океанічний вулканізм геоморфологічний
ГЛАВА 1. ОСОБЛИВОСТІ ОКЕАНІЧНОГО ВУЛКАНІЗМУ, ЙОГО ПОШИРЕННЯ. КЛАСИФІКАЦІЇ ВУЛУВНІЧНИХ БУДІВЕЛЬ, ИЗВЕРЖЕНИЙ І ЛАВ
Якщо порівнювати океанічний вулканізм з континентальним, то можна виділити наступні особливості, що відрізняють його розвиток. По-перше, океанічний вулканізм є переважно основним (базальтовим і андезитового), рідкісні випадки сіенітового (як на островах Товариства) або ріолітового вулканізму (острів Пасхи) [В.А. Апродов. Вулкани, с.307-308], як правило, пов'язаний з явищем фракціонування магми. Такий характер вулканізму відповідає, перш за все, молодому віку океанічної кори і відсутності в ній сиалического шару, що забезпечує в острівних дугах і під континентами виверження середніх і кислих магми.
друге, океанічний вулканізм має місце в географічних умовах, відмінних від умов континентальних - так, наприклад, в підводних рифтах продукти вулканізму відразу потрапляють в холодну рідку турбулентне середовище, що викликає дуже швидке їх охолодження з формуванням піллоу-лав; крім того, у всіх випадках океанічного вулканізму прорив магми до поверхні не проходить через скільки-потужну товщу осадового шару, як це найчастіше буває на континентах; вулканізм зазвичай забезпечує формування не тільки вулканічних конусів, а й усієї маси фундаменту, при цьому осадовий елемент в підставі відсутня.
третє, тільки для океанічного вулканізму властиві такі унікальні типи вулканізму, як вулканізм острівних дуг і глибоководний рифтовий вулканізм. Явище вулканізму гарячих точок також більш характерне для океанічної земної кори, ніж для материкової, що можна пояснити більшою потужністю останньої.
Якщо звернути увагу на карту Землі, то океанічний вулканізм має наступне поширення: з одного боку, більшість вулканів приурочена до серединно-океанічних хребтах: Серединно-Атлантичного хребта, Східно-Тихоокеанського підняття, хребту Гаккеля, Серединного , Південно-Східному та Південно-Західному Індійським хребтах. Іншим важливим районом вулканізму є острівні дуги, велика частина яких розташована по західній периферії Тихого океану і яким належать до 60% всіх молодих вулканів на Землі [В.А. Апродов. Вулкани, с.13]. І, нарешті, значно менше вулканів відноситься до витягнутим ланцюгах вулканічних островів, що представляють собою вершини підводних хребтів, які ймовірно мають плюмовой генезис (острови Лайн, Туамоту, Гавайські, Галапагоські, Кергелен, Пасхи, підводні хребти Луїсвілль і Імператорський і т.д.) .
Існує кілька класифікацій вулканічних будівель, класифікація типів вивержень, петрохіміческая і морфологічна класифікація лав (ми розглянемо тільки останню). Вулканічні споруди по морфоструктурного ознакою можна розділити на щитові вулкани, стратовулкани, шлакові і Попільні конуса [Олліер.х Тектоніка і рельєф]. Щитові вулкани являють собою сводоподобние конуси, складені цілком лавовими потоками і покривами, і характерні для вулканів з маловязкой, переважно основний, магмою, що не схильної до експлозівності. Такі вулкани мають широкий діаметр основи і малі кути схилів (до 7-8 про у вершини і до 3-6 про біля основи, для гавайських вулканів - навіть до 2-3 о). Шлакові і Попільні конуси, навпаки, складаються цілком з пірокластичні матеріалу (шлаку або попелу, відповідно) і характерні для вулканів з кислими магмами, що володіють високими експлозівнимі властивостями. Такі конуси мають невелику висоту і круті схили. Стратовулкани складені шарами, що чергуються пірокластичні матеріалу і лав.
Конуси, складені тільки одним типом продуктів вулканізму, як правило, сформувалися в результаті одиничної спалахи активності. Такі конуси називають моногенними. Навпаки, конуси, що сформувалися в ході декількох вивержень, виконані різним матеріалом (і лавами, і пирокластами), називають складними.
Окремо, на підставі морфологічного ознаки, можна виділити ще один тип великих вулканічних форм: кальдери. Кальдери виникають при обваленні покрівлі над спустошеною магматической камерою, що забезпечує харчування вулканів, у разі її високого розташування і дуже швидкого спустошення. Часто виділяють також іншої підтип кальдер, що утворюється при повільному просіданні покрівлі після виверження; такий тип зазвичай характерний для території, в структурі якої були розривні порушення. У разі пароксизмальних експлозія можуть формуватися кальдери вибуху.
Існують більш докладні класифікації, засновані на різних поєднаннях перерахованих вище типів; так, наприклад, класифікація Т. Сузукі (1977) нараховує 57 різновидів, об'єднані в шість серій:
· стратовулкани
· стратовулкани з кальдеро
· щитові вулкани
· щитові вулкани з кальдеро
· кальдерні вулкани
· моногенні вулкани.
В класифікацію Т. Сузукі не включені такі окремі морфологічні типи вулканів, як вулкани типу «Сомма-Везувій», екструзівние купола і Маар.
Вулкани типу «Сомма-Везувій», або подвійні вулкани, являють собою складні вулканічні споруди, в яких молодий вулканічний конус вкладений в більш давнюю альдеру вибуху. Маар, або трубки вибуху, суть вертикальні воронкоподібні кратери без вулканічного конуса, оточені валом з пухкого пірокластичні матеріалу і заповнені водою (інакше їх називають діатремамі). Екструзівние купола для океанічного вулканізму невластиві, якщо не вважати ряду вулканів острівних дуг.
Всі перераховані вище класифікації відносяться тільки до так званих центральним вулканам, для яких характерний підвідний канал трубообразной форми; крім центральних, виділяються також трещинние, або лінійні, вулкани, виверження в яких відбуваються вздовж трещинного порушення або на окремих його ділянках. Конуси таких вулканів практично завжди Моногенне, уздовж тріщин іноді формуються лавові покриви.
За Г. Макдональду (1972), всі вулканічні виверження можна розділити на 6 типів: ісландська, гавайський, стромболианский, вулканскій, фреатический, пелейский, Плініанський (деякими джерелами виділяються також субплініанскій і ультраплініанскій підтипи, а також бандайсанскій і катмайскій типи). Слід звернути увагу на перші п'ять, оскільки саме вони характерні для океанічного вулканізму. [Фирстов, 2003]
Ісландська тип вивержень являє собою вилив рідкої базальтової лави за системою довгих паралельних тріщин (тріщинні вулканізм), іноді пов'язаних з щитовим вулканом. Такі виверження часто формують лавові плато.
Гавайський тип характеризується лавовими фонтанами з рідкої базальтової лави (т.зв. пахоехое, або ропі-лавами), дуже рідкими лавовими потоками, що утворюють лавопади і часто навіть досягають берега моря. Такому типу вивержень невластиві експлозіі і викиди пірокласти.
Стромболіанскій типу вивержень властиві експлозіі вузьких основних лав з утворенням великої кількості грубої пірокластікі і попелу.
Вулканський тип вивержень характерний для вулканів з андезітовимі магмами, багатих летючими. Вулканічний матеріал таких вулканів представлений переважно пірокластичні матеріалом, а експлозіі повторюються раз на кілька років.
Фреатический називаються виверження, що проходять в зоні контакту з водою без виливу або викиду лав. Вулканічний матеріал таких вивержень представлений виключно тефрой і лапіллі, а також вулканічними блоками; вулканічні бомби відсутні. Оскільки найбільш яскраво цей тип вивержень проявляється в Ісландії, для якої характерні виверження на контакті з льодом або озерними водами, остільки нижче ми більш детально розглянемо різновиди фреатомагматіческое вивержень.
Якщо говорити про морфологічну класифікації лав, то можна виділити наступні типи.
Морфологічно лави, що формуються при наземних виверженнях, можна в загальному вигляді розділити на брилові і хвилясті. Брилові, або блокові, лави являють собою в'язкі лавові потоки, в яких поверхнева кірка остигає значно швидше, ніж внутрішня частина, що формує глибовий окремість поверхні. Хвилясті лави характерні для більш рідких потоків, гарячих значною мірою дегазованих, поверхня яких при охолодженні покривається в'язкої скловатою плівкою, яку нижележащих лава легко переносить і скручує в складки. У свою чергу, серед них виділяються наступні найбільш поширені підтипи.
Пахоехое, або пехуху (гавайське назва), вони ж канатні лави, вони ж ропі-лави - різновид хвилястих базальтових лав з дуже малою в'язкістю, поверхня яких має вигляд переплутаних тяжів. Такі лави типові для Гавайських островів, Толбачіка та Ісландії.
Аа-лави (гавайське назва), вони ж анальхраун (исландское назва) - брилові лави; характерні для базальтів середньої та малої в'язкості і відрізняються від інших глибових лав меншими розмірами уламків (до 1-1,5 м) і великою їх спіканням. Часто зустрічаються разом з пахоехое, характерні для Гавайських островів і Ісландії.
Крім них, часто виділяють дермолітовие лави (найбільш типові серед хвилястих) і кускові лави (найбільш типові серед глибових). Часто аа-лави і пахоехое ототожнюють з брилові і хвилястими відповідно, що, загалом кажучи, неправильно.
У випадках же підводного вулканізму, як, наприклад, при рифтової вулканизме, швидкість кристалізації магми настільки велика, що це призводить до утворення т.зв. піллоу-лав, вони ж подушкові, вони ж кульові, що представляють собою основні лави, що складаються з серії куль, налягають один на інший. Кожне з таких кулястих тіл має на поверхні зону гарту, складену склом, а в центрі-кристалічну радіально-променисту окремість. Аналогічні лави можуть утворюватися і при підлідний виверженнях (Ісландія).
ГЛАВА 2. СЕРЕДННО-ОКЕАНІЧНИХ ХРЕБТІВ, ЇХ МОРФОСТРУКТУРА І ОСОБЛИВОСТІ ВУЛКАНІЗМУ. НЕОВУЛКАНІЧНА ЗОНА.
Серединно-океанічні хребти (СОХНУВ) є найбільшим лінійним комплексом мегарельефа у світі, і одночасно поясом зосередження активних центрів неовулканізма. Вулканізм СОХНУВ займає важливу нішу, складаючи, нарівні з плюмовой вулканізмом, два можливі види вулканічної активності в ложі Світового океану.
Загальна протяжність СОХНУВ - 70 тис. км. Морфологічно СОХНУВ являє собою широкий вал зі згладженим рельєфом або увінчаний піками підводних гір, розбитий поперечними розломами і поздовжніми тріщинами. Ширина хребта складає від 200 до 3000 км. У центральній частині СОХНУВ часто розташовується рифт, простягаються по дну рифтової долини - вузької ущелини (близько 30 км завширшки), дно якого знаходиться гіпсометричні нижче рівня оточуючих СОХНУВ абісальних улоговин. Ущелина характеризується крутими стінками і плоским дном; паралельно йому з двох сторін простягаються розчленовані гребневиє гірські системи [Дубінін, Ушаков, 2001].
Категорії СОХСкорость спрединга, см / Годсе повільним спредінгом0-4, 0С середнім спредінгом4 ,0-8, 0С швидким спредінгом8 ,0-12, 0С ультрашвидкі спредінгом12 ,0-16, 0
Серединно-океанічні хребти в процесі свого формування проходять різні еволюційні стадії розвитку, відповідно до яких зазвичай виділяють (див. табл. 1) медленноспредінговие і бистроспредінговие СОХНУВ, які, в свою чергу можна розділити на дрібніші категорії. Морфологічно серед хребтів з середньою швидкістю спрединга можна виділити близькі до СОХНУВ з повільним спрединг (до 6 см / рік) і близькі до СОХНУВ з швидким спрединг (більше 6 см / рік). Найбільш поширеним є процес поступового перетворення бистроспредінгового хребта в медленноспредінговий, що пов'язано з ослабленням внутрімантійной конвекції. Однак, якщо такого ослаблення не відбувається, або ж, навпаки, має місце посилення конвекції, можливий і зворотний перехід.
Серед серединно-океанічних хребтів Світового океану, морфологічно до хребтів з повільним спрединг (0-6,0 см / рік) можна віднести СОХНУВ Атлантичного, Північного Льодовитого і Індійського океанів, а до хребтів з швидким спрединг ( 6,0-14,0 см / рік) - СОХНУВ Тихого океану. Залежно від відповідності ділянки СОХНУВ тій чи іншій стадії розвитку, йому будуть властиві свої морфологічні особливості.
Висока інтенсивність серединно-океанічного неовулканізма обумовлена приуроченностью СОХНУВ до зон підйому мантійного речовини в системі конвекції, а також малою товщиною земної кори в районі рифту (потужність зрілої океанічної кори - 5-8 км, потужність океанічної кори під СОХНУВ - 3-4 км, в рифтових долинах - 1-2 км, тобто речовина астеносфери підходить практично безпосередньо до дна Світового океану). Фактично океанічна кора являє собою безпосередній продукт диференціації мантії, що не пройшов геохімічний цикл.
При розгляді окремо морфології бистроспредінгових і медленноспредінгових СОХНУВ в кожному з типів хребтів виділяються наступні зони (в порядку збільшення охоплення): неовулканіческая зона, для якої властива активна вулканічна діяльність, зона тріщинуватості (в межах якої спостерігається розтріскування неповністю закристалізуватися базальтів), а також дівергентние кордону океанічних літосферних плит. Морфологічно в медленноспредінгових СОХНУВ виділяють внутрішнє дно (ложе долини), внутрішні стінки, тераси, зовнішні стінки і рифтові гори.
Внутрішня долина являє собою депресію в осьовій частині СОХНУВ шириною 2-3 км, обмежену з обох сторін т.зв. внутрішніми стінками. Така будова рельєфу має вулканічний генезис: в осьовій зоні внутрішньої долини розташовується вулканічний хребет, що складається з лінійно витягнутих підняттів з подовженням приблизно 4:1 і депресій між ними. Для внутрішньої долини (головним чином, для її периферії) характерна велика кількість тріщин і скидів, але, тим не менш, рельєф порізаний слабко. Внутрішні стінки являють собою серії великих скидів із загальним перевищенням над дном долини 150-300 м. Для зони внутрішніх стінок характерна висока частота мікроземлетрусів при формуванні тріщин. Між внутрішніми і зовнішніми стінками розташовуються т.зв. тераси серединних долин шириною 5-15 км, що характеризуються вирівняним рельєфом. Зовнішні стінки визначаються шириною рифтової долини і мають перевищення над середніми терасами порядку 1000 м, над внутрішньою долиною - порядку 1500 м. Фактично зовнішні стінки являють собою велику взбросового-скидних систему, протягуючись з кожного боку від осі спрединга, паралельно їй, на відстань 10 -28 км. Із зовнішнього боку від них розташовуються рифтові гори, які практично збігаються з межами літосферних плит і порушені серією скидів.
Морфологічно бистроспредінговие СОХНУВ відрізняються від СОХНУВ з повільним спрединг відсутністю внутрішньої долини. Вони мають меншу ширину (40-50 км замість 50-60); в обидві сторони від осі спрединга рельєф знижується, при цьому тектонічна будова території сильно ускладнено численними грабенамі і горстами, простягаю паралельно осі спрединга. Крупний щілиноподібні скидний грабен шириною від декількох десятків до 2000 м і довжиною до десятків кілометрів знаходиться безпосередньо в центрі підняття У його межах виділяються вузькі і дрібні внутрішні троги, протягуються по синусоїді на відстань 100-1000 м. Вони мають вулканічне походження і називаються верховими кальдерами, або осьовими вершинними трогами обвалення. З кожною з сторін вершинного грабена, за обмежуючими його розломами, розташовується область плавно знижується рельєфу, зрідка ускладненого неовулканіческімі поднятиями.
Висунуто дві гіпотези формування внутрішньої долини. Перша з них, гіпотеза втрати гідравлічного напору, стверджує, що внутрішня долина формується при терті піднімається магми про вузькі стінки рифту; в бистроспредінгових СОХНУВ канал рифту ширше, і тертя значно менше. Відповідно до іншої, гіпотезі шийки, внутрішня долина утворюється в результаті пластичних напруг в літосфері при розтягуванні. У бистроспредінгових СОХНУВ літосфера більш розігріта, і потоншення при розтягуванні поширюється на велику територію, завдяки чому освіти долини не відбувається. В даний час достовірність жодної з цих гіпотез не підтверджена; можливо, що мають місце обидва ефекту.
При накладенні зон тріщинуватості і неовулканізма утворюється так звана зона акреції, для якої характерні голоценова вулканічна і тектонічна активність. Неовулканіческая зона розташовується в рифтової долині і має ширину 1-2 кілометри. Для неї характерні свіжі лавові потоки і відсутність осадового покриву. Весь рельєф обумовлений вулканічними процесами; важливою особливістю неовулканіческіх зон є що виявляється періодичність вулканічної, гідротермальної і сейсмічної активності. Такі періоди досягають найменшою тривалості при швидкості спрединга більше 8 см / рік: серії вивержень в такому випадку відбуваються раз на 50-100 років. При зменшенні швидкості спрединга починається поступове згасання вулканізму і збільшення його періодичності: так, при швидкості спрединга 4-8 см / рік період вулканічної діяльності становить від 300 до 1000 років, а при швидкості 0,5-4 см / рік досягає вже 5-10 тис. років. Період вивержень являє собою квадратичну функцію від швидкості спрединга. У геологічних масштабах він має невелику тривалість: як правило, 1-100 років з подальшим тривалим спокійним періодом. Вулканічні споруди в неовулканіческой зоні СОХНУВ суть розташовані паралельно осі спрединга нагромадження подушкові базальтів. Лінійні розміри таких вулканів складають в середньому 1-4 км, відносна висота - близько 250 м. У хребтах з повільним спрединг вулканізм загасає або взагалі відсутня; в хребтах з середньою швидкістю спрединга такі вулкани морфологічно виражені найбільш яскраво, хоча там в істотному кількості присутні і щитові вулкани. Там їх система виражена більш яскраво, маючи розриви лише в місцях невеликих ешелонообразних розломів. В осьовій зоні висота вулканів досягає 50 м. У хребтах з швидким спрединг вулкани морфологічно аналогічні гавайскому типу, ширина осьових вулканів складає 1-2 км. Витягнуті ланцюжка їх простягаються уздовж рифту на десятки і сотні кілометрів, перериваючись лише на трансформних розломах або в зонах перекриттів центрів спрединга (ПЦС). Така морфологія вулканів обумовлена тим, що в СОХНУВ з високою швидкістю спрединга вилив лави відбувається переважно з високою швидкістю через тріщини; по мірі формування підвідних каналів і трубок зменшується швидкість виливу лави, і вона переходить в подушкові тип. Можливі розриви і зміщення вже існуючих ланцюжків вулканів по розломах. Як правило, при повільному спрединге зміщення відбувається між сусідніми вулканами, а його амплітуда не перевищує ширини підстави одного вулкана
швидкому спрединге розщеплення може відбуватися навіть по самій осі вулкана (що обумовлено ослабленою - завдяки частим вивержень - літосфері) на відстань до 4 км. Можлива поява і неосевих вулканів, яких може налічуватися до 10% від загального числа.
Геоморфологія аккреционной зони обумовлена ??тектонічними рухами, викликаними - в першу чергу - крихкими деформаціями холодної верхній частині літосфери, що контактує з океанічної водою. Подібні деформації призводять до утворення нормальних скидів і супроводжуються впровадженням ДАЕК з осьового магматичного резервуара (так званої осьової магматичної камери - ОМК) по утворилися тріщини. Найбільш інтенсивно тріщинувата зона проявляється в межах 1-2 км по флангах осі спрединга. При цьому зяючі тріщини забезпечують океанічній воді доступ нижче в літосферу, ще більше посилюючи явище розтріскування. Такі тріщини мають ширину 0,3-3 м і довжину 10-2000 м.
Що стосується петрографічних і вулканологічних особливостей неовулканізма в рифтових зонах, то лави представлені подушкові толеітовие базальтами і глибовими базальтовими потоками (для бистроспредінгових хребтів) і толеітовие лопастевіднимі лавовими потоками (для медленноспредінгових хребтів). Тип вулканічного апарату для перших - тріщини і щитової, для других - моногенні лавові конуси піллоу-лав. СОХНУВ з середніми швидкостями спрединга поєднують в собі характерні особливості обох типів.
Особливі умови можуть бути створені при накладенні на ріфтогенез інших процесів, що сприяють вулканізму, як, наприклад, в Ісландії (що буде розглянуто нижче). У районі Азорських мікропліти, де на трансформного розлом, який є кордоном Азорських мікропліти і вторинним центром спрединга [A.Navarro et al., 2009], накладається плюм діаметром приблизно 200 км, розташований під островом Терсейра. Даний плюм викликає висхідні конвективні мантійні потоки і реактивацію Трансформаційний розлому в ролі рифтової зони.
ГЛАВА 3. ІСЛАНДСЬКОГО ВУЛКАНІЗМУ , ЙОГО МОРФОЛОГІЧНІ ВИДИ І ТЕКТОНІЧНОЙ ОБУМОВЛЕНОСТІ . ГЕОЛОГІЧНА ІСТОРІЯ ІСЛАНДІЇ
Острів Ісландія являє собою велике підняття, «насаджене» на СОХНУВ з розташованим під ним ісландським плюмом. Існують різні гіпотези утворення острова, але найбільш вірогідною представляється гіпотеза С. Торарінсона, згідно з якою Ісландія сформувалася в ході компенсаційного підняття ділянки серединно-океанічного хребта з паралельним накопиченням базальтів. Крім того, існують і інші гіпотези, наприклад гіпотеза консолідації кори в прогресивної перехідній зоні, гіпотеза сводового підняття або гіпотеза своєрідного реліктового континентального ділянки, збереженого після ізостатичної опускання навколишньої території, але зараз вони представляються малоймовірними [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960]. Не можна заперечувати і вплив плюма на освіту ісландських базальтових плато.
Будова ісландської земної кори відрізняється від такого у розвивалися аналогічним чином Гренландії, островів Північної Британії, та Норвегії. Відмінно воно і від будови земної кори Атлантичного океану. Раніше, на основі даних глибинного сейсмічного зондування, передбачалося [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960], що земна кора Ісландії складається з трьох шарів. У першому шарі, потужністю близько 2 км, швидкість сейсмічних хвиль (V p) складає 37 км / с. Це осадовий шар. У другому шарі, потужністю 16 км V p=6,7 км / с, що дозволяє припустити його близькість до «базальтовому» прошарку океанічної земної кори. Характер третього шару, що має потужність 10 км, для якого V p=7,4 км / с, в даний час не відомий (багато авторів, наприклад, Г.Пальмасон і Х.Гебрандт відносили цей шар до верхньої мантії). За пізнішими уявленнями [Геншафт, салтиковський, 1999], на основі даних сейсмічної томографії в земній корі також виділяється три шари, однак їхньої потужності відмінні від таких у попередніх моделях. У верхньому, потужністю 0,7-3 км, V p <0,5 км / с, причому потужність цього шару різко зростає в межах неовулканіческой зони. У середньому, потужністю 2-4,5 км, V p=5-6,5 км / с. Покрівля нижньої кори має глибину 4,5 км, а потужність шару складає 14-20 км. У цьому шарі V p поступово зростає до підошви до 7,2-7,25 км / с. На кордоні Мохо, що розташовується в середньому на глибині близько 28 км, спостерігається різкий стрибок V p. Нижче неї швидкість сейсмічних хвиль більше або дорівнює 7,5 км / с. Крім цих, існує безліч інших геофізичних моделей будови земної кори Ісландії. Згідно, наприклад, гіпотезі В.В. Білоусова, шар під кордоном Мохо (швидкості V p в якому більше, ніж типово коровиє, але менше, ніж типово мантійні) слід відносити не до чистої мантії, а так званої «коро-мантійних суміші» [Бєлоусов, 1985, Геншафт, салтиковський, 1999].
Розвиток сейсмічної томографії дозволило встановити, що під рифтової зоною на глибинах 0-75 км спостерігається загасання поздовжніх сейсмічних хвиль. Вважається, що це явище пов'язане з існуванням Ісландського плюма (рис. 4). За останніми даними [Бєлоусов, 1985, Геншафт, салтиковський, 1999], Ісландська плюм представляє собою високу колону, що бере початок в нижній мантії і сужающуюся до поверхні (ширина в середньому не більше 200 км). Передбачається, що температура плюма вище температури навколишнього мантії на 200-300 о С. Поблизу кори поверхню плюма набуває обрисів, відповідні розташуванню активних наземних вулканічних структур.
Формування Ісландії як острови, мабуть, почалося в ранньому палеогені, разом з утворенням в ході трещинних виливів обширних вулканічних плато, потужністю до 10 км, складених базальтами толеітовой і Олівіновий-лужний серій, що чергуються без видимої закономірності. Цим базальтам, в порівнянні з типовими базальтами серединно-океанічних хребтів, властива велика тітаністий, железистость і кілька знижений вміст кремнезему (що, як вважається, характерно для лав плюмовой вулканізму). Саме для базальтових плато найбільш характерне чергування серій з різним напрямком намагніченості (що пов'язано зі зміною палеомагнітних обстановок; для плато, за даними Кьяртансона, відзначено 30 таких змін з періодом приблизно? Млн років), хоча дане явище характерне для будь-яких вулканічних формацій. Процес вулканізму супроводжувався розвитком пенепленізаціі (за приблизними підрахунками, денудацією було зрізано до 5 км базальтових плато), за якою послідувало інтенсивний розвиток сбросової тектоніки [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960], що, мабуть, можна пов'язати з початком кріохрона і розвитком заледеніння. Формування острова завершилося до верхнього пліоцену, з набуттям ним його сучасних обрисів [Геншафт, салтиковський, 1999]. Значний вплив на склад ісландських вулканитов та обсяги вулканічної діяльності зробили і неоген-четвертинні зледеніння, протягом яких сформувалися займають більшу частину території Ісландії палагонітовие формації. Вже в плейстоцен-голоценових час, у міру деградації покривного льодовика і поетапного гляціоізостатіческого підняття, за цим послідувало осадконакопление, що супроводжується неовулканізмом, пік якого припав на самий початок плейстоцену. Після сходу льодовикового покриву зменшення компенсуючого петростатіческого тиску призвело до збільшення обсягів вулканізму і розширенню каналів надходження магми.
Неовулканіческая зона Ісландії (традиційно до неовулканіческой зоні Ісландії відносяться області з геологічним віком менше 0,7 млн ??років) простягається через острів по генеральному напрямку ЮЗ-СВ, при цьому в ній можна виділити три основні підзони, що мають власні назви. Західна вулканічна зона (ЗВЗ, WVZ) простягається по рифту надводної частини хребта Рейкьянес (вулканічні системи власне Рейкьянес, Лаунгйекюдль, Хофейекюдль). Східну вулканічну зону (ВВЗ, EVZ) складають вулканічні системи Вестманнаейяр, Катла, Торвайекюдль, Вейдіветн, Хейнгідль, Грімсветн та ін Північну вулканічну зону (СВЗ, NVZ), фактично є ділянкою рифту підводного хребта Кольбенсей) складають вулканічні системи Аскья і Крабла. Крім того, трохи осторонь, на п-ове Снайфельдснес, розташовується не настільки значна область неовулканізма, приурочена до разломной зоні.
В даний час до кінця сформувалася конфігурація неовулканіческой зони до кінця не ясна. У першу чергу, незрозумілі відхилення неовулканіческой зони від основної осі спрединга, яка проходить від хребта Рейкьянес через гарячу точку до хребта Кольбенсей (обидва хребта - ультрамедленноспрединговые, тобто швидкість спрединга менше 2 см / рік). Відзначається три відхилення від цієї осі: вулканічна система Снайфельдснес на заході острова, тупикове відгалуження EVZ на південь, до островів Сюртсей і Хеймаей, і розташовані на схід від EVZ ланцюга вулканів центрального типу Ейравайекюдль - Снайфедль, для яких характерна тимчасова ешелонування. Крім того, подібні ланцюга існують і в Західній Ісландії. Існування першого з цих районів прийнято пояснювати приуроченностью до трансформного розлому, але з приводу інших єдиної точки зору не існує. Наприклад, по Х. Сігурдссону, сформована ситуація обумовлена ??нерівномірним розподілом швидкостей спрединга [Геншафт, салтиковський, 1999] як уздовж простягання його осі, так і з боку різних плит (швидкість спрединга Євроазіатської плити значно менше, ніж у Північно-Американської). Крім того, очевидно, важливі і відмінності тектонічної будови хребтів Рейкьянес і Кольбейнсей (наприклад, відсутність сегментації на рівні ТР на хребті Рейкьянес), що, очевидно, обумовлено нерівномірним розподілом розпливаються потоків речовини від Ісландського плюма [Кохан, 2013].
Сильний вплив тектоніки Ісландського плюма на раздвіговую тектоніку і морфологію хребта Рейкьянес також проявляється у відхиленні напрямки спрединга від ортогонального (на 26-30 о), підвищеної щільності вулканічних будівель, а також зміні морфології і утонением земної кори з півночі на південь, у міру видалення від гарячої точки. Так, якщо в своїй північній частині для хребта характерна морфологія бистроспредінгових СОХНУВ, що супроводжується формуванням осьового підняття з насадженими на нього вулканічними хребтами, розділеними неглибокими грабенамі, то для південної частини характерна морфологія типових медленноспредінгових СОХНУВ з формуванням рифтової долини. Між північною і південною частинами хребта распологается зона перехідною морфології. Разом з тим, рельєф хребта і в північній, і в південній частині має суттєві відмінності від своїх аналогів в швидко-та медленноспредінгових СОХНУВ. Так, в рифтової долині південній частині хребта фіксується наявність своєрідних S-образних осьових вулканічних хребтів, що мають ортогональное положення до напряму спрединга і сформувалися над розломами. Згідно з експериментальними даними, формування подібних розломів пов'язано з особливим поєднанням похилого ультрамедленного спрединга і в'язкісно-температурного стану літосфери в умовах накладення плюм-і спредінгових тектоніки. З іншого боку, для перехідної зони характерна наявність V-образних хребтів, формування яких пов'язане з міграцією розплаву від Ісландського плюма. ОМК спостерігається тільки в південній частині хребта Рейкьянес, що вказує на панування плюмовой центру магмогенераціі в північній частині [Дубінін, Кохан, Грохольський та ін, 2012]
По периферії неовулканіческой зони Ісландії розташовується область пліоцен-еоплейстоценових вулканитов, переважно толеітових базальтів (віком 0,7-3,5 млн років). Ще далі від осі спрединга, широкою смугою вздовж північно-західного, північного і північно-східного узбережжя острова простягається область поширення міоценових платобазальтов (толеітових, лужних і Fe-Ti перехідних) з віком від 16 до 3,1 млн років.
Морфологічно на території Ісландії можна виділити три типи вулканічного рельєфу: рельєф базальтових плато палеоген-неогенового віку, рельєф палагонітових формацій неоген-четвертинного віку (в т.ч. неовулканіческой зони) і рельєф зони сучасного постгляціального вулканізму, з властивими для кожного формами.
Ключову роль у формуванні сучасно вигляду рельєфу базальтових плато зіграли денудаційні процеси, які отримали особливий розвиток з неогену. У зв'язку з цим, в залежності від висоти розташування ерозійної поверхні, виділяється чотири т.зв. «Морфологічних рівня» [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960]. Для першого ...
рівня характерні долини глибиною 100-200 м з дуже пологими схилами, причому крутість поздовжнього профілю цих долин найчастіше більше крутизни схилів. Цей рівень в районі Хвальфьордюра простежується на висотах більше 300-400 м над древнім рівнем моря (700-800 м над сучасним), але в міру просування на південь острова може підніматися і вище.
Другий морфологічний рівень сформувався за рахунок поглиблення долин першого морфологічного рівня (як правило, без розширення) і відрізняється більш крутими схилами. Долини мають таку ж (або меншу) ширину, як і долини першого рівня, але мають абсолютну висоту близько 700 м.
Третій морфологічний рівень сформувався в результаті тектонічного підняття території приблизно на 200 м і добре виражений вздовж узбережжя, де представлений терасами 2-3 км шириною і глибокими долинами. Важливою особливістю даного рівня є його часткове перекриття лавами із зворотного намагніченістю, так як його формування завершилося до початку плейстоцену.
Четвертий морфологічний рівень відноситься до плейстоцену. Характерною його особливістю є розвиток ерозії льодовикових цирків при зниженні рівня моря на 80-100 м. Існують різні типи долин цього рівня: так, серед долин Ейяфьордюра виділяється три різних типи [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al ., 1960]: головні, виходять до сучасного рівня моря, і дрібніші - висячі, з різною глибиною долин (що залежить від часу утворення долини - в плейстоцені або до його початку). Інтенсивність ерозійних процесів зменшувалася з часом: так, за обсягом винесеного матеріалу перший етап ерозії (в ході утворення долин першого морфологічного рівня) набагато перевищує другий, другий (в ході утворення долин другого морфологічного рівня) в 10 разів перевищує третій, а третій у 5 разів більше четвертого. В цілому, морфологія базальтових плато закінчила своє формування до початку плейстоцену; останній плейстоценовий льодовиковий покрив розташовувався вже на сформованому рельєфі, близькому до сучасного.
Для геології і морфології палагонітових формацій (також відомі як формація Моберг) характерно переважний вплив льодовиків - як на петрохимических склад лав, так і на формування вулканічних морфоструктур. Для підлідного вулканізму характерні в основному дві форми рельєфу: столові гори і гіалокластітовие хребти (Тиндар). Деяка частина обсягу вулканічних вивержень льодовикового часу відноситься до інтрагляціальному вулканизму з властивими йому формами рельєфу, аналогічними постгляціальним.
Процес формування столових гір (ісландск. тюйя; в Ісландії також носять назву stapiпочинається з розплавлення частини льодовикового покриву над місцем майбутнього виверження потоками фумарольних газів з подальшим виливом лави базальтового складу, кристаллизующейся з утворенням піллоу-лав. При цьому в результаті фазового переходу утворюється колосальну кількість води, яка, у разі, якщо вулкан проплавлять повністю тіло льодовика, прориває лід у вигляді потужного водного потоку - т.зв. йокульлаупа. Подібне явище може спостерігатися і в результаті прориву через край льодовика або, наприклад, при подпруживания льодовиком озер. Ці події мають місце і в даний час, в першу чергу, на вулканах Катла (льодовик Мірдалсйекюдль) і Грімсвотн (льодовик Ватнайекюдль). Так, в 1918 р. в результаті дводенного виверження вулкана Катла витрата води в досяг 200 000 м 3 / с. Разом з йокульлаупом величезні маси води, насичені уламками льоду і продуктами вулканізму, можуть переносити і перевідкладався на своєму шляху до узбережжя океану значна кількість твердого уламкового матеріалу. Як правило, потоки з обох льодовиків спрямовані на південь.
Аналогічні потоки формуються в Андах. Так, в Еквадорі (вулкан Котопахи) вони отримали назву «авенідас». При прориві водного потоку над вулканом утворюється блоково-скидна просадка поверхні льодовика, звана кальдроном. Одночасно з утворенням водних лінз над вулканом накопичення піллоу-лав поступово змінюється експлозівно-еффузівним виверженням гіалокластітов і гіалокластітових брекчий (часто званих також «брекчии потоку підошви» або «брекчии лавової дельти»), які по досягненні поверхні води змінюються на покривні лави з високими концентраціями флюїдів. Якщо в ході формування вулканічного конуса він досягає поверхні льодовика і потім стабілізується, утворюється форма рельєфу, близька в поперечному розрізі до конічної і звана Тиндар. Якщо ж вулканічна діяльність триває, вище поверхні льодовика схили конуса набувають набагато більш пологий ухил, і утворилася форма рельєфу, близька до усеченному конусу, називається тюйей [Личардой та ін, 2007]. Як приклад столових гір в неовулканіческой зоні можна привести Хердубрейі (EVZ) або Гейтафелл (WVZ).
Тиндар формуються в результаті вивержень центрального типу при швидкому переміщенні центру вулканічної активності і уявляю собою послідовно формується ряд вулканічних споруд. Великі Тиндар можуть досягати значних розмірів: до 44 км в довжину і 3,8 км завширшки (Тиндар Скюггафьолл). Довжина Тиндар, як правило, в 2 і більше рази перевищує ширину. Тюйя, що формуються в ході вивержень центрального типу, відрізняються великим обсягом вулканічних будівель - до 48 км 3 (тюйя Ейріксйокуль), площею (до 77 км 2) і висотою (до 1000 м). Довжина тюйя зазвичай перевищує ширину менш ніж у 2 рази. Крім того, вважається що спалахи вулканічної активності, які призвели до формування тюйя, мали велику тривалість і могли складатися з декількох циклів, в той час як Тиндар сформувалися протягом короткочасного періоду.
Між тюйя і Тиндар NVZ, EVZ і WVZ спостерігаються деякі відмінності в розмірах форм, їх будову і розповсюдженні. Так, тюйя характерні для NVZ і WVZ, в EVZ вони відсутні. Найбільші Тиндар характерні для NVZ. Деякі Тиндар WVZ мають тонкі лавові покриви вершини, у той час як деякі тюйя їх позбавлені. Всього в Ісландії налічується 89 тюйя і Тиндар [Jakobsson, Gudmundsson, 2008].
Важливою одиницею неовулканізма є т.зв. вулканічні системи Вулканічні виверження в Ісландії в плейстоцені мали своїм джерелом живлення порівняно неглибоко розташовані невеликі резервуари магми. Ці резервуари, як правило, були пов'язані з поверхнею ланцюгом потужних ДАЕК по периферії і мережею більш дрібних даек в центрі (де відстань до поверхні було менше). В результаті вивержень по цих дайкам по периферії таких магматичних камер формувалися столові гори, а на проекції центру - гіалокластітовие форми.Згадані форми (тюйя, гіалокластітовие хребти і конуса) характерні не тільки для неоген-плейстоценового, але і для сучасного підлідного вулканізму. Крім того, існують кальдери, що мають часом свого формування саме період деградації льодовикового покриву. Пходження багатьох кальдер в Ісландії пов'язують із зменшенням стабілізуючого петростатіческого тиску з подальшим обваленням стінок кратера.
Крім них, в зоні постгляціального вулканізму (у зв'язку з дискретним поширенням льодовиків) існують і інші форми рельєфу, розвиток яких залежить від типу вулканічного апарату (тріщинні, центральний), складу лав (як правило, мафічних) і навколишніх умов (аквальних, субаквальних і т.д.). В цілому, як і повсюдно, для Ісландії можна виділити чотири типи вивержень: еффузівний, екструзівний, експлозівний і змішаний (причому останні два поширені значно більше, ніж в інших регіонах).Чисто ефузивні виверження - без супроводжуючої їх експлозівной фази - властиві в Ісландії тільки лавам кислого і основного складу (переважно ріолітового і базальтовим). Більшість вулканів з еффузівамі ріолітового складу розташовані в NVZ і EVZ і, мабуть, пов'язані з явищем фракціонування магми в проміжних камерах. Але цей процес мало поширений, набагато більш характерно для лав цього складу освіту екструзівних куполів, крім того, кислі лави складають всього 8% від загального обсягу ісландських лав [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960 ]. Найбільш відомі ріолітового вулканіти вулкана Крафла. Відомо дві фази ріолітовой вулканічної активності Крафла, в ході яких мали місце впровадження екструзій і виверження стромболианского типу з викидом пірокласти змішаного риолит-базальтового складу. Водночас, відомі випадки формування деяких тюйя вулканітами ріолітового складу [Jonasson, 1994]. Ефузивні ж виверження базальтів можна розділити залежно від дебіту лави на слабкі і сильні. Для слабодебітних вивержень характерні потоки лав пахое-хое, просуваються на велику відстань (до 25 км). Для високодебітних, навпаки, характерні виверження стромболианского типу з просуванням лав типу аа на відстань 13 км і менше.Моногенні вулканічні щити (мал. 9), складені лавами пахоехое (пікрітового або толеітовие складу), сформувалися переважно відразу ж після сходу льодовикового покриву (11 тис. років тому) і мають вік від 11 до 5 тис . років (що не відомо щитів молодше 3500 років). Їх формування відбувалося в обстановці найбільш інтенсивного з початку неогену вулканізму (див. вище), вході високодебітних трещинних або нізкодебітних центральних вивержень, що тривали безперервно тривалий час (годи.і десятки років). Серед вулканічних щитів виділяються два типи. Тип А (влк. Пейстареікянбунга) складний тільки прихованими в лавоводах лавовими потоками, що живляться дренируемой лавовим озером, розташованому в кратері, і має крутизну схилів біля 3 о. Тип Б (влк. Трелладінгья), крім центрального конуса, складеного відкритими лавовими потоками, має і периферійний лавовий шлейф, що живиться прихованими в лавоводах лавовими потоками з лавового озера. Крутизна схилів таких вулканів - 3-8 о (до підніжжя зменшується). Важливою особливістю ісландських щитових вулканів можна вважати їх освіту в ході одного виверження (на відміну від, наприклад, гавайських полігенний щитових вулканів).
Приблизно всіх вивержень в Ісландії - експлозівние, серед яких 86% протікає в присутності води, а 14% - без її участі. Виверження змішаного типу досить рідкісні; практично всі відомі виверження змішаного типу відносяться до стратовулканів Гекла і мають три фази активності: впродовж першої фази (менше години) спостерігається виверження плініанскімі або субплініанского типу з дуже високою витратою магми і тефри. У ході цієї події відбувається утворення тріщини (фаза 2), через яку починає вивергатися фонтануюча лава, що формує потоки типу аа. Ставлення лави до Тефра у складі продуктів виверження різко збільшується, інтенсивність - зменшується. У міру зменшення дебіту магми виверження вступає у фазу 3, коли вулканічна діяльність концентрується в серії локальних експлозівних центрів з виверженнями стромболианского типу. Для фази 3 характерні дуже малі витрати лави (менш 20 м 3 / с).
Вологий експлозівний вулканізм в Ісландії, в свою чергу, представлений трьома типами: фреатический, фреатомагматіческое і фреатоплініанскім.Пфреатический, або гідротермальні, виверження відносно рідкі (0,5% експлозія, характерні, наприклад, для вулканів Крафла і Гренаватн). Їх формування пов'язане з підвищеним тиском пари та / або води в перегрітих геотермальних системах і характерно для районів, що знаходяться в стадії підвищення або зниження вулканічної активності. Фреатомагматіческое (сюртсейскіе) виверження мають місце у разі безпосереднього контакту базальтової магми з водою або льодом. Їх можна розділити на виверження двох типів: «півнячий хвіст» (при попаданні води в жерло вулкана відбуваються переривчасті викиди тефри як у вертикальному, так і практично в горизонтальному напрямках) і «безперервна струмінь» (безперервне фонтанування тефри). Хоча вулканічна колона таких вивержень може досягати висоти 12 км, розсіювання тефри досить слабке, тому що більша частина енергії витрачається на дефрагментацію і переплавлені льоду. Фреатомагматіческое підлідні експлозіі, як правило, слабкі і характерні насамперед для трьох вулканів: Грімсватн, Бардарбунга і Катла. Підлідним фреатомагматіческое подіям властиві йокульлаупи. Крім того, в прибережному сегменті хребта Рейкьянес розвинені підводні фреатомагматіческе події - наприклад, в результаті такого виверження сформувався острів Сюртсей. Субаеральние фреатомагматіческое виверження (розвинені в системах Крафла і Аскья) в цілому аналогічні підлідним, але більш потужні. Найбільш типовою формою рельєфу таких вивержень є група бескорневая конусів (10-1000 конусів). Бескорневая конуси формуються при попаданні потоку лави пахоехое в озеро, при якому мова лавового потоку починає кристалізуватися по периферії, тиск нераскрісталлізовавшейся маси в ньому росте, і врешті-решт кірку прориває, а лавовий потік продовжує рухатися далі. Далі, нове надходження лави також призводить до роздування тиловій частині лавового мови та міграції рідкої лави поверх сформувалися дрен (каналів), в результаті чого вони просідають, відкриваючись прямо в мулисту поверхню дна, і рідка водно-мулиста маса починає надходити прямо всередину лавового потоку, створюючи умови для формування експлозія.Фреатоплініанскіе виверження більш рідкісні і пов'язані переважно з бзальтовимі виверженнями (в т.ч. тріщини) великого обсягу, а також з кислими виверженнями центральних вулканів. Формування таких вивержень пов'язано з контактом високофлюідізірованной магми з водою. Прикладами вулканів, для яких відомі фреатоплініанскіе події, можна вважати Аскью, Гекла або Ватнайелдур. Всі різновиди фреатоплініанскіх вивержень дуже різняться за обсягами викидається тефри.
Сухі експлозівние виверження значно менш характерні для Ісландії, ніж вологі, і представлені виверженнями 4 типів: гавайський, стромболианский, субплініанскій і Плініанський. Відмінності між ними зумовлені інтенсивністю експлозія: при низькому дебіте магми мають місце Стромболіанскій і гавайські події (зареєстровані на вулканах відповідно Хейм і Снефелснесс), при високому - плініанскімі і субплініанскіе (часто пов'язані з кислими лавами, приклади їх найбільш характерні для вулканів Катла і Гекла) . Сухі експлозівние виверження можуть слідувати за вологими в міру осушення резервуара [Thordarson, Hoskuldson, 2008].Вулканизм Ісландії, в порівнянні з вулканізмом підводних ріфтов СОХНУВ і плюмовой вулканізмом, має як загальні риси, так і відмінні риси. Так, з вулканізмом підводних ріфтов СОХНУВ його зближує лінійна витягнутість зони вулканічної активності уздовж рифтової зони СОХНУВ, широке поширення вулканічних апаратів тріщиною типу і толеітовие склад лав, а також властиве для транстенсіонних СОХНУВ з ультрамедленним спрединг ешелоновані розміщення вулканічних систем. З плюмовой вулканізмом пов'язано розвиток у минулому базальтових плато і щитових вулканів, а також підвищений вміст Fe-Ti компонентів. Але вулканізм Ісландії має і ряд відмінностей. Так, на острівній суші, крім характерних для плюмовой вулканізму і глибоководних ріфтов щитових вулканів, присутні й інші види вулканічних форм. До таких належать пов'язані з постгляціальним і інтрагляціальним вулканізмом (столові гори, гіалокластітовие хребти), а також з фреатический виверженнями (шлакові і бескорневая конуси і т.д.). Самі щитові вулкани, завдяки проривів лавових озер по лавоводам, часто мають більш пологі схили, ніж приурочені до інших районам плюмовой вулканізму: близько 2-3 про біля основи замість 5-10 о.
ГЛАВА 4. ПОНЯТТЯ ПЛЮМ. ВИДИ ОКЕАНІЧНОГО ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНІЗМУ. ГАВАЙСЬКІ ОСТРОВИ ЯК ПРИКЛАД ПРОЯВИ ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНІЗМУ
Під плюмом прийнято розуміти статичний (відносно Землі) конвективний потік речовини, висхідний від земної мантії або поверхні зовнішнього ядра Землі до літосфері. Поняття «гарячої точки» не настільки однозначно. В англомовній літературі, наприклад, дане словосполучення часто використовується для позначення взагалі тієї чи іншої ділянки впровадження магми в земну кору. Альтернативним варіантом тлумачення є вживання виразу «гаряча точка» для позначення проекції плюма на земну поверхню, за умови розвитку характерних для такої території процесів: сейсмічних, тектонічних, вулканізму, інтрузивного магматизма, ріфтогенеза. Надалі вираз «гаряча точка» буде вживатися саме в другому значенні. Водночас, поняття «гаряча точка» є куди більш широко використовуваним, ніж поняття плюма. У першу чергу це пояснюється значними труднощами, що виникають при спробі вивчення плюм-тектоніки, що не дозволяє завжди з точністю визначити причину виникнення того чи іншого об'єкта, классифицируемого як гаряча точка. Так, за останніми даними [Артамонов, Золотарьов, 2009, по: Shipboard Scientific Party, 2002], в пізньому крейди Гавайський плюм розташовувався значно північніше і рухався на південь зі значною швидкістю.
Розвиток плюма починається з конвективного руху розігрітого речовини. В даний час встановлено два рівня початку цього руху: на глибині приблизно 670 і 2900 км (межі проміжної оболонки і нижньої мантії; нижньої мантії і зовнішнього ядра, відповідно). Передбачається, що різниця в температурі і щільності піднімається і вміщає речовини може становити близько 200 о С і 0,1 г / см 3
Головним джерелом магми у висхідній конвективной струмені служить декомпрессионниє плавлення речовини в міру зниження тиску з підняттям плюма до поверхні. Крім того, до складу плюмовой магми входять, як встановлено, контамінанти стародавньої океанічної земної кори. За однією з гіпотез, що ставить своєю метою зв'язати воєдино тектоніку плит і плюм-тектоніку, це пояснюється субдукцією, що забезпечує глибинне занурення глубокометаморфізованних і дегідратованих блоків океанічної земної кори (можливо, навіть до глибини формування плюмов - тобто близько 2900 км). Подальше занурення кори стає неможливим, оскільки ядро ??володіє значно більшою щільністю. Тому земна кора консервується в районі ядра, де поступово переходить у рідкий стан і формує висхідний конвективний потік базальтово-перідотітового складу [# «justify"> Продукти плюмовой вулканізму мають хімічний склад, що відрізняється від складу базальтових аналогів , що формуються в рифтогенних і островодужних вулканічних системах. Завдяки цій властивості стає можливим простежити слід плюма на значну відстань. Так, базальти плюмовой походження містять підвищену кількість рідкісних металів: рубідію, ніобію, лантану, неодиму, цирконію та ін
В даний час в світі налічується, за різними джерелами, від 20 до 47 об'єктів (рис. 13), які представляється можливим класифікувати як Плюм'є. Треба відзначити, що не для всіх з них властиві ознаки, звичайно приписуються Плюм'є. Так, на всіх вулканах о-вів Зеленого Мису і Канарського архіпелагу, згідно з даними абсолютної геохронології, вулканічна активність почалася практично одночасно. При аналізі результатів сейсмотомографіческіх досліджень практично жодна з можливих гарячих точок (крім Ісландської) не може знайти колони розігрітого мантійного речовини. Як правило, класичними прикладами плюмов є Реюньйон і Кергелен, Ісландська, Гавайський, рідше - «Трістан», Азорский та інші.
Як видається, океанічний плюмовой вулканізм може формувати різні форми рельєфу. Однією з них є океанічні лавові плато - процеси формування таких плато, мабуть, подібні з описаними вище для континентального плюмовой вулканізму. Найбільшим прикладом такої форми є Онтонг-Яванець лавове плато, що має площу близько 2 млн км 2 і потужність від 25 до 43 км. Це плато, що сформувалося в крейдяному періоді, повністю перекриває стародавню океанічну кору, що підтверджується палеомагнітним аналізом. Центральні вулканічні апарати в межах плато відсутні. Передбачається, що всі плато було сформовано в ході двох епізодів вулканічної активності, в ході яких мали місце виверження тріщиною типу. При цьому продуктивність вулканізму оцінюється як вкрай висока: плато складено приблизно 36 млн км 3 базальтових лав. Оскільки вважається, що основна частина плато сформувалася протягом приблизно 3 млн років, продуктивність влуканізма при цьому повинна була скласти 15-20 км 3 лави щорічно, що можна порівняти з продуктивністю всієї системи СОХНУВ. Згідно з однією з гіпотез, плато було сформовано завдяки впливу плюма Луїсвілл.
Іншою можливою макроформи рельєфу, утвореною плюмом, є ланцюг вулканічних островів, що утворюються над розігрітій колоною хвоста плюма. Найбільш яскравим прикладом таких островів є Гавайський архіпелаг, дослідження якого, власне, і дозволили висунути гіпотезу плюм-тектоніки.
Необхідно відзначити, що сам Гавайський плюм значно старше островів Гавайського архіпелагу. Наступ Гавайського плюма у вигляді Гавайського і Імператорського підводних хребтів триває на північний захід і далі на північ, закінчуючись на п-ове Камчатка. Як і зазначалося вище, завдяки впровадженню плюма поверхню дна Тихого океану шириною близько 1500 км і довжиною приблизно 4000 км навколо гарячої точки піднята приблизно на 1 км. У міру просування на північний захід уздовж сліду плюма відносна висота цього підняття зменшується. Вулканічні острови, складові ланцюг, а також гайотов Гавайського і Імператорського хребтів є щитові вулкани так званого гавайського типу, для яких характерні дуже пологі схили - крутизною не більше 8 о. У даній главі плюмовой острівної (так званий «внутріплітного») вулканізм буде розглянуто саме на прикладі вулканів Гавайського архіпелагу, як еталонних для плюмовой вулканізму в загальному.
У розвитку гавайських вулканів прийнято виділяти чотири стадії еруптивної діяльності В даний час на денній поверхні майже у всіх вулканів можна знайти тільки виходи продуктів вулканізму останніх трьох стадій. Еффузіви перший, субщітовой, в даний час повсюдно приховані під пізнішими відкладеннями. У ході другої, щитової, стадії найбільш активізуються тектонічні та сейсмічні процеси, відбувається накопичення бідних толеітових базальтів. Ця стадія найяскравіше виражена у вулканів Кілауеа і Мауна-Лоа (о. Гаваї). За нею слідує третя, постщітовая, стадія, в ході якої підвищується лужність базальтів, поступово переходять від толеітових до лужних і далі - до гавайітам і трахібазальти (муджіерітам). Друга і третя стадії часто трудноразделіми між собою. Перехід між ними найчастіше спостерігається у вигляді толеітов, переслаивающихся у верхній своїй частині з лужними базальтами.
На пізніших щаблях третій стадії посилюється фракціонування магми, спостерігається поступовий перехід до бенмореітам і навіть трахіту (вулкан Західний Мауї, о. Мауї). У ході четвертої стадії, званої стадією омолодження, в результаті фракціонування магми експлозівность лав підвищується настільки, що починається формування шлакових і Попільні конусів (вулкан Західний Мауї). Однак основну масу вулканитов все ж складають породи еффузівного генезису. Для вулканів Мауна-Лоа, Мауна-Кеа і Хулуалаі відомі також продукти фреатических і фреатомагматіческое вивержень.
У порівнянні з накопиченням вулканитов, акумулятивні процеси іншого генезису мають значно менші масштаби. Незважаючи на те, що ерозійна діяльність видатків має високу інтенсивність, велика частина переносите ними наносів зноситься в океан або осідає в зниженнях рельєфу, де перекривається лавовими потоками. Для річок характерно меандрирование з накопиченням в заплаві піску і мулу. найбільш старі річки мають вироблений теснінообразний профіль долини. Деяку роль відіграють і еолові процеси, що призводять до перевідкладенню піску з прибережних пляжів у вигляді дюн, надалі, в ході діагенеза формують еоланітовие відкладення. Однак цей процес активно йде тільки на вулканах, що пройшли щитову і постщітовую стадії розвитку, коли швидке ізостатичне опускання острова припиняється. Раніше передбачалося, що ці дюни сформувалися на початку плейстоцену, при зниженому в період кріохрона рівні моря. Але, за останніми уявленнями [Sherrod etal., по: 2007 Fletcher et. al., 1999; Sherrod et. al., 2007, по: Blay, Longman, 2001], їх формування слід віднести до періодів інтергляціалов - тобто до підвищення рівня моря. Іноді дюни можуть формуватися і з попелу.
Інші відкладення зустрічаються, як правило, епізодично. Так, тільки для самого високого з вулканів - Мауна-Кеа, перш покритого постійним гірським заледенінням, характерні гляциальниє і флювіогляціальние відкладення. Для південних схилів вулкана Халеакала характерні грубі і несортовані відкладення численних грязьових потоків. Широке поширення мають підводні зсуви, багато з яких послужили причиною формування гігантських хвиль, так званих «мегацунамі»; найбільші з них приурочені до південно-східного схилу Мауна-Лоа. На схилах вулканів Кохала (о. Гаваї), Західний Мауї, Ланаї і Східний Молокаї (Ваіалу) представлені погано сортовані вапняні брекчии і конгломерати з включеннями коралів. Раніше передбачалося, що ці відкладення сформувалися при гляціоізостатіческом підвищенні рівня моря, але в даний час прийнято пояснювати їх утворення «мегацунамі», утвореними внаслідок сходу декількох великих підводних зсувів [Sherrod et. al., 2007, по: Moore, Moore, 1988]. Вважається, що такі події в історії островів відбувалися тричі. Але за деякими даними, принаймні, на вулкані Ланаї такі відкладення мають складний генезис. З ізостатичним підняттям пов'язують і освіта бар'єрних рифів, а також прибережну акумуляцію на острові Оаху: за останніми даними, середня швидкість підйому острова за останні 400 000 років склала 0,020-0,024 м за 1000 років [Sherrod et. al., 2007, по Hearty, 2002]. Аналогічні процеси спостерігаються і на острові Ланаї. На острові Молокаї розвинена прибережна акумуляція, що забезпечує зростання острова в південному напрямку.
Найбільш яскраво серед островів Гавайського архіпелагу ерозійна діяльність проявляється на островах Ніїхау і Оаху (вулкан Вайанае), що можна в першому випадку віднести на рахунок віку,?? у другому - наслідки зсуву величезного підводного зсуву (площею 5500 км 2), що зійшов зі схилів вулкана приблизно 2980000 років тому. Для вулканів Західний Мауї (острів Мауї), Коолау і Вайанае (острів Оаху) також характерні найбільші площі похованого аллювия (57, 102 і 153 км 2 відповідно).
Кожен центральний щитової вулкан має, як правило, від однієї до трьох рифтових зон, що протягуються в поле напруг від його центру в різних напрямках. Приблизно половина островів є моновулканіческімі, по два вулкана мають острова Молокаї і Мауї, острів Оаху має три вулкана. Рекорд належить острову Гаваї, що складається з п'яти вулканічних щитів. Нещодавно, однак, на підставі ізотопно-стронцієвого аналізу було висунуто припущення про існування другого вулканічного апарату острова Кауаї, що побічно підтверджується існуванням на цьому острові п'яти рифтових зон. Розташування та віддаленість рифтових зон є умовою розподілом поля напруг. Так, острів Кауаї, розташований поблизу острова Ніїхау, що не має виражених рифтових зон, відрізняється майже симетричним радіальним розташуванням рифтових зон.
Цікаво простежити зменшення віку вулканитов у міру просування вздовж ланцюга островів з північного заходу на південний схід (рис. 18). Так, найбільш древні лави острова Ніїхау, самого західного в ланцюзі, мають вік від 4,6-4,9 млн років [Sherrod et. al., 2007, по: Ogg, Smith, 2004], а для вулканізм на Кілауеа (о. Гаваї) максимальний вік лавових потоків складає всього 275 тис. років.
Аналогічним чином, у міру просування вздовж ланцюга від острова Ніїхау до острова Гаваї відбувається поступова зміна стадій вулканізму більш ранніми. Так, якщо для островів Ніїхау і Кауаї характерні численні лавові потоки і Попільні, а також шлакові конуси стадії омолодження, то вулкани Мауна-Лоа і Кілауеа (о. Гаваї), наприклад, знаходяться в даний час в щитовій стадії розвитку.
Дуже помітно проявляють себе процеси ізостатичної занурення (рис. 19). При цьому лави попередніх стадій вулканізму поступово перекриваються молодшими або занурюються під рівень моря. Так, для островів Ніїхау і Кауаї навіть лавові потоки щитової стадії перекриваються зверху лавами постщітовой стадії і стадії омолодження. Єдиним вулканом, де на денну поверхню виходять лави субщітовой стадії, є Кілауеа. Занурення вулкана починається після того, як конвективний приплив речовини мантії перестає компенсувати масу вулкана. Порівняно недавно цей етап був пройдений вулканом Ланаї, який тільки починає изостатически занурюватися, в той час як для більш молодих вулканів ще сильний вплив висхідного мантійного потоку. Цікаві палеогеографічні дані, що вказують на ізостатичне занурення. Так, для прівершінних лавових потоків острова Оаху характерні ознаки формування в посушливому кліматі, що пояснюється їх виливом на висоті більше 3000 м, вище межі зони пасатів, і наступним ізостатичним опусканням.
Велика частина вулканів Гавайського архіпелагу вважається погаслими. До діючих або потенційно активним вулканам відносяться тільки Халеакала (о. Мауї) і всі п'ять вулканів о. Гаваї. Вулкан Східний Мауї (нині більш поширене назва Халеакала) є одним з найбільших вулканів Гавайської ланцюга. Він також вважається єдиним потенційно активним вулканом поза острова Гаваї, вивергався багаторазово протягом голоцену - останній раз близько 400 років тому. Згідно з різними припущеннями, настільки велика тривалість постщітовой стадії розвитку (більше 900 тис. років, що в 3 рази більше, ніж у будь-якого іншого гавайського вулкана) пояснюється підвищеними обсягами магми, що сформувалася у верхніх шарах літосфери протягом щитового етапи. Острів Гаваї є наймолодшим островом Гавайської гряди і включає п'ять щитових вулканів. Шостий вулкан, Макухоа, повністю покритий водою і розташовується на північ від узбережжя Каілуа-Кона, а сьомий, Лоіхі, вершина якого має відмітку 980 м нижче рівня моря, є наймолодшим з усіх Гавайських вулканів. Вулкан Кілауеа (о. Гаваї) є наймолодшим надводним гавайським вулканом, і одномременно - найактивнішим (поряд з влк. Стромболі) вулканом світу. Практично безперервне виверження Кілауеа триває з 1983 року. В даний час швидкість росту щита Кілауеа становить 7,8-8,6 м за 1000 років. Для цього вулкана також відзначена найбільша серед всієї вулканічного ланцюга сейсмічна активність.
Мауна-Кеа - найвища точка Гавайських островів (абсолютна висота 4205 м) і єдиний вулкан цієї гряди, покривали минулого гірським льодовиком. Три заледеніння залишили на схилах вулкана радіально розходяться сліди екзарації і моренні відкладення. Для деяких лав характерна палагонітізація і піллоу-окремість. Як вважається, початок найстарішого заледеніння має вік між 180 і 130 тис. років, другий - між 80-60 тис. років, останнього - близько 40 тис. Років ів. Льодовик припинив своє існування близько 14 тис. років тому. Однак ще до кінця XX століття на вершині Мауна-Кеа зберігався невеликий сніжник; можливо, він існує і сьогодні . Що стосується вулкана Мауна-Лоа, то вважається, що 21-15 тис. років тому, в епоху розвитку останнього заледеніння, вершина вулкана, з урахуванням гляціоізостатіческого осідання та зростання лавового щита, перебувала на висоті приблизно 2000 м над рівнем моря, що забезпечувало необхідних умов для формування гарного льодовика. В даний час на Мауна-Лоа влітку лід спорадично зберігається в печерах на висоті вище 3700 м. Мауна-Лоа (абсолютна висота 4170 м, відносна - 10168 м) є найбільшим вулканом Гавайських островів та світу - його обсяг, з урахуванням субвулканических комплексів, становить, за оцінками, від 65 до 80 тис. км 3. Ізостатичне просідання Тихоокеанської плити літосфери під ним становить 8-9 км.
Окремо можна виділити випадки накладення плюма на серединно-океанічні хребти. Приклад такого накладення - Ісландська плюм - був детально розглянутий у попередньому розділі. Інтерес для вивчення представляють випадки перескоку осі спрединга, які виводять гарячу точку із зони сучасного ріфтогенеза. До прикладів такого роду можна віднести плюм Трістан-да-Кунья і Азорські плюм. У Азорських гарячій точці також виражені процеси вторинного ріфтогенеза по трансформного розлому, спровоковані конвективним впливом плюма. Перескок осі спрединга може і пояснити зв'язок між плюмом Кергелен і Східно-Індійським підводним хребтом. Мабуть, близько 37 млн ??років тому перескок осі спрединга привів до переходу плюма Кергелен з східної на західну сторону Центрально-Індійського СОХНУВ [Пучков, 2009].
Поняття суперплюми, по суті, аналогічно поняттю плюма. Суперплюми називається дуже великий плюм, межею формування якого служить поверхня зовнішнього ядра. Причини виникнення суперплюми в даний час не встановлені. На відміну від плюма, суперплюми не має голови і хвоста, але ділиться у поверхні на кілька окремих висхідних конвективних струменів. Найчастіше суперплюми, як найпотужніші конвективні потоки, є причинами виникнення процесів континентального ріфтогенеза та розкриття океанів. Так, завдяки виникненню Африканського суперплюми почалося дроблення суперконтиненту Пангея - 2. Нині відомо два суперплюми: Африканський і Південно-Тихоокеанський [Schubert, Masters, Olson et. al., 2004].
ГЛАВА 5. ВУЛКАНІЧНІ ОСТРІВНІ ДУГИ. ВУЛКАНІЗМ І ТЕКТОНИКА ОКЕАНІЧНИЙ ВУЛКАНІЗМ
Субдукції - передбачуваний прихильниками концепції мобілізма процес конвергентного поддвіганія і занурення в мантію океанічної плит літосфери під континентальну або іншу океанічну літосферну плиту. При субдукції на активній кордоні плит формується глибоководний жолоб, з приуроченими до його краю процесами утворення аккреционной призми. На крайової частини субдуцірует плити в результаті тектонічного стиснення формується крайової вал, не компенсований изостатически, що забезпечує розвиток вулканічних процесів. На краю ж висячого крила зони субдукції рельєф може мати різну будову: у разі, якщо зона субдукції знаходиться безпосередньо на краю континенту, формується система з берегового гірського хребта та відокремленого від нього міжгірними долинами головного хребта, рельєф якого ускладнений вулканічними будівлями. Якщо зона субдукції не перебуває на краю континенту, аналогічним чином формується система з двох острівних дуг (ОД), зовнішня з яких (яка розташовується безпосередньо вздовж жолоба) має тектонічне походження, а внутрішня - вулканічне. Внутрішній невулканіческой масив може являти собою виступ фундаменту океанічної (Маріанський тип) або континентальної (андський тип) земної кори, або аккреционного освіту (Зондський тип, японський тип). У андском типі субдукції замість берегового хребта може також формуватися система підводних терас. Залежно від походження літосферних плит і їх векторів переміщення виділяється чотири типи субдукції
У разі поддвіганія більш давньої і більш потужною океанічної плит літосфери під більш молоду, утворюється так звана енсіматіческая острівна дуга. Такий тип субдукції називається Маріанським. Цей тип відрізняється найбільшим кутом занурення (30-35 о) субдуцірует плити. У японському типі субдукції - при зануренні стародавньої океанічної літосфери під континентальну - спостерігається поступове отчленение крайової зони континентальної літосфери. Воно протікає паралельно розкриттю околичного басейну в ході спрединга і новоутворенню субокеанічного типу земної кори. У ході цього типу субдукції відбувається формування енсіаліческіх острівних дуг. Для андского типу субдукції, несформованого при поддвіганіі молодий океанічної літосфери під континентальну, характерна полога субдукция (близько 15 р, рідше - до 25 о), сполучена з горотворенням на континентальному крилі і розвитком напружень стиснення. У цілому аналогічний йому Зондський тип субдукції, при якому напруги стиснення не виражені, що призводить до утонением континентальної кори і занурення її нижче рівня Світового океану. У порівнянні з Андским типом, для Зондського характерна велика потужність субдуцірует літосфери і, відповідно, більший кут занурення плити. Для всіх типів субдукції, крім андского, характерний розвиток напружень розтягу в задугових басейні, викликане так званим гравітаційним відкотом слябів - зсувом шарніра океанічної плит літосфери в бік океану. Це може призводити до розвитку спрединга (Зондський тип) або відділенню по ослабленою зоні, насиченою розплавом і флюїдами, частини вулканічної острівної дуги, її зміщення, перетворенню в так звану залишкову острівну дугу і формуванню междугового басейну (Маріанський тип).
Перерахованим типам субдукції частково відповідає існуюча типологія островодужних споруд. Усього виділяється п'ять їх типів: Маріанський, курильське, японсько-яванський, австралазійскій і Камчатський-суматрінскій
Дуги Маріанського типу мають порівняно молодий вік - до 25-40 млн років, і утворюються в ході субдукції однойменного типу.
Острівні дуги курильського типу формуються в ході процесів субдукції, що носять характер, перехідний від Маріанського типу до японського: при поддвіганіі океанічної плити під континентальну розвивається спрединг, з подальшим утворенням задугових басейну, але будівля контактного ділянки плит при цьому ближче до такого в Маріанськом типі. Внутрішня дуга має енсіматіческое будова, але отримують розвиток і процеси акреції земної кори, що забезпечують її сіалітізацію. Такі дуги мають вік 70-80 млн років.
Дуги японсько-яванского типу приурочені до ареалів поширення субдукції японського типу Острівні дуги Камчатському-суматрінского типу типові для субдукції Зондського типу.Надалі ми будемо розглядати лише вулканізм острівних дуг Маріанського і частково курильського типу, як найбільш повно відповідає поняттю океанічного.
Для ОД Маріанського типу характерний переважно основний і середній вулканізм. Вулканіти представлені толеітовие базальтами і андезитами з підвищеним вмістом заліза, що формують вулканічні апарати щитового типу. Вершини островів, як правило, формують невеликі острови, округлої форми в плані, що піднімаються над рівнем моря не більше, ніж на кілька сот метрів.
ОД курильського типу (іноді звані «пріконтінентальнимі») мають більш складну будову, а також великі розміри вулканічних островів в порівнянні з ОД Маріанського типу, в їх фундаменті можуть бути присутніми окремі гранітні блоки і лінзи. Основні вулканіти - толеіти та продукти їх диференціації: андезити, дацити, ріоліти і їх пірокласти. Досить часто відбуваються експлозівние виверження.
Вулканизм в зонах субдукції приурочений до так званого магмогенерірующему відрізку субдуцірует плити, простягається вздовж вулканічного фронту. Цей відрізок розташовується на відстані 50-300 км від краю глибоководного жолоба, смугою (вулканічним поясом) шириною від декількох десятків до 200 км. Передбачається, що на цій ділянці починається відділення флюїдів від поверхні субдуцірует плити і навіть часткове її плавлення. Віддаленість вулканічного поясу від лінії активного контакту плит і його ширина залежать від кута занурення плити. Головна закономірність полягає в розміщенні його над середньоглибинні частиною сейсмофокальной зони, переважно на висоті 100-200 км над нею. Як правило, кількість сейсмічних вогнищ у зонах Беньофа-Заваріцкого у вулканічному поясі знижений, що також пояснюється зниженням пружності погружающейся літосфери.
При подальшому підйомі отделяющегося від плити літосфери речовини, на глибинах 30-60 км, починається формування лінз магматичного розплаву, надалі поступово відокремлюються на дрібніші проміжні (на глибинах близько 10 і більше км) і блізповерхностние ( менше 10 км) вогнища. Магми зон субдукції за своїм хімічним складом значно відрізняються від аналогічних магм, наприклад, серединно-океанічних хребтів, як за рахунок збагачення легкоплавкими мінералами земної кори, так і за рахунок привноса речовин з океанічної водою. Так, для базальтів ОД характерно підвищений вміст K, Rb, Sr, Ba, Ce та інших елементів (див. рис. 24). Взагалі, з падіння зони Беньофа-Заваріцкого наростає вміст літофільних елементів з великими іонними радіусами, збільшується відношення Fe / Mg і зміст легких рідкісноземельних елементів в порівнянні з важкими, падає насиченість порід кремнеземом.
Завдяки цьому, згідно з уточненою схемою Х. Куно, в напрямку від жолоба толеітовие серія (Толе - залозистий дацит) змінюється вапняно-лужний (високоглиноземний базальт - риолит), а потім - шошонітовой. базальт - трахіт , в енсіматіческіх острівних дугах відсутній). При цьому зміна серій після виникнення ОД формується еволюційно: так, в дугах Тонга-Кермадек і Скотія вулканіти толеітовой серії складають практично 100% від всіх продуктів вулканізму, в Маріанської дузі, що знаходиться на більш пізній стадії розвитку - вже близько 90%.
Значний вплив на склад вулканитов надають і властивості висячого литосферного крила. Так, в ОД Маріанського типу океанічна кора висячого крила (аналогічна за складом корі субдуцірует плити) зумовлює поділ вулканитов тільки на дві серії (толеітовие і вапняно-лужну) зі значним переважанням першої. Слабкіше виражена залежність петрохимических властивостей вулканитов від швидкості субдукції, передбачається, що із збільшенням швидкості субдукції зростає ставлення базальтів до андезиту і знижується вміст лугів.
Маріанська острівна дуга, що сформувалася на кордоні Філіппінської і Тихоокеанської океанічних літосферних плит, складається з двох хребтів (Західно-Маріанського і Маріанського), розділених Маріанським Трог. Передбачається, що трог утворився близько 6 млн років тому в результаті підйому до поверхні мантійних діапіра, що призвело до розколу дуги на дві частини і формуванню між ними активної рифтової структури шириною 10-15 і глибиною 1-2 км. Потужність земної кори в районі рифту не перевищує 5-8 км. [Http://wdcbsep/lithosphere/Philippine_Sea/philsea.html]. Період формування більшості островів і найбільшої активності вулканізму відноситься до пізнього пліоцену (3,5-2,5 млн років тому), після чого вулканізм проявлявся тільки на окремих островах.
В даний час в ланцюзі Маріанських островів виділяють північну частину, представлену діючими вулканами, і південну, вулкани якої вважаються вимерлими. Всього у складі острівної дуги налічується 11 великих надводних і близько 50 підводних вулканів. Острови мають ізометрічних або витягнуту еліптичну форму і порівняно невеликі розміри (порядку декількох десятків км 2), тільки три з них (Сайпан, Гуам, Тініан) мають площу більше 100 км 2. Курпнейшій острів архіпелагу - Гуам (541,3 км 2). Значно більші розміри островів південної групи пов'язані з рифових накопиченням вапняків, відкладення яких формують до двох третин їх площі [Riegl et. al., 2008]. Великі південні острови мають також меншу абсолютну висоту (в середньому максимальна висота островів південної групи - близько 400 м, тоді як для більшості островів з північної групи - 500-800 м). Це, а також велика вирівняність їх рельєфу, ймовірно, пов'язано з відмиранням зони субдукції в південному секторі ОД і ізостатичним зануренням островів, з поступовим їх перекриттям вапняними відкладеннями, що формують вирівняні карбонатні плато.
Острови, як правило, моновулканіческіе або складаються з двох вулканів, з'єднаних вузьким вапняковим перешийком. Процес накопичення вапняків на островах пов'язаний з утворенням рифів з водоростей роду Lithofillum [Bird, 2011]. Береги островів можуть мати кілька варіантів будови. У разі формування бар'єрного рифу, компенсуючого абразіонними діяльність моря, береги зазвичай бувають представлені пляжами з вапняним піском. У місцях же формування оздоблюють рифів берег зазвичай має стрімчасте або терасувати будова, обумовлене процесами морської абразії. атовулканів і мають значну абсолютну висоту (найвища точка - вулкан Агріхан, 965 м) і крутизну схилів (до 30 о). Виверження переважно експлозівние (коефіцієнт експлозівності близько 90%), вулканського і стромболианского типів. Для більшості вулканів характерні кальдери, в яких можуть утворюватися невеликі туфові і шлакові конуси, а також сольфатари
ОД Тонга, на кордоні Тихоокеанської і Австралійської літосферних плит, представлена двома тектонічними зонами: внутрішньої і зовнішньої, распложенними кулісообразно. Уздовж них формуються дві вулканічних дуги: власне Тонга і Тофуа. Найбільш великі острови архіпелагу Тонга являють собою піднесені атоли; вулканічні острови мають значно менші розміри (порядку декількох десятків км 2). Площа островів значно збільшена за рахунок формування вапняних коралових плато, прилеглих до вулканічному конусу Форма вулканічних островів зазвичай ізометрічних або злегка витягнута в плані.Всього налічується 10 вулканічних островів і 11 підводних вулканів [Апродов, 1982, Основні вулканіти ОД представлені андезібазальтов, андезитами і дацитами. На о. Тофуа в ході експлозія утворилися ігнімбріти. Виверження взагалі носять експлозівний характер, коефіцієнт експлозівності складає більше 95%. Вулкан Тофуа має кальдеру. Характерним процесом є розвиток кислих андезито-дацитових пірокластових паразитичних конусів по периметру кальдери або кратерного валу.
Вулканічна острівна дуга Кермадек (часто поєднувана з дугою Тонга під назвою ОД Тонга-Кермадек) тектонічно є продовженням на південь зовнішньої (східної) острівної дуги Тонга, зчленованої з нею кулісообразно. ОД Кермадек переважно складається з підводних вулканів, вершини яких мають глибину від 10 до 1000 м, надводних островів тільки 5: Рауль, Маколі, Кертіс, Чізман і невеликий стрімчак Л Есперанс - всі вони є стратовулканів. Крім того, налічується близько 40 підводних вулканів, багато з яких активні. Виверження носять переважно експлозівний характер (коефіцієнт експлозіваності близько 95%), вулканіти представлені переважно андезітовимі туфами. Часто утворюються кальдери: так, вулкан Рауль має навіть дві кальдери. Широко распространних гідротермальні процеси
Південно-Антільська острівна дуга (також звана дугою Скотія) розташовується в Атлантичному океані, на кордоні плити Скотія з Південно-Американської та Антактіческой плитами літосфери, а також Сандвічеві мікропліти , облямований задугових море Скотія. Фактично дуга Скотія є продовженням Анд - з півночі і Західно-Антарктичної Кордильєри - з півдня. ОД Скотія має протяжність 3000 км і представлена кулісообразно розташованими групами островів: Південних Оркнейських і Південних Шетландських (складових разом так звану «південну дугу»), Південних Сандвічевих (східна периферія дуги) і Південна Георгія (разом з Північним хребтом Скотія складових «північну дугу» )
Передбачається, що і «південна», і «північна» дуга до пізньої юри формували активну околицю Гондвани. Існує кілька гіпотез про формування Південно-Антильской ОД в її нинішньому стані. Так, по одному з припущень, сучасну форму дуга придбала в результаті спільного впливу центру спрединга субмеридіонального напрямки в центральній частині моря Скотія і новоутвореного близько 8 млн років тому центру спрединга субширотного напрямку тиловій частині Південної Сандвічеві дуги. З іншого боку, передбачається, що формування Трансформаційний розломів уздовж «південної» і «північної» дуг і їх зсув у субширотном напрямку змінили напрямок субдукції з східного на західне [Dalziel, 1984].
Вулканизм Південних Шетландських і Південних Оркнейських островів розвивався з палеозою, в результаті фракіцонірованія магми вулканіти представлені широким рядом порід: від базальтових до дацитових різниць. Обидва великих вулканічних острова Південно-Шетландських архіпелагу: Десепшен (542 м) і Бріджмен (233 м) мають кальдери. Аналогічний характер вулканізму мають і Південні Оркнейські о-ва. Молодий вік мають вулкани о-ва Робертсон (Крістенсен і Ліндеберг) з вулканітами базальтового ряду.
Південні Сандвічеві острови утворюють крайню східну частину Південної Антильской дуги і налічують 8 вулканічних островів, що мають, у порівнянні з іншими архіпелагами ОД Скотія, набагато менший вік: найбільш древні вулканіти молодше 4 млн років [Dalziel, 1984] . Вулканізм переважно базальтовий; взагалі, можна відзначити переважно базальтовий характер вулканізму даної острівної дуги в порівнянні з іншими ОД Маріанського типу. Серед вулканитов Південної Антильской дуги базальти складають 68%, андезити - 27%, дацити - 3%, ріоліти - 2% [Апродов, 1982. За Карінхелу, Тернеру і Ферхугену (1974)]. Внаслідок цього, для них властива знижена експлозівность вивержень: так, кальдери вибуху характерні переважно для андезитових вулканів Південних Шетландських островів, у решти вулканів зустрічаються рідко (виняток - острів Десепшен, Південні Оркнейські о-ва). Всі вулканічні споруди дуги відносять до стратовулканів. Широке проявляються, особливо на Південних Сандвічевих островах, сольфатарную процеси.
ВИСНОВОК
Рельєф областей океанічного вулканізму вельми різноманітний у силу значної кількості визначальних його чинників, в першу чергу - тектонічних, а також дії геологічних, гідродинамічних, флювіальних процесів, схилових, нівальних і т.д. У даній роботі були розглянуті всі основні види океанічного вулканізму: вулканізм серединно-океанічних хребтів, плюмовой, або внутріплітного, вулканізм і вулканізм островодужних споруд. Всі ці три види океанічного вулканізму викликані різними варіантами розвитку конвекційних процесів мантійного речовини, але між ними є і суттєві відмінності. Насамперед, ці відмінності обумовлені різними зонами генерації первинних магм, а також будовою літосфери в області прояви вулканізму. В результаті забезпечується диференціація вулканитов по тектонічних зонах і, відповідно, диференціація типів рельєфу.
Розвиток вулканізму океану - від СОХНУВ до зон субдукції - як правило, відноситься до гомодромному ряду, від толеітовой - до базальтової і вапняно-лужний серіям. Такий розвиток вулканізму забезпечується поступовим збільшенням віку та потужності океанічної кори, а отже, посиленням її переплавлення в процесі магматизму. Петрохимических особливості магми плюмовой вулканізму пов'язані, насамперед, із зоною первинної магмогенераціі, що розташовується істотно нижче - на глибинах близько 670 км, а за деякими припущеннями, і до 2900 км, а також зі складом переплавляється речовини, що представляє собою, мабуть, розігріту , а можливо - і субдуціровавшую океанічну літосферу. Для внутріплітного вулканізму найбільш характерні сублужні та лужні серії вулканізмунитов. Відповідно, різний склад магми забезпечує і формування різних морфологічних типів лав. Так, для СОХНУВ характерні піллоу, у випадках підлідного вулканізму (Ісландія) вони можуть доповнюватися гіалокластітамі; плюмовой вулканизму властиві лави типу аа і пахоехое, а для вулканів ОД - масивні лави андезитів. Відповідно, при різної в'язкості лав і їх плинності формуються і різні вулканічні морфоструктури.
Іншим фактором, що визначає форму вулканічного споруди, є експлозівность магми. Так, коефіцієнт експлозівності для СОХНУВ дорівнює приблизно 10%, для внутріплітного вулканізму - близько 2%, і для вулканізму острівних дуг - 90-95%.
Для рельєфу рифтових долин СОХНУВ найбільш характерні виверження тріщиною типу, дрібні щитові вулкани і вулканічні апарати складної форми, складені базальтами подушечной окремо. Для островодужних споруд Маріанського типу - невеликі, ізометрічниє або незначно витягнуті в плані острова, найчастіше моно-або бівулканіческіе, що представляють собою стратовулкани. Для острівних ланцюгів «гарячих точок» - щитові вулкани значних розмірів, що формують великі, часто складаються з декількох вулканів, острова різноманітної в плані форми. Інші, більш рідкісні форми рельєфу, як це описано вище, утворюються при накладенні один на одного декількох типів вулканізму (Ісландія, Азорські о-ва) або при розвитку вулканізму під впливом зовнішніх чинників, наприклад, покривного заледеніння (Ісландія) або мегацунамі (Гавайські о-ва). Пізніший внесок у рельефообразования океанічних вулканічних областей вносять флювіальниє, схилові і - місцями - криогенні процеси.
Незважаючи на таке розмаїття типів вулканічної діяльності і утворених ними форм рельєфу, океанічному вулканизму притаманні деякі спільні риси, відмінні від рис континентального вулканізму. Завдяки відмінностям у будові океанічної літосфери і її зниженій потужності - у порівнянні з континентальною для формуються в областях океанічного вулканізму магм характерна як менша глибина великих конвекційних резервуарів (від 150 км під СОХНУВ, 350-400 км для континентального вулканізму), так і незначна глибина первинного магмообразованія (20-80 км для СОХНУВ, 90-120 км для «гарячих точок», 25-80 км для ОД) і формування окремих проміжних магматичних камер (5-20 км під СОХНУВ, 1,5-20 км для ОД, 5-40 км для континентального вулканізму) [Фролова, Бурікова, 1997]. Відповідно, зменшується і виплавка магми з речовини літосфери, і магма, що формується під океанічної літосферою, має переважно основний склад. Крім того, згідно з даними сейсмічної томографії, мантія під океанами володіє меншою щільністю, ніж під континентами, а поверхня Мохо розташована значно ближче до рівня дна (на глибині до 50 км, а в рифтової зоні СОХНУВ - до 2 км), чим пояснюється така висока інтенсивність океанічного вулканізму (більше 60% обсягу вулканічних вивержень відноситься до рифтових зонам СОХНУВ [Дубінін, Ушаков, 2001]; близько 80% відомих вивержень відносяться до зон субдукції).
Таким чином, в ході роботи були виконані всі поставлені у вступі завдання. Складена аналітична карта виділення тектонічних районів океанічного вулканізму з описом по морфогенетичного принципом додається.
СПИСОК ЛІТЕРАТУРИ
1. Апродов В.А. Вулкани / / М., Думка, 1982, 361 с.
. Артамонов А.В., Золотарьов Б.П. Внутріплітного вулканізм в океані: особливості складу і походження. / / В сб.: Вулканізм і геодинаміка: Матеріали IV Всеросійського симпозіуму з вулканології і палеовулканології. У 2 т. Петропавловськ-Камчатський, ІВІС ДВО РАН, 2009. Т. 1, с. 253-256
. Геншафт Ю.С., салтиковський А.Я. Ісландія: глибинне будова, еволюція і інтрузівний магматизм / / М., ГЕОС, 1999, 356 с.
. Дубінін Є.П., Кохан А.В., Грохольський А.Л., Розова А.В. Особливості морфології рельєфу і структуроутворення в рифтової зоні хребта Рейкьянес / / Укр. Моск. Ун-ту. Сер. 5. Географія. 2012, № 1, с. 75-83.
. Дубінін Є.П., Ушаков С.О. Океанічний ріфтогенез / / М., ГЕОС, 2001, 292 с.
. Жулев Є.В. Освіта вулканічних гір в океані і стан природного середовища / / Вісник КРАУНЦ. Науки про Землю. 2011, № 2, випуск № 18, с. 44-51
. Кохан А.В. Тектоніка і геодинаміка ультрамедленних спредінгових хребтів - Автореф. дісс. на здобуття наукового ступеня кандидата геолого-мінералогічних наук / / М., 2013, 27 с.
. Олліер К. Тектоніка і рельєф / / М., Недра, 1984, 460 с.
. Пучков В.Н. Схема регулярних вулканічних ланцюгів океанів: перспектива подальших досліджень / / В сб.: Вулканізм і геодинаміка: Матеріали IV Всеросійського симпозіуму з вулканології і палеовулканології. У 2 т. Петропавловськ-Камчатський, ІВІС ДВО РАН, 2009. Т. 2, с. 476-479
. Будова земної кори Ісландії за сейсмічними даними / / Под ред. В.В. Бєлоусова та С.М. Звєрєва. М.: МГК АН СРСР, 1985. 220 с.
. Фирстов П.П. Вулканічні акустичні сигнали діапазону 1,0-10 Гц та їх зв'язок з експлозівним процесом / / Петропавловськ-Камчатський, Видавництво КДПУ, 2003, 78 с.
. Фролова Т.І., Бурікова І.А. Магматичні формації сучасних Геотектонічні обстановок / / М., изд-во МГУ, 1997, 320 с.