Зондская островная дуга

 

Зондская дуга относится к одному из сложнейших по морфологии и строению участков Земли, расположенному в районе стыка двух крупных подвижных поясов — Средиземноморского и Тихоокеанского. В пределы Индийского океана входит внешняя часть Зондской дуги, представленная цепочкой краевых глубоководных желобов — Зондским, Тиморским, Кай, а также системой параллельных горных хребтов: внешним (Балийский и Ментавеа) и внутренним (Андаманский, вулканические хребты Больших и Малых Зондских островов), разделенных межгорными желобами (Сималур, Ниас, Ментавай, Балийский).

Зондская дуга, относящаяся к числу наиболее крупных островных дуг на Земле, протянулась от Бирмы до Новой Гвинеи почти на 3000 миль. На севере структуры душ переходят в материковые структуры альпийского геосинклинального пояса, а на востоке подходят к подводной окраине Австралии и, сделав резкий изгиб, оканчиваются в пределах Восточно-Индонезийских морей.

Северный участок внешнего хребта Зондской дуги поднимается над водой, образуя цепочку Андаманских и Никобарских островов. Длина данного хребта, называемого Андаманским, составляет около 550 миль, а ширина (на уровне дна Андаманской котловины) меняется от 50 миль на севере до 140 миль в середине (10° с. ш.) и около 100 миль на юге, у острова Большой Никобар.

В Зондском проливе юго-восточный склон Суматры (рис.12) имеет сложный рельеф, что связано с погружением под воду горных отрогов внутреннего хребта Зондской дуги. Берег расчленяют заливы Семанка и Лампунг.

Рис.12. Юго-восточный склон Суматры (Google Earth).

 

Глубокий желоб залива Семанка, постепенно расширяясь, поворачивает к югу и на глубине около 1500—1700 м выходит на внешний склон внутреннего хребта дуги. Вдоль оси желоба располагается цепочка гор, вершины которых образуют остров Табуан и банки с глубинами от 100 до 45 м. Отмель острова Суматра, продолжаясь к юго-востоку от залива Лампуг, соединяется в середине Зондского пролива с отмелью острова Ява. У края отмели, выраженного перегибом дна на глубине 140 м, располагаются небольшие острова, и в том числе остров Кракатау (рис.13) — действующий вулкан.

Рис.13 Вулкан Кракатау (http://maps.google.ru).

 

Граница между островной и материковой отмелями в Зондском проливе проводится через остров Темпуранг по линии, соединяющей северо-восточное подножие горных хребтов о-вов Суматра и Ява.

Зондский желоб — узкая, изогнутая депрессия с высоким внутренним и низким внешним склонами. Внутренний склон желоба по существу представляет единое целое с внешними склонами горных хребтов дуги: Андаманским, Ментавай и Балийским. Профиль внутреннего склона желоба меняется от простого прямого или выпукло-вогнутого до сложного ступенчатого или сильно расчлененного, при этом крутизна склона меняется от 30° и более в пределах уступов и до нескольких минут у ступеней.

Осадки в пределах Зондской дуги разнообразны, но преобладают терригенные отложения. В Андаманском море на шельфе развиты пески, местами с примесью илов и ракушечного материала. Близ берега Бирмы на шельфе залегают илы, представляющие современные дельтовые отложения реки Иравади. Основным источником поступления обломочного материала на дно Андаманского моря является река Иравади (265 млн. т осадков в год), а биогенные источники имеют подчиненное значение. Необычайно низка и роль вулканогенного материала, встречающегося в незначительных количествах в колонках донных осадков. На Андаманском хребте развиты грубообломочные коралловые осадки на гребне и илы — на склонах. Скорость накопления осадков в Андаманском море колеблется от 5 мм/1000 лет на гребнях возвышенностей и гор до 30 мм/1000 лет на дне желобов, составляя в среднем для котловины 15 мм/1000 лет.

Осадки Зондской дуги близ островов Суматра и Ява коралловые, местами обогащенные вулканическим материалом; на склонах хребтов и глубоководного желоба — алевритово-глинистые илы, на гребне внешнего хребта — известковистые фораминиферовые илы. Дно Зондского желоба покрыто глинистыми илами, в толще которых встречаются тонкие прослойки песка и алеврита, представляющие либо вулканические пеплы, принесенные эоловым путем, либо отложения суспензионных потоков.

Строение и мощность осадочной толщи северного участка Зондской дуги, главным образом в пределах Андаманского моря, изучены при помощи сейсмопрофилографа.

В средней части Зондской дуги мощность осадков была определена при проведении сейсмических исследований. В районе пролива Ломбок и восточной оконечности острова Ява на двух поперечных профилях хорошо видно, как меняется мощность рыхлых и полуконсолидированных осадков.

Земная кора в пределах Зондской дуги имеет сложное строение; на небольшом расстоянии здесь происходит переход от материковой коры к океанической. Непосредственные наблюдения, выполненные в этом районе, в большинстве случаев характеризуют верхние слои земной коры и лишь в районе проливов Ломбок и Зондского достигли границы Мохоровичича, расположенной на глубине около 20 км.

Центральная и восточная части Зондской дуги были пересечены многочисленными галсами, что позволило составить карту магнитного поля около островов Суматра и Ява (Канаев и др., 1975). В результате этих исследований выяснилось, что Зондский желоб не вызывает крупной магнитной аномалии. Аномалии силы тяжести в районе Зондской дуги представляют узкие полосы, протянувшиеся вдоль основных ее структур.

Сейсмическая и вулканическая активность Зондской дуги очень высока: здесь проходит один из крупнейших тектонически активных поясов Земли (Гутенберг, Рихтер, 1948). Эпицентры землетрясений приурочены в основном к внутреннему хребту и расположены на небольшой глубине — до 60 км. Глубокофокусные (300 км и более) землетрясения встречаются преимущественно в восточной половине дуги, к северу от острова Ява, под дном Индонезийских морей. По интенсивности здесь преобладают землетрясения до 7 баллов, но неоднократно отмечались и более мощные, катастрофические землетрясения.

На севере Зондской дуги пояс эпицентров приурочен в основном к внешнему хребту, но в районе Андаманских островов он уходит к северо-западу на дно Бенгальского залива, образуя небольшой разрыв с поясом землетрясений Бирмы.

Зондские острова изобилуют действующими вулканами. Извержения некоторых из них отличались исключительной силой и сопровождались мощными взрывами. Наиболее сильный взрыв произошел при извержении вулкана Кракатау в 1883 г., когда была уничтожена половина вулканического конуса, а вулканический материал был разнесен на огромное расстояние.

Как видим, район Зондской дуги и по морфологии, и по строению резко отличается от подводной окраины Азиатского материка, что позволяет выделить его в качестве самостоятельного типа геотектур Земли — зоны островных дуг.

Комплексные геолого-геофизические исследования последних лет позволили подробно охарактеризовать строение северного участка Зондской дуги. Было подтверждено и уточнено представление как о линейности основных структур этого района, так и о их тесной связи с аналогичными структурами Бирмы на севере и структурами Зондской дуги на юге.

Окраина Антарктиды

 

Наличие огромного ледника, покрывающего Антарктиду и не только активно воздействующего на поверхность материка, но и влияющего на формирование рельефа его подводной окраины, привело к тому, что последняя сильно отличается от подводных окраин других материков. В наибольшей степени это касается шельфов, которые относятся к особому типу «ледниковых», — шельфов, характерных для областей современного или четвертичного оледенения (Живаго и др., 1960). Формирование такого рода шельфа связано с влиянием ледовой нагрузки, приводящей к изостатическому опусканию материка и растрескиванию его поверхности, а также обработкой движущимся льдом поверхности шельфа и созданием глубоких поперечных и продольных желобов (обычно вдоль тектонических разломов). Кроме того, благодаря гляциально-аккумулятивным процессам на поверхности шельфа могут создаваться валы, холмы и гряды, то есть «подводные морены».

Подводная окраина Антарктиды была объектом специальных исследований Советской антарктической экспедиции на дизель-электроходе «Обь» (Живаго, Лисицын, 1957- 1958), в результате чего впервые было дано подробное представление о ее сложном рельефе. Индоокеанский сектор подводной окраины Антарктиды ограничен меридианами 20° в. д. и 146°55̋̋ в.д. На востоке, в море Дюрвиля, ширина шельфа составляет около 60 миль. Внешний шельф в море Дюрвиля обладает более ровной поверхностью, наклоненной к внутреннему шельфу, вдоль края которого протягивается продольная широкая (до 30 миль) ложбина с глубинами 500—800 м. В западной части моря Дюрвиля на шельфе имеется глубокий (до 1719 м) желоб.

К западу от моря Дюрвиля, примерно до 115° в. д., рельеф и глубина шельфа существенно не меняются. Ширина шельфа составляет 60—80 миль, возрастая против бухты Пориос до 100 миль

Побережье Антарктиды в пределах Индийского (рис.14) океана представляет крутой уступ, характеризующийся сложным строением, что связано с наличием на склоне продольных и поперечных гряд, хребтов и отдельных гор, а также подводных долин и глубоких желобов. В связи со значительным выносом материковыми ледниками обломочного материала у подножия материкового склона повсеместно развит аккумулятивный шлейф.

 

Рис.14. Побережье Антарктиды (Google Earth).

 

Западный участок материкового склона Антарктиды в пределах Индийского океана расположен в море Рисер-Ларсена. Верхняя часть склона представляет сравнительно слабо расчлененный уступ, подножие которого находится на глубине 2000— 3000 м.

Местами встречаются пологие поперечные депрессии; самая крупная — вдоль 20° в. д. Внешняя граница материкового склона находится здесь на глубине 4000 м, а верхняя часть его уходит под шельфовый ледник.

Донные осадки вокруг Антарктиды настолько специфичны, что это позволило выделить их в особый тип айсберговых отложений (Канаев и др., 1975). Которые характеризуются преобладанием разнообразного обломочного материала, начиная от крупных валунов, щебня, гравия и песка и кончая алевритами и тонкими илами. Изредка на шельфе встречаются органогенные мшанковые и губковые осадки.

Осадки материкового склона также относятся к айсберговым, но здесь они в основном представлены тонкими алевритами, хотя на крутых склонах преобладают крупные алевриты, а на вершине поднятий — пески и крупный каменный материал. В нижней части склона появляются глинистые илы.

Сейсмические исследования для подводной окраины Антарктиды отсутствуют, поэтому общая характеристика земной коры в основном дается по косвенным данным (Канаев и др., 1975).

В отличие от подводных окраин других материков подводная окраина Антарктиды имеет свои особенности:

1. Четко выраженная зональность: выделяются две зоны — внутренняя и внешняя, разделенные крутым уступом. Внутренний шельф представляет неровную мелководную (100—150 м) поверхность. Внешний шельф — глубоко (400—500 м) опущенная выровненная ступень, наклоненная в сторону материка.

2. Материковый склон Антарктиды сложный, что обусловлено подводными каньонами, долинами, небольшими горами, грядами и хребтами. Строение материкового склона в определенной степени также определяется воздействием ледника, проявляющимся как в образовании разломов и трещин, так и в формировании специфических «айсберговых» донных осадков.

Глава 4. Современные методы исследования

 

Современные методы изучения геологии континентальных окраин подразумевают под собой целый комплекс исследований. Для того чтобы наиболее точно представить картину геологической обстановки в том или ином регионе, необходимо применить знания во многих отраслях. А именно: геохимия, бурение, геофизика, петрография, стратиграфия, геотектоника, стратиграфия и целый ряд еще более узких специальностей. Среди основных методов исследования следует выделить: сейсмопрофилирование, магниторазведка, электроразведка, тектонические методы, бурение (получение керна), использования глубоководных аппаратов (получение образцов осадков в шельфовой зоне).

Тектонические методы

 

К тектоническим методам относятся следующие. Структурный анализ, который заключается в изучении взаимного расположения в трехмерном пространстве тектонических нарушений, а также ориентировки минералов в метаморфических породах. В основном, этот метод используется для определения континентальной окраины как пассивной или активной. По этому часто используются геодезические методы, них все шире применяется лазерная техника. Особенно следует подчеркнуть огромное принципиальное значение методов космической геодезии для выявления перемещения литосферных плит в современную эпоху, а также структурно-геоморфологических элементов ложа океанов.

К тектоническим методам можно отнести и геоморфологические методы, которые применяются при исследовании новейших движений, деформаций и порожденных ими структур. Они находят непосредственное отражение в современном рельефе, который в основном создан новейшими движениями. Таким образом, изучая новейшие геологические явления, такие как землетрясения, взбросы, сдвиги и прочее, можно проследить историю формирования выбранного побережья и определить его принадлежность к какому-либо типу окраин.