Океанічний вулканізм

ГЛАВА 4. ПОНЯТТЯ ПЛЮМ. ВИДИ ОКЕАНІЧНОГО ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНІЗМУ. ГАВАЙСЬКІ ОСТРОВИ ЯК ПРИКЛАД ПРОЯВИ ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНІЗМУ

Під плюмом прийнято розуміти статичний (відносно Землі) конвективний потік речовини, висхідний від земної мантії або поверхні зовнішнього ядра Землі до літосфері. Поняття «гарячої точки» не настільки однозначно. В англомовній літературі, наприклад, дане словосполучення часто використовується для позначення взагалі тієї чи іншої ділянки впровадження магми в земну кору. Альтернативним варіантом тлумачення є вживання виразу «гаряча точка» для позначення проекції плюма на земну поверхню, за умови розвитку характерних для такої території процесів: сейсмічних, тектонічних, вулканізму, інтрузивного магматизма, ріфтогенеза. Надалі вираз «гаряча точка» буде вживатися саме в другому значенні. Водночас, поняття «гаряча точка» є куди більш широко використовуваним, ніж поняття плюма. У першу чергу це пояснюється значними труднощами, що виникають при спробі вивчення плюм-тектоніки, що не дозволяє завжди з точністю визначити причину виникнення того чи іншого об'єкта, классифицируемого як гаряча точка. Так, за останніми даними [Артамонов, Золотарьов, 2009, по: Shipboard Scientific Party, 2002], в пізньому крейди Гавайський плюм розташовувався значно північніше і рухався на південь зі значною швидкістю.

Розвиток плюма починається з конвективного руху розігрітого речовини. В даний час встановлено два рівня початку цього руху: на глибині приблизно 670 і 2900 км (межі проміжної оболонки і нижньої мантії; нижньої мантії і зовнішнього ядра, відповідно). Передбачається, що різниця в температурі і щільності піднімається і вміщає речовини може становити близько 200 о С і 0,1 г / см 3

Головним джерелом магми у висхідній конвективной струмені служить декомпрессионниє плавлення речовини в міру зниження тиску з підняттям плюма до поверхні. Крім того, до складу плюмовой магми входять, як встановлено, контамінанти стародавньої океанічної земної кори. За однією з гіпотез, що ставить своєю метою зв'язати воєдино тектоніку плит і плюм-тектоніку, це пояснюється субдукцією, що забезпечує глибинне занурення глубокометаморфізованних і дегідратованих блоків океанічної земної кори (можливо, навіть до глибини формування плюмов - тобто близько 2900 км). Подальше занурення кори стає неможливим, оскільки ядро ??володіє значно більшою щільністю. Тому земна кора консервується в районі ядра, де поступово переходить у рідкий стан і формує висхідний конвективний потік базальтово-перідотітового складу [# «justify"> Продукти плюмовой вулканізму мають хімічний склад, що відрізняється від складу базальтових аналогів , що формуються в рифтогенних і островодужних вулканічних системах. Завдяки цій властивості стає можливим простежити слід плюма на значну відстань. Так, базальти плюмовой походження містять підвищену кількість рідкісних металів: рубідію, ніобію, лантану, неодиму, цирконію та ін

В даний час в світі налічується, за різними джерелами, від 20 до 47 об'єктів (рис. 13), які представляється можливим класифікувати як Плюм'є. Треба відзначити, що не для всіх з них властиві ознаки, звичайно приписуються Плюм'є. Так, на всіх вулканах о-вів Зеленого Мису і Канарського архіпелагу, згідно з даними абсолютної геохронології, вулканічна активність почалася практично одночасно. При аналізі результатів сейсмотомографіческіх досліджень практично жодна з можливих гарячих точок (крім Ісландської) не може знайти колони розігрітого мантійного речовини. Як правило, класичними прикладами плюмов є Реюньйон і Кергелен, Ісландська, Гавайський, рідше - «Трістан», Азорский та інші.

Як видається, океанічний плюмовой вулканізм може формувати різні форми рельєфу. Однією з них є океанічні лавові плато - процеси формування таких плато, мабуть, подібні з описаними вище для континентального плюмовой вулканізму. Найбільшим прикладом такої форми є Онтонг-Яванець лавове плато, що має площу близько 2 млн км 2 і потужність від 25 до 43 км. Це плато, що сформувалося в крейдяному періоді, повністю перекриває стародавню океанічну кору, що підтверджується палеомагнітним аналізом. Центральні вулканічні апарати в межах плато відсутні. Передбачається, що всі плато було сформовано в ході двох епізодів вулканічної активності, в ході яких мали місце виверження тріщиною типу. При цьому продуктивність вулканізму оцінюється як вкрай висока: плато складено приблизно 36 млн км 3 базальтових лав. Оскільки вважається, що основна частина плато сформувалася протягом приблизно 3 млн років, продуктивність влуканізма при цьому повинна була скласти 15-20 км 3 лави щорічно, що можна порівняти з продуктивністю всієї системи СОХНУВ. Згідно з однією з гіпотез, плато було сформовано завдяки впливу плюма Луїсвілл.

Іншою можливою макроформи рельєфу, утвореною плюмом, є ланцюг вулканічних островів, що утворюються над розігрітій колоною хвоста плюма. Найбільш яскравим прикладом таких островів є Гавайський архіпелаг, дослідження якого, власне, і дозволили висунути гіпотезу плюм-тектоніки.

Необхідно відзначити, що сам Гавайський плюм значно старше островів Гавайського архіпелагу. Наступ Гавайського плюма у вигляді Гавайського і Імператорського підводних хребтів триває на північний захід і далі на північ, закінчуючись на п-ове Камчатка. Як і зазначалося вище, завдяки впровадженню плюма поверхню дна Тихого океану шириною близько 1500 км і довжиною приблизно 4000 км навколо гарячої точки піднята приблизно на 1 км. У міру просування на північний захід уздовж сліду плюма відносна висота цього підняття зменшується. Вулканічні острови, складові ланцюг, а також гайотов Гавайського і Імператорського хребтів є щитові вулкани так званого гавайського типу, для яких характерні дуже пологі схили - крутизною не більше 8 о. У даній главі плюмовой острівної (так званий «внутріплітного») вулканізм буде розглянуто саме на прикладі вулканів Гавайського архіпелагу, як еталонних для плюмовой вулканізму в загальному.

У розвитку гавайських вулканів прийнято виділяти чотири стадії еруптивної діяльності В даний час на денній поверхні майже у всіх вулканів можна знайти тільки виходи продуктів вулканізму останніх трьох стадій. Еффузіви перший, субщітовой, в даний час повсюдно приховані під пізнішими відкладеннями. У ході другої, щитової, стадії найбільш активізуються тектонічні та сейсмічні процеси, відбувається накопичення бідних толеітових базальтів. Ця стадія найяскравіше виражена у вулканів Кілауеа і Мауна-Лоа (о. Гаваї). За нею слідує третя, постщітовая, стадія, в ході якої підвищується лужність базальтів, поступово переходять від толеітових до лужних і далі - до гавайітам і трахібазальти (муджіерітам). Друга і третя стадії часто трудноразделіми між собою. Перехід між ними найчастіше спостерігається у вигляді толеітов, переслаивающихся у верхній своїй частині з лужними базальтами.

На пізніших щаблях третій стадії посилюється фракціонування магми, спостерігається поступовий перехід до бенмореітам і навіть трахіту (вулкан Західний Мауї, о. Мауї). У ході четвертої стадії, званої стадією омолодження, в результаті фракціонування магми експлозівность лав підвищується настільки, що починається формування шлакових і Попільні конусів (вулкан Західний Мауї). Однак основну масу вулканитов все ж складають породи еффузівного генезису. Для вулканів Мауна-Лоа, Мауна-Кеа і Хулуалаі відомі також продукти фреатических і фреатомагматіческое вивержень.

У порівнянні з накопиченням вулканитов, акумулятивні процеси іншого генезису мають значно менші масштаби. Незважаючи на те, що ерозійна діяльність видатків має високу інтенсивність, велика частина переносите ними наносів зноситься в океан або осідає в зниженнях рельєфу, де перекривається лавовими потоками. Для річок характерно меандрирование з накопиченням в заплаві піску і мулу. найбільш старі річки мають вироблений теснінообразний профіль долини. Деяку роль відіграють і еолові процеси, що призводять до перевідкладенню піску з прибережних пляжів у вигляді дюн, надалі, в ході діагенеза формують еоланітовие відкладення. Однак цей процес активно йде тільки на вулканах, що пройшли щитову і постщітовую стадії розвитку, коли швидке ізостатичне опускання острова припиняється. Раніше передбачалося, що ці дюни сформувалися на початку плейстоцену, при зниженому в період кріохрона рівні моря. Але, за останніми уявленнями [Sherrod etal., по: 2007 Fletcher et. al., 1999; Sherrod et. al., 2007, по: Blay, Longman, 2001], їх формування слід віднести до періодів інтергляціалов - тобто до підвищення рівня моря. Іноді дюни можуть формуватися і з попелу.

Інші відкладення зустрічаються, як правило, епізодично. Так, тільки для самого високого з вулканів - Мауна-Кеа, перш покритого постійним гірським заледенінням, характерні гляциальниє і флювіогляціальние відкладення. Для південних схилів вулкана Халеакала характерні грубі і несортовані відкладення численних грязьових потоків. Широке поширення мають підводні зсуви, багато з яких послужили причиною формування гігантських хвиль, так званих «мегацунамі»; найбільші з них приурочені до південно-східного схилу Мауна-Лоа. На схилах вулканів Кохала (о. Гаваї), Західний Мауї, Ланаї і Східний Молокаї (Ваіалу) представлені погано сортовані вапняні брекчии і конгломерати з включеннями коралів. Раніше передбачалося, що ці відкладення сформувалися при гляціоізостатіческом підвищенні рівня моря, але в даний час прийнято пояснювати їх утворення «мегацунамі», утвореними внаслідок сходу декількох великих підводних зсувів [Sherrod et. al., 2007, по: Moore, Moore, 1988]. Вважається, що такі події в історії островів відбувалися тричі. Але за деякими даними, принаймні, на вулкані Ланаї такі відкладення мають складний генезис. З ізостатичним підняттям пов'язують і освіта бар'єрних рифів, а також прибережну акумуляцію на острові Оаху: за останніми даними, середня швидкість підйому острова за останні 400 000 років склала 0,020-0,024 м за 1000 років [Sherrod et. al., 2007, по Hearty, 2002]. Аналогічні процеси спостерігаються і на острові Ланаї. На острові Молокаї розвинена прибережна акумуляція, що забезпечує зростання острова в південному напрямку.

Найбільш яскраво серед островів Гавайського архіпелагу ерозійна діяльність проявляється на островах Ніїхау і Оаху (вулкан Вайанае), що можна в першому випадку віднести на рахунок віку,?? у другому - наслідки зсуву величезного підводного зсуву (площею 5500 км 2), що зійшов зі схилів вулкана приблизно 2980000 років тому. Для вулканів Західний Мауї (острів Мауї), Коолау і Вайанае (острів Оаху) також характерні найбільші площі похованого аллювия (57, 102 і 153 км 2 відповідно).

Кожен центральний щитової вулкан має, як правило, від однієї до трьох рифтових зон, що протягуються в поле напруг від його центру в різних напрямках. Приблизно половина островів є моновулканіческімі, по два вулкана мають острова Молокаї і Мауї, острів Оаху має три вулкана. Рекорд належить острову Гаваї, що складається з п'яти вулканічних щитів. Нещодавно, однак, на підставі ізотопно-стронцієвого аналізу було висунуто припущення про існування другого вулканічного апарату острова Кауаї, що побічно підтверджується існуванням на цьому острові п'яти рифтових зон. Розташування та віддаленість рифтових зон є умовою розподілом поля напруг. Так, острів Кауаї, розташований поблизу острова Ніїхау, що не має виражених рифтових зон, відрізняється майже симетричним радіальним розташуванням рифтових зон.

Цікаво простежити зменшення віку вулканитов у міру просування вздовж ланцюга островів з північного заходу на південний схід (рис. 18). Так, найбільш древні лави острова Ніїхау, самого західного в ланцюзі, мають вік від 4,6-4,9 млн років [Sherrod et. al., 2007, по: Ogg, Smith, 2004], а для вулканізм на Кілауеа (о. Гаваї) максимальний вік лавових потоків складає всього 275 тис. років.

Аналогічним чином, у міру просування вздовж ланцюга від острова Ніїхау до острова Гаваї відбувається поступова зміна стадій вулканізму більш ранніми. Так, якщо для островів Ніїхау і Кауаї характерні численні лавові потоки і Попільні, а також шлакові конуси стадії омолодження, то вулкани Мауна-Лоа і Кілауеа (о. Гаваї), наприклад, знаходяться в даний час в щитовій стадії розвитку.

Дуже помітно проявляють себе процеси ізостатичної занурення (рис. 19). При цьому лави попередніх стадій вулканізму поступово перекриваються молодшими або занурюються під рівень моря. Так, для островів Ніїхау і Кауаї навіть лавові потоки щитової стадії перекриваються зверху лавами постщітовой стадії і стадії омолодження. Єдиним вулканом, де на денну поверхню виходять лави субщітовой стадії, є Кілауеа. Занурення вулкана починається після того, як конвективний приплив речовини мантії перестає компенсувати масу вулкана. Порівняно недавно цей етап був пройдений вулканом Ланаї, який тільки починає изостатически занурюватися, в той час як для більш молодих вулканів ще сильний вплив висхідного мантійного потоку. Цікаві палеогеографічні дані, що вказують на ізостатичне занурення. Так, для прівершінних лавових потоків острова Оаху характерні ознаки формування в посушливому кліматі, що пояснюється їх виливом на висоті більше 3000 м, вище межі зони пасатів, і наступним ізостатичним опусканням.

Велика частина вулканів Гавайського архіпелагу вважається погаслими. До діючих або потенційно активним вулканам відносяться тільки Халеакала (о. Мауї) і всі п'ять вулканів о. Гаваї. Вулкан Східний Мауї (нині більш поширене назва Халеакала) є одним з найбільших вулканів Гавайської ланцюга. Він також вважається єдиним потенційно активним вулканом поза острова Гаваї, вивергався багаторазово протягом голоцену - останній раз близько 400 років тому. Згідно з різними припущеннями, настільки велика тривалість постщітовой стадії розвитку (більше 900 тис. років, що в 3 рази більше, ніж у будь-якого іншого гавайського вулкана) пояснюється підвищеними обсягами магми, що сформувалася у верхніх шарах літосфери протягом щитового етапи. Острів Гаваї є наймолодшим островом Гавайської гряди і включає п'ять щитових вулканів. Шостий вулкан, Макухоа, повністю покритий водою і розташовується на північ від узбережжя Каілуа-Кона, а сьомий, Лоіхі, вершина якого має відмітку 980 м нижче рівня моря, є наймолодшим з усіх Гавайських вулканів. Вулкан Кілауеа (о. Гаваї) є наймолодшим надводним гавайським вулканом, і одномременно - найактивнішим (поряд з влк. Стромболі) вулканом світу. Практично безперервне виверження Кілауеа триває з 1983 року. В даний час швидкість росту щита Кілауеа становить 7,8-8,6 м за 1000 років. Для цього вулкана також відзначена найбільша серед всієї вулканічного ланцюга сейсмічна активність.

Мауна-Кеа - найвища точка Гавайських островів (абсолютна висота 4205 м) і єдиний вулкан цієї гряди, покривали минулого гірським льодовиком. Три заледеніння залишили на схилах вулкана радіально розходяться сліди екзарації і моренні відкладення. Для деяких лав характерна палагонітізація і піллоу-окремість. Як вважається, початок найстарішого заледеніння має вік між 180 і 130 тис. років, другий - між 80-60 тис. років, останнього - близько 40 тис. Років ів. Льодовик припинив своє існування близько 14 тис. років тому. Однак ще до кінця XX століття на вершині Мауна-Кеа зберігався невеликий сніжник; можливо, він існує і сьогодні . Що стосується вулкана Мауна-Лоа, то вважається, що 21-15 тис. років тому, в епоху розвитку останнього заледеніння, вершина вулкана, з урахуванням гляціоізостатіческого осідання та зростання лавового щита, перебувала на висоті приблизно 2000 м над рівнем моря, що забезпечувало необхідних умов для формування гарного льодовика. В даний час на Мауна-Лоа влітку лід спорадично зберігається в печерах на висоті вище 3700 м. Мауна-Лоа (абсолютна висота 4170 м, відносна - 10168 м) є найбільшим вулканом Гавайських островів та світу - його обсяг, з урахуванням субвулканических комплексів, становить, за оцінками, від 65 до 80 тис. км 3. Ізостатичне просідання Тихоокеанської плити літосфери під ним становить 8-9 км.

Окремо можна виділити випадки накладення плюма на серединно-океанічні хребти. Приклад такого накладення - Ісландська плюм - був детально розглянутий у попередньому розділі. Інтерес для вивчення представляють випадки перескоку осі спрединга, які виводять гарячу точку із зони сучасного ріфтогенеза. До прикладів такого роду можна віднести плюм Трістан-да-Кунья і Азорські плюм. У Азорських гарячій точці також виражені процеси вторинного ріфтогенеза по трансформного розлому, спровоковані конвективним впливом плюма. Перескок осі спрединга може і пояснити зв'язок між плюмом Кергелен і Східно-Індійським підводним хребтом. Мабуть, близько 37 млн ??років тому перескок осі спрединга привів до переходу плюма Кергелен з східної на західну сторону Центрально-Індійського СОХНУВ [Пучков, 2009].

Поняття суперплюми, по суті, аналогічно поняттю плюма. Суперплюми називається дуже великий плюм, межею формування якого служить поверхня зовнішнього ядра. Причини виникнення суперплюми в даний час не встановлені. На відміну від плюма, суперплюми не має голови і хвоста, але ділиться у поверхні на кілька окремих висхідних конвективних струменів. Найчастіше суперплюми, як найпотужніші конвективні потоки, є причинами виникнення процесів континентального ріфтогенеза та розкриття океанів. Так, завдяки виникненню Африканського суперплюми почалося дроблення суперконтиненту Пангея - 2. Нині відомо два суперплюми: Африканський і Південно-Тихоокеанський [Schubert, Masters, Olson et. al., 2004].

ГЛАВА 5. ВУЛКАНІЧНІ ОСТРІВНІ ДУГИ. ВУЛКАНІЗМ І ТЕКТОНИКА ОКЕАНІЧНИЙ ВУЛКАНІЗМ

Субдукції - передбачуваний прихильниками концепції мобілізма процес конвергентного поддвіганія і занурення в мантію океанічної плит літосфери під континентальну або іншу океанічну літосферну плиту. При субдукції на активній кордоні плит формується глибоководний жолоб, з приуроченими до його краю процесами утворення аккреционной призми. На крайової частини субдуцірует плити в результаті тектонічного стиснення формується крайової вал, не компенсований изостатически, що забезпечує розвиток вулканічних процесів. На краю ж висячого крила зони субдукції рельєф може мати різну будову: у разі, якщо зона субдукції знаходиться безпосередньо на краю континенту, формується система з берегового гірського хребта та відокремленого від нього міжгірними долинами головного хребта, рельєф якого ускладнений вулканічними будівлями. Якщо зона субдукції не перебуває на краю континенту, аналогічним чином формується система з двох острівних дуг (ОД), зовнішня з яких (яка розташовується безпосередньо вздовж жолоба) має тектонічне походження, а внутрішня - вулканічне. Внутрішній невулканіческой масив може являти собою виступ фундаменту океанічної (Маріанський тип) або континентальної (андський тип) земної кори, або аккреционного освіту (Зондський тип, японський тип). У андском типі субдукції замість берегового хребта може також формуватися система підводних терас. Залежно від походження літосферних плит і їх векторів переміщення виділяється чотири типи субдукції

У разі поддвіганія більш давньої і більш потужною океанічної плит літосфери під більш молоду, утворюється так звана енсіматіческая острівна дуга. Такий тип субдукції називається Маріанським. Цей тип відрізняється найбільшим кутом занурення (30-35 о) субдуцірует плити. У японському типі субдукції - при зануренні стародавньої океанічної літосфери під континентальну - спостерігається поступове отчленение крайової зони континентальної літосфери. Воно протікає паралельно розкриттю околичного басейну в ході спрединга і новоутворенню субокеанічного типу земної кори. У ході цього типу субдукції відбувається формування енсіаліческіх острівних дуг. Для андского типу субдукції, несформованого при поддвіганіі молодий океанічної літосфери під континентальну, характерна полога субдукция (близько 15 р, рідше - до 25 о), сполучена з горотворенням на континентальному крилі і розвитком напружень стиснення. У цілому аналогічний йому Зондський тип субдукції, при якому напруги стиснення не виражені, що призводить до утонением континентальної кори і занурення її нижче рівня Світового океану. У порівнянні з Андским типом, для Зондського характерна велика потужність субдуцірует літосфери і, відповідно, більший кут занурення плити. Для всіх типів субдукції, крім андского, характерний розвиток напружень розтягу в задугових басейні, викликане так званим гравітаційним відкотом слябів - зсувом шарніра океанічної плит літосфери в бік океану. Це може призводити до розвитку спрединга (Зондський тип) або відділенню по ослабленою зоні, насиченою розплавом і флюїдами, частини вулканічної острівної дуги, її зміщення, перетворенню в так звану залишкову острівну дугу і формуванню междугового басейну (Маріанський тип).

Перерахованим типам субдукції частково відповідає існуюча типологія островодужних споруд. Усього виділяється п'ять їх типів: Маріанський, курильське, японсько-яванський, австралазійскій і Камчатський-суматрінскій

Дуги Маріанського типу мають порівняно молодий вік - до 25-40 млн років, і утворюються в ході субдукції однойменного типу.

Острівні дуги курильського типу формуються в ході процесів субдукції, що носять характер, перехідний від Маріанського типу до японського: при поддвіганіі океанічної плити під континентальну розвивається спрединг, з подальшим утворенням задугових басейну, але будівля контактного ділянки плит при цьому ближче до такого в Маріанськом типі. Внутрішня дуга має енсіматіческое будова, але отримують розвиток і процеси акреції земної кори, що забезпечують її сіалітізацію. Такі дуги мають вік 70-80 млн років.

Дуги японсько-яванского типу приурочені до ареалів поширення субдукції японського типу Острівні дуги Камчатському-суматрінского типу типові для субдукції Зондського типу.Надалі ми будемо розглядати лише вулканізм острівних дуг Маріанського і частково курильського типу, як найбільш повно відповідає поняттю океанічного.

Для ОД Маріанського типу характерний переважно основний і середній вулканізм. Вулканіти представлені толеітовие базальтами і андезитами з підвищеним вмістом заліза, що формують вулканічні апарати щитового типу. Вершини островів, як правило, формують невеликі острови, округлої форми в плані, що піднімаються над рівнем моря не більше, ніж на кілька сот метрів.

ОД курильського типу (іноді звані «пріконтінентальнимі») мають більш складну будову, а також великі розміри вулканічних островів в порівнянні з ОД Маріанського типу, в їх фундаменті можуть бути присутніми окремі гранітні блоки і лінзи. Основні вулканіти - толеіти та продукти їх диференціації: андезити, дацити, ріоліти і їх пірокласти. Досить часто відбуваються експлозівние виверження.

Вулканизм в зонах субдукції приурочений до так званого магмогенерірующему відрізку субдуцірует плити, простягається вздовж вулканічного фронту. Цей відрізок розташовується на відстані 50-300 км від краю глибоководного жолоба, смугою (вулканічним поясом) шириною від декількох десятків до 200 км. Передбачається, що на цій ділянці починається відділення флюїдів від поверхні субдуцірует плити і навіть часткове її плавлення. Віддаленість вулканічного поясу від лінії активного контакту плит і його ширина залежать від кута занурення плити. Головна закономірність полягає в розміщенні його над середньоглибинні частиною сейсмофокальной зони, переважно на висоті 100-200 км над нею. Як правило, кількість сейсмічних вогнищ у зонах Беньофа-Заваріцкого у вулканічному поясі знижений, що також пояснюється зниженням пружності погружающейся літосфери.

При подальшому підйомі отделяющегося від плити літосфери речовини, на глибинах 30-60 км, починається формування лінз магматичного розплаву, надалі поступово відокремлюються на дрібніші проміжні (на глибинах близько 10 і більше км) і блізповерхностние ( менше 10 км) вогнища. Магми зон субдукції за своїм хімічним складом значно відрізняються від аналогічних магм, наприклад, серединно-океанічних хребтів, як за рахунок збагачення легкоплавкими мінералами земної кори, так і за рахунок привноса речовин з океанічної водою. Так, для базальтів ОД характерно підвищений вміст K, Rb, Sr, Ba, Ce та інших елементів (див. рис. 24). Взагалі, з падіння зони Беньофа-Заваріцкого наростає вміст літофільних елементів з великими іонними радіусами, збільшується відношення Fe / Mg і зміст легких рідкісноземельних елементів в порівнянні з важкими, падає насиченість порід кремнеземом.

Завдяки цьому, згідно з уточненою схемою Х. Куно, в напрямку від жолоба толеітовие серія (Толе - залозистий дацит) змінюється вапняно-лужний (високоглиноземний базальт - риолит), а потім - шошонітовой. базальт - трахіт , в енсіматіческіх острівних дугах відсутній). При цьому зміна серій після виникнення ОД формується еволюційно: так, в дугах Тонга-Кермадек і Скотія вулканіти толеітовой серії складають практично 100% від всіх продуктів вулканізму, в Маріанської дузі, що знаходиться на більш пізній стадії розвитку - вже близько 90%.

Значний вплив на склад вулканитов надають і властивості висячого литосферного крила. Так, в ОД Маріанського типу океанічна кора висячого крила (аналогічна за складом корі субдуцірует плити) зумовлює поділ вулканитов тільки на дві серії (толеітовие і вапняно-лужну) зі значним переважанням першої. Слабкіше виражена залежність петрохимических властивостей вулканитов від швидкості субдукції, передбачається, що із збільшенням швидкості субдукції зростає ставлення базальтів до андезиту і знижується вміст лугів.

Маріанська острівна дуга, що сформувалася на кордоні Філіппінської і Тихоокеанської океанічних літосферних плит, складається з двох хребтів (Західно-Маріанського і Маріанського), розділених Маріанським Трог. Передбачається, що трог утворився близько 6 млн років тому в результаті підйому до поверхні мантійних діапіра, що призвело до розколу дуги на дві частини і формуванню між ними активної рифтової структури шириною 10-15 і глибиною 1-2 км. Потужність земної кори в районі рифту не перевищує 5-8 км. [Http://wdcbsep/lithosphere/Philippine_Sea/philsea.html]. Період формування більшості островів і найбільшої активності вулканізму відноситься до пізнього пліоцену (3,5-2,5 млн років тому), після чого вулканізм проявлявся тільки на окремих островах.

В даний час в ланцюзі Маріанських островів виділяють північну частину, представлену діючими вулканами, і південну, вулкани якої вважаються вимерлими. Всього у складі острівної дуги налічується 11 великих надводних і близько 50 підводних вулканів. Острови мають ізометрічних або витягнуту еліптичну форму і порівняно невеликі розміри (порядку декількох десятків км 2), тільки три з них (Сайпан, Гуам, Тініан) мають площу більше 100 км 2. Курпнейшій острів архіпелагу - Гуам (541,3 км 2). Значно більші розміри островів південної групи пов'язані з рифових накопиченням вапняків, відкладення яких формують до двох третин їх площі [Riegl et. al., 2008]. Великі південні острови мають також меншу абсолютну висоту (в середньому максимальна висота островів південної групи - близько 400 м, тоді як для більшості островів з північної групи - 500-800 м). Це, а також велика вирівняність їх рельєфу, ймовірно, пов'язано з відмиранням зони субдукції в південному секторі ОД і ізостатичним зануренням островів, з поступовим їх перекриттям вапняними відкладеннями, що формують вирівняні карбонатні плато.

Острови, як правило, моновулканіческіе або складаються з двох вулканів, з'єднаних вузьким вапняковим перешийком. Процес накопичення вапняків на островах пов'язаний з утворенням рифів з водоростей роду Lithofillum [Bird, 2011]. Береги островів можуть мати кілька варіантів будови. У разі формування бар'єрного рифу, компенсуючого абразіонними діяльність моря, береги зазвичай бувають представлені пляжами з вапняним піском. У місцях же формування оздоблюють рифів берег зазвичай має стрімчасте або терасувати будова, обумовлене процесами морської абразії. атовулканів і мають значну абсолютну висоту (найвища точка - вулкан Агріхан, 965 м) і крутизну схилів (до 30 о). Виверження переважно експлозівние (коефіцієнт експлозівності близько 90%), вулканського і стромболианского типів. Для більшості вулканів характерні кальдери, в яких можуть утворюватися невеликі туфові і шлакові конуси, а також сольфатари

ОД Тонга, на кордоні Тихоокеанської і Австралійської літосферних плит, представлена двома тектонічними зонами: внутрішньої і зовнішньої, распложенними кулісообразно. Уздовж них формуються дві вулканічних дуги: власне Тонга і Тофуа. Найбільш великі острови архіпелагу Тонга являють собою піднесені атоли; вулканічні острови мають значно менші розміри (порядку декількох десятків км 2). Площа островів значно збільшена за рахунок формування вапняних коралових плато, прилеглих до вулканічному конусу Форма вулканічних островів зазвичай ізометрічних або злегка витягнута в плані.Всього налічується 10 вулканічних островів і 11 підводних вулканів [Апродов, 1982, Основні вулканіти ОД представлені андезібазальтов, андезитами і дацитами. На о. Тофуа в ході експлозія утворилися ігнімбріти. Виверження взагалі носять експлозівний характер, коефіцієнт експлозівності складає більше 95%. Вулкан Тофуа має кальдеру. Характерним процесом є розвиток кислих андезито-дацитових пірокластових паразитичних конусів по периметру кальдери або кратерного валу.

Вулканічна острівна дуга Кермадек (часто поєднувана з дугою Тонга під назвою ОД Тонга-Кермадек) тектонічно є продовженням на південь зовнішньої (східної) острівної дуги Тонга, зчленованої з нею кулісообразно. ОД Кермадек переважно складається з підводних вулканів, вершини яких мають глибину від 10 до 1000 м, надводних островів тільки 5: Рауль, Маколі, Кертіс, Чізман і невеликий стрімчак Л Есперанс - всі вони є стратовулканів. Крім того, налічується близько 40 підводних вулканів, багато з яких активні. Виверження носять переважно експлозівний характер (коефіцієнт експлозіваності близько 95%), вулканіти представлені переважно андезітовимі туфами. Часто утворюються кальдери: так, вулкан Рауль має навіть дві кальдери. Широко распространних гідротермальні процеси

Південно-Антільська острівна дуга (також звана дугою Скотія) розташовується в Атлантичному океані, на кордоні плити Скотія з Південно-Американської та Антактіческой плитами літосфери, а також Сандвічеві мікропліти , облямований задугових море Скотія. Фактично дуга Скотія є продовженням Анд - з півночі і Західно-Антарктичної Кордильєри - з півдня. ОД Скотія має протяжність 3000 км і представлена кулісообразно розташованими групами островів: Південних Оркнейських і Південних Шетландських (складових разом так звану «південну дугу»), Південних Сандвічевих (східна периферія дуги) і Південна Георгія (разом з Північним хребтом Скотія складових «північну дугу» )

Передбачається, що і «південна», і «північна» дуга до пізньої юри формували активну околицю Гондвани. Існує кілька гіпотез про формування Південно-Антильской ОД в її нинішньому стані. Так, по одному з припущень, сучасну форму дуга придбала в результаті спільного впливу центру спрединга субмеридіонального напрямки в центральній частині моря Скотія і новоутвореного близько 8 млн років тому центру спрединга субширотного напрямку тиловій частині Південної Сандвічеві дуги. З іншого боку, передбачається, що формування Трансформаційний розломів уздовж «південної» і «північної» дуг і їх зсув у субширотном напрямку змінили напрямок субдукції з східного на західне [Dalziel, 1984].

Вулканизм Південних Шетландських і Південних Оркнейських островів розвивався з палеозою, в результаті фракіцонірованія магми вулканіти представлені широким рядом порід: від базальтових до дацитових різниць. Обидва великих вулканічних острова Південно-Шетландських архіпелагу: Десепшен (542 м) і Бріджмен (233 м) мають кальдери. Аналогічний характер вулканізму мають і Південні Оркнейські о-ва. Молодий вік мають вулкани о-ва Робертсон (Крістенсен і Ліндеберг) з вулканітами базальтового ряду.

Південні Сандвічеві острови утворюють крайню східну частину Південної Антильской дуги і налічують 8 вулканічних островів, що мають, у порівнянні з іншими архіпелагами ОД Скотія, набагато менший вік: найбільш древні вулканіти молодше 4 млн років [Dalziel, 1984] . Вулканізм переважно базальтовий; взагалі, можна відзначити переважно базальтовий характер вулканізму даної острівної дуги в порівнянні з іншими ОД Маріанського типу. Серед вулканитов Південної Антильской дуги базальти складають 68%, андезити - 27%, дацити - 3%, ріоліти - 2% [Апродов, 1982. За Карінхелу, Тернеру і Ферхугену (1974)]. Внаслідок цього, для них властива знижена експлозівность вивержень: так, кальдери вибуху характерні переважно для андезитових вулканів Південних Шетландських островів, у решти вулканів зустрічаються рідко (виняток - острів Десепшен, Південні Оркнейські о-ва). Всі вулканічні споруди дуги відносять до стратовулканів. Широке проявляються, особливо на Південних Сандвічевих островах, сольфатарную процеси.

ВИСНОВОК

Рельєф областей океанічного вулканізму вельми різноманітний у силу значної кількості визначальних його чинників, в першу чергу - тектонічних, а також дії геологічних, гідродинамічних, флювіальних процесів, схилових, нівальних і т.д. У даній роботі були розглянуті всі основні види океанічного вулканізму: вулканізм серединно-океанічних хребтів, плюмовой, або внутріплітного, вулканізм і вулканізм островодужних споруд. Всі ці три види океанічного вулканізму викликані різними варіантами розвитку конвекційних процесів мантійного речовини, але між ними є і суттєві відмінності. Насамперед, ці відмінності обумовлені різними зонами генерації первинних магм, а також будовою літосфери в області прояви вулканізму. В результаті забезпечується диференціація вулканитов по тектонічних зонах і, відповідно, диференціація типів рельєфу.

Розвиток вулканізму океану - від СОХНУВ до зон субдукції - як правило, відноситься до гомодромному ряду, від толеітовой - до базальтової і вапняно-лужний серіям. Такий розвиток вулканізму забезпечується поступовим збільшенням віку та потужності океанічної кори, а отже, посиленням її переплавлення в процесі магматизму. Петрохимических особливості магми плюмовой вулканізму пов'язані, насамперед, із зоною первинної магмогенераціі, що розташовується істотно нижче - на глибинах близько 670 км, а за деякими припущеннями, і до 2900 км, а також зі складом переплавляється речовини, що представляє собою, мабуть, розігріту , а можливо - і субдуціровавшую океанічну літосферу. Для внутріплітного вулканізму найбільш характерні сублужні та лужні серії вулканізмунитов. Відповідно, різний склад магми забезпечує і формування різних морфологічних типів лав. Так, для СОХНУВ характерні піллоу, у випадках підлідного вулканізму (Ісландія) вони можуть доповнюватися гіалокластітамі; плюмовой вулканизму властиві лави типу аа і пахоехое, а для вулканів ОД - масивні лави андезитів. Відповідно, при різної в'язкості лав і їх плинності формуються і різні вулканічні морфоструктури.

Іншим фактором, що визначає форму вулканічного споруди, є експлозівность магми. Так, коефіцієнт експлозівності для СОХНУВ дорівнює приблизно 10%, для внутріплітного вулканізму - близько 2%, і для вулканізму острівних дуг - 90-95%.

Для рельєфу рифтових долин СОХНУВ найбільш характерні виверження тріщиною типу, дрібні щитові вулкани і вулканічні апарати складної форми, складені базальтами подушечной окремо. Для островодужних споруд Маріанського типу - невеликі, ізометрічниє або незначно витягнуті в плані острова, найчастіше моно-або бівулканіческіе, що представляють собою стратовулкани. Для острівних ланцюгів «гарячих точок» - щитові вулкани значних розмірів, що формують великі, часто складаються з декількох вулканів, острова різноманітної в плані форми. Інші, більш рідкісні форми рельєфу, як це описано вище, утворюються при накладенні один на одного декількох типів вулканізму (Ісландія, Азорські о-ва) або при розвитку вулканізму під впливом зовнішніх чинників, наприклад, покривного заледеніння (Ісландія) або мегацунамі (Гавайські о-ва). Пізніший внесок у рельефообразования океанічних вулканічних областей вносять флювіальниє, схилові і - місцями - криогенні процеси.

Незважаючи на таке розмаїття типів вулканічної діяльності і утворених ними форм рельєфу, океанічному вулканизму притаманні деякі спільні риси, відмінні від рис континентального вулканізму. Завдяки відмінностям у будові океанічної літосфери і її зниженій потужності - у порівнянні з континентальною для формуються в областях океанічного вулканізму магм характерна як менша глибина великих конвекційних резервуарів (від 150 км під СОХНУВ, 350-400 км для континентального вулканізму), так і незначна глибина первинного магмообразованія (20-80 км для СОХНУВ, 90-120 км для «гарячих точок», 25-80 км для ОД) і формування окремих проміжних магматичних камер (5-20 км під СОХНУВ, 1,5-20 км для ОД, 5-40 км для континентального вулканізму) [Фролова, Бурікова, 1997]. Відповідно, зменшується і виплавка магми з речовини літосфери, і магма, що формується під океанічної літосферою, має переважно основний склад. Крім того, згідно з даними сейсмічної томографії, мантія під океанами володіє меншою щільністю, ніж під континентами, а поверхня Мохо розташована значно ближче до рівня дна (на глибині до 50 км, а в рифтової зоні СОХНУВ - до 2 км), чим пояснюється така висока інтенсивність океанічного вулканізму (більше 60% обсягу вулканічних вивержень відноситься до рифтових зонам СОХНУВ [Дубінін, Ушаков, 2001]; близько 80% відомих вивержень відносяться до зон субдукції).

Виходячи з вищесказаного, можна зробити висновок, що океанічний вулканізм не тільки відрізняється від континентального своїм хімізмом, петрологические складом, тектонічними обстановками, процесами рельєфоутворення і утворюються формами рельєфу, а й сам, залежно від тектонічних умов, може бути поділені на три великих типу. Кожен з цих типів володіє істотними відмінностями і може в деяких випадках поєднуватися з іншими типами, що разом з регіональними умовами забезпечує його широке різноманіття в усіх аспектах (геологічному, тектонічному, геоморфологічному). Крім того, в силу своєї важкодоступність для дослідження і недостатньою вивченості, океанічний вулканізм (в першу чергу - плюмовой і вулканізм СОХНУВ) являє собою явище, перспективне для подальшого вивчення.

Таким чином, в ході роботи були виконані всі поставлені у вступі завдання. Складена аналітична карта виділення тектонічних районів океанічного вулканізму з описом по морфогенетичного принципом додається.

СПИСОК ЛІТЕРАТУРИ

1. Апродов В.А. Вулкани / / М., Думка, 1982, 361 с.

2. Артамонов А.В., Золотарьов Б.П. Внутріплітного вулканізм в океані: особливості складу і походження. / / В сб.: Вулканізм і геодинаміка: Матеріали IV Всеросійського симпозіуму з вулканології і палеовулканології. У 2 т. Петропавловськ-Камчатський, ІВІС ДВО РАН, 2009. Т. 1, с. 253-256

3. Геншафт Ю.С., салтиковський А.Я. Ісландія: глибинне будова, еволюція і інтрузівний магматизм / / М., ГЕОС, 1999, 356 с.

4. Дубінін Є.П., Кохан А.В., Грохольський А.Л., Розова А.В. Особливості морфології рельєфу і структуроутворення в рифтової зоні хребта Рейкьянес / / Укр. Моск. Ун-ту. Сер. 5. Географія. 2012, № 1, с. 75-83.

5. Дубінін Є.П., Ушаков С.О. Океанічний ріфтогенез / / М., ГЕОС, 2001, 292 с.

6. Жулев Є.В. Освіта вулканічних гір в океані і стан природного середовища / / Вісник КРАУНЦ. Науки про Землю. 2011, № 2, випуск № 18, с. 44-51

7. Кохан А.В. Тектоніка і геодинаміка ультрамедленних спредінгових хребтів - Автореф. дісс. на здобуття наукового ступеня кандидата геолого-мінералогічних наук / / М., 2013, 27 с.

8. Олліер К. Тектоніка і рельєф / / М., Недра, 1984, 460 с.

9. Пучков В.Н. Схема регулярних вулканічних ланцюгів океанів: перспектива подальших досліджень / / В сб.: Вулканізм і геодинаміка: Матеріали IV Всеросійського симпозіуму з вулканології і палеовулканології. У 2 т. Петропавловськ-Камчатський, ІВІС ДВО РАН, 2009. Т. 2, с. 476-479

10. Будова земної кори Ісландії за сейсмічними даними / / Под ред. В.В. Бєлоусова та С.М. Звєрєва. М.: МГК АН СРСР, 1985. 220 с.

11. Фирстов П.П. Вулканічні акустичні сигнали діапазону 1,0-10 Гц та їх зв'язок з експлозівним процесом / / Петропавловськ-Камчатський, Видавництво КДПУ, 2003, 78 с.

12. Фролова Т.І., Бурікова І.А. Магматичні формації сучасних Геотектонічні обстановок / / М., изд-во МГУ, 1997, 320 с.

Размещено на Allbest.ru