Подводный магматизм

Размещено на http://www.allbest.ru/

Московский Педагогический Государственный Университет

географический факультет

Курсовая работа

по геологии

на тему: «Подводный магматизм»

выполнила:

студентки III курса, 5 п/гр.

Гарина И. М.

проверила:

д.г.н. Куликова Е.Е.

Москва 2011

Содержание

Введение

Глава 1. Геологическое строение океанов

Глава 2. Вулканы срединно-океанических хребтов

Глава 3. Подводные горы

Глава 4. Вулканизм "горячих точек"

Выводы

Список литературы

Введение

Океан покрывает две трети земной поверхности, и поэтому исследование океанического дна является важнейшим условием, необходимым для понимания Земли в целом. Уже в 30-е годы XIX-го столетия ученые стали понимать это.

Океанический магматизм - это гигантский эксперимент, поставленный природой: незначительная мощность холодной океанической коры (6-15 км) исключает возможность ее участия в магмогенерации и, таким образом, океанический магматизм является чистой моделью мантийного магматизма, созидающего земную кору.

Дно океанов обладает совершенно иным строением, чем материки, и состоит из вулканических пород основного состава, вещество которых поднялось из области верхней мантии по охватывающим всю Землю рифтовым зонам океанов. Полоса за полосой присоединялось оно по обеим сторонам рифта к океанической литосфере, оттесняясь в стороны и медленно удаляясь от рифтовых зон, чтобы затем, после приблизительно 200 млн. лет существования, погрузиться в зоны субдукции перед краями материков или прилегающими к ним островными дугами и вновь быть ассимилированным мантией Земли.

Глава 1. Геологическое строение океанов

Рис. 1 Разрез океанической коры, составленный по сейсмическим данным

В океанической коре выделяется 3 слоя (рис. 1). Слой 1 прерывист. Он состоит из осадочных пород и осадков со средней мощностью от 0,5 км, но может достигать 10-15 км в периферических частях океанов. Слой 2 сложен преимущественно базальтами и долеритами, с редкими прослоями осадочных пород, средней мощностью около 2 км с вариациями до 5-5,5 км под срединными хребтами. Слой 3 является самым мощным (в среднем 5-7,5 км). 3-й слой состоит из базальтов в зеленосланцевой и амфиболитовой фациях и метаморфизованных интрузивных габброидов и ультрабазитов. Наиболее древний достоверно определенный возраст океанической коры соответствует мезозою (юра - мел).

Рис. 2 Схематическая карта распространения активного вулканизма Земли

Главнейшими геоструктурами океанов являются срединно-океанические хребты (СОХ) и океанические плиты (ложе океана). Характер и интенсивность магматизма каждой из них различны. СОХ совместно с континентальными рифтами входят в состав мировой рифтовой системы, протягиваясь на 60 000 км и возвышаясь на 1000-3000 м над океаническим дном (рис. 2).

В результате спрединга в СОХ образуется океаническая кора, возраст которой фиксируется магнитными аномалиями.

Океанические плиты характеризуются сложным строением. Наиболее однородными их участками являются глубоководные выровненные равнины (котловины), часто ограниченные ступенчатыми сбросами, местами осложненные абиссальными холмами, преимущественно вулканического происхождения, перекрытые осадками. Они разделены участками плит с более сложным рельефом: с различного рода поднятиями, хребтами разного возраста и происхождения, в том числе и вулканического. В них выделяются положительные структуры изометричной формы типа плато, поднятые над окружающим дном на высоту 1 км и обладающие более толстой корой по сравнению с котловинами. Среди протяженных линейных структур выделяются так называемые асейсмические хребты, которые, вероятно, представляют древние вулканические цепи [Морган, 1972], погруженные после затухания вулканизма.

Примерами являются хребет 90о в Индийском и хр. Китовый в Атлантическом океанах. В пределах океанических плит, особенно часто в их краевых областях, известны сводово-глыбовые поднятия с континентальной и субконтинентальной корой (микроконтиненты ), нередко венчающиеся вулканическими постройками: плато Фолклендское, Сан-Паулу и Гвинейское в Южной Атлантике, континентальный блок Ян-Майен, плато Хаттон-Роколл, Фареро-Исландский порог и другие многочисленные материковые поднятия в Северной Атлантике, вероятно, возвышенности Шатского, Хесса, Обручева, плато Манихики и Онтонг-Джава в Тихом океане, Сейшельский архипелаг в Индийском и ряд других структур. Некоторые из этих поднятий связаны малыми глубинами дна с соседними континентами (например, о. Фернанду-ди-Норонья и восточные Канарские острова в Атлантическом океане), представляя собой краевые части последних. В экваториальной Атлантике были обнаружены так называемые неспрединговые блоки древнего возраста вблизи СОХ с магматическими породами, более сходными с континентальными, чем с океаническими образованиями [Bonatti, Honnorez,1976; Пущаровский, 1994]. Океанические плиты разбиты многочисленными разломами различной формы и происхождения, часть их которых является магмопроницаемыми.

Перечисленные выше структурно-морфологические формы распределены в океане неравномерно. Так, очень велики различия в строении западной и восточной частей дна Тихого океана. Крупнейшие подводные горные сооружения приурочены к западной его части, в то время как рельеф восточной, где расположено ВТП, представляет собой относительно слабо всхолменную котловину, рассеченную системой гигантских разломов. Неравномерно распространены и микроконтиненты, большая часть которых находится в Индийском и Атлантических океанах. Значительные участки акваторий северной части Атлантического и особенно Северного Ледовитого океана, примыкающие к соседним континентам, более чем на 50% подстилаются корой континентального и субконтинентального типов подводных окраин обрамляющих материков.

Глава 2. Вулканы срединно-океанических хребтов

Еще Альфред Вегенер в своей, ставшей классической, работе "Происхождение материков и океанов" 1915 г. указал на резкое отличие свойств океанической литосферы от континентальной, а английский геолог Артур Холмс в 1930-е годы предвосхитил гипотезу разрастания дна океана, тем не менее все же не хватало доказательств, которые лишь спустя несколько десятков лет подтвердили идеи гениальных исследователей.

Рис. 3 Примеры типов срединно-океанических хребтов

Срединно-океанические хребты имеют различную морфологию: одни из них характеризуются пологими склонами и отсутствием осевого рифта, вторые - более крутыми склонами и наличием четко выраженного рифтового ущелья (рис. 3).

Примером первого типа хребтов является Восточно-Тихоокеанское поднятие (ВТП), примерами второго - Срединно-Атлантический (САХ) и Аравийско-Индийский (АИХ) хребты. Хребты с четко выраженным рифтом обладают широкой (до 25-35 км осевой долиной, осложненной рядом сбросовых уступов, в пределах которой расположен внутренний рифт (3-9 км), где сосредоточена современная вулканическая активность. Последняя - связана с цепями вулканических холмов высотой до 300-800м, обычно косо ориентированных по отношению к простиранию рифта. Каждый из холмов по морфологии и размерам отличен от соседнего; это позволяет предположить, что вулканическая активность не была непрерывной как в пространстве, так и во времени.

Хребты типа ВТП сходны с вышеописанными, но в них отсутствует центральное рифтовое ущелье. Помимо цепи вулканических холмов, разделенных поперечными разломами, в них зафиксированы плоские участки пониженного рельефа, которые интерпретируются как застывшие лавовые озера. Общая ширина зоны активного вулканизма достигает нескольких километров и обычно ограничена трещинами и нормальными сбросами. В их пределах чаще присутствуют небольшие поля современной гидротермальной активности, достигающие 300-400 м2.

Согласно гипотезе литосферных плит в СОХ с четко выраженным рифтовым ущельем раздвижение происходит медленнее (1,5-7 см/год) по сравнению с хребтами, в которых отсутствует осевой рифт (до 12-16 см/ год). Однако, часты исключения. Так, в хр. Рейкьянес, где отсутствует рифтовая долина, скорость спрединга невысока. Скорее всего, связь скорости спрединга с типом хребта неоднозначна и обусловлена различными соотношениями между скоростями магмовыделения (большей в хребтах типа ВТП) и спрединга [Милановский,1991]. Отдельные отрезки хребтов смещены относительно друг друга поперечными трансформными разломами, выраженными в рельефе впадинами-грабенами и хребтами-горстами. Некоторые из них прослеживаются в океанических плитах на большие расстояния. Известны переходы СОХ в пределы континентальных блоков. Примеры - продолжение Срединно-Индийского хребта Карлсберг в Аденский залив и далее в Африкано-Аравийский континентальный рифтовый пояс и ВТП в Калифорнийский залив и Калифорнийскую активную окраину.

Рис. 4 Схематический поперечный разрез зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия в районе 13о с.ш.

Интенсивная магматическая и гидротермальная деятельность в пределах COX связана с наличием сложно построенной области разуплотнения верхней мантии с сейсмическими скоростями 7,5-7,9 км/с. Под ВТП она прослеживается на глубину до 10 км. Трактовка этой области как магматического резервуара подтверждается высоким тепловым потоком под срединными хребтами. К ней приурочены длительно живущие вулканические центры. По данным сейсмической томографии эти резервуары связаны с зонами пониженных cейсмических скоростей, а следовательно, разогрева и разуплотнения на глубинах от 150 до 300-500 км [Woodhouse, Dziewonki, 1984]. В СОХ происходит спрединг и образуется новая океаническая кора (рис. 4). Помимо современных СОХ в океанах установлены древние отмершие спрединговые зоны.

В СОХ развиты формации однородных толеитовых базальтов. В подчиненном количестве по сравнению с базальтами встречаются пикриты. Очень редкие средние и кислые породы представлены исландитами, дацитами и риодацитами. По данным Г.У. Менарда (1966), общий объем извергаемого вулканического материала в СОХ составляет 4 км 3 в год. Тип извержений трещинный и центральный при спокойном экструзно-эффузивном их характере. Среди продуктов вулканизма преобладают лавовые купола и потоки. Гиалокластиты, представляющие собой продукты дробления и распыления базальтовой лавы и состоящие из остроугольных обломков вулканического стекла, часто палагонизированного, относительно редки, так как глубины СОХ (3-4 км) характеризуются высоким гидростатическим давлением, превышающим давление растворенных в магме газов. Глубины эксплозивных взрывов не превышают 500 м. Вследствие несопоставимости скоростей осадконакопления и вулканизма толщи вулканитов в СОХ либо полностью лишены осадочных процессов, либо роль последних незначительна.

Постоянно проявляющийся рифтовый вулканизм океанов привлекал к себе мало внимания, в первую очередь потому, что он действует преимущественно под мощным водным покровом и его проявления редко бывают заметны. Тем не менее, его можно было наблюдать с давних пор, в тех немногих местах, где срединно-океанические хребты поднимались над уровнем моря, образуя острова. В Исландии, например, этот вулканизм известен с 830 г., когда остров был заселен ирландскими монахами, и многие извержения вулканов Исландии были детально изучены и описаны. Однако их значение и связь с океаническим рифтовым вулканизмом не были до конца осознаны. В систематике форм вулканических явлений, обычно, "исландский тип" трактовался, как правило, в качестве исключительного явления. Однако именно этот тип представляет собой подлинный океанический рифтовый вулканизм, хотя и протекающий не в подводной, а в наземной форме. Последнее находит отражение в конечном счете в формах застывания продуктов извержений. Тем не менее и в Исландии достаточно часто встречаются формы застывания вулканитов, ничем не отличающиеся от подводных. Причину этого следует искать в том, что в Исландии часть подводящих зон погребена под ледовыми щитами. Но если извержения происходят подо льдом, то последний - тает, причем в этом случае лавы опять-таки застывают в водной среде - получается как бы исключение из исключения.

Несмотря на все это, Исландия в общем представляет собой выдающийся пример проявления "процесса разрастания дна океана". Как показали повторные геодезические измерения, остров испытывает постоянное расширение, происходящее из веерообразно расходящейся к югу центральной зоны, в пределах которой наиболее активна в настоящее время восточная ветвь шириной около 50 км, где сосредоточены почти все вулканы, действовавшие с доисторической эпохи вплоть до современной. Одна половина острова движется вместе с Евроазиатской плитой - к востоку, другая вместе с Северо-Американской - к западу. Общее разрастание коры составляет около 400 км за 14-15 млн. лет. Таков, следовательно, возраст наиболее древних базальтовых лав, залегающих на восточной и западной оконечностях острова. Однако было бы неверным делать из этого вывод о равномерной годичной "величине разрастания", поскольку растяжение, вероятнее всего, происходило неравномерно во времени и в пространстве. Так, геодезические измерения показали, что в настоящее время южная часть Исландии расширяется в 3-4 раза быстрее северной. Базальтовые лавы с возрастом менее 3 млн. лет занимают на юге Исландии полосу шириной 250 км, а на севере острова - лишь 140 км, в то время как в подводной части Срединно-Атлантического хребта севернее Исландии - 60 км. С этим видимым веерообразным расширением острова согласуется частота извержений в историческую эпоху, а также более значительная геотермальная активность его южной части. Эту модель расширения коры с учетом изменений размеров последней в пространстве и времени можно приложить также к океаническому дну, скрытому под покровом воды. По эруптивным трещинам в активную центральную зону внедряются основные магмы, распространяются на большие территории в виде отдельных потоков легкоподвижной базальтовой лавы или площадных излияний базальтов и с затуханием вулканической деятельности закупоривают подводящие трещины. После более или менее продолжительного периода покоя параллельно старым трещинам могут раскрываться новые, из которых на окружающий ландшафт вновь изливается легкоподвижная лава. Прежние подводящие зоны при этом "запечатываются", обычно не оставляя после себя никаких внешних признаков.

Рис. 5 Распространение активных вулканов в Исландии и даты их извержений начиная с 1900 г.

Извержения исландского типа нередко начинаются с того, что вдоль раскрывшейся трещины из небольших кратеров начинают бить лавовые фонтаны, воздвигая невысокие конусы из шлаков и пепла. Однако вскоре эруптивная деятельность большинства кратеров начинает ослабевать, ограничиваясь лишь немногими или одним кратером, из которого затем начинается истечение лавы.

Не все из этих островов обнаруживают столь частую вулканическую активность, как Исландия (рис. 5), что может быть связано с их меньшими размерами.

В историческую эпоху извержения неоднократно происходили на Азорских островах. О том, что вулканы этих островов неисчислимы, свидетельствует несколько примеров, в том числе и относящихся к недавнему прошлому. Так, считалось, что вулкан Беренберг на необитаемом острове Ян-Майен, расположенном севернее Полярного круга, в течение сотен, а может быть и тысячи, лет находился в состоянии покоя. Сообщения китобоев, согласно которым в 1732 и 1818 гг. на южной его стороне наблюдалась вулканическая деятельность, неоднократно ставились под сомнение. Однако ранним утром 20 сентября 1970 г. вулкан Беренберг совершенно неожиданно возобновил свою деятельность. Из трещины протяженностью 5-6 км на высоту до 10 км поднялось облако дыма и водяного пара. Через два дня эксплозивная деятельность ослабела, сменившись излияниями больших количеств базальтовой лавы, в результате которых к острову была присоединена береговая платформа длиной около 3500 м и шириной 500 м.

Другой пример представляет небольшой населенный остров Тристан-да-Кунья в Южной Атлантике. Островной вулкан считался потухшим. Однако, после того как в августе 1961 г. остров подвергся серии землетрясений, с начала октября вулкан неожиданно вновь стал действовать. Началось сильное извержение пепла и лавы, и вскоре лавовый поток достиг первых домов небольшого селения. 262 жителя, спешно бросив все имущество, эвакуировались. В результате возобновившейся вулканической активности, продолжавшейся до 1962 г., не только вырос новый вулканический конус высотой 150 м, но и сам остров увеличил длину на 1 км и ширину - на 400 м.

Случается также, хотя и относительно редко, что извержения происходят в мелководных морских областях, под которыми следует понимать глубины в первые сотни метров, причем количество продуктов извержений столь велико, что над уровнем моря вырастают новые острова, как, например, Суртсэй у южного побережья Исландии или Илха-Нова близ острова Фаял в группе Азорских островов. В других случаях подводные извержения становились заметными благодаря мощным водяным столбам, выбрасываемым на большую высоту при эксплозиях, или же (как это неоднократно наблюдалось с самолетов или кораблей) благодаря внезапному появлению резко очерченных и окрашенных пятен (большей частью желтоватых) на водной поверхности, в связи с которыми одновременно ощущался запах серы.

Расплавы, поступающие в океанические рифтовые зоны, принадлежат, как правило, к тем разновидностям базальтов, которые называются толеитами и застывают на морском дне преимущественно в виде подушечных лав.

В отдельных случаях встречаются также продукты извержений основного состава и дифференциаты с более высоким содержанием кремнекислоты. Изменения основных расплавов бывают обусловлены также воздействием водной среды на горячий лавовый поток и могут привести даже к образованию зеленых сланцев. В соответствии с механизмом тектоники плит следует ожидать, что подушечные лавы подстилаются крутопадающими плитообразными телами или системами даек, поскольку совместно с дрейфующей в стороны литосферой перемещаются также структуры, сформированные в подводящих зонах. С глубиной, однако, жилы переходят в крупнозернистые габброидные породы или толеиты (глубинные эквиваленты базальтов) и перидотиты. Ассоциацию этих основных и ультраосновных пород называют офиолитовой серией.

Неоднократно приводились данные о том, что на океанических островах Срединно-Атлантического хребта, в частности в Исландии, в заметных количествах встречаются породы андезитового и даже риолитового состава. Однако вряд ли можно сомневаться в том, что они являются продуктами дифференциации толеитовой магмы. Действительно, было отмечено, что продукты вулканизма в Исландии содержат тем больше кремнекислоты, чем продолжительнее периоды покоя между извержениями вулканов, иными словами, чем больше у вулканических очагов времени или возможностей для дифференциации.

Все острова, расположенные на срединно-океанических хребтах имеют, подобно Исландии, вулканическую природу и состоят из застывших базальтовых лав. В Атлантическом океане севернее Исландии небольшой остров Ян-Майен, а южнее Исландии - Азорские острова, Сан-Паулу, остров Вознесения, острова Тристан-да-Кунья, Гоф и Буве. В других океанах некоторые вершины хребтов также возвышаются над их поверхностью. К наиболее известным из них принадлежит остров Пасхи в Восточно-Тихоокеанском хребте, знаменитый своими гигантскими загадочными изваяниями, выполненными из вулканической породы.

магматизм океан вулканизм

Глава 3. Подводные горы

Океанический вулканизм не ограничен только рифтовыми зонами, помимо срединно-океанических хребтов вулканизм развит в пределах многочисленных поднятий океана на уже сформированной океанической коре и на изолированных континентальных блоках в ее пределах. Выделяется четыре главнейших типа морфоструктур:

1. Подводные горы - вулканические постройки, которые в процессе роста не были подняты выше уровня воды либо были эродированы и погружены после своего образования. Подводные горы распределены на поверхности дна неравномерно, что свидетельствует о разном тепловом режиме мантии под океанами. Более всего их в северо-западной части Тихого океана, где они концентрируются преимущественно вдоль зон разломов.

2. Океанические острова, образованные самыми крупными вулканическими постройками Земли. Они состоят из одного или группы щитовых вулканов, образуя протяженные цепи или изометричные поднятия и архипелаги. Земная кора в их пределах всегда утолщена. В большинстве случаев она относится к океаническому типу, однако ряд вулканов заложен на реликтовых континентальных блоках (о. Ян-Майен, Фернанду-ди-Норонья в Атлантическом океане и др.).

3. Вулканические плато с повышенной мощностью коры и отсутствием линейных магнитных аномалий, приподнятые над дном океана на 1000 м и более, площадью до сотен квадратных километров [Nur, Ben Avraham, 1982]. Часть из них, возможно, имеет в качестве фундамента деструктированную континентальную кору, другая часть образовалась в результате ареальных вулканических извержений на океанической коре с аномальным строением (тройные сочленения, "горячие точки", зоны разломов и др.). Они покрывают до 10% современного дна преимущественно в Западной части и Индийском океане.

4. Трансформные и другие разломы.

Несмотря на то, что над поверхностью вод Мирового океана возвышается множество вулканических островов, фактические масштабы океанического вулканизма остаются завуалированными, поскольку гораздо большее число вулканических сооружений в океане скрыто под водой и образует подводные купола (так называемые seamounts - подводные горы), среди которых лишь небольшая часть проявляла вулканическую активность в современную эпоху. Значительное их большинство рассматривается как "потухшие". Действительное же число нельзя определить даже приблизительно. Попытка такой оценки была предпринята в 1963 г. Менардом и Лэддом. Приняв ни на чем не основанное допущение о равномерном распределении подводных гор в океанах, они определили путем экстраполяции измерений, полученных на опытной площади, покрытой многочисленными линиями промеров глубины, что число подводных гор высотой более 1000 м для всего Тихого океана составляет 10000, а для всех океанов Земли - около 20000. Нельзя, однако, не заметить, что оценки такого рода очень ненадежны. Часть островов и подводных гор представляют собой, по-видимому, отдельные купола, другие образуют протяженные цепи. Подводящими путями здесь также служат системы трещин, пересекающие дно океана в различных направлениях, но главным образом перпендикулярно к срединно-океаническим хребтам, рифтовые системы которых большей частью смещаются соответствующими нарушениями.

Как уже отмечалось выше, лавы, извергнутые в процессе океанического рифтового вулканизма, принадлежат, за исключением небольшого количества продуктов дифференциации, преимущественно к "первоначальному" (толеитовому) типу. Химический состав же продуктов океанического вулканизма, напротив, более разнообразен. Исследования пород вулканических островов показали, что с удалением последних от срединно-океанических хребтов относительное количество лав, "недосыщенных" кремнекислотой, т. е. базальтовых и даже щелочнобазальтовых, все возрастает. Но в виде исключения, иногда встречаются кислые, средние и ультраосновные породы. Твердого объяснения обеднения кремнекислотой до сих пор не существует. Обычно его принимают за следствие возрастания по направлению к материкам мощности литосферы и уменьшения в связи с этим геотермического градиента, что обусловливает увеличение глубин зарождения магмы.

Глава 4. Вулканизм "горячих точек"

В настоящее время существует несколько гипотез, объясняющих образование внутриплитного вулканизма. Тот факт, что активные вулканы встречаются у юго-восточного окончания Гавайской цепи, а к северо-западу следуют потухшие или сильно эродированные островные вулканы, требует объяснения. Он поразил еще американского геолога Дэна. Во время исследовательской экспедиции 1838-1842 гг. Дэна выдвинул предположение о том, что центр активного вулканизма перемещался ("мигрировал") в юго-восточном направлении. В свою очередь канадский геолог Уилсон попытался связать "миграцию" вулканизма на Гавайях с разрастанием дна океана иным образом, предположив существование под перемещающейся океанической литосферой неподвижной "горячей точки" (hot-spot) в верхней мантии и рассматривая ее как источник вулканизма, над которым медленно проскальзывает литосфера. В качестве причины возникновения "горячей точки" Морган приводит существование "перистого конвекционного потока" (соnvection plume), подобного оперению потока горячего вещества, поднимающегося из нижней мантии, распространяющегося во все стороны и попадающего в астеносферу. В настоящее время эта теория принимается большинством исследователей, хотя и существуют различные мнения в отношении того, насколько в действительности "конвекционные потоки" и обусловленные ими "горячие точки" являются стационарными. Для группы Гавайских островов главный остров можно считать расположенным над такой "горячей точкой", в то время как другие острова уже "проскользнули" над ней. Если проэкстраполировать это представление на далекое геологическое будущее, то вулканизм на острове Гавайи когда-нибудь прекратится, а к юго-востоку от него со дна океана поднимется новый вулканический остров. При всех этих, несомненно, интересных рассуждениях не следует забывать, что они имеют пока чисто теоретический характер, хотя и подкрепляются некоторыми данными, особенно геофизическими.

Наиболее изученным примером океанического внутриплитового вулканизма может служить цепь Гавайских островов в центральной части Тихого океана, которая заслуживает самого пристального внимания, поскольку наиболее ярко отражают его особенности. Однако и в других океанах в стороне от рифтовых систем имеется достаточно много действующих или считающихся потухшими островов-вулканов. В Атлантическом океане - это Канарские острова и острова Зеленого Мыса, в Индийском - Реюньон и Кергелен.

Гавайские острова, открытые английским мореплавателем Джеймсом Куком в 1778 г. и названные им Сандвичевыми, протягиваются через центральную часть Тихого океана в виде цепи вулканических островов протяженностью почти 2500 км. В юго-восточной части они состоят из 8 более крупных "главных островов", начиная с острова Гавайи, самого большого по площади и одновременно единственного острова с еще действующими вулканами. К северо-западу от него следуют острова Мауи, Кахулави, Ланаи, Молокаи, Оаху со столицей Гонолулу, Кауаи и Ниихау. Далее к северо-западу к ним присоединяются еще более мелкие и невысокие острова, банки и рифы: Каула, Нихоа, Некер, Френч-Фригит-Шол и Гарднер. На карте Тихого океана острова выглядят мельчайшими точками. Тем не менее это лишь вершины длинного ряда вулканических гор, мощные невидимые основания которых расположены на дне в области глубин, превышающих 5000 м. С другой стороны, отмечается, что главный остров Гавайи возвышается вершиной вулкана Мауна-Кеа на 4205 м над уровнем моря и оказывается огромным горным массивом, по объему и высоте превышающим "короля гор" - Джомолунгму (8848м).

Примечательно, что острова Гавайской цепи по направлению к северо-западу становятся не только меньше по размеру, но и древнее. Из этого можно заключить, что вулканическая деятельность началась на северо-западе и со временем перемещалась к юго-востоку. Развитие Гавайских островов протекало, по-видимому, в следующей последовательности: вдоль системы разломов глубокого заложения, пронизывающих океаническую литосферу, предположительно в местах их пересечения поперечными разломами, на дно океана изливались поднимающиеся из астеносферы базальтовые расплавы и постепенно накапливались, образуя мощные щитовидные вулканические сооружения с пологими углами наклона, которые мало-помалу вырастали над уровнем моря. Там, однако, они попадали в зону прибоя и других агентов эрозии. Благодаря перемещению вулканической активности к юго-востоку поступление материала на более древние острова прекратилось, и они в конце концов оказались под действием только сил разрушения. Вместе с тем мощные накопления продуктов вулканизма представляли собой значительную нагрузку на морское дно, в результате чего происходило постепенное изостатическое выравнивание, связанное с медленным погружением, иными словами, прежние острова постепенно превращались в подводные горы или, если вершины куполов были срезаны прибоем, в подводные столовые горы, так называемые гайоты. Все стадии подобного хода развития можно наблюдать вдоль цепи Гавайских островов, двигаясь с юго-востока на северо-запад.

а - подводный морской вулкан начинает выходить из-под уровня моря;

б - рост вулканического острова;

в - обширное лавовое сооружение начинает опускаться;

г - образование барьерного рифа;

д - начало образования атолла;

е - стадия атолла.

Рис. 6 Стадии развития вулканических островов Тихого океана

Одновременно с эрозионным разрушением и погружением океанских вулканических построек происходит развитие иного рода. Задолго до того, как остров достигнет конечной стадии своего существования, по его краям в неглубоких, теплых и хорошо освещенных водах поселяются кораллы и начинают сооружать известковые рифы, которые вначале примыкают к берегам в качестве окаймляющих рифов. Это состояние хорошо выражено на острове Оаху. В следующую фазу, если погружение вулканического острова компенсируется дальнейшим разрастанием коралловых рифовых построек, окаймляющий риф отделяется от остаточного острова лагуной и превращается в барьерный риф. После того как остаток вулканического острова наконец полностью исчезнет под водой, на поверхности остаются лишь продолжающие разрастаться коралловые рифы, окружающие лагуну в виде кольцеобразного атолла (Рис.6).

Например, острова, лежащие на северо-западном продолжении собственно Гавайской цепи, такие, как Мидуэй или Оушен, полностью сложены известковыми коралловыми рифами, "насаженными" на погруженные вулканические постройки. На острове Френч-Фригит-Шол среди известковых рифов возвышается лишь крошечная вершина, сложенная вулканической породой. Некер и Нихоа представляют собой более значительные вулканические останцы. Таким образом, размеры островов к юго-востоку все более возрастают, достигая максимума на острове Гавайи, площадь которого (~10500 км2) почти вдвое превышает суммарную площадь всей группы островов (рис. 7). Этот главный остров состоит из пяти спаянных вместе крупных щитовых вулканов, два из которых, Мауна-Лоа и Килауэа, еще действуют и даже принадлежат к числу активнейших на Земле, в то время как из третьего, Хуалалаи, еще в 1800-1801 гг. изливался лавовый поток, после чего признаков вулканической активности больше не отмечалось. С изложенным ходом развития согласуются также данные физических определений возраста по пробам базальтов. Так, для острова Мидуэй был определен возраст около 18 млн. лет, для Френч-Фригит-Шол - 12, Некер - 10, Нихоа - 7. Однако эти данные относятся лишь к верхним частям соответствующих вулканических построек, в то время как их основания и дно океана имеют более древний возраст.

Рис. 7 Гавайи, крупнейший из Гавайских островов, состоит из сросшихся друг с другом лавовых куполов

Наглядным примером океанического внутриплитового вулканизма может служить характер извержений огромных гавайских щитовых вулканов Мауна-Лоа и Килауэа. Предвестниками извержений здесь служат, как правило, серии подземных толчков. Собственно извержения заключаются в относительно "спокойном" излиянии базальтовой лавы из кратеров или чаще всего из раскрывшихся трещин. Как и в процессах океанического рифтового вулканизма, лава здесь жидкая, подвижная, легко отдающая содержащиеся в ней газы. Однако эксплозивная деятельность, временами сопровождающая извержения этих вулканов, играет лишь подчиненную роль; это с очевидностью вытекает из того, что рыхлый вулканический материал слагает менее 5% острова Гавайи. Извержения, как правило, начинаются с того, что лава, изливающаяся из раскрывшихся трещин, вследствие внезапной разгрузки давления вспенивается и содержащиеся в ней газы расширяются настолько, что, захватывая разбрызганную лаву, образуют многочисленные лавовые фонтаны, которые могут, соединяясь, создавать настоящие "огненные завесы". За ними изливаются вниз по склону лавовые потоки больших или меньших размеров, и после их застывания мощные лавовые щиты увеличивают свой объем на некоторую величину. Нередко извержения длятся в течение целых дней и даже месяцев, и, хотя лавовые потоки могут причинять материальный ущерб, угрожать селениям и сельскохозяйственным угодьям, а иногда и уничтожать их, жертвы среди людей случаются очень редко, так как они обращаются в бегство перед приближающимися потоками лавы. На острове Гавайи с помощью сейсмического и геодезического контроля можно даже предвидеть приближение извержений, а в отдельных случаях и ликвидировать угрожающие ситуации, отводя лавовые потоки. Если раскаленные потоки достигают моря, то под воздействием образующегося водяного пара лава дробится путем взрывов до состояния мельчайшего пепла, или черного "песка", покрывающего побережье далеко вокруг. Частые извержения вулканов Гавайи в историческую эпоху привели к относительно быстрому накоплению продуктов вулканизма, поэтому в интервалы времени между следующими друг за другом излияниями лавовых потоков вряд ли могла образоваться почва. Почвообразование могло происходить лишь в периоды длительного затишья между извержениями или же после затухания вулканической деятельности.

Самый крупный из действующих вулканов Гавайи - Мауна-Лоа - представляет собой мощный лавовый щит высотой до 4170 м, достигающий приблизительно 90 км в длину и 50 км в ширину и сложенный бесчисленными лавовыми потоками мощностью большей частью всего в несколько метров. Его склоны ввиду огромной протяженности исключительно пологие и остаются такими же и ниже уровня моря. Он может считаться, следовательно, крупнейшей из одиночных гор Земли. Его продольная ось простирается с юго-запада на северо-восток, т. е. перпендикулярно главной оси Гавайской цепи; это подтверждает высказанное выше предположение о том, что центры извержений приурочены к местам пересечения главных систем трещин поперечными разломами дна океана. На вершине Мауна-Лоа расположена обширная котловина обрушения - кальдера, называемая Мокуавеовео, периметр и глубина которой неоднократно изменялись, первый - вследствие обвалов, вторая - в результате погружения и заполнения лавой. Однако кальдера Мокуавеовео - лишь центральная часть трещинной системы, рассекающей щитовой вулкан вдоль его продольной оси. В 1859 г. произошло одно из самых обширных извержений лавы, уступающее лишь крупному извержению 1950 г. Оно длилось более 10 месяцев. Лавовый поток, стекающий в северо-западном направлении, пройдя свыше 50 км, достиг побережья и продолжал течь под поверхностью моря на расстояние, оставшееся неизвестным. В 1881 г. не менее значительный лавовый поток излившийся в северной части трещинной системы, прошел расстояние 46 км в северо-восточном направлении, угрожая городу Хило, но, к счастью, остановился на его окраине. Уже упоминавшееся извержение 1950 г. сопровождалось истечением особенно большого объема лавы, возможно самого значительного из всех, отмеченных в историческую эпоху. Объем лавы, извергнутой из юго-западной части трещинной системы и разрушившей при движении в западном направлении к морю селение Хокена, был оценен в 450 млн. м3. Мауна-Лоа принадлежит к числу наиболее часто действующих вулканов Земли. Начиная с первого описанного землетрясения 1832 г. он проявлял активность в среднем через каждые 3,5 года, хотя и с перерывами разной продолжительности, причем длительность отдельных извержений была различной, от нескольких дней до года и более.

Если Мауна-Лоа - самый значительный из гавайских вулканов, то припаянный к его юго-восточному склону Килауэа - самый известный. Хотя высотой своей вершины (1138 м) и размерами последний существенно уступает Мауна-Лоа, он все же принадлежит к числу наиболее значительных щитовых вулканов. Его вершина также обладает обширной кальдерой, а на флангах располагаются две активные трещинные зоны, простирание которых почти параллельно аналогичным зонам Мауна-Лоа. Однако примечательной особенностью Килауэа является возникновение время от времени в кратероподобном углублении внутри кальдеры, называемом Халемаумау, озера жидкой лавы. Это редкое явление, по-видимому, сыграло свою роль в выборе места расположения Гавайской вулканологической обсерватории, организованной в 1912 г. на краю кальдеры Килауэа, результаты наблюдений и исследований которой существенно обогатили вулканологию, так же как и основание Гавайского национального парка, охватывающего районы кратеров Килауэа и Мауна-Лоа.

Извержения Мауна-Лоа, как и Килауэа, происходят частично в виде извержений центрального типа в кратере, а частично в виде трещинных извержений на флангах. К более редким случаям относятся фреатические извержения эксплозивного типа, имевшие место, например, в 1790 и 1924 гг. Существенную роль при этом играет проникновение подземных вод в зону горячей магмы. Извержению 1924 г. предшествовало исчезновение лавового озера в кратере Халемаумау и обрушение стенок последнего, вызвавшее мощные пылевые лавины. Пульсирующие выбросы облаков пара достигли максимума во время мощной эксплозии 18 мая, когда столб пара поднялся на высоту 6,5 км, захватив большие массы рыхлого материала, на значительной площади были разбросаны крупные глыбы лавы массой до 8 т. Выделение облаков пара продолжалось 16 суток ; поперечник кратера Халемаумау был расширен при этом от почти 600 м до более 1000 м. Это извержение явилось поворотным пунктом в вулканической деятельности Килауэа. Если за предшествующие 125 лет вулкан действовал приблизительно в течении 73% этого времени, то после извержения активность его уменьшилась, до 3 %.

Выводы

Сложность строения океанического дна и его магматизм являются отражением разнообразных и неодновременных процессов его формирования, обусловленных особенностями мантии под океанами. Они установлены в последние десятилетия благодаря прогрессу геофизических и геохимических методов исследований. Методом сейсмической томографии, который дает возможность по особенностям распространения сейсмических волн как бы "просвечивать" Землю до ядра включительно, установлено, что мантия под океанами менее плотная, чем под континентами, причем эти различия в плотностях прослеживаются до глубин 300-400 км [Dzenovsky, Anderson, 1984]. Астеносфера расположена выше, чем под континентами (на глубинах от 50-80 до 250-400 км, а под срединным хребтами, начиная почти с поверхности). Под океанами наблюдается также подъем поверхности ядра [Morelli, Dzenovsky, 1987]. Обращает на себя внимание унаследовательность положительных и отрицательных структур в океане. Так, кайнозойские котловины и поднятия наследуют меловые. В этом отношении океаны аналогичны континентам. А наблюдаемые различия в мощностях океанической коры в целом и ее отдельных слоев свидетельствуют о тектонической активности океанических сегментов Земли.

Отличается мантия океанов и по тепловому признаку, непрерывно поступающему на поверхность Земли из ее недр. По абсолютным величинам тепловые потоки океанов и континентов практически равны. Однако, если под континентами две трети этой величины имеют коровое происхождение за счет радиоактивных элементов, то под океанами все тепло поступает из мантии и является глубинным. В более разогретой мантии океанов плавление становится возможным на меньших глубинах.

Все сказанное свидетельствует о большой эндогенной активности земных недр под океаническими сегментами Земли по сравнению с таковыми под континентами.

Несмотря на то, что активный современный магматизм свойственен не только срединно-океаническим хребтам, но и другим многочисленным структурам океанического дна (преимущественно океаническим островам), по своей интенсивности они несравнимы. Основными магмогенерирующими структурами являются срединные хребты.

список литературы

1. Bonatti E., Honnorez J., Section of the Earth' s crust in the equatorial Atlanic//J.Geophis. Res.1976. Vol. 81. N 23. P. 4104 - 4116

2. Пущаровский Ю.М. Тектоника Атлантики с элементами нелинейной геодинамики. М.: Наука, 1994. 83 с.

3. Милановский Е. Е. Рифтогенез и его роль в тектоническом строении Земли и ее мезокайнозойской геодинамике//Геотектоника. 1991. N 1. С.3 - 20.

4. Woodhouse J. L.,Dziewonski A.M. Mapping the upper mantle: three dimensional modelling of Earth structure by inversion of seismic waveform//J.Geophis. Res. 1984. Vol. 89. P 5953 - 5980.

Размещено на Allbest.ru