана Эльбрус в верховьях р. Чучхур. Полученная цифра 790 70 тыс. лет, скорее всего, и соответствует времени проявления мощных эксплозивных извержений.
Посткальдерные лавы, лавобрекчии дацитового состава и туфы, преимущественно риолитового состава, слагают расположенную внутри кальдеры позднеплейстоцен-голоценовую постройку стратовулкана Эльбрус. Через Восточный и Западный вершинные кратеры проходит субширотная, скорее всего, магмоконтролирующая зона разлома (Сылтранский разлом), к которой приурочен ряд мелких вулканических аппаратов в долинах рек Кыртык, Сылтрансу, Бийтик-Тебе и др.
Двуглавый вулкан Эльбрус (абсолютные отметки Западной и Восточной вершин 5642,7 м и 5620 м соответственно) находится на северном склоне Большого Кавказа и располагается на водоразделе рек Малки, Баксана и Кубани, впадающих в Каспийское и Черное моря соответственно.
Из-за своего географического положения он как бы «нависает» над плотно заселенными районами Северного Кавказа, прилегающими территориями юга России и севера Грузии.
Над разделяющей их седловиной Западная вершина воздымается на 270 м, а Восточная – на 250 м. Несмотря на близкие абсолютные отметки и голоценовый возраст обеих вершин, они относятся к разным по типу, размеру и возрасту вулканическим постройкам. Западная вершина – это верхняя часть более старого и крупного стратовулкана, а Восточная – является побочным, относительно небольшим, но также многоактным вулканом, насаженным на ВЮВ склон последнего на высоте порядка 5000 м.
Западная вершина имеет более сложное строение и худшую сохранность, чем Восточная. Так, в пределах верхней части постройки Западной вершины выделяются два кратера диаметром 1,0 и 0,5 км, а также центральный эффузивно-экструзивый купол.
Весь западный сектор Западной вершины разрушен сильными взрывами и гигантскими обвалами, о чем свидетельствуют как минимум три обвальных цирка и открытый на ЗЮЗ обвально-взрывной кратер размером 2,31,8 км.
Восточная вершина устроена гораздо проще, там имеются лишь очень свежий по облику вершинный кратер овальной формы размером 0,350,3 км, а в ВЮВ секторе – открытый на ВЮВ удлиненный кратер размером 0,60,35 км. Его верхняя кромка располагается на абсолютной отметке 5200 м. В ССВ секторе, примерно в 1 км от кромки вершинного кратера находится еще один эруптивный центр типа бокки с небольшим лавовым куполом, из которого излился лавовый поток. Высшая точка лавового купола имеет отметку 5185,3 м.
Ниже отметки 5400 м слившиеся между собой постройки Западной и Восточной вершин образуют общий конус вулкана Эльбрус. Характерная крутизна его склонов в верхней части составляет  20 - 35, в средней 15 - 20, а в нижней – 50 - 100. В истоках р.Уллу-Хурзук нами обнаружен еще один, наполовину уничтоженный взрывом, верхненеоплейстоценовый кратер. Его постройка - Кюкюртлинская, диаметром до 900 м и высотой до 1,2 км, перекрывается голоценовыми лавовыми потоками из Западного вершинного кратера.
Для последующих выводов о возможных катастрофических последствиях извержения вулкана Эльбрус важно отметить, что он является одним из самых крупных центров оледенения. Имеется более 20 ледников, общей площадью около 139 кв. км, а суммарный объем льда оценивается в 6 км3 [4].
Вулкан Эльбрус приурочен к месту пересечения продольной Сылтранской магмоконтролирующей разломной зоны с поперечным Эльбрусским разломом и “насажен” на древние кристаллические породы, образующие горстовый блок. Диаметр основания вулкана около 14 - 15 км с относительной высотой 3 км.
Причем Западная и Восточная вершины, а также общий конус вулкана Эльбрус, приурочены к огромной (площадь 230 км2) недавно обнаруженной [3] кальдеры обрушения.
Важно отметить, что практически по всему разрезу стратовулкана, в лавах дацитового состава были обнаружены, часто встречающиеся, ксенолиты (включения) пород средне-основного состава (андезитобазальты), размером от долей сантиметров и до первых десятков сантиметров; ксенокристаллы кварца с пироксеновой «короной»; а также основного плагиоклаза, обрастающие каймой более кислой разновидности.
Эти находки позволили предположить, что в процессе извержения вулкана происходило смешение двух расплавов - кислого корового и более глубинного андезитобазальтового.
Анализ немногочисленных публикаций, относящихся к проблеме обнаружения проявлений вулканической активности в приповерхностном тепловом поле, указывает на возможность изучения и мониторинга этих процессов средствами дистанционного (в том числе) и космического теплового зондирования [5].
Теоретической основой метода являются системные представления о нормальных и аномальных геотермических полях, геотермические критерии тектонической, сейсмической, геодинамической и вулканической активности [6].
Вулканическая и тектоническая активность в районе может характеризоваться усилением процессов вертикального тепломассопереноса по разломам и разрывным нарушениям, что приводит к возникновению линейно вытянутых положительных аномалий температур поверхности или к последовательному чередованию положительных и отрицательных температурных аномалий вдоль разлома [7].
Модель конвективной самоорганизации в пределах флюидосодержащей разломно-блоковой геологической среды, приводящей к образованию закономерного сочетания восходящих и нисходящих флюидных потоков, в определенной мере объясняет чередование положительных и отрицательных аномалий поверхностного геотермического поля наблюдаемого над активными разломами, создавая мозаичную структуру геотермического поля на относительно однородном тепловом фоне [8].
Подобное проявление активных разломов отмечалось по температуре приповерхностного слоя (1-2 м), а также по плотности потока излучения (радиационная температура) земной поверхности [9].
Вопрос о проявлении новейших геодинамических процессов в приповерхностном температурном поле до настоящего времени экспериментальными методами широко не исследовался.
Ряд экспериментальных работ, проведенных в пределах активных локальных геодинамических структур, указывают на то, что современные локальные движения земной коры находят отражение в приповерхностных температурных полях.
Положительные аномалии температуры амплитудой до первых градусов отражают участки вертикального теплового потока.
Одной из причин возникновения подобных аномалий могут являться магматические образования и структуры дилатансного типа.
Обобщение работ по изучению поверхностных тепловых полей показывает, что для характеристики активности эндогенных процессов по данным ТДЗ информативными параметрами могут быть значения радиационной температуры (РТ) с усреднением при заданной детальности анализа, среднеквадратическое отклонение РТ, а также вариации теплофизических свойств (тепловая инерция) верхнего слоя земной поверхности.
|
