Рельеф областей океанического вулканизма и факторы, обеспечившие его формирование

Фреатоплинианские извержения более редки и связанны преимущественно с бзальтовыми извержениями (в т.ч. трещинными) большого объёма, а также с кислыми извержениями центральных вулканов. Формирование таких извержений связано с контактом высокофлюидизированной магмы с водой. Примерами вулканов, для которых известны фреатоплинианские события, можно считать Аскью, Геклу или Ватнайёлдур. Все разновидности фреатоплинианских извержений очень разнятся по объёмам выбрасываемой тефры.

Сухие эксплозивные извержения значительно менее характерны для Исландии, нежели влажные, и представлены извержениями 4 типов: гавайский, стромболианский, субплинианский и плинианский. Различия между ними обусловлены интенсивностью эксплозий: при низком дебите магмы имеют место стромболианские и гавайские события (зарегистрированы на вулканах соответственно Хеймей и Снефелснесс), при высоком - плинианские и субплинианские (часто связаны с кислыми лавами, примеры их наиболее характерны для вулканов Катла и Гекла). Сухие эксплозивные извержения могут следовать за влажными по мере осушения резервуара [Thordarson, Hoskuldson, 2008].

Вулканизм Исландии, в сравнении с вулканизмом подводных рифтов СОХ и плюмовым вулканизмом, имеет как общие черты, так и отличительные особенности. Так, с вулканизмом подводных рифтов СОХ его сближает линейная вытянутость зоны вулканической активности вдоль рифтовой зоны СОХ, широкое распространение вулканических аппаратов трещинного типа и толеитовый состав лав, а также свойственное для транстенсионных СОХ с ультрамедленным спредингом эшелонированное размещение вулканических систем. С плюмовым вулканизмом связано развитие в прошлом базальтовых плато и щитовых вулканов, а также повышенное содержание Fe-Ti компонентов. Но вулканизм Исландии имеет и ряд отличий. Так, на островной суше, помимо характерных для плюмового вулканизма и глубоководных рифтов щитовых вулканов, присутствуют и другие виды вулканических форм. К таковым относятся связанные с постгляциальным и интрагляциальным вулканизмом (столовые горы, гиалокластитовые хребты), а также с фреатическими извержениями (шлаковые и бескорневые конусы и т.д.). Сами щитовые вулканы, благодаря прорывам лавовых озёр по лавоводам, часто имеют более пологие склоны, чем приуроченные к другим районам плюмового вулканизма: около 2-3^о у основания вместо 5-10^о.

ГЛАВА 4. ПОНЯТИЕ ПЛЮМА. ВИДЫ ОКЕАНИЧЕСКОГО ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНИЗМА. ГАВАЙСКИЕ ОСТРОВА КАК ПРИМЕР ПРОЯВЛЕНИЯ ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНИЗМА

Под плюмом От англ. plume - перо, струйка. принято понимать статический (относительно Земли) конвективный поток вещества, восходящий от земной мантии или поверхности внешнего ядра Земли к литосфере. Понятие «горячей точки» не столь однозначно. В англоязычной литературе, например, данное словосочетание часто используется для обозначения вообще того или иного участка внедрения магмы в земную кору. Альтернативным вариантом толкования является употребление выражения «горячая точка» для обозначения проекции плюма на земную поверхность, при условии развития характерных для такой территории процессов: сейсмических, тектонических, вулканизма, интрузивного магматизма, рифтогенеза. В дальнейшем выражение «горячая точка» будет употребляться именно во втором значении. В то же время, понятие «горячая точка» является куда более широко используемым, нежели понятие плюма. В первую очередь это объясняется значительными трудностями, возникающими при попытке изучения плюм-тектоники, что не позволяет всегда с точностью определить причину возникновения того или иного объекта, классифицируемого как горячая точка. Так, по последним данным [Артамонов, Золотарёв, 2009, по: Shipboard Scientific Party, 2002], в позднем мелу Гавайский плюм располагался значительно севернее и двигался на юг со значительной скоростью.

Развитие плюма (рис. 11) начинается с конвективного движения разогретого вещества. В настоящее время установлено два уровня начала этого движения: на глубине приблизительно 670 и 2900 км (границы промежуточной оболочки и нижней мантии; нижней мантии и внешнего ядра, соответственно). Предполагается, что разница в температуре и плотности поднимающегося и вмещающего вещества может составлять около 200^оС и 0,1 г/см³ [http://www.earthds.info, 2009]. Плюм можно разделить на две части: голова и хвост. При внедрении плюма происходит постепенный подъём вещества через хвост и концентрация его в голове, при этом, поскольку голова продвигается медленнее, она приобретает уплощённую форму (см. рис. 2). После контакта с литосферой значительной мощности (такой вариант внедрения плюма в наибольшей степени характерен для континентальной литосферы) плюм принимает ещё более уплощённые очертания, растекаясь по нижней поверхности литосферы в виде эллипсовидного тела диаметром от 1500 до 2500 км и толщиной от 100 до 200 км. При этом происходит формирование куполообразного поднятия земной поверхности и развитие вулканизма с образованием так называемых базальтовых плато (примером такого развития плюмового океанического вулканизма может служить Исландия). Если же внедрение плюма происходит под относительно тонкой океанической литосферой, то образования эллипсовидного тела обычно не происходит, и плюм сохраняет форму хвоста (колонны диаметром до 300 км), который проплавляет кристаллические породы с образованием вулканических островов. При этом в процессе подъёма плюма также может наблюдаться некоторое воздымание земной поверхности. В любом случае имеет место некоторая контаминация плюма мантийным веществом астеносферы. Предполагаемая продолжительность существования плюма составляет около 100 млн лет. Во всяком случае, в настоящее время не отмечено примеров существования более древних плюмов.

Главным источником магмы в восходящей конвективной струе служит декомпрессионное плавление вещества по мере понижения давления с поднятием плюма к поверхности. Кроме того, в состав плюмовой магмы входят, как установлено, контаминанты древней океанической земной коры. По одной из гипотез, ставящей своей целью связать воедино тектонику плит и плюм-тектонику, это объясняется субдукцией, обеспечивающей глубинное погружение глубокометаморфизованных и дегидратированных блоков океанической земной коры (возможно, даже до глубины формирования плюмов - то есть около 2900 км). Дальнейшее погружение коры становится невозможным, поскольку ядро обладает значительно большей плотностью. Поэтому земная кора консервируется в районе ядра, где постепенно переходит в жидкое состояние и формирует восходящий конвективный поток базальтово-перидотитового состава [http://www.earthds.info, 2009].

Продукты плюмового вулканизма имеют химический состав, отличающийся от состава базальтовых аналогов (см. рис. 12), формирующихся в рифтогенных и островодужных вулканических системах. Благодаря этому свойству становится возможным проследить след плюма на значительное расстояние. Так, базальты плюмового происхождения содержат повышенное количество редких металлов: рубидия, ниобия, лантана, неодима, циркония и др.

В настоящее время в мире насчитывается, по различным источникам, от 20 до 47 объектов (рис. 13), которые представляется возможным классифицировать как плюмы. Надо отметить, что не для всех из них свойственны признаки, обычно приписываемые плюму. Так, на всех вулканах о-вов Зелёного Мыса и Канарского архипелага, согласно данным абсолютной геохронологии, вулканическая активность началась практически одновременно. При анализе результатов сейсмотомографических исследований практически ни одна из возможных горячих точек (кроме Исландской) не обнаруживает колонны разогретого мантийного вещества. Как правило, классическими примерами плюмов являются Реюньон и Кергелен, Исландский, Гавайский, реже - «Тристан», Азорский и другие.

Как представляется, океанический плюмовый вулканизм может формировать различные формы рельефа. Одной из них являются океанические лавовые плато - процессы формирования таких плато, по-видимому, сходны с описанными выше для континентального плюмового вулканизма. Крупнейшим примером такой формы является Онтонг-Яванское лавовое плато, имеющее площадь около 2 млн км² и мощность от 25 до 43 км. Это плато, сформировавшееся в меловом периоде, полностью перекрывает древнюю океаническую кору, что подтверждается палеомагнитным анализом. Центральные вулканические аппараты в пределах плато отсутствуют. Предполагается, что всё плато было сформировано в ходе двух эпизодов вулканической активности, в ходе которых имели место извержения трещинного типа. При этом продуктивность вулканизма оценивается как крайне высокая: плато сложено приблизительно 36 млн км³ базальтовых лав. Поскольку считается, что основная часть плато сформировалась в течение приблизительно 3 млн лет, продуктивность влуканизма при этом должна была составить 15-20 км³ лавы ежегодно, что сравнимо с продуктивностью всей системы СОХ. Согласно одной из гипотез, плато было сформировано благодаря воздействию плюма Луисвилл.

Другой возможной макроформой рельефа, образуемой плюмом, является цепь вулканических островов, образующихся над разогретой колонной хвоста плюма. Наиболее ярким примером таких островов является Гавайский архипелаг, исследования которого, собственно, и позволили выдвинуть гипотезу плюм-тектоники.

Необходимо отметить, что сам Гавайский плюм значительно старше островов Гавайского архипелага. След Гавайского плюма в виде Гавайского и Императорского подводных хребтов продолжается на северо-запад и далее на север, заканчиваясь на п-ове Камчатка. Как и отмечалось выше, благодаря внедрению плюма поверхность дна Тихого океана шириной около 1500 км и длиной приблизительно 4000 км вокруг горячей точки приподнята примерно на 1 км. По мере продвижения на северо-запад вдоль следа плюма относительная высота этого поднятия уменьшается. Вулканические острова, составляющие цепь, а также гайоты Гавайского и Императорского хребтов представляют собой щитовые вулканы так называемого гавайского типа, для которых характерны очень пологие склоны - крутизной не более 8^о. В данной главе плюмовый островной (так называемый «внутриплитный») вулканизм будет рассмотрен именно на примере вулканов Гавайского архипелага, как эталонных для плюмового вулканизма в общем.

В развитии гавайских вулканов принято выделять четыре стадии эруптивной деятельности (см. рис. 14, 15, 16). В настоящее время на дневной поверхности почти у всех вулканов можно найти только выходы продуктов вулканизма последних трёх стадий. Эффузивы первой, субщитовой, в настоящее время повсеместно скрыты под позднейшими отложениями. В ходе второй, щитовой, стадии наиболее активизируются тектонические и сейсмические процессы, происходит накопление бедных толеитовых базальтов. Эта стадия наиболее ярко выражена у вулканов Килауэа и Мауна-Лоа (о. Гавайи). За ней следует третья, постщитовая, стадия, в ходе которой повышается щёлочность базальтов, постепенно переходящих от толеитовых к щелочным и далее - к гавайитам и трахибазальтам (муджиеритам). Вторая и третья стадии часто трудноразделимы между собой. Переход между ними чаще всего наблюдается в виде толеитов, переслаивающихся в верхней своей части с щелочными базальтами.

На позднейших ступенях третьей стадии усиливается фракционирование магмы, наблюдается постепенный переход к бенмореитам и даже трахитам (вулкан Западный Мауи, о. Мауи). В ходе четвёртой стадии, называемой стадией омоложения, в результате фракционирования магмы эксплозивность лав повышается настолько, что начинается формирование шлаковых и пепловых конусов (вулкан Западный Мауи). Однако основную массу вулканитов всё же составляют породы эффузивного генезиса. Для вулканов Мауна-Лоа, Мауна-Кеа и Хулуалаи известны также продукты фреатических и фреатомагматических извержений.



В сравнении с накоплением вулканитов, аккумулятивные процессы иного генезиса имеют значительно меньшие масштабы. Несмотря на то, что эрозионная деятельность водотоков имеет высокую интенсивность, большая часть переносимых ими наносов сносится в океан или оседает в понижениях рельефа, где перекрывается лавовыми потоками. Для рек характерно меандрирование с накоплением в пойме песка и ила. наиболее старые реки имеют выработанный теснинообразный профиль долины. Некоторую роль играют и эоловые процессы, приводящие к переотложению песка с прибрежных пляжей в виде дюн, в дальнейшем, в ходе диагенеза формирующих эоланитовые отложения. Однако этот процесс активно идёт только на вулканах, прошедших щитовую и постщитовую стадии развития, когда быстрое изостатическое опускание острова прекращается. Ранее предполагалось, что эти дюны сформировались в начале плейстоцена, при пониженном в период криохрона уровне моря. Но, по последним представлениям [Sherrod et. al., по: 2007 Fletcher et. al., 1999; Sherrod et. al., 2007, по: Blay, Longman, 2001], их формирование следует отнести к периодам интергляциалов - то есть к повышению уровня моря. Иногда дюны могут формироваться и из пепла.

Прочие отложения встречаются, как правило, эпизодически. Так, только для самого высокого из вулканов - Мауна-Кеа, прежде покрытого постоянным горным оледенением, характерны гляциальные и флювиогляциальные отложения. Для южных склонов вулкана Халеакала характерны грубые и несортированные отложения многочисленных грязевых потоков. Широкое распространение имеют подводные оползни, многие из которых послужили причиной формирования гигантских волн, так называемых «мегацунами»; наиболее крупные из них приурочены к юго-восточному склону Мауна-Лоа. На склонах вулканов Кохала (о. Гавайи), Западный Мауи, Ланаи и Восточный Молокаи (Ваиалу) представлены плохо сортированные известковые брекчии и конгломераты с включениями кораллов. Ранее предполагалось, что эти отложения сформировались при гляциоизостатическом повышении уровня моря, но в настоящее время принято объяснять их образование «мегацунами», образовавшимися вследствие схода нескольких крупных подводных оползней [Sherrod et. al., 2007, по: Moore, Moore, 1988]. Считается, что такие события в истории островов происходили трижды. Но по некоторым данным, по крайней мере, на вулкане Ланаи такие отложения имеют сложный генезис. С изостатическим поднятием связывают и образование барьерных рифов, а также прибрежную аккумуляцию на острове Оаху: по последним данным, средняя скорость подъёма острова за последние 400000 лет составила 0,020-0,024 м за 1000 лет [Sherrod et. al., 2007, по Hearty, 2002]. Аналогичные процессы наблюдаются и на острове Ланаи. На острове Молокаи развита прибрежная аккумуляция, обеспечивающая рост острова в южном направлении.

Наиболее ярко среди островов Гавайского архипелага эрозионная деятельность проявляется на островах Ниихау и Оаху (вулкан Вайанае), что можно в первом случае отнести на счёт возраста, а во втором - последствия смещения огромного подводного оползня (площадью 5500 км²), сошедшего со склонов вулкана приблизительно 2,98 млн лет назад. Для вулканов Западный Мауи (остров Мауи), Коолау и Вайанае (остров Оаху) также характерны наибольшие площади погребённого аллювия (57, 102 и 153 км² соответственно).

Каждый центральный щитовой вулкан имеет, как правило, от одной до трёх рифтовых зон, протягивающихся в поле напряжений от его центра в различных направлениях (рис. 17). Примерно половина островов являются моновулканическими, по два вулкана имеют острова Молокаи и Мауи, остров Оаху имеет три вулкана. Рекорд принадлежит острову Гавайи, состоящему из пяти вулканических щитов. Недавно, однако, на основании изотопно-стронциевого анализа было выдвинуто предположение о существовании второго вулканического аппарата острова Кауаи, что косвенно подтверждается существованием на этом острове пяти рифтовых зон По другим данным - четырёх.. Расположение и удалённость рифтовых зон является условием распределением поля напряжений. Так, остров Кауаи, расположенный вблизи острова Ниихау, не имеющего выраженных рифтовых зон, отличается почти симметричным радиальным расположением рифтовых зон.

Интересно проследить уменьшение возраста вулканитов по мере продвижения вдоль цепи островов с северо-запада на юго-восток (рис. 18). Так, наиболее древние лавы острова Ниихау, самого западного в цепи, имеют возраст от 4,6-4,9 млн лет [Sherrod et. al., 2007, по: Ogg, Smith, 2004], а для вулкана Килауэа (о. Гавайи) максимальный возраст лавовых потоков составляет всего 275 тыс. лет.



Аналогичным образом, по мере продвижения вдоль цепи от острова Ниихау к острову Гавайи происходит постепенная смена стадий вулканизма более ранними. Так, если для островов Ниихау и Кауаи характерны многочисленные лавовые потоки и пепловые, а также шлаковые конусы стадии омоложения, то вулканы Мауна-Лоа и Килауэа (о. Гавайи), например, находятся в настоящее время в щитовой стадии развития.

Весьма заметно проявляют себя процессы изостатического погружения (рис. 19). При этом лавы предыдущих стадий вулканизма постепенно перекрываются более молодыми или погружаются под уровень моря. Так, для островов Ниихау и Кауаи даже лавовые потоки щитовой стадии перекрываются сверху лавами постщитовой стадии и стадии омоложения. Единственным вулканом, где на дневную поверхность выходят лавы субщитовой стадии, является Килауэа. Погружение вулкана начинается после того, как конвективный приток вещества мантии перестаёт компенсировать массу вулкана. Сравнительно недавно этот этап был пройден вулканом Ланаи, который только начинает изостатически погружаться, в то время как для более молодых вулканов ещё сильно влияние восходящего мантийного потока. Интересны палеогеографические данные, указывающие на изостатическое погружение. Так, для привершинных лавовых потоков острова Оаху характерны признаки формирования в засушливом климате, что объясняется их излиянием на высоте более 3000 м, выше границы зоны пассатов, и последующим изостатическим опусканием.

Большая часть вулканов Гавайского архипелага считается потухшими. К действующим или потенциально активным вулканам относятся только Халеакала (о. Мауи) и все пять вулканов о. Гавайи. Вулкан Восточный Мауи (в настоящее время более распространено название Халеакала) является одним из самых больших вулканов Гавайской цепи. Он также считается единственным потенциально активным вулканом вне острова Гавайи, извергавшимся многократно в течение голоцена - последний раз около 400 лет назад. Согласно различным предположениям, столь большая продолжительность постщитовой стадии развития (более 900 тыс. лет, что в 3 раза больше, чем у любого другого гавайского вулкана) объясняется повышенными объёмами магмы, сформировавшейся в верхних слоях литосферы в течение щитового этапа. Остров Гавайи является самым молодым островом Гавайской гряды и включает пять щитовых вулканов. Шестой вулкан, Макухоа, полностью покрыт водой и располагается к северу от побережья Каилуа-Кона, а седьмой, Лоихи, вершина которого имеет отметку 980 м ниже уровня моря, является наиболее молодым из всех Гавайских вулканов. Вулкан Килауэа (о. Гавайи) является самым молодым надводным гавайским вулканом, и одномременно - самым активным (наряду с влк. Стромболи) вулканом мира. Практически непрерывное извержение Килауэа продолжается с 1983 года. В настоящее время скорость роста щита Килауэа составляет 7,8-8,6 м за 1000 лет. Для этого вулкана также отмечена наибольшая среди всей вулканической цепи сейсмическая активность.

Мауна-Кеа - высочайшая точка Гавайских островов (абсолютная высота 4205 м) и единственный вулкан этой гряды, покрывавшийся в прошлом горным ледником. Три оледенения оставили на склонах вулкана радиально расходящиеся следы экзарации и моренные отложения. Для некоторых лав характерна палагонитизация и пиллоу-отдельность. Как считается, начало старейшего оледенения имеет возраст между 180 и 130 тыс. лет, второго - между 80-60 тыс. лет, последнего - около 40 тыс. лет. Ледник прекратил своё существование около 14 тыс. лет назад. Однако ещё до конца XX века на вершине Мауна-Кеа сохранялся небольшой снежник; возможно, он существует и сегодня (см. рис. 20). Что касается вулкана Мауна-Лоа, то считается, что 21-15 тыс. лет назад, в эпоху развития последнего оледенения, вершина вулкана, с учётом гляциоизостатического оседания и роста лавового щита, находилась на высоте примерно 2000 м над уровнем моря, что не обеспечивало необходимых условий для формирования горного ледника. В настоящее время на Мауна-Лоа летом лёд спорадически сохраняется в пещерах на высоте выше 3700 м. Мауна-Лоа (абсолютная высота 4170 м, относительная - 10168 м) является самым большим вулканом Гавайских островов и мира - его объём, с учётом субвулканических комплексов, составляет, по оценкам, от 65 до 80 тыс. км³. Изостатическое проседание Тихоокеанской литосферной плиты под ним составляет 8-9 км.

Отдельно можно выделить случаи наложения плюма на срединно-океанические хребты. Пример такого наложения - Исландский плюм - был подробно рассмотрен в предыдущей главе. Интерес для изучения представляют случаи перескока оси спрединга, которые выводят горячую точку из зоны современного рифтогенеза. К примерам такого рода можно отнести плюм Тристан-да-Кунья и Азорский плюм. В Азорской горячей точке также выражены процессы вторичного рифтогенеза по трансформному разлому, спровоцированные конвективным воздействием плюма. Перескок оси спрединга может и объяснить связь между плюмом Кергелен и Восточно-Индийским подводным хребтом. По-видимому, около 37 млн лет назад перескок оси спрединга привёл к переходу плюма Кергелен с восточной на западную сторону Центрально-Индийского СОХ [Пучков, 2009].

Понятие суперплюма, в сущности, аналогично понятию плюма. Суперплюмом называется очень большой плюм, границей формирования которого служит поверхность внешнего ядра (рис. 21). Причины возникновения суперплюмов в настоящее время не установлены. В отличие от плюма, суперплюм не имеет головы и хвоста, но делится у поверхности на несколько отдельных восходящих конвективных струй. Чаще всего суперплюмы, как мощнейшие конвективные потоки, являются причинами возникновения процессов континентального рифтогенеза и раскрытия океанов. Так, благодаря возникновению Африканского суперплюма началось дробление суперконтинента Пангея-2. В настоящее время известно два суперплюма: Африканский и Южно-Тихоокеанский [Schubert, Masters, Olson et. al., 2004].

ГЛАВА 5. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОСТРОВНЫЕ ДУГИ. ВУЛКАНИЗМ И ТЕКТОНИКА

океанический вулканизм геологический тектонический

Субдукция - предполагаемый сторонниками концепции мобилизма процесс конвергентного поддвигания и погружения в мантию океанической литосферной плиты под континентальную или другую океаническую литосферную плиту. По: Хаин, Ломизе. Геотектоника с основами геодинамики//М., КДУ, 1995, 560 с. Кроме того, имеет место процесс погружения одной континентальной литосферной плиты под другую (альпинотипная субдукция, или А-субдукция), но в данной главе будет рассмотрен только классический вариант этого процесса (субдукция Беньофа, Б-субдукция). При субдукции на активной границе плит формируется глубоководный жёлоб, с приуроченными к его краю процессами образования аккреционной призмы. На краевой части субдуцирующей плиты в результате тектонического сжатия формируется краевой вал, не компенсированный изостатически, что обеспечивает развитие вулканических процессов. На краю же висячего крыла зоны субдукции рельеф может иметь различное строение: в случае, если зона субдукции находится непосредственно на краю континента, формируется система из берегового горного хребта и отделённого от него межгорными долинами главного хребта, рельеф которого осложнён вулканическими постройками. Если же зона субдукции не находится на краю континента, аналогичным образом формируется система из двух островных дуг (ОД), внешняя из которых (располагающаяся непосредственно вдоль жёлоба) имеет тектоническое происхождение, а внутренняя - вулканическое. Внутренний невулканический массив может представлять собой выступ фундамента океанической (марианский тип) или континентальной (андский тип) земной коры, либо аккреционное образование (зондский тип, японский тип). В андском типе субдукции вместо берегового хребта может также формироваться система подводных террас. В зависимости от происхождения литосферных плит и их векторов перемещения выделяется четыре типа субдукции (рис. 22).



В случае поддвигания более древней и более мощной океанической литосферной плиты под более молодую, образуется так называемая энсиматическая островная дуга. Такой тип субдукции называется марианским. Этот тип отличается наибольшим углом погружения (30-35^о) субдуцирующей плиты. В японском типе субдукции - при погружении древней океанической литосферы под континентальную - наблюдается постепенное отчленение краевой зоны континентальной литосферы. Оно протекает параллельно раскрытию окраинного бассейна в ходе спрединга и новообразованию субокеанического типа земной коры. В ходе этого типа субдукции происходит формирование энсиалических островных дуг. Для андского типа субдукции, формирующегося при поддвигании молодой океанической литосферы под континентальную, характерна пологая субдукция (около 15^р, реже - до 25^о), сопряжённая с горообразованием на континентальном крыле и развитием напряжений сжатия. В целом аналогичен ему зондский тип субдукции, при котором напряжения сжатия не выражены, что приводит к утонению континентальной коры и погружению её ниже уровня Мирового океана. По сравнению с андским типом, для зондского характерна большая мощность субдуцирующей литосферы и, соответственно, больший угол погружения плиты (около 20^о; рис. 1). Для всех типов субдукции, кроме андского, характерно развитие напряжений растяжения в задуговом бассейне, вызванное так называемым гравитационным откатом слэба Слэбом (от англ. «slab» - «плита») называется охлаждённый субдуцирующий участок литосферной плиты. - смещением шарнира океанической литосферной плиты в сторону океана. Это может приводить к развитию спрединга (зондский тип) или отделению по ослабленной зоне, насыщенной расплавом и флюидами, части вулканической островной дуги, её смещению, превращению в так называемую остаточную островную дугу и формированию междугового бассейна (марианский тип).

Перечисленным типам субдукции частично соответствует существующая типология островодужных сооружений. Всего выделяется пять их типов: марианский, курильский, японско-яванский, австралазийский и камчатско-суматринский (рис. 23).

Дуги марианского типа имеют сравнительно молодой возраст - до 25-40 млн лет, и образуются в ходе субдукции одноимённого типа.

Островные дуги курильского типа формируются в ходе процессов субдукции, носящих характер, переходный от марианского типа к японскому: при поддвигании океанической плиты под континентальную развивается спрединг, с последующим образованием задугового бассейна, но строение контактного участка плит при этом ближе к таковому в марианском типе. Внутренняя дуга имеет энсиматическое строение, но получают развитие и процессы аккреции земной коры, обеспечивающие её сиалитизацию. Такие дуги имеют возраст 70-80 млн лет.

Дуги японско-яванского типа приурочены к ареалам распространения субдукции японского типа.

Все без исключения островодужные сооружения австралазийского типа располагаются в районе к север-северо-востоку от Австралии и имеют сложное происхождение и строение. Для этих островов, сформировавшихся на сильно раздробленной и погружённой коре континентального типа, характерна субдукция, близкая к зондской, но наблюдающаяся с обеих сторон островной дуги.

Островные дуги камчатско-суматринского типа типичны для субдукции зондского типа.

В дальнейшем мы будем рассматривать лишь вулканизм островных дуг марианского и частично курильского типа, как наиболее полно соответствующий понятию океанического.

Для ОД марианского типа характерен преимущественно основной и средний вулканизм. Вулканиты представлены толеитовыми базальтами и андезитами с повышенным содержанием железа, формирующими вулканические аппараты щитового типа. Вершины островов, как правило, формируют небольшие острова, округлой формы в плане, поднимающиеся над уровнем моря не более, чем на несколько сот метров.

ОД курильского типа (иногда называемые «приконтинентальными») имеют более сложное строение, а также большие размеры вулканических островов по сравнению с ОД марианского типа, в их фундаменте могут присутствовать отдельные гранитные блоки и линзы. Основные вулканиты - толеиты и продукты их дифференциации: андезиты, дациты, риолиты и их пирокласты. Достаточно часто происходят эксплозивные извержения.

Вулканизм в зонах субдукции приурочен к так называемому магмогенерирующему отрезку субдуцирующей плиты, протягивающемуся вдоль вулканического фронта. Этот отрезок располагается на расстоянии 50-300 км от края глубоководного жёлоба, полосой (вулканическим поясом) шириной от нескольких десятков до 200 км. Предполагается, что на этом участке начинается отделение флюидов от поверхности субдуцирующей плиты и даже частичное её плавление. Удалённость вулканического пояса от линии активного контакта плит и его ширина зависят от угла погружения плиты. Главная закономерность заключается в размещении его над среднеглубинной частью сейсмофокальной зоны, преимущественно на высоте 100-200 км над ней. Как правило, количество сейсмических очагов в зонах Беньофа-Заварицкого в вулканическом поясе понижено, что также объясняется снижением упругости погружающейся литосферы.



При дальнейшем подъёме отделяющегося от литосферной плиты вещества, на глубинах 30-60 км, начинается формирования линз магматического расплава, в дальнейшем постепенно обособляющихся на более мелкие промежуточные (на глубинах порядка 10 и более км) и близповерхностные (менее 10 км) очаги. Магмы зон субдукции по своему химическому составу значительно отличаются от аналогичных магм, например, срединно-океанических хребтов, как за счёт обогащения легкоплавкими минералами земной коры, так и за счёт привноса веществ с океанической водой. Так, для базальтов ОД характерно повышенное содержание K, Rb, Sr, Ba, Ce и других элементов (см. рис. 24). Вообще, по падению зоны Беньофа-Заварицкого нарастает содержание литофильных элементов с большими ионными радиусами, увеличивается отношение Fe/Mg и содержание лёгких редкоземельных элементов по сравнению с тяжёлыми, падает насыщенность пород кремнезёмом.

Благодаря этому, согласно уточнённой схеме Х. Куно, в направлении от жёлоба толеитовая серия (толеит - железистый дацит) сменяется известково-щелочной (высокоглинозёмистый базальт - риолит), а затем - шошонитовой (шошонитовый базальт - трахит, в энсиматических островных дугах отсутствует). При этом смена серий после возникновения ОД формируется эволюционно: так, в дугах Тонга-Кермадек и Скотия вулканиты толеитовой серии составляют практически 100% от всех продуктов вулканизма, в Марианской дуге, находящейся на более поздней стадии развития - уже около 90%.

Значительное влияние на состав вулканитов оказывают и свойства висячего литосферного крыла. Так, в ОД марианского типа океаническая кора висячего крыла (аналогичная по составу коре субдуцирующей плиты) предопределяет разделение вулканитов только на две серии (толеитовую и известково-щелочную) со значительным преобладанием первой. Слабее выражена зависимость петрохимических свойств вулканитов от скорости субдукции, предполагается, что с увеличением скорости субдукции возрастает отношение базальтов к андезитам и снижается содержание щелочей.

Марианская островная дуга (рис. 25), сформировавшаяся на границе Филиппинской и Тихоокеанской океанических литосферных плит, состоит из двух хребтов (Западно-Марианского и Марианского), разделённых Марианским трогом. Предполагается, что трог образовался около 6 млн лет назад в результате подъёма к поверхности мантийного диапира, что привело к расколу дуги на две части и формированию между ними активной рифтовой структуры шириной 10-15 и глубиной 1-2 км. Мощность земной коры в районе рифта не превышает 5-8 км. [http: //www.wdcb.ru/sep/lithosphere/Philippine_Sea/philsea.ru.html]. Период формирования большинства островов и наибольшей активности вулканизма относится к позднему плиоцену (3,5-2,5 млн лет назад), после чего вулканизм проявлялся только на отдельных островах.



В настоящее время в цепи Марианских островов выделяют северную часть, представленную действующими вулканами, и южную, вулканы которой считаются потухшими. Всего в составе островной дуги насчитывается 11 крупных надводных и около 50 подводных вулканов. Острова имеют изометричную или вытянутую эллиптическую форму и сравнительно небольшие размеры (порядка нескольких десятков км²), только три из них (Сайпан, Гуам, Тиниан) имеют площадь более 100 км². Курпнейший остров архипелага - Гуам (541,3 км²). Значительно большие размеры островов южной группы связаны с рифовых накоплением известняков, отложения которых формируют до двух третей их площади [Riegl et. al., 2008] (рис. 5). Крупные южные острова имеют также меньшую абсолютную высоту (в среднем максимальная высота островов южной группы - около 400 м, тогда как для большинства островов из северной группы - 500-800 м). Это, а также большая выровненность их рельефа, вероятно, связано с отмиранием зоны субдукции в южном секторе ОД и изостатическим погружением островов, с постепенным их перекрытием известковыми отложениями, формирующими выровненные карбонатные плато.

Острова, как правило, моновулканические или состоят из двух вулканов, соединённых узким известняковым перешейком. Процесс накопления известняков на островах связан с образованием рифов из водорослей рода Lithofillum [Bird, 2011]. Берега островов могут иметь несколько вариантов строения. В случае формирования барьерного рифа, компенсирующего абразионную деятельность моря, берега обычно бывают представлены пляжами с известковым песком. В местах же формирования окаймляющих рифов берег обычно имеет обрывистое или террасированное строение, обусловленное процессами морской абразии.

Все вулканы Марианских островов относятся к стратовулканам и имеют значительную абсолютную высоту (высочайшая точка - вулкан Агрихан, 965 м) и крутизну склонов (до 30^о). Извержения преимущественно эксплозивные (коэффициент эксплозивности около 90%), вулканского и стромболианского типов. Для большинства вулканов характерны кальдеры, в которых могут образовываться небольшие туфовые и шлаковые конусы, а также сольфатары [http://www.volcanodiscovery.com]. Вулканиты представлены преимущественно авгитовыми андезитами и трахиандезитами, а также базальтами.

ОД Тонга, на границе Тихоокеанской и Австралийской литосферных плит, представлена двумя тектоническими зонами: внутренней и внешней, распложенными кулисообразно. Вдоль них формируются две вулканических дуги: собственно Тонга и Тофуа. Наиболее крупные острова архипелага Тонга представляют собой возвышенные атоллы; вулканические острова имеют значительно меньшие размеры (порядка нескольких десятков км²). Площадь островов значительно увеличена за счёт формирования известковых коралловых плато, прилегающих к вулканическому конусу (рис. 6). Форма вулканических островов обычно изометричная или слегка вытянутая в плане.

Всего насчитывается 10 вулканических островов и 11 подводных вулканов [Апродов, 1982, http://www.volcanodiscovery.com]. Все вулканы относятся к стратовулканам, только к западу от дуги Тофуа располагается одиночный щитовой вулкан Ниуафооу, формирующийся в зоне растяжения и сложенный лавами, близкими по геохимическому составу к базальтам СОХ. Наибольшей высотой среди островов обладает вулкан Као (1125 м), который также является самым молодым.

Основные вулканиты ОД представлены андезибазальтами, андезитами и дацитами. На о. Тофуа в ходе эксплозий образовались игнимбриты. Извержения вообще носят эксплозивный характер, коэффициент эксплозивности составляет более 95%. Вулкан Тофуа имеет кальдеру. Характерным процессом является развитие кислых андезито-дацитовых пирокластовых паразитических конусов по периметру кальдеры или кратерного вала.

Вулканическая островная дуга Кермадек (часто объединяемая с дугой Тонга под названием ОД Тонга-Кермадек) тектонически является продолжением на юг внешней (восточной) островной дуги Тонга, сочленённой с ней кулисообразно. ОД Кермадек преимущественно состоит из подводных вулканов, вершины которых имеют глубину от 10 до 1000 м, надводных островов только 5: Рауль, Маколи, Кёртис, Чизман и небольшой утёс Л'Эсперанс - все они являются стратовулканами. Кроме того, насчитывается около 40 подводных вулканов, многие из которых активны. Извержения носят преимущественно эксплозивный характер (коэффициент эксплозиваности около 95%), вулканиты представлены преимущественно андезитовыми туфами. Часто образуются кальдеры: так, вулкан Рауль имеет даже две кальдеры. Широко распространы гидротермальные процессы.

Южно-Антильская островная дуга (также называемая дугой Скотия) располагается в Атлантическом океане, на границе плиты Скотия (Скоша; см. рис. 28) с Южно-Американской и Антактической литосферными плитами, а также Сандвичевой микроплитой, окаймляя задуговое море Скотия. Фактически дуга Скотия является продолжением Анд - с севера и Западно-Антарктической Кордильеры - с юга. ОД Скотия имеет протяжённость 3000 км и представлена кулисообразно расположенными группами островов: Южных Оркнейских и Южных Шетландских (составляющих вместе так называемую «южную дугу»), Южных Сандвичевых (восточная периферия дуги) и Южная Георгия (вместе с Северным хребтом Скотия составляющих «северную дугу»).

Предполагается, что и «южная», и «северная» дуга до поздней юры формировали активную окраину Гондваны. Существует несколько гипотез о формировании Южно-Антильской ОД в её нынешнем состоянии. Так, по одному из предположений, современную форму дуга приобрела в результате совместного влияния центра спрединга субмеридионального направления в центральной части моря Скотия и новообразовавшегося около 8 млн лет назад центра спрединга субширотного направления в тыловой части Южной Сандвичевой дуги. С другой стороны, предполагается, что формирование трансформных разломов вдоль «южной» и «северной» дуг и их сдвиг в субширотном направлении изменили направление субдукции с восточного на западное [Dalziel, 1984].

Вулканизм Южных Шетландских и Южных Оркнейских о-вов развивался с палеозоя, в результате фракицонирования магмы вулканиты представлены широким рядом пород: от базальтовых до дацитовых разностей. Оба крупных вулканических острова Южно-Шетландского архипелага: Десепшен (542 м) и Бриджмен (233 м) имеют кальдеры. Аналогичный характер вулканизма имеют и Южные Оркнейские о-ва. Молодой возраст имеют вулканы о-ва Робертсон (Кристенсен и Линдеберг) с вулканитами базальтового ряда.

Южные Сандвичевы острова образуют крайнюю восточную часть Южной Антильской дуги и насчитывают 8 вулканических островов, имеющих, по сравнению с другими архипелагами ОД Скотия, намного меньший возраст: наиболее древние вулканиты моложе 4 млн лет [Dalziel, 1984]. Вулканизм преимущественно базальтовый; вообще, можно отметить преимущественно базальтовый характер вулканизма данной островной дуги по сравнению с другими ОД марианского типа. Среди вулканитов Южной Антильской дуги базальты составляют 68%, андезиты - 27%, дациты - 3%, риолиты - 2% [Апродов, 1982. По Каринхелу, Тернеру и Ферхугену (1974)]. Вследствие этого, для них свойственна пониженная эксплозивность извержений: так, кальдеры взрыва характерны преимущественно для андезитовых вулканов Южных Шетландских островов, у остальных вулканов встречаются редко (исключение - остров Десепшен, Южные Оркнейские о-ва). Все вулканические постройки дуги относят к стратовулканам. Широкое проявляются, особенно на Южных Сандвичевых островах, сольфатарные процессы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рельеф областей океанического вулканизма весьма многообразен в силу значительного количества определяющих его факторов, в первую очередь - тектонических, а также действия геологических, гидродинамических, флювиальных процессов, склоновых, нивальных и т.д. В данной работе были рассмотрены все основные виды океанического вулканизма: вулканизм срединно-океанических хребтов, плюмовый, или внутриплитный, вулканизм и вулканизм островодужных сооружений. Все эти три вида океанического вулканизма вызваны различными вариантами развития конвекционных процессов мантийного вещества, но между ними имеются и существенные отличия. Прежде всего, эти отличия обусловлены различными зонами генерации первичных магм, а также строением литосферы в области проявления вулканизма. В результате обеспечивается дифференциация вулканитов по тектоническим зонам и, соответственно, дифференциация типов рельефа.

Развитие вулканизма океана - от СОХ к зонам субдукции - как правило, относится к гомодромному ряду, от толеитовой - к базальтовой и известково-щелочной сериям. Такое развитие вулканизма обеспечивается постепенным увеличением возраста и мощности океанической коры, а следовательно, усилением её переплавления в процессе магматизма. Петрохимические особенности магм плюмового вулканизма связаны, прежде всего, с зоной первичной магмогенерации, располагающейся существенно ниже - на глубинах порядка 670 км, а по некоторым предположениям, и до 2900 км, а также с составом переплавляемого вещества, представляющего собой, по-видимому, разогретую, а возможно - и субдуцировавшую океаническую литосферу. Для внутриплитного вулканизма наиболее характерны субщелочные и щелочные серии вулканитов. Соответственно, различный состав магм обеспечивает и формирование различных морфологических типов лав. Так, для СОХ характерны пиллоу, в случаях подлёдного вулканизма (Исландия) они могут дополняться гиалокластитами; плюмовому вулканизму свойственны лавы типа аа и пахоэхоэ, а для вулканов ОД - массивные лавы андезитов. Соответственно, при различной вязкости лав и их текучести формируются и различные вулканические морфоструктуры.

Другим фактором, определяющим форму вулканического сооружения, является эксплозивность магм. Так, коэффициент эксплозивности для СОХ равен приблизительно 10%, для внутриплитного вулканизма - около 2%, и для вулканизма островных дуг - 90-95% По [Геологический словарь, 1973]. Согласно последним данным [Вестник КРАУНЦ, 2011], коэффициент эксплозивности для вулканизма СОХ составляет более 25% (Исландия - 39%), а у плюмового вулканизма может доходить до 23% (плато Кергелен)..

Для рельефа рифтовых долин СОХ наиболее характерны извержения трещинного типа, мелкие щитовые вулканы и вулканические аппараты сложной формы, сложенные базальтами подушечной отдельности. Для островодужных сооружений марианского типа - небольшие, изометричные или незначительно вытянутые в плане острова, чаще всего моно- или бивулканические, представляющие собой стратовулканы. Для островных цепей «горячих точек» - щитовые вулканы значительных размеров, формирующие большие, часто состоящие из нескольких вулканов, острова разнообразной в плане формы. Другие, более редкие формы рельефа, как это описано выше, образуются при наложении друг на друга нескольких типов вулканизма (Исландия, Азорские о-ва) или при развитии вулканизма под воздействием внешних факторов, например, покровного оледенения (Исландия) или мегацунами (Гавайские о-ва). Позднейший вклад в рельефообразование океанических вулканических областей вносят флювиальные, склоновые и - местами - криогенные процессы.

Несмотря на такое разнообразие типов вулканической деятельности и образуемых ими форм рельефа, океаническому вулканизму присущи некоторые общие черты, отличные от черт континентального вулканизма. Благодаря отличиям в строении океанической литосферы и её пониженной мощности - по сравнению с континентальной для формирующихся в областях океанического вулканизма магм характерна как меньшая глубина крупных конвекционных резервуаров (от 150 км под СОХ, 350-400 км для континентального вулканизма), так и незначительная глубина первичного магмообразования (20-80 км для СОХ, 90-120 км для «горячих точек», 25-80 км для ОД) и формирования отдельных промежуточных магматических камер (5-20 км под СОХ, 1,5-20 км для ОД, 5-40 км для континентального вулканизма) [Фролова, Бурикова, 1997]. Соответственно, уменьшается и выплавка магмы из вещества литосферы, и магма, формирующаяся под океанической литосферой, имеет преимущественно основной состав. Кроме того, согласно данным сейсмической томографии, мантия под океанами обладает меньшей плотностью, чем под континентами, а поверхность Мохо расположена значительно ближе к уровню дна (на глубине до 50 км, а в рифтовой зоне СОХ - до 2 км), чем объясняется столь высокая интенсивность океанического вулканизма (более 60% объёма вулканических извержений относится к рифтовым зонам СОХ [Дубинин, Ушаков, 2001]; около 80% известных извержений относятся к зонам субдукции).

Исходя из вышесказанного, можно сделать вывод, что океанический вулканизм не только отличается от континентального своим химизмом, петрологическим составом, тектоническими обстановками, процессами рельефообразования и образующимися формами рельефа, но и сам, в зависимости от тектонических условий, может быть подразделён на три обширных типа. Каждый из этих типов обладает существенными различиями и может в некоторых случаях совмещаться с другими типами, что вместе с региональными условиями обеспечивает его обширное многообразие во всех аспектах (геологическом, тектоническом, геоморфологическом). Кроме того, в силу своей труднодоступности для исследования и недостаточной изученности, океанический вулканизм (в первую очередь - плюмовый и вулканизм СОХ) представляет собой явление, перспективное для дальнейшего изучения.

Таким образом, в ходе работы были выполнены все поставленные во введении задачи. Составленная аналитическая карта выделения тектонических районов океанического вулканизма с легендой по морфогенетическому принципу прилагается.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Апродов В.А. Вулканы//М., Мысль, 1982, 361 с.

2. Артамонов А.В., Золотарев Б.П. Внутриплитный вулканизм в океане: особенности состава и происхождения.// В сб.: Вулканизм и геодинамика: Материалы IV Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. В 2 т. Петропавловск-Камчатский, ИВиС ДВО РАН, 2009. т. 1, с. 253-256

3. Геншафт Ю.С., Салтыковский А.Я. Исландия: глубинное строение, эволюция и интрузивный магматизм//М., ГЕОС, 1999, 356 с.

4. Дубинин Е.П., Кохан А.В., Грохольский А.Л., Розова А.В. Особенности морфологии рельефа и структурообразования в рифтовой зоне хребта Рейкьянес//Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. География. 2012, №1, с. 75-83.

5. Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Океанический рифтогенез//М., ГЕОС, 2001, 292 с.

6. Жулёва Е.В. Образование вулканических гор в океане и состояние природной среды//Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2011, № 2, выпуск № 18, с. 44-51

7. Кохан А.В. Тектоника и геодинамика ультрамедленных спрединговых хребтов - Автореф. дисс. на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук//М., 2013, 27 с.