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 (близько 20 о; рис. 1). 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 (рис. 23).

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 (рис. 25), 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] (рис. 5). 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 (Скоша; див. рис. 28) 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).

Виходячи з вищесказаного, можна зробити висновок, що океанічний вулканізм не тільки відрізняється від континентального своїм хімізмом, петрологические складом, тектонічними обстановками, процесами рельєфоутворення і утворюються формами рельєфу, а й сам, залежно від тектонічних умов, може бути поділені на три великих типу. Кожен з цих типів володіє істотними відмінностями і може в деяких випадках поєднуватися з іншими

ипами, що разом з регіональними умовами забезпечує його широке різноманіття в усіх аспектах (геологічному, тектонічному, геоморфологічному). Крім того, в силу своєї важкодоступність для дослідження і недостатньою вивченості, океанічний вулканізм (в першу чергу - плюмовой і вулканізм СОХНУВ) являє собою явище, перспективне для подальшого вивчення.

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.