Рельеф областей океанического вулканизма и факторы, обеспечившие его формирование

Рельеф областей океанического вулканизма и факторы, обеспечившие его формирование

СОДЕРЖАНИЕ

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1. ОСОБЕННОСТИ ОКЕАНИЧЕСКОГО ВУЛКАНИЗМА, ЕГО РАСПРОСТРАНЕНИЕ. КЛАССИФИКАЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОСТРОЕК, ИЗВЕРЖЕНИЙ И ЛАВ

ГЛАВА 2. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, ИХ МОРФОСТРУКТУРА И ОСОБЕННОСТИ ВУЛКАНИЗМА. НЕОВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА

ГЛАВА 3. ИСЛАНДСКИЙ ВУЛКАНИЗМ, ЕГО МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ВИДЫ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ОБУСЛОВЛЕННОСТЬ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ ИСЛАНДИИ

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

ГЛАВА 5. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОСТРОВНЫЕ ДУГИ. ВУЛКАНИЗМ И ТЕКТОНИКА

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

ВВЕДЕНИЕ

Вулканизм представляет собой совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магматических масс и сопровождающих их газо-водных продуктов из глубинных частей земной коры, а также верхней мантии на поверхность [Геологический словарь, 1973]. В связи с тем, что большая часть океанических вулканов, под которыми мы будем понимать вулканы, образовавшиеся на участках литосферных плит с земной корой океанического или субокеанического типа - действующие или действовали в относительно недавнем геологическом прошлом (как правило, они имеют кайнозойский возраст), океанический вулканизм представляет особый интерес для различных областей науки - географической (в том числе геоморфологии), геологической, геофизической. Важной причиной, возбуждающей этот интерес, является потенциальная опасность вулканизма как катастрофического явления, что вызывает необходимость ведения мониторинга вулканов и прогнозирования их извержений. Кроме того, океанический вулканизм представляет и фундаментальный интерес, например, с точки зрения геологической истории Земли, палеогеографии или определения возраста и строения земной коры по данным, полученным при помощи геофизических методов исследования.

Вулканы - геологические тела и конформные им формы рельефа (морфоструктуры), выполненные вулканическими горными породами (вулканитами) и имеющие канал, по которому магма и газы поступают на поверхность земли. Наиболее ярко на Земле вулканы представлены именно в районах с корой океанического типа, небольшая мощность которой повышает вероятность морфологического проявления магматизма. В силу отличающегося петрохимического состава лав морфологические особенности океанических вулканических структур значительно отличаются от таковых у вулканических структур, приуроченных к континентальному типу земной коры.

Существуют различные комплексы эндогенных обстановок, провоцирующих развитие океанического вулканизма. В зависимости от конкретного комплекса факторов можно выделить: вулканы рифтовых зон, вулканы «горячих точек» и вулканы островных дуг. Комбинации этих факторов могут вызывать более специфичные модели развития вулканизма, такие как, например, азорская или исландская. Каждая из таких моделей обладает определённой морфологией вулканических аппаратов и морфоструктур. Ниже будут рассмотрены все эти модели.

Таким образом, объектом данной работы является океанический вулканизм, а предметом - рельеф областей океанического вулканизма и факторы, обеспечившие формирование этого рельефа.

В ходе данной работы была поставлена цель рассмотреть различные формы проявления океанического вулканизма, их комбинации, классификации и свойства, а также провести их собственную систематизацию и районирование. Для достижения данной цели решались следующие задачи:

.        Рассмотреть подробно различные варианты развития вулканизма и их сочетания с точки зрения различных аспектов, в первую очередь геоморфологического. Выявить факторы, обусловливающие конкретный вариант развития рельефа вулканических областей.

.        Сделать вывод о сходствах и различиях между различными областями вулканизма в геоморфологическом, геологическом, петрохимическом и тектоническом аспектах. Определить и рассмотреть зависимость между этими категориями.

.        Провести районирование Мирового океана по районам преобладающего проявления того или иного типа вулканизма и выявить обусловленность этого районирования тектоническими причинами.

Несмотря на то, что океанический вулканизм, в первую очередь его проявления в районах «горячих точек» и островных дуг, известен уже давно, не все стороны этого явления представляются нам достаточно изученными. С одной стороны, в научной литературе, особенно отечественной, качественно и подробно описаны связанные с вулканизмом процессы и явления, наблюдающиеся в рифтовых зонах и в районах островных дуг. С другой стороны, информация, связанная с плюмовым характером вулканизма и явлением «горячих точек», рассмотрена достаточно подробно только в англоязычной литературе. Более того, существующая в настоящее время гипотеза плюма и приписываемые ей конкретные процессы даже зарубежным специалистам представляются весьма сомнительными; относительно плохо изученной является и ситуация, сложившаяся районе Азорской микроплиты. Таким образом, океанический вулканизм представляет собой перспективное поле для дальнейшего исследования.

ГЛАВА 1. ОСОБЕННОСТИ ОКЕАНИЧЕСКОГО ВУЛКАНИЗМА, ЕГО РАСПРОСТРАНЕНИЕ. КЛАССИФИКАЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОСТРОЕК, ИЗВЕРЖЕНИЙ И ЛАВ

Если сравнивать океанический вулканизм с континентальным, то можно выделить следующие особенности, отличающие его развитие. Во-первых, океанический вулканизм является преимущественно основным (базальтовым и андезитовым), редкие случаи сиенитового (как на островах Общества) или риолитового вулканизма (остров Пасхи) [В.А. Апродов. Вулканы, с.307-308], как правило, связан с явлением фракционирования магмы. Такой характер вулканизма соответствует, прежде всего, молодому возрасту океанической коры и отсутствию в ней сиалического слоя, обеспечивающего в островных дугах и под континентами извержения средних и кислых магм.

Во-вторых, океанический вулканизм имеет место в географических условиях, отличных от условий континентальных - так, например, в подводных рифтах продукты вулканизма сразу попадают в холодную жидкую турбулентную среду, вызывающую очень быстрое их остывание с формированием пиллоу-лав; кроме того, во всех случаях океанического вулканизма прорыв магмы к поверхности не проходит через сколько-нибудь мощную толщу осадочного слоя, как это чаще всего бывает на континентах; вулканизм обычно обеспечивает формирование не только вулканических конусов, но и всей массы фундамента, при этом осадочный элемент в основании отсутствует.

В-третьих, только для океанического вулканизма свойственны такие уникальные типы вулканизма, как вулканизм островных дуг и глубоководный рифтовый вулканизм. Явление вулканизма горячих точек также более характерно для океанической земной коры, нежели для материковой, что можно объяснить большей мощностью последней.

Если обратить внимание на карту Земли, то океанический вулканизм имеет следующее распространение: с одной стороны, большая часть вулканов приурочена к срединно-океаническим хребтам: Срединно-Атлантическому хребту, Восточно-Тихоокеанскому поднятию, хребту Гаккеля, Срединному, Юго-Восточному и Юго-Западному Индийским хребтам. Другим важным районом вулканизма являются островные дуги, большая часть которых расположена по западной периферии Тихого океана и которым принадлежат до 60% всех молодых вулканов на Земле [В.А. Апродов. Вулканы, с.13]. И, наконец, значительно меньше вулканов относится к вытянутым цепям вулканических островов, представляющих собой вершины подводных хребтов, которые предположительно имеют плюмовый генезис (острова Лайн, Туамоту, Гавайские, Галапагосские, Кергелен, Пасхи, подводные хребты Луисвилль и Императорский и т.д.).

Существует несколько классификаций вулканических построек, классификация типов извержений, петрохимическая и морфологическая классификация лав (мы рассмотрим только последнюю). Вулканические постройки по морфоструктурному признаку можно разделить на щитовые вулканы, стратовулканы, шлаковые и пепловые конуса [Оллиер.х Тектоника и рельеф]. Щитовые вулканы представляют собой сводоподобные конусы, сложенные целиком лавовыми потоками и покровами, и характерны для вулканов с маловязкой, преимущественно основной, магмой, не склонной к эксплозивности. Такие вулканы имеют широкий диаметр основания и малые углы склонов (до 7-8^о у вершины и до 3-6^о у основания, для гавайских вулканов - даже до 2-3^о). Шлаковые и пепловые конусы, напротив, состоят целиком из пирокластического материала (шлака или пепла, соответственно) и характерны для вулканов с кислыми магмами, обладающими высокими эксплозивными свойствами. Такие конусы имеют небольшую высоту и крутые склоны. Стратовулканы сложены чередующимися слоями пирокластического материала и лав.

Конусы, сложенные только одним типом продуктов вулканизма, как правило, сформировались в результате единичной вспышки активности. Такие конусы называют моногенными. Напротив, конусы, сформировавшиеся в ходе нескольких извержений, выполненные различным материалом (и лавами, и пирокластами), называют сложными.

Отдельно, на основании морфологического признака, можно выделить ещё один тип крупных вулканических форм: кальдеры. Кальдеры возникают при обрушении кровли над опустошённой магматической камерой, обеспечивающей питание вулканов, в случае её высокого расположения и очень быстрого опустошения. Часто выделяют также другой подтип кальдер, образующийся при медленном проседании кровли после извержения; такой тип обычно характерен для территории, в структуре которой имелись разрывные нарушения. В случае пароксизмальных эксплозий могут формироваться кальдеры взрыва.

Существуют более подробные классификации, основанные на различных сочетаниях вышеперечисленных типов; так, например, классификация Т. Сузуки (1977) насчитывает 57 разновидностей, объединённые в шесть серий:

·        стратовулканы

·        стратовулканы с кальдерой

·        щитовые вулканы

·        щитовые вулканы с кальдерой

·        кальдерные вулканы

·        моногенные вулканы.

В классификацию Т. Сузуки не включены такие отдельные морфологические типы вулканов, как вулканы типа «Сомма-Везувий», экструзивные купола и маары.

Вулканы типа «Сомма-Везувий», или двойные вулканы, представляют собой сложные вулканические постройки, в которых молодой вулканический конус вложен в более древнюю кальдеру взрыва. Маары, или трубки взрыва, суть вертикальные воронкообразные кратеры без вулканического конуса, окружённые валом из рыхлого пирокластического материала и заполненные водой (в противном случае их называют диатремами). Экструзивные купола для океанического вулканизма несвойственны, если не считать ряда вулканов островных дуг.

Все вышеперечисленные классификации относятся только к так называемым центральным вулканам, для которых характерен подводящий канал трубообразной формы; помимо центральных, выделяются также трещинные, или линейные, вулканы, извержения в которых происходят вдоль трещинного нарушения или на отдельных его участках. Конусы таких вулканов практически всегда моногенны, вдоль трещин иногда формируются лавовые покровы.

По Г. Макдональду (1972), все вулканические извержения можно разделить на 6 типов: исландский, гавайский, стромболианский, вулканский, фреатический, пелейский, плинианский (некоторыми источниками выделяются также субплинианский и ультраплинианский подтипы, а также бандайсанский и катмайский типы). Следует обратить внимание на первые пять, поскольку именно они характерны для океанического вулканизма. [Фирстов, 2003]

Исландский тип извержений представляет собой излияние жидкой базальтовой лавы по системе длинных параллельных трещин (трещинный вулканизм), иногда связанных с щитовым вулканом. Такие извержения часто формируют лавовые плато.

Гавайский тип характеризуется лавовыми фонтанами из жидкой базальтовой лавы (т.н. пахоэхоэ, или ропи-лавами), очень жидкими лавовыми потоками, образующими лавопады и часто даже достигающими берега моря. Такому типу извержений несвойственны эксплозии и выбросы пирокластов.

Стромболианскому типу извержений свойственны эксплозии вязких основных лав с образованием большого количества грубой пирокластики и пепла.

Вулканский тип извержений характерен для вулканов с андезитовыми магмами, богатых летучими. Вулканический материал таких вулканов представлен преимущественно пирокластическим материалом, а эксплозии повторяются раз в несколько лет.

Фреатическими называются извержения, проходящие в зоне контакта с водой без излияния или выброса лав. Вулканический материал таких извержений представлен исключительно тефрой и лапиллями, а также вулканическими блоками; вулканические бомбы отсутствуют. Поскольку наиболее ярко этот тип извержений проявляется в Исландии, для которой характерны извержения на контакте со льдом или озёрными водами, постольку ниже мы более подробно рассмотрим разновидности фреатомагматических извержений.

Если говорить о морфологической классификации лав, то можно выделить следующие типы.

Морфологически лавы, формирующиеся при наземных извержениях, можно в общем виде разделить на глыбовые и волнистые. Глыбовые, или блоковые, лавы представляют собой вязкие лавовые потоки, в которых поверхностная корка остывает значительно быстрее, чем внутренняя часть, что формирует глыбовую отдельность поверхности. Волнистые лавы характерны для более жидких потоков, горячих в значительной степени дегазированных, поверхность которых при остывании покрывается вязкой стекловатой плёнкой, которую нижележащая лава легко переносит и скручивает в складки. В свою очередь, среди них выделяются следующие наиболее распространённые подтипы.

Пахоэхоэ, или пехуху (гавайское название), они же канатные лавы, они же ропи-лавы - разновидность волнистых базальтовых лав с очень малой вязкостью, поверхность которых имеет вид перепутанных тяжей. Такие лавы типичны для Гавайских островов, Толбачика и Исландии.

Аа-лавы (гавайское название), они же анальхраун (исландское название) - глыбовые лавы; характерны для базальтов средней и малой вязкости и отличаются от других глыбовых лав меньшими размерами обломков (до 1-1,5 м) и большим их спеканием. Часто встречаются вместе с пахоэхоэ, характерны для Гавайских островов и Исландии.

Кроме них, часто выделяют дермолитовые лавы (наиболее типичные среди волнистых) и кусковые лавы (наиболее типичные среди глыбовых). Часто аа-лавы и пахоэхоэ отождествляют с глыбовыми и волнистыми соответственно, что, в общем говоря, неправильно.

В случаях же подводного вулканизма, как, например, при рифтовом вулканизме, скорость кристаллизации магмы настолько велика, что это приводит к образованию т.н. пиллоу-лав, они же подушечные, они же шаровые, представляющие собой основные лавы, состоящие из серии шаров, налегающих один на другой. Каждое из таких шарообразных тел имеет на поверхности зону закалки, сложенную стеклом, а в центре -кристаллическую радиально-лучистую отдельность. Аналогичные лавы могут образовываться и при подлёдных извержениях (Исландия).

ГЛАВА 2. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, ИХ МОРФОСТРУКТУРА И ОСОБЕННОСТИ ВУЛКАНИЗМА. НЕОВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА

Срединно-океанические хребты (СОХ) являются крупнейшим линейным комплексом мегарельефа в мире, и одновременно поясом сосредоточения активных центров неовулканизма. Вулканизм СОХ занимает важную нишу, составляя, наравне с плюмовым вулканизмом, два возможных вида вулканической активности в ложе Мирового океана.

Общая протяжённость СОХ - 70 тыс. км. Морфологически СОХ представляет собой широкий вал со сглаженным рельефом или увенчанный пиками подводных гор, разбитый поперечными разломами и продольными трещинами. Ширина хребта составляет от 200 до 3000 км. В центральной части СОХ часто располагается рифт, протягивающийся по дну рифтовой долины - узкого ущелья (около 30 км в ширину), дно которого находится гипсометрически ниже уровня окружающих СОХ абиссальных котловин. Ущелье характеризуется крутыми стенками и плоским дном; параллельно ему с двух сторон протягиваются расчленённые гребневые горные системы [Дубинин, Ушаков, 2001].

Табл. 1. Скорости спрединга различных видов СОХ (по [Дубинин, Ушаков, 2001]).

Срединно-океанические хребты в процессе своего формирования проходят различные эволюционные стадии развития, в соответствии с которыми обычно выделяют (см. табл. 1) медленноспрединговые и быстроспрединговые СОХ, которые, в свою очередь можно разделить на более мелкие категории. Морфологически среди хребтов со средней скоростью спрединга можно выделить близкие к СОХ с медленным спредингом (до 6 см/год) и близкие к СОХ с быстрым спредингом (более 6 см/год). Наиболее распространённым является процесс постепенного превращения быстроспредингового хребта в медленноспрединговый, что связано с ослаблением внутримантийной конвекции. Однако, если такого ослабления не происходит, или же, напротив, имеет место усиление конвекции, возможен и обратный переход.

Среди срединно-океанических хребтов Мирового океана, морфологически к хребтам с медленным спредингом (0-6,0 см/год) можно отнести СОХ Атлантического, Северного Ледовитого и Индийского океанов, а к хребтам с быстрым спредингом (6,0-14,0 см/год) - СОХ Тихого океана. В зависимости от соответствия участка СОХ той или иной стадии развития, ему будут свойственны свои морфологические особенности.

Высокая интенсивность срединно-океанического неовулканизма обусловлена приуроченностью СОХ к зонам подъёма мантийного вещества в системе конвекции, а также малой толщиной земной коры в районе рифта (мощность зрелой океанической коры - 5-8 км, мощность океанической коры под СОХ - 3-4 км, в рифтовых долинах - 1-2 км, т.е. вещество астеносферы подходит практически непосредственно ко дну Мирового океана). Фактически океаническая кора представляет собой непосредственный продукт дифференциации мантии, не прошедший геохимический цикл.

При рассмотрении отдельно морфологии (см. рис. 1) быстроспрединговых и медленноспрединговых СОХ в каждом из типов хребтов выделяются следующие зоны (в порядке увеличения охвата): неовулканическая зона, для которой свойственна активная вулканическая деятельность, зона трещиноватости (в пределах которой наблюдается растрескивание не полностью закристаллизовавшихся базальтов), а также дивергентные границы океанических литосферных плит. Морфологически в медленноспрединговых СОХ выделяют внутреннее дно (ложе долины), внутренние стенки, террасы, внешние стенки и рифтовые горы.

Внутренняя долина представляет собой депрессию в осевой части СОХ шириной 2-3 км, ограниченную с обеих сторон т.н. внутренними стенками. Такое строение рельефа имеет вулканический генезис: в осевой зоне внутренней долины располагается вулканический хребет, состоящий из линейно вытянутых поднятий с удлинением примерно 4:1 и депрессий между ними. Для внутренней долины (главным образом, для её периферии) характерно большое количество трещин и сбросов, но, тем не менее, рельеф изрезан слабо. Внутренние стенки представляют собой серии крупных сбросов с общим превышением над дном долины 150-300 м. Для зоны внутренних стенок характерна высокая частота микроземлетрясений при формировании трещин. Между внутренними и внешними стенками располагаются т.н. террасы срединных долин шириной 5-15 км, характеризующиеся выровненным рельефом. Внешние стенки определяются шириной рифтовой долины и имеют превышение над средними террасами порядка 1000 м, над внутренней долиной - порядка 1500 м. Фактически внешние стенки представляют собой крупную взбросово-сбросовую систему, протягиваясь с каждой стороны от оси спрединга, параллельно ей, на расстояние 10-28 км. С внешней стороны от них располагаются рифтовые горы, которые практически совпадают с границами литосферных плит и нарушены серией сбросов.

Морфологически быстроспрединговые СОХ отличаются от СОХ с медленным спредингом отсутствием внутренней долины. Они имеют меньшую ширину (40-50 км вместо 50-60); в обе стороны от оси спрединга рельеф понижается, при этом тектоническое строение территории сильно осложнено многочисленными грабенами и горстами, протягивающимися параллельно оси спрединга. Крупный щелеподобный сбросовый грабен шириной от нескольких десятков до 2000 м и длиной до десятков километров находится непосредственно в центре поднятия (см. рис. 2). В его пределах выделяются узкие и мелкие внутренние троги, протягивающиеся по синусоиде на расстояние 100-1000 м. Они имеют вулканическое происхождение и называются вершинными кальдерами, или осевыми вершинными трогами обрушения. С каждой из сторон вершинного грабена, за ограничивающими его разломами, располагается область плавно понижающегося рельефа, изредка осложнённого неовулканическими поднятиями.

Выдвинуты две гипотезы формирования внутренней долины. Первая из них, гипотеза потери гидравлического напора, утверждает, что внутренняя долина формируется при трении поднимающейся магмы об узкие стенки рифта; в быстроспрединговых СОХ канал рифта шире, и трение значительно меньше. Согласно другой, гипотезе шейки, внутренняя долина образуется в результате пластичных напряжений в литосфере при растяжении. В быстроспрединговых СОХ литосфера более разогрета, и утончение при растяжении распространяется на большую территорию, благодаря чему образования долины не происходит. В настоящее время достоверность ни одной из этих гипотез не подтверждена; возможно, что имеют место оба эффекта.

При наложении зон трещиноватости и неовулканизма образуется так называемая зона аккреции, для которой характерны голоценовая вулканическая и тектоническая активность. Неовулканическая зона располагается в рифтовой долине и имеет ширину 1-2 километра. Для неё характерны свежие лавовые потоки и отсутствие осадочного покрова. Весь рельеф обусловлен вулканическими процессами; важной особенностью неовулканических зон является проявляющаяся периодичность вулканической, гидротермальной и сейсмической активности. Такие периоды достигают наименьшей продолжительности при скорости спрединга более 8 см/год: серии извержений в таком случае происходят раз в 50-100 лет. При уменьшении скорости спрединга начинается постепенное затухание вулканизма и увеличение его периодичности: так, при скорости спрединга 4-8 см/год период вулканической деятельности составляет от 300 до 1000 лет, а при скорости 0,5-4 см/год достигает уже 5-10 тыс. лет. Период извержений представляет собой квадратичную функцию от скорости спрединга. В геологических масштабах он имеет небольшую продолжительность: как правило, 1-100 лет с последующим продолжительным спокойным периодом. Вулканические постройки в неовулканической зоне СОХ суть расположенные параллельно оси спрединга нагромождения подушечных базальтов. Линейные размеры таких вулканов составляют в среднем 1-4 км, относительная высота - около 250 м. В хребтах с медленным спредингом вулканизм затухает или вообще отсутствует; в хребтах со средней скоростью спрединга такие вулканы морфологически выражены наиболее ярко, хотя там в существенном количестве присутствуют и щитовые вулканы. Там их система выражена более ярко, имея разрывы лишь в местах небольших эшелонообразных разломов. В осевой зоне высота вулканов достигает 50 м. В хребтах с быстрым спредингом вулканы морфологически аналогичны гавайскому типу, ширина осевых вулканов составляет 1-2 км. Вытянутые цепочки их протягиваются вдоль рифта на десятки и сотни километров, прерываясь лишь на трансформных разломах или в зонах перекрытий центров спрединга (ПЦС). Такая морфология вулканов обусловлена тем, что в СОХ с высокой скоростью спрединга излияние лавы происходит преимущественно с высокой скоростью через трещины; по мере формирования подводящих каналов и трубок уменьшается скорость излияния лавы, и она переходит в подушечный тип. Возможны разрывы и смещения уже существующих цепочек вулканов по разломам. Как правило, при медленном спрединге смещение происходит между соседними вулканами, а его амплитуда не превышает ширины основания одного вулкана. При быстром спрединге расщепление может происходить даже по самой оси вулкана (что обусловлено ослабленной - благодаря частым извержениям - литосфере) на расстояние до 4 км. Возможно появление и неосевых вулканов, которых может насчитываться до 10% от общего числа.

Геоморфология аккреционной зоны обусловлена тектоническими движениями, вызванными - в первую очередь - хрупкими деформациями холодной верхней части литосферы, контактирующей с океанической водой. Подобные деформации приводят к образованию нормальных сбросов и сопровождаются внедрением даек из осевого магматического резервуара (так называемой осевой магматической камеры - ОМК) по образовавшимся трещинам. Наиболее интенсивно трещиноватая зона проявляется в пределах 1-2 км по флангам оси спрединга. При этом зияющие трещины обеспечивают океанической воде доступ ниже в литосферу, ещё более усиливая явление растрескивания. Такие трещины имеют ширину 0,3-3 м и длину 10-2000 м.

Что касается петрографических и вулканологических особенностей неовулканизма в рифтовых зонах, то лавы представлены подушечными толеитовыми базальтами и глыбовыми базальтовыми потоками (для быстроспрединговых хребтов) и толеитовыми лопастевидными лавовыми потоками (для медленноспрединговых хребтов). Тип вулканического аппарата для первых - трещинный и щитовой, для вторых - моногенные лавовые конусы пиллоу-лав. СОХ со средними скоростями спрединга сочетают в себе характерные особенности обоих типов.

Особые условия могут быть созданы при наложении на рифтогенез других процессов, способствующих вулканизму, как, например, в Исландии (что будет рассмотрено ниже). В районе Азорской микроплиты, где на трансформный разлом, являющийся границей Азорской микроплиты и вторичным центром спрединга [A.Navarro et al., 2009], накладывается плюм диаметром примерно 200 км, расположенный под островом Терсейра. Данный плюм вызывает восходящие конвективные мантийные потоки и реактивацию трансформного разлома в роли рифтовой зоны.

ГЛАВА 3. ИСЛАНДСКИЙ ВУЛКАНИЗМ, ЕГО МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ВИДЫ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ОБУСЛОВЛЕННОСТЬ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ ИСЛАНДИИ

Остров Исландия представляет собой крупное поднятие, «насаженное» на СОХ с расположенным под ним Исландским плюмом. Существуют различные гипотезы образования острова, но наиболее вероятной представляется гипотеза С. Тораринсона, согласно которой Исландия сформировалась в ходе компенсационного поднятия участка срединно-океанического хребта с параллельным накоплением базальтов. Кроме того, существуют и другие гипотезы, например гипотеза консолидации коры в прогрессивной переходной зоне, гипотеза сводового поднятия или гипотеза своеобразного реликтового континентального участка, сохранившегося после изостатического опускания окружающей территории, но в настоящий момент они представляются маловероятными [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]. Нельзя отрицать и влияние плюма на образование исландских базальтовых плато.

Строение исландской земной коры (рис. 3) отличается от такового у развивавшихся аналогичным образом Гренландии, островов Северной Британии, и Норвегии. Отлично оно и от строения земной коры Атлантического океана. Ранее, на основе данных глубинного сейсмического зондирования, предполагалось [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960], что земная кора Исландии состоит из трёх слоёв. В первом слое, мощностью около 2 км, скорость сейсмических волн (V_p) составляет 3,7 км/с. Это осадочный слой. Во втором слое, мощностью 16 км V_p=6,7 км/с, что позволяет предположить его близость к «базальтовому» слою океанической земной коры. Характер третьего слоя, имеющего мощность 10 км, для которого V_p=7,4 км/с, в настоящее время не известен (многие авторы, например, Г.Пальмасон и Х.Гебрандт относили этот слой к верхней мантии). По позднейшим представлениям [Геншафт, Салтыковский, 1999], на основе данных сейсмической томографии в земной коре также выделяется три слоя, однако их мощности отличны от таковых в предыдущих моделях. В верхнем, мощностью 0,7-3 км, V_p<0,5 км/с, причём мощность этого слоя резко возрастает в пределах неовулканической зоны. В среднем, мощностью 2-4,5 км, V_p=5-6,5 км/с. Кровля нижней коры имеет глубину 4,5 км, а мощность слоя составляет 14-20 км. В этом слое V_p постепенно возрастает к подошве до 7,2-7,25 км/с. На границе Мохо, располагающейся в среднем на глубине около 28 км, наблюдается резкий скачок V_p. Ниже неё скорость сейсмических волн больше либо равна 7,5 км/с. Помимо этих, существует множество других геофизических моделей строения земной коры Исландии. Согласно, например, гипотезе В.В. Белоусова, слой под границей Мохо (скорости V_p в котором больше, чем типично коровые, но меньше, чем типично мантийные) следует относить не к чистой мантии, а так называемой «коро-мантийной смеси» [Белоусов, 1985, Геншафт, Салтыковский, 1999].

Развитие сейсмической томографии позволило установить, что под рифтовой зоной на глубинах 0-75 км наблюдается затухание продольных сейсмических волн. Считается, что это явление связано с существованием Исландского плюма (рис. 4). По последним данным [Белоусов, 1985, Геншафт, Салтыковский, 1999], Исландский плюм представляет собой высокую колонну, берущую начало в нижней мантии и сужающуюся к поверхности (ширина в среднем не более 200 км). Предполагается, что температура плюма выше температуры окружающей мантии на 200-300 ^оС. Вблизи коры поверхность плюма приобретает очертания, соответствующие расположению активных наземных вулканических структур.

Геологическую историю Исландии можно представить следующим образом. Предполагается, что первоначально территорию современной Исландии покрывал Атлантический океан с развитым подводным вулканизмом. В ходе интенсивной вулканической деятельности происходило накопление пирокластических (?) пород, за которым последовало изостатическое опускание территории, следы которого можно обнаружить на большой территории. В ходе интенсивного опускания в центре опускающейся области сформировалось компенсационное поднятие, которому, по-видимому, способствовало наложившееся на него влияние мантийного плюма, что привело к очень неустойчивой тектонической обстановке. Так как данная область являлась «насаженной» на СОХ, продукты плюмового вулканизма (базальты) быстро заполняли трещины, образовавшиеся в молодой океанической коре, и в процессе спрединга «расползались» от Исландии в северо-западном и юго-восточном направлениях (что подтверждается анализом возраста и петрохимического состава базальтов Исландии, Гренландии, Фарерских островов, островов Колбенсей, Сюртсей и др.) [Геншафт, Салтыковский, 1999]. По-видимому, внедрение мантийного плюма можно отнести к позднему мелу, так как возраст вулканитов закономерно уменьшается от позднемелового в Северной Гренландии и на северных островах Великобритании до миоцен-современного в самой Исландии.

Формирование Исландии как острова, по-видимому, началось в раннем палеогене, вместе с образованием в ходе трещинных излияний обширных вулканических плато, мощностью до 10 км, сложенных базальтами толеитовой и оливиново-щелочной серий, чередующимися без видимой закономерности. Этим базальтам, по сравнению с типичными базальтами срединно-океанических хребтов, свойственна большая титанистость, железистость и несколько пониженное содержание кремнезёма (что, как считается, характерно для лав плюмового вулканизма). Именно для базальтовых плато наиболее характерно чередование серий с различным направлением намагниченности (что связано со сменой палеомагнитных обстановок; для плато, по данным Кьяртансона, отмечено 30 таких смен с периодом приблизительно ½ млн лет), хотя данное явление характерно для любых вулканических формаций. Процесс вулканизма сопровождался развитием пенепленизации (по приблизительным подсчётам, денудацией было срезано до 5 км базальтовых плато), за которой последовало интенсивное развитие сбросовой тектоники [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960], что, по-видимому, можно связать с началом криохрона и развитием оледенения. Формирование острова завершилось к верхнему плиоцену, с приобретением им его современных очертаний [Геншафт, Салтыковский, 1999]. Значительное влияние на состав исландских вулканитов и объёмы вулканической деятельности оказали и неоген-четвертичные оледенения, на протяжении которых сформировались занимающие большую часть территории Исландии палагонитовые формации. Уже в плейстоцен-голоценовое время, по мере деградации покровного ледника и поэтапного гляциоизостатического поднятия, за этим последовало осадконакопление, сопровождающееся неовулканизмом, пик которого пришёлся на самое начало плейстоцена. После схода ледникового покрова уменьшение компенсирующего петростатического давления привело к увеличению объёмов вулканизма и расширению каналов поступления магмы.

Неовулканическая зона Исландии (традиционно к неовулканической зоне Исландии относятся области с геологическим возрастом менее 0,7 млн лет) протягивается через остров по генеральному направлению ЮЗ-СВ, при этом в ней можно выделить три основные подзоны, имеющие собственные названия. Западная вулканическая зона (ЗВЗ, WVZ) протягивается по рифту надводной части хребта Рейкьянес (вулканические системы собственно Рейкьянес, Лаунгйекюдль, Хофейекюдль). Восточную вулканическую зону (ВВЗ, EVZ) составляют вулканические системы Вестманнаэйяр, Катла, Торвайекюдль, Вейдиветн, Хейнгидль, Гримсветн и др. Северную вулканическую зону (СВЗ, NVZ), фактически являющуюся участком рифта подводного хребта Кольбенсей) составляют вулканические системы Аскья и Крабла. Кроме того, несколько в стороне, на п-ове Снайфельдснес, располагается не столь значительная область неовулканизма, приуроченная к разломной зоне.

В настоящее время до конца сформировавшаяся конфигурация неовулканической зоны до конца не ясна. В первую очередь, непонятны отклонения неовулканической зоны от основной оси спрединга, которая проходит от хребта Рейкьянес через горячую точку до хребта Кольбенсей (оба хребта - ультрамедленноспрединговые, т.е. скорость спрединга меньше 2 см/год). Отмечается три отклонения от этой оси: вулканическая система Снайфельдснес на западе острова, тупиковое ответвление EVZ к югу, до островов Сюртсей и Хеймаэй, и располагающиеся к востоку от EVZ цепи вулканов центрального типа Эйравайекюдль - Снайфедль, для которых характерна временная эшелонированность. Кроме того, подобные цепи существуют и в Западной Исландии. Существование первого из этих районов принято объяснять приуроченностью к трансформному разлому, но по поводу остальных единой точки зрения не существует. Например, по Х. Сигурдссону, сложившаяся ситуация обусловлена неравномерным распределением скоростей спрединга [Геншафт, Салтыковский, 1999] как вдоль простирания его оси, так и со стороны различных плит (скорость спрединга Евроазиатской плиты значительно меньше, чем у Северо-Американской). Кроме того, по-видимому, важны и различия тектонического строения хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей (например, отсутствие сегментации на уровне ТР на хребте Рейкьянес), что, очевидно, обусловлено неравномерным распределением растекающихся потоков вещества от Исландского плюма [Кохан, 2013].

Сильное влияние тектоники Исландского плюма на раздвиговую тектонику и морфологию хребта Рейкьянес также проявляется в отклонении направления спрединга от ортогонального (на 26-30^о), повышенной плотности вулканических построек, а также смене морфологии и утонении земной коры с севера на юг, по мере удаления от горячей точки. Так, если в своей северной части для хребта характерна морфология быстроспрединговых СОХ, сопровождающаяся формированием осевого поднятия с насаженными на него вулканическими хребтами, разделёнными неглубокими грабенами, то для южной части характерна морфология типичных медленноспрединговых СОХ с формированием рифтовой долины. Между северной и южной частями хребта распологается зона переходной морфологии. Вместе с тем, рельеф хребта и в северной, и в южной части имеет существенные отличия от своих аналогов в быстро- и медленноспрединговых СОХ. Так, в рифтовой долине южной части хребта фиксируется наличие своеобразных S-образных осевых вулканических хребтов, имеющих ортогональное положение к направлению спрединга и сформировавшихся над разломами. Согласно экспериментальным данным, формирование подобных разломов связано с особым сочетанием наклонного ультрамедленного спрединга и вязкостно-температурного состояния литосферы в условиях наложения плюм- и спрединговой тектоники. С другой стороны, для переходной зоны характерно наличие V-образных хребтов, формирование которых связано с миграцией расплава от Исландского плюма. ОМК наблюдается только в южной части хребта Рейкьянес, что указывает на господство плюмового центра магмогенерации в северной части [Дубинин, Кохан, Грохольский и др., 2012].

По периферии неовулканической зоны Исландии располагается область плиоцен-эоплейстоценовых вулканитов, преимущественно толеитовых базальтов (возрастом 0,7-3,5 млн лет). Ещё дальше от оси спрединга, широкой полосой вдоль северо-западного, северного и северо-восточного побережья острова протягивается область распространения миоценовых платобазальтов (толеитовых, щелочных и Fe-Ti переходных) с возрастом от 16 до 3,1 млн лет.

Морфологически на территории Исландии можно выделить три типа вулканического рельефа: рельеф базальтовых плато палеоген-неогенового возраста, рельеф палагонитовых формаций неоген-четвертичного возраста (в т.ч. неовулканической зоны) и рельеф зоны современного постгляциального вулканизма, со свойственными для каждого формами.

Ключевую роль в формировании современно облика рельефа базальтовых плато сыграли денудационные процессы, получившие особенное развитие с неогена. В связи с этим, в зависимости от высоты расположения эрозионной поверхности, выделяется четыре т.н. «морфологических уровня» [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]. Для первого уровня характерны долины глубиной 100-200 м с очень пологими склонами, причём крутизна продольного профиля этих долин зачастую больше крутизны склонов. Этот уровень в районе Хвальфьордюра прослеживается на высотах более 300-400 м над древним уровнем моря (700-800 м над современным), но по мере продвижения к югу острова может подниматься и выше.

Второй морфологический уровень сформировался за счёт углубления долин первого морфологического уровня (как правило, без расширения) и отличается более крутыми склонами. Долины имеют такую же (или меньшую) ширину, как и долины первого уровня, но имеют абсолютную высоту около 700 м.

Третий морфологический уровень сформировался в результате тектонического поднятия территории приблизительно на 200 м и хорошо выражен вдоль побережья, где представлен террасами 2-3 км шириной и глубокими долинами. Важной особенностью данного уровня является его частичное перекрытие лавами с обратной намагниченностью, так как его формирование завершилось до начала плейстоцена.

Четвёртый морфологический уровень относится к плейстоцену. Характерной его особенностью является развитие эрозии ледниковых цирков при понижении уровня моря на 80-100 м. Существуют различные типы долин этого уровня: так, среди долин Эйяфьордюра выделяется три различных типа [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]: главные, выходящие к современному уровню моря, и более мелкие - висячие, с различной глубиной долин (что зависит от времени образования долины - в плейстоцене или до его начала). Интенсивность эрозионных процессов уменьшалась со временем: так, по объёму вынесенного материала первый этап эрозии (в ходе образования долин первого морфологического уровня) намного превышает второй, второй (в ходе образования долин второго морфологического уровня) в 10 раз превышает третий, а третий в 5 раз больше четвёртого. В целом, морфология базальтовых плато закончила своё формирование к началу плейстоцена; последний плейстоценовый ледниковый покров располагался уже на сформировавшемся рельефе, близком к современному.

Для геологии и морфологии палагонитовых формаций (также известны как формация Моберга) характерно преимущественное влияние ледников - как на петрохимический состав лав, так и на формирование вулканических морфоструктур. Для подлёдного вулканизма характерны в основном две формы рельефа: столовые горы и гиалокластитовые хребты (тиндар). Некоторая часть объёма вулканических извержений ледникового времени относится к интрагляциальному вулканизму со свойственными ему формами рельефа, аналогичными постгляциальным.

Процесс формирования столовых гор (исландск. тюйя; в Исландии также носят название stapi; см. рис. 6, 7) начинается с расплавления части ледникового покрова над местом будущего извержения потоками фумарольных газов с последующим излиянием лавы базальтового состава, кристаллизующейся с образованием пиллоу-лав. При этом в результате фазового перехода образуется колоссальное количество воды, которая, в случае, если вулкан не проплавляет полностью тело ледника, прорывает лёд в виде мощного водного потока - т.н. йокульлаупа. Подобное явление может наблюдаться и в результате прорыва через край ледника или, например, при подпруживании ледником озёр. Эти события имеют место и в настоящее время, в первую очередь, на вулканах Катла (ледник Мирдалсйёкюдль) и Гримсвотн (ледник Ватнайёкюдль). Так, в 1918 г. в результате двухдневного извержения вулкана Катла расход воды в йокульлаупе достиг 200000 м³/с. Вместе с йокульлаупом огромные массы воды, насыщенные обломками льда и продуктами вулканизма, могут переносить и переоткладывать на своём пути к побережью океана значительное количество твёрдого обломочного материала. Как правило, потоки с обоих ледников направлены на юг.

Аналогичные потоки формируются в Андах. Так, в Эквадоре (вулкан Котопахи) они получили название «авенидас». При прорыве водного потока над вулканом образуется блоково-сбросовая просадка поверхности ледника, называемая кальдроном. Одновременно с образованием водных линз над вулканом накопление пиллоу-лав постепенно сменяется эксплозивно-эффузивным извержением гиалокластитов и гиалокластитовых брекчий (часто называемых также «брекчии потока подошвы» или «брекчии лавовой дельты»), которые по достижении поверхности воды сменяются на покровные лавы с высокими концентрациями флюидов. Если в ходе формирования вулканического конуса он достигает поверхности ледника и затем стабилизируется, образуется форма рельефа, близкая в поперечном разрезе к конической и называемая тиндар. Если же вулканическая деятельность продолжается, выше поверхности ледника склоны конуса приобретают намного более пологий уклон, и образовавшаяся форма рельефа, близкая к усечённому конусу, называется тюйей [Личарди и др., 2007]. В качестве примера столовых гор в неовулканической зоне можно привести Хердубрейи (EVZ) или Гейтафелл (WVZ).

Тиндар формируются в результате извержений центрального типа при быстром перемещении центра вулканической активности и представляю собой последовательно формирующийся ряд вулканических сооружений. Крупные тиндар могут достигать значительных размеров: до 44 км в длину и 3,8 км в ширину (тиндар Скюггафьолл). Длина тиндар, как правило, в 2 и более раза превышает ширину. Тюйя, формирующиеся в ходе извержений центрального типа, отличаются большим объёмом вулканических построек - до 48 км³ (тюйя Эйриксйокуль), площадью (до 77 км²) и высотой (до 1000 м). Длина тюйя обычно превышает ширину менее чем в 2 раза. Кроме того, считается что вспышки вулканической активности, которые привели к формированию тюйя, имели большую продолжительность и могли состоять из нескольких циклов, в то время как тиндар сформировались в течение кратковременного периода.

Между тюйя и тиндар NVZ, EVZ и WVZ наблюдаются некоторые различия в размерах форм, их строении и распространении. Так, тюйя характерны для NVZ и WVZ, в EVZ они отсутствуют. Крупнейшие тиндар характерны для NVZ. Некоторые тиндар WVZ имеют тонкие лавовые покровы вершины, в то время как некоторые тюйя их лишены. Всего в Исландии насчитывается 89 тюйя и тиндар [Jakobsson, Gudmundsson, 2008].

Важной единицей неовулканизма являются т.н. вулканические системы (см. табл. 2). Вулканические извержения в Исландии в плейстоцене имели своим источником питания сравнительно неглубоко расположенные небольшие резервуары магмы. Эти резервуары, как правило, были связаны с поверхностью цепью мощных даек по периферии и сетью более мелких даек в центре (где расстояние до поверхности было меньше). В результате извержений по этим дайкам по периферии таких магматических камер формировались столовые горы, а на проекции центра - гиалокластитовые формы.

Упомянутые формы (тюйя, гиалокластитовые хребты и конуса) характерны не только для неоген-плейстоценового, но и для современного подлёдного вулканизма. Кроме того, существуют кальдеры, имеющие временем своего формирования именно период деградации ледникового покрова. Происхождение многих кальдер в Исландии связывают с уменьшением стабилизирующего петростатического давления с последующим обрушением стенок кратера.

Помимо них, в зоне постгляциального вулканизма (в связи с дискретным распространением ледников) существуют и другие формы рельефа, развитие которых зависит от типа вулканического аппарата (трещинный, центральный), состава лав (как правило, мафический) и окружающих условий (аквальных, субаквальных и т.д.). В целом, как и повсеместно, для Исландии можно выделить четыре типа извержений: эффузивный, экструзивный, эксплозивный и смешанный (причём последние два распространены значительно больше, чем в других регионах).

Чисто эффузивные извержения - без сопровождающей их эксплозивной фазы - свойственны в Исландии только лавам кислого и основного состава (преимущественно риолитовым и базальтовым). Большинство вулканов с эффузивами риолитового состава расположены в NVZ и EVZ и, по-видимому, связаны с явлением фракционирования магмы в промежуточных камерах. Но данный процесс мало распространён, намного более характерно для лав этого состава образование экструзивных куполов, кроме того, кислые лавы составляют всего 8% от общего объёма исландских лав [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]. Наиболее известны риолитовые вулканиты вулкана Крафла. Известно две фазы риолитовой вулканической активности Крафлы, в ходе которых имели место внедрение экструзий и извержения стромболианского типа с выбросом пирокластов смешанного риолит-базальтового состава. В то же время, известны случаи формирования некоторых тюйя вулканитами риолитового состава [Jonasson, 1994]. Эффузивные же извержения базальтов можно разделить в зависимости от дебита лавы на слабые и сильные. Для слабодебитных извержений характерны потоки лав пахоэ-хоэ, продвигающихся на большое расстояние (до 25 км). Для высокодебитных, напротив, характерны извержения стромболианского типа с продвижением лав типа аа на расстояние 13 км и менее.

Моногенные вулканические щиты (рис. 9), сложенные лавами пахоэхоэ (пикритового или толеитового состава), сформировались преимущественно сразу же после схода ледникового покрова (11 тыс. лет назад) и имеют возраст от 11 до 5 тыс. лет (не известно щитов моложе 3500 лет). Их формирование происходило в обстановке наиболее интенсивного с начала неогена вулканизма (см. выше), входе высокодебитных трещинных или низкодебитных центральных извержений, продолжавшихся непрерывно продолжительное время (годы.и десятки лет). Среди вулканических щитов выделяются два типа. Тип А (влк. Пейстареикянбунга) сложен только скрытыми в лавоводах лавовыми потоками, питаемыми дренируемым лавовым озером, расположенном в кратере, и имеет крутизну склонов около 3^о. Тип Б (влк. Трёлладингья), помимо центрального конуса, сложенного открытыми лавовыми потоками, имеет и периферийный лавовый шлейф, питаемый скрытыми в лавоводах лавовыми потоками из лавового озера. Крутизна склонов таких вулканов - 3-8^о (к подножию уменьшается). Важной особенностью исландских щитовых вулканов можно считать их образование в ходе одного извержения (в отличие от, например, гавайских полигенных щитовых вулканов).

Приблизительно ¾ всех извержений в Исландии - эксплозивные, среди которых 86% протекает в присутствии воды, а 14% - без её участия. Извержения смешанного типа достаточно редки; практически все известные извержения смешанного типа относятся к стратовулкану Гекла и имеют три фазы активности: в течение первой фазы (менее часа) наблюдается извержение плинианского или субплинианского типа с очень высоким расходом магмы и тефры. В ходе этого события происходит образование трещины (фаза 2), через которую начинает извергаться фонтанирующая лава, формирующая потоки типа аа. Отношение лавы к тефре в составе продуктов извержения резко увеличивается, интенсивность - уменьшается. По мере уменьшения дебита магмы извержение вступает в фазу 3, когда вулканическая деятельность концентрируется в серии локальных эксплозивных центров с извержениями стромболианского типа. Для фазы 3 характерны очень малые расходы лавы (менее 20 м³/с).

Влажный эксплозивный вулканизм в Исландии, в свою очередь, представлен тремя типами: фреатическим, фреатомагматическим и фреатоплинианским.

Фреатические, или гидротермальные, извержения относительно редки (0,5% эксплозий, характерны, например, для вулканов Крафла и Грэнаватн). Их формирование связано с повышенным давлением пара и/или воды в перегретых геотермальных системах и характерно для районов, находящихся в стадии повышения или понижения вулканической активности. Фреатомагматические (сюртсейские) извержения имеют место в случае непосредственного контакта базальтовой магмы с водой или льдом. Их можно разделить на извержения двух типов: «петушиный хвост» (при попадании воды в жерло вулкана происходят прерывистые выбросы тефры как в вертикальном, так и практически в горизонтальном направлениях) и «непрерывная струя» (непрерывное фонтанирование тефры). Хотя эруптивная колонна таких извержений может достигать высоты 12 км, рассеяние тефры достаточно слабое, так как большая часть энергии расходуется на дефрагментацию и переплавление льда. Фреатомагматические подлёдные эксплозии, как правило, слабые и характерны прежде всего для трёх вулканов: Гримсватн, Бардарбунга и Катла. Подлёдным фреатомагматическим событиям свойственны йокульлаупы. Кроме того, в прибрежном сегменте хребта Рейкьянес развиты подводные фреатомагматические события - например, в результате такого извержения сформировался остров Сюртсей. Субаэральные фреатомагматические извержения (развиты в системах Крафла и Аскья) в целом аналогичны подлёдным, но более мощные. Наиболее типичной формой рельефа таких извержений является группа бескорневых конусов (10-1000 конусов). Бескорневые конусы (рис. 10) формируются при попадании потока лавы пахоэхоэ в озеро, при котором язык лавового потока начинает кристаллизоваться по периферии, давление нераскристаллизовавшейся массы в нём растёт, и в конце концов корку прорывает, а лавовый поток продолжает двигаться дальше. Далее, новое поступление лавы также приводит к раздуванию тыловой части лавового языка и миграции жидкой лавы поверх сформировавшихся дрен (каналов), в результате чего они проседают, открываясь прямо в илистую поверхность дна, и жидкая водно-илистая масса начинает поступать прямо внутрь лавового потока, создавая условия для формирования эксплозий.

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 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 [#"720056.files/image012.gif">

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 [#"720056.files/image013.gif">

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. 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.

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. 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 - 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 [#"720056.files/image028.gif">

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, #"720056.files/image029.gif">

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%.

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.

.        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

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

.        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.

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

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

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

.        Оллиер К. Тектоника и рельеф//М., Недра, 1984, 460 с.

.        Пучков В.Н. Схема регулярных вулканических цепей океанов: перспектива дальнейших исследований//В сб.: Вулканизм и геодинамика: Материалы IV Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. В 2 т. Петропавловск-Камчатский, ИВиС ДВО РАН, 2009. т. 2, с. 476-479

.        Строение земной коры Исландии по сейсмическим данным//Под ред. В.В. Белоусова и С.М. Зверева. М.: МГК АН СССР, 1985. 220 с.

.        Фирстов П.П. Вулканические акустические сигналы диапазона 1,0-10 Гц и их связь с эксплозивным процессом//Петропавловск-Камчатский, Издательство КГПУ, 2003, 78 с.

.        Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок//М., изд-во МГУ, 1997, 320 с.

13.    Andrew R.E.B., Gudmundsson A. Distribution, structure, and formation of Holocene lava shields in Iceland //Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2007, № 168, pp. 137-154

.        Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al. On the Geology and Geophysics of Iceland: A Guide to Excursion. No. A2. (ed. by Thorarinsson S.)//Reykjavick, International Geological Congress, 1960, 74 pp.

.        Bird E. Coastal Geomorphology: An Introduction//Wiley, 2013

.        Brothers R.N., Searle E.J. The geology of Raoul Island, Kermadec group, Southwest Pacific//Bulletin Volcanologique, 1970, Volume 34, Issue 1, pp. 7-37.

.        Dalziel I.W.D. The Scotia Arc: An International Geological Laboratory//1984, Episodes, vol. 7, № 3, pp. 8- 13.

18.    González-Casado, J.M., Giner-Robles, J. Y. and López-Martínez, J. (2000): Bransfield basin,Antartic

.        Peninsula: Not a normal backarc basin. Geology, 28: 1043-1046.

.        Hamblin W.K., Christiansen E.H. Earth's Dynamic Systems//Upper Saddle River, Prentice Hall, 2003, 816 pp.

.        Jakobsson S.P., Gudmundsson M.T. Subglacial and intraglacial volcanic formations in Iceland// JÖKULL. 2008, No. 58, pp. 179-196

22.    Jónasson K. Rhyolite volcanism in the Krafla central volcano, north-east Iceland// Bulletin of Volcanology. 1994, Volume 56, Issue 6-7, pp 516-528

.        Licciardi J.M., Kurz M.D., Curtice J.M. Glacial and volcanic history of Icelandic table mountains from cosmogenic ³He exposure ages //Quaternary Science Reviews, 2007, № 26, pp. 1529-1546

.        Macdonald K.C. Mid-ocean ridges tectonics, volcanism and geomorphology//In book: Encyclopedia of Ocean Sciences - Academic Press, 2001, pp. 1798-1813

.        Navarro A., Lourenço N., Chorowiczet. J. et. al. Analysis of geometry of volcanoes and faults in Terceira Island (Azores): Evidence for reactivation tectonics at the EUR/AFR plate boundary in the Azores triple junction//Tectonophysics, 2009, № 465, pp.98-113

.        Schubert G., Masters G., Olson P., Tackley P. Superplumes or plume clusters?// Physics of the Earth and Planetary Interiors, Volume 146, Issue 1-2, p. 147-162

.        Sherrod D.R. et. al. Geologic Map of the State of Hawai‘i//Virginia, Reston, U.S. Geological Survey, 2007, 83 pp.

.        Thordarson T., Höskuldsson Á. Postglacial volcanism in Iceland// JÖKULL, 2008, № 58, pp. 197-228

.        #"720056.files/image030.gif">