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 (рис. 11) 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 вмі...

щає 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 (див. рис. 12), 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 (рис. 17). 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 (див. рис. 20). 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 (рис. 21). 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].