Рельеф переходных зон на примере Западной Индонезии

Размещено на http://www.allbest.ru/

Оглавление

Введение

Глава 1. Основные черты строения рельефа дна Индийского океана

1.1 Основные черты строения рельефа дна океана

1.2 Рельеф Индийского океана

Глава 2. Активная переходная зона северо-восточной части Индийского океана (Зондско-Андаманского архипелага)

2.1 Общая характеристика основных типов зон субдукции

2.2 Зондско-Андаманская континентальная окраина

2.2.1 Зондский жёлоб

2.2.2 Островная дуга Зондских островов

2.3 Строение земной и океанической коры в зоне судбукции в районе Зондско-Андаманской дуги

Глава 3. Распределение вулканической и сейсмической активности вдоль Зондско-Андаманской переходной зоны

Глава 4. Основные этапы развития Зондско-Андаманской переходной зоны

Заключение

Список литературы



Введение

Переходные зоны маркируют границы литосферных плит, на которые разделена Земная кора. Таким образом, зоны стыка 14-ти крупнейших листосферных плит представляют особый интерес для изучения, поскольку занимают около 10% земной поверхности.

Данные участки нуждаются в изучении, так как зачастую именно с ними связаны глобальные катастрофические природные явления, в результате которых неизбежны серьёзные потери и жертвы. Именно в связи такими опасными природными процессами, как землетрясения, цунами, извержения вулканов определяется актуальность темы.

На одном из переходных участков находится рассматриваемая нами Зондско-Андаманская вулканическая островная дуга, которая расположена на территории Индонезии. Это район с повышенной вулканической и сейсмической активностью, резко отличающийся по своим характеристикам от окружающей местности - другой рельеф, другая геодинамическая обстановка. Цель работы заключается в рассмотрении основных факторов, определяющих геодинамику района и проявление эндогенных событий на поверхности, в рельефе.

Основная задача: рассмотрение Зондско-Андаманской островной дуги относительно окружающих более глобальных структур - как периферию Индийского океана, как участок переходной зоны на границе литосферных плит. Затем рассмотреть структуру самой островной дуги: рельеф, геологическое строение. Проанализировать сейсмическую и вулканическую активности на данном участке, установить связь между их проявлением на поверхности и рельефом.

Для достижения цели использованы знания в области геоморфологии и геологии. Именно на стыке двух этих наук возможно установить систему взаимосвязей, которая поможет решить поставленные задачи.

Структура работы построена следующим образом: в начале рассмотрен рельеф и основные характеристики Индийского океана - глобальной структуры, элементом которой является Зондско-Андаманская дуга. Затем подробно рассматривается сама активная переходная зона - её внешнее и внутреннее строение. Дуга разделяется на провинции для того, чтобы можно было детальнее проследить её изменение по протяжённости. Далее рассматривается распределение вулканической и сейсмической активности вдоль Зондско-Андаманской дуги и проводится анализ данного распределения. В заключение, на основе модели, построенной согласно теории литосферных плит, показана геологическая история данного участка Земли для большего понимания возникновения механизма, формирующего вулканическую островную дугу.

архипелаг андаманский активность сейсмический



Глава 1. Основные черты строения рельефа дна Индийского океана

1.1 Основные черты строения рельефа дна океана

На дне любого океана сегодня принято выделять четыре основных элемента рельефа, которые называются геотектурами:

Подводная окраина материков, представленная внешней частью материковых поднятий Земли. В ней выделяются шельф, материковый склон и материковое подножье. Ей присущ материковый тип земной коры. Материковое подножье - равнина-шлейф и находящаяся у подножия склона. Гранитный слой материковой земной коры выклинивается у основания материкового склона, из чего следует, что основная часть материкового подножья лежит на океанической коре. Поэтому возникают разногласия в том, к чему относить подножье - к подводной окраине материка или к ложу океана (Канаев, 1975).

Ложе океана - крупнейшая по площади геотектура на Земле. Это ограниченное материковым подножьем, глубоководными желобами и срединными хребтами обширное пространство дна океана. Горные хребты, валы и возвышенности делят ложе на котловины, дно которых - холмистые и плоские равнины.

Срединно-океанические хребты - это крупные горные сооружения, располагающиеся в средних осевых частях океана, возвышающаяся над абиссальной равниной на 2-3 км. Общая длина системы СОХ - 70 тыс. км. СОХ маркируют ось спрединга - зону расхождения земной коры на дне океана. Граница литосферных плит, на которой происходит раздвижение плит и наращивание океанической коры, называется дивергентной. По сути, это глубинный разлом литосферы и мантии Земли. Растяжение литосферы, скорость раздвижения и мощность коры обусловлены конвективным движением мантии. Еще один параметр, определяющий рельеф в зоне растяжения - скорость спрединга, характеризующая скорость наращивания (аккреции) океанической коры, определяющая её мощность и прочность. Поверхность хребтов сильно расчленена, осложнена короткими, узкими депрессиями и грядами, поперечными жёлобами и глубокими рифтовыми долинами. СОХ может переходить с океанической литосферы на материк - рифтовая зоны внедряется в пределы материка, образуя разломы. Ещё один вид границ между литосферными плитами - трансформные. Они представляют собой поперечные разломы, пересекающие рифтовые зоны СОХ, где они соединяют отрезки осевых долин и разделяют блоки литосферы разного возраста. Вдоль трансформных границ происходит горизонтальное скольжение плит относительно друг друга. Для этих зон характерны высокие приразломные хребты, глубокие впадины, сбросы и трещины. Переходные зоны. Это сложная система взаимодействия двух литосферных блоков - океанической и континентальной. Границы между литосферными плитами океана и материка называются конвергентными. На этих границах происходит поддвиг одной плиты, более тяжёлой, под другую, более лёгкую, вследствие чего кора поглощается, уходит в мантию. Иногда зоны поддвига пересекают трансформные разломы и тянутся к рифтовым зонам. Морфологический комплекс переходной зоны включает котловину внутреннего моря, горные хребты островной дуги, краевой океанический жёлоб. Строение земной коры в переходной мозаичное - здесь сочетаются блоки не только материковой и океанической земной коры, но и субконтинентальной и субокеанической. Есть примеры, когда островная дуга, расположенная на границе океана и материка, переходит на окраину материка. Например, северная часть Зондской дуги переходит на сушу в районе Мьянмы. Взаимосвязь океанических и материковых геотектур свидетельствует о том, что зачастую причиной их развития являются одни и те же тектонические процессы. Однако на дне океана эти процессы проявляются в образовании горных сооружений, а на материке приводят к образованию рифтов.



1.2 Рельеф Индийского океана

По величине среди всех океанов Земли Индийский занимает 3 место (73 млн км3). Средняя глубина - 3872 м. Впадина океана делится, как и все океанические впадины, на подводные окраины материков, переходную зону, срединно-океанические хребты и ложе океана. (рис. 1.) Орография дна Индийского океана сложна и определяется прежде всего такими положительными формами рельефа как срединно-океанические хребты (СОХ), разделяющие Индийский океан на Африканский, Азиатско-Австралийский и Антарктический сегменты, в соответствии с названиями участвующих в геодинамике океана литосферных плит. СОХ расходятся из середины океана на северо-запад, юго-запад и юго-восток. Рельеф самих сегментов представлен котловинами, хребтами, разделяющими их, горными массивами, горами, валами и возвышенностями, а также более мелкими формами рельефа: каньонами и долинами, жёлобами, зонами разломов.

Рис. 1. Индийский океан



Подводные окраины

Индийский океан обрамлён материками, занимающими древние докембрийские платформы. Края платформ под уровнем вод океана образуют подводные окраины. В северо-восточной части океана переход от материка к ложу имеет относительно всего обрамления более сложное строение: в этом месте располагается переходная зона Зондской островной дуги.

На западе океан ограничен огромной древней платформой Африканского материка. Строение африканской окраины довольно просту: состоит из узкого шельфа и крутого материкового склона. Осадки подводной окраины материка в основном ракушечные и терригенные.

Азиатская подводная окраина имеет более сложное строение. Она сочетает в себе древние платформенные массивы и молодые складчатые активные пояса, из-за чего наблюдаются резкие колебания ширины и высоты окраины, её направления, изменение морфологии, интенсивности и характера расчленения. Шельф представлен волнистой абразионно-аккумулятивной равниной, осложнённой холмами, банками и скалами. Материковый склон имеет крутизну 10о - 15о, местами положе (до 6о) или круче (до30о). Высота 2000-3000 м. Профили склонов ступенчатые или выпукло-вогнутые, осложнённые продольными грядами, горами, долинами и каньонами.

Подводная окраина Австралии приурочена к огромной древней платформе Австралийского материка. Из-за различной интенсивности дробления материка и опускания его окраины её строение и морфология меняются от места к месту. Крупные выступы и небольшие ступени распложены на глубинах от 800 м до 3000 м. Ступени в верхней части материкового склона представляют глубоко опущенные участки внешнего шельфа и распространены в основном вдоль северо-западного берега. Более глубокие ступени - это блоки древней платформы, испытавшей начиная с палеозоя, неоднократное раздробление и вертикальные подвижки (Канаев, 1975). Профиль материкового склона ступенчатый, прямой или выпукло-вогнутый, с крутизной склонов от почти горизонтальных до крутых уступов (30о и более). Высота материкового склона большая - 3000 м - 4500 м. Лишь в некоторых местах уменьшается до 1000 м. Наиболее крутые склоны интенсивно расчленены долинами и каньонами. На шельфе встречают как абразионно-аккумулятивные, так и эрозионно-аккумулятивные равнины, биогенные субаэральные эрозионные формы рельефа.

Особенности подводной окраины Антарктиды заключаются в следующем. На ней чётко выделены две зоны, разделённые крутым уступом. Внутренний шельф представляет неровную мелководную (100 - 150 м) поверхность, большая часть которой покрыта шельфовыми ледниками. Внешний шельф глубже (400 - 500 м). Является опущенной выровненной ступенью, наклонённой в сторону материка. Вдоль края ступени расположены многочисленные холмы, возвышенности и гряды, представляющие конечные ледниковые морены. Ширина шельфа - 60 -130 км. Материковый склон Антарктиды осложнён каньонами, долинами, небольшими горами, грядами и хребтами. Склоны у бровки обычно имеют наибольшую крутизну (10о - 20о), ближе к тыловому шву становятся положе. Воздействие ледника также сказывается на строении материкового склона Антарктиды. Появляются разломы, трещины, формируются айсберговые донные осадки.

В северо-восточной части океана переход от ложа к материку имеет особое строение, так как здесь находится Зондская островная дуга - следствие субдукции в этом регионе.

Таким образом, Индийский океан окружён подводными окраинами материков, сочетающих в себе материковую отмель (шельф) и материковый склон. Этот наиболее простой тип обрамления океанической котловины свойственен окраинам, приуроченным к древним платформам. Здесь материковая и океаническая структуры непосредственно контактируют друг с другом. Более сложный тип перехода, такой как на северо-западе океана в зоне Зондского жёлоба, приурочен к активным поясам, где между материком и ложем океана находится переходная зона в виде сложного комплекса островной дуги.

Говоря об отличиях подводных окраин Индийского океана, стоит отметить самую широкую на севере, северо-западе Австралии, где развит очень широкий шельф (достигающий 900 км), с яркими следами наземного субаэрального рельефа. Внешняя часть значительно опущена, на материковом склоне ясно выражаются массивы и ступени, представляющие опущенные материковые блоки. Африканская окраина, напротив, самая узкая. Это связано с большой крутизной материкового склона и незначительной шириной шельфа. Ширина подводной окраины Азии имеет колеблющийся характер и сложный рельеф. Подводная окраина Антарктиды обладает большими глубинами над шельфом и значительным развитием ледникового рельефа.

Ложе океана

Ложе Индийского океана (рис. 2.) разделено системой хребтов и поднятий на три сегмента: Африканский, Азиатско-Австралийский и Антарктический; и на 24 котловины (Сомалийская, Мадагаскарская, Амстердамская и др.)

Рис.2. Ложе Индийского океана



Размеры и очертания котловин разнообразны: имеются небольшие округлые (300-500 км в диаметре) или, напротив, котловины-гиганты (4000 - 5000 км). По обособленности котловины также отличаются: одни окружены непрерывными высокими хребтами, другие - низкими порогами, третьи - свободно сообщаются через глубокие проходы. Рельеф днищ котловин представлен расчленёнными мелко-, крупнохолмистыми или мелко-, крупноглыбовыми равнинами. Встречаются отдельные подводные горные вершины. Например, гора Афанасия Никитина в Центральной котловине, гайот МГУ в Аравийском море, горы Обь и Лена на юго-западе океана.

Срединно-океанические хребты.

Система СОХ в Индийском океане образует основу орографии дна. Все хребты представляют раздробленное трансформными разломами на отдельные сегменты широкое поднятие, подножие которого находится на глубине примерно 4500 м. Рифтовая зона хребтов представлена грабенообразной долиной. Для неё характерна высокая степень сейсмичности и подводный вулканизм океанического типа. Характерные скорости спрединга для СОХ Индийского океана - медленные и средние.

Юго-Западный Индийский хребет начинается на юго-западе океана, где соединяется со Срединно-Атлантическим хребтом, то есть находится между двумя тройными сочленениями - Буве в Атлантическом океане и Родригес в Индийском, - и имеет северо-восточное простирание. Для него характерны все признаки рифтогенеза: высокая сейсмичность, подводный вулканизм, рифтовая структура гребня. На восточном склоне хребта находятся два крупных вулканических массива, вершины которых, выступая над водой, образуют острова Принс-Эдуард и Крозе. Место сочленения Юго-Западно-Индийского хребта с Аравийско-индийским и Центрально-Индийским, на широте около 25ою.ш. и 70ов.д., называется тройным сочленением Родригес (ТСР). Скорость спрединга на Юго-Западном Индийском хребте ультрамедленная и составляет 1,7 см/год.

На северо-запад от ТСР уходит Индийско-Аравийский хребет или Центрально-Индийский хребет, крупнейшее горное сооружение Индийского океана. Имеет длину около 3500 км, ширина варьируется от 250 км до 650 км. От о. Родригес, находящегося над ТСР, хребет на север простирается почти в меридиональном направлении, затем на севере принимает почти широтное простирание. Близ Аденского залива хребет пересекает разлом Оуэн. В месте пересечения хребта и разлома рельеф представлен системой хребтов и ложбин, расположенных вдоль зоны разлома, то есть перпендикулярно к оси обоих участков хребта. Хребет смещается вправо на 270 км и переходит в рифто-глыбовые структуры Аденского залива, называемые Срединно-Аденским хребтом. В западной части Аденского залива система рифтов раздваивается и формирует две ветви. Одна уходит в материк и выражается в виде системы Восточно-Африканских рифтов, а северная ветвь образует рифты Красного моря, залива Акаба, Мёртвого моря.

На юго-восток от ТСР уходит Юго-восточный Индийский хребет. В отличие от двух других хребтов: он ниже (относительная высота - около 1500 м), менее изрезан (амплитуда расчленения не превышает 1000 м), не имеет глубокой рифтовой долины. Длина хребта - 2000 км, ширина - 650 км. Наиболее глубокая рифтовая долина (около 4200 м) находится близ северо-западного окончания хребта, а самые высокие вершины поднимаются над поверхностью воды в виде островов Амстердам и Сен-Поль около юго-восточного окончания хребта. Скорость спрединга на этом хребте составляет 6-8 см/год (Дубинин, Ушаков, 2001)



Глава 2. Активная переходная зона северо-восточной части Индийского океана (Зондско-Андамансого архипелага)

2.1 Общая характеристика основных типов зон субдукции

Понятие активной континентальной окраины неразрывно связано с понятием субдукции. Граница между сходящимися литосферными плитами называется конвергентной. Именно вдоль этих границ и происходит процесс субдукции, то есть гравитационное погружение тяжёлой океанической плиты под лёгкую континентальную при встречном движении. Одна плита уходит под другую, затем уходит в мантию и плавится там. Поднимающаяся магма изливается на поверхность, формируя вулканы островных дуг, тянущиеся параллельно образовавшемуся жёлобу. Наглядное выражение субдукция находит в подводном и наземном рельефе, условиях седиментации, тектонических структурах и тектонических движениях, вулканизме.

Главные признаки, по которым можно определить активную континентальную окраину - геоморфологический, а также активная сейсмичность и интенсивный вулканизм. Эту окраину определяют по морфоструктурам, находящимся между собой в определённом взаимодействии. Характерны положительная морфоструктура - поднятая островная дуга, и отрицательная - глубоководный желоб. Сопряжение этих морфоструктур является результатом напряжений, приводящих систему в состояние неуравновешенности. Данная система является динамической и является результатом поддвигания одной плиты (океанической) и надвигания другой (как правило континентальной). Процесс поддвигания маркируется отрицательными изостатическими аномалиями над жёлобом или предгорным прогибом и положительными - над островной дугой. Таким образом, активная континентальная окраина является зоной динамического взаимодействия краев сходящихся литосферных плит.

Из выделенных Хаиным и Ломизе (Хаин, Ломизе, 2005) тектонических типов зон субдукции, рассматриваемая нами зона относится к окраинно-материковой зоне зондского типа. (рис. 3.) В отличие от другого типа субдукции, для которого характерна пологая субдукция, в Зондской зоне угол уходящей вглубь океанской плиты более крутой.

Рис. 3. Типы зон субдукции и характерные структурные элементы (Хаин, Ломизе, 2005). 1 -краевой вал, 2 - глубоководный жёлоб, 3 - невулканическая островная дуга, 4 - преддуговой бассейн, 5 - вулканическая дуга, 6 - окраинное море.

Все активные континентальные окраины, несмотря на их различия, являются поверхностным выражением весьма сходных по механизму глубинных процессов субдукции. Поэтому строение окраин зондского типа можно описать следующей закономерной последовательностью структурных единиц (начиная от глубоководного жёлоба): внешняя (невулканическая) островная дуга - преддуговой бассейн (прогиб) - внутренняя (вулканическая) островная дуга - задуговой бассейн (краевое, окраинное море).

Строение основных морфоструктур активных переходных зон (по Хаину и Ломизе, 2005):

Глубоководный жёлоб. По нему можно определить линию активного контакта литосферных плит. В плане обычно дугообразно изогнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плите. Протяжённостью в сотни километров, глубиной до 11 км. Поперечный профиль жёлоба имеет V-образную форму. Всегда ассиметричен, так как сам механизм конвергентного взаимодействия литосферных плит при субдукции предопределяет различие форм и наклонов склонов. Субдуцирующее крыло пологое (около 5о), висячее крыло более крутое (до 10-20о). Внутренний склон жёлоба представляет единое целое с внешним слоном горного хребта островной дуги. На внутреннем, более крутом, склоне жёлоба может накапливаться аккреционная призма, образуя в некоторых случаях цепи островов (невулканические дуги) (например, острова Ментавай). Глубина зависит от скорости субдукции, от средней плотности (определяется возрастом) погружающейся плиты. Существуют и эндогенные факторы, существенно влияющие на глубину. Жёлоб является «ловушкой» для турбидитов островодужного или континентального происхождения. Таким образом, колоссальное количество осадков, переносимых мутьевыми потоками, накапливается на дне жёлоба, никуда оттуда не перемещаясь и образуя слой значительной мощности.

Краевой вал. Находящаяся со стороны океана, между глубоководным жёлобом и абиссальной равниной океана, пологая положительная форма рельефа, возвышающаяся над ложем океана на 200-1000 м, вытянутая параллельно жёлобу. Представляет собой антиклинальный изгиб океанской литосферы, на краю субдуцирующей океанической плиты, удерживаемый продолжающимся сжатием, возникающим вследствие горизонтального напряжения литосферы. Склон вала со стороны жёлоба переходит во внешний пологий склон жёлоба, часто осложнённый сбросовыми уступами, реже - надвигами в направлении оси жёлоба.

Преддуговой прогиб. Располагается между невулканической островной дугой, образованной вследствие поднятия аккреционной призмы, и главной вулканической островной дугой. Выполнен осадками, сносимыми со склонов окружающих его структур.

Вулканические островные дуги. Представлены цепью островов, расположенных над зоной субдукции, т.е. над местом погружения океанической плиты под континентальную. Механизм возникновения дуги заключается выходе магмы из недр Земли.

Невулканические островные дуги. Находятся над висячим крылом зоны субдукции, непосредственно рядом с жёлобом. Не всегда поднимаются над уровнем океана, нередко остаются в виде подводного хребта. Иногда внешняя дуга не образуется вовсе, вместо неё имеет место резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного жёлоба.

2.2 Зондско-Андаманская континентальная окраина

Переходная зона в Индийском океане занимает всего 2% от его площади и выражена главным образом в Северо-Восточном сегменте океана, где расположен Зондский жёлоб; является частью Индонезийско-Филиппинской переходной области, расположенной преимущественно в Тихом океане. Переходная зона Зондской островной дуги располагается в Северо-Восточном сегменте, Приавстралийском субсегменте Индийского океана (Хаин, Лимонов,2004), в районе стыка двух крупных подвижных поясов - Средиземноморского и Тихоокеанского. Зондские острова входят в Филиппинско-Индонезийско-Андамндскую систему островных дуг, которая располагается между молодой Индостанской платформой и шельфами древней Австралийской платформы. Островные дуги огибают погруженные подвижные плиты, с внешней стороны дУги сопровождаются глубоководными желобами: Филиппинским на востоке и Зондским на западе. В западной части системы дУги располагаются среди обширных шельфов и представляют собой более зрелые тектонические структуры, находящиеся на этапе перехода к орогенной стадии развития. В восточной половине Филиппинско-Индонезийско-Андаманской системы островные дуги состоят из более молодых структур, имеют узкую форму. Пояса их, огибая глубоководные котловины, сильно изгибаются. Нами будет рассмотрен участок островной дуги, включающий в себя Большие и Малые Зондские острова, а также Никобраские и Андаманские острова. Поэтому исследуемый нами отрезок дуги ниже будет называться Зондской-Андаманской островной дугой.

На северо-востоке океана Австралийская плита уходит под плиту Сунда, формируя зону коллизии, продолжающуюся субдукцией Индостанской плиты. Простирается зона субдукции вдоль Зондско-Андаманской островной дуги до Бенгальского залива на 4000 км.

Вдоль границы литосферных плит в районе Зондско-Андаманской переходной зоны происходит не только сжатие, но и сдвиговое движение краев Индоавстралийской и Евразийской плит (рис. 4). Для восточной части Зондского жёлоба характерен поддвиг в северном направлении ортогонально простиранию дуги со скоростью около 7,0 см/год с небольшой компонентой продольного сдвига - примерно 3,0 см/год. Интенсивность поддвига обусловливает чёткость структуры глубоководного жёлоба. При смещении к востоку вдоль Суматры сдвиговая компонента возрастает (Дубинин, 2001). В северной части дуги субдукция становится косо ориентирована к жёлобу. Таким образом, Андаманский участок Зондско-Андаманской дуги является примером придугового трансформного разлома. Скользящее движение краёв плит проявляется здесь в виде правостороннего сдвига, с юго-востока на северо-запад вдоль Барсианской разломной системы. Из-за чего для горных территорий Барсиана характерна сейсмическая активность.



Рис. 4 .Относительное движение краёв Индоавстралийской и Евроазиатской плит в районе Зондского жёлоба (Дубинин, 1987)

1 - скорости относительного движения пары плит, 2 - участок конвергентной границы, 3 - участок трансформной границы плит, 4 - механизмы в очагах землетрясений, 5 - вулканы, 6 - области мелкофокусной, 7 - среднефокусной, 8 - глубокофокусной сейсмичности. (Дубинин, 1987).

2.2.1 Зондский жёлоб

Зондский глубоководный жёлоб (ЗГЖ) - одна из крупнейших морфоструктур данного рода. Длиной более 2000 км, с максимальной глубиной - 7209 м. В плане имеет узкую, дугообразную форму. Находится между горными сооружениями островной дуги и ложем Индийского океана (рис. 5).

Рис. 5. Расположение Зондского желоба

Имеет типичный для краевых океанических желобов V-образный ассиметричный поперечный профиль. Зондский жёлоб - это узкая изогнутая депрессия с высоким внутренним и низким внешним склонами. Внутренний склон жёлоба по сути представляет единое целое с внешними склонами горных хребтов дуги: Андаманским, Ментавай и Балийским. В районе Андаманских островов восточный склон имеет простое строение - крутой (16о - 20о ) и ровный. Около Никобарских островов склон осложняется ступенью шириной примерно 8 - 10 км. Далее к юго-востоку вдоль о. Суматра склон осложняется ещё сильнее - встречаются невысокие гребни и неглубокие борозды. У подножья восточного склона обычно располагается небольшой аккумулятивный шлейф. Дно ЗГЖ напротив о. Суматра (рис. 6) представляет собой аккумулятивную, слегка наклонную равнину. Глубина увеличивается от 4300 м в районе Никобарского пролива до 6700 м у Зондского пролива. Ширина жёлоба колеблется от 25 до 30 км. У Зондского пролива сужается до 8 км.

Рис. 6. Поперечные профили ЗГЖ в районе о.



Напротив Зондского пролива отсутствует внешний хребет Зондской дуги, из-за чего восточный склон жёлоба в средней своей части принимает форму ступени с расчленённой поверхностью (рис.7). В этом месте происходит морфологический разрыв всех структур - островной дуги, межгорного и глубоководного желобов. На месте внутреннего хребта расположен пролив, а на месте внешнего хребта - пологая ступень.

Рис. 7. Поперечные профили ЗГЖ напротив Зондского пролива

Далее жёлоб продолжается вдоль о. Ява. Здесь его восточный склон становится очень высоким и крутым, дно жёлоба углубляется. Крутизна склона достигает в некоторых местах 40о, в среднем составляет около 20о. Высота от дна жёлоба до гребня Балийского хребта составляет 3000 - 3500 м. Дно ЗГЖ вдоль о. Ява (рис.8) представляет собой плоскую аккумулятивную равнину шириной 2 км на глубине от 6000 м до 6900 м. Здесь жёлоб достигает своих наибольших глубин, самая глубокая точка находится напротив о. Бали - 7209 м. Далее на всоток, глубина уменьшается до 2000 м на седловине между Зондским и Тиморским желобами. Еще восточнее жёлоб практически исчезает.



Рис. 8. Поперечные профили ЗГЖ напротив о. Ява

Зондский краевой вал - крупное поднятие, протянувшееся вдоль ЗГЖ почти на 3000 км. Ширина вала меняется от 80 до 200 км. Относительная высота над ложем океана - несколько сот метров, однако местами над валом поднимаются горные массивы и небольшие хребты (до 2500 м). Глубокая седловина разделяет вал на две части: западную и восточную. Осадки на поверхности вала - терригенные. Мощность осадков на поверхности вала достигает 200 - 500 м, на крутых склонах уменьшается до нуля. Под осадками залегают базальты океанической коры мощностью 7 км.

Тектонический рельеф, характерный для зон субдукции, предопределяет закономерное размещение седиментационных бассейнов с характерными формациями. Седиментационный состав представлен преимущественно терригенными и вулканическими глинистыми илами с тонкими прослоями песка и алеврита. Преддуговой и задуговой бассейны заполняются морскими, в том числе флишоидными отложениями, для которых также характерно наличие вулканогенного материала, состав которого зависит от тектонического типа субдукции. В северной части Индийского океана основной источник осадков - огромный твёрдый сток Инда, Ганга с Брахмапутрой и Иравади. Именно в конусах выноса упомянутых рек мощность осадочного слоя достигает максимальных показателей - 5,5 км в конусе выноса Инда и 3,5 км у Ганга. Вдоль Зондской островной дуги в связи с интенсивным вулканизмом в осадках высоко содержание терригенных, пирокластических минералов. Накопление осадков в глубоководном жёлобе, там, где проходит конвергентная граница и начинается субдукция, имеет свои особенности.

Как уже упоминалось выше, глубоководный жёлоб является «ловушкой» для мутьевых потоков, несущих материал с внутреннего склона. В отличие от мощных осадочных толщ в краевых прогибах, отложения на дне жёлоба не старше плейстоцена, а мощность не превышает нескольких сотен метров. Тектонический режим субдукции обусловливает залегание осадочного пласта. Осадки залегают на дне жёлоба почти горизонтально, прислоняясь к его пологому океанскому склону. Вместе с движением погружающейся плиты они уходят на глубину под висячее крыло, где уплотняются в условиях дегидратации. Однако бывает и так, что не вся осадочная толща затягивается под континентальную окраину. В этом случае седиментационный слой мощностью более 1км из-за небольшой скорости субдукции не может быть затянут под наползающий край плиты, и тогда этот край срывает осадки с поддвигающейся плиты, причленяя их к себе и образуя аккреционную призму в нижней части внутреннего склона глубоководного жёлоба. Иногда аккреционная призма может достигать таких размеров, что будет подниматься над уровнем воды, образуя невулканическую островную дугу. Например, острова Ментавай и Ниас перед Суматрой.



2.2.2 Островная дуга Зондских островов

Зондские острова включают в себя Большие и Малые Зондские острова. Среди первых - Суматра, Ява, Калимантан и Сулавеси. Малые представляют собой цепь небольших островов. Начинаясь в Андамандском море в виде небольших антиклинальных хребтов, островная дуга продолжается мегаантиклинорием Больших и малых Зондских островов. Помимо интересующих нас Андамандской, Яванской и Суматринской островных дуг в систему входят также Филиппинская, Сула, Сангихе-Сулавеси, Банда, Алор-Бали.

Границы Приавстралийского субсегмента проходят на востоке вдоль внешней части Зондско-Андаманской дуги и Западно-Австралийской окраины, на юге - по Юго-Восточному Индийскому хребту и по широте юго-западной Австралии. Островная дуга Зондских островов начинается на севере Андаманскими, продолжается Никобарскими островами, далее идут Суматра и Ява. Внешняя часть Зондско-Андаманской дуги представлена серией глубоководных желобов - Зондским, Тиморским, Кай - и системой внешних параллельных горных хребтов: Балийский и Ментавай. Внутренняя часть представлена Большими и Малыми Зондскими островами, Андамандским хребтом. Внутренняя и внешняя островные дуги о. Ява отделены друг от друга Балийским жёлобом глубиной до 4850 м. Островные дуги о. Суматра разделены межгорными желобами Ментавай, Ниас и Сималур в соответствии с островами, напротив которых они расположены.

Большая часть земной поверхности находится на абсолютных высотах более 2000 м. Внутренняя островная дуга представлена вулканическими хребтами на юге Явы и Суматры. Остальная площадь островов (северная их часть) - это аккумулятивные низменности с материковым типом коры. Зондская дуга характеризуется активным вулканизмом - на ней насчитывается около сотни вулканов, треть из которых действующие. Многие из них имеют более 3 тыс. м абсолютной высоты (влк. Керинчи на о-ве Суматра - 3805 м).

Рис. 9. Орографическая схема северо-восточного сегмента Индийского океана. 1 - оси СОХ; 2 - оси хребтов и валов; 3 - плато, возвышенности, горные массивы; 4 - зоны разломов; 5 - желоба; 6 - каньоны; - подводные горы; 8 - максимальные глубины котловин и желобов; 9 - глубина котловин (в км); 10 - границы котловин, не выраженных в рельефе; 11 - границы океана. (Канаев, 1975)

Зондско-Андамандсая дуга относится к энсиалическому типу дуг. То есть она образована на сиалическом континентальном основании. В данном случае появление островной дуги связано с отчленением блока от континентальной окраины и раскрытием задугового бассейна. Породы энсиалических дуг представлены андезитами и андезито-базальтами. Поскольку подстилающая вулканической пояс земная кора континентального типа сложена породами гранитного состава, то поднимающаяся через толщу коры магма, пробивая себе канал для выхода на поверхность, плавит окружающие породы и насыщается кремнезёмом. Отчего на поверхность выходит кислая риолитовая магма, формируя высокие конусы стратовулканов.

Каждая из островных дуг имеет свои особенности строения земной коры, рельефа и развития вулканизма. В частности, Яванский сегмент дуги является зрелой «приконтинентальной» дугой с гранитным слоем. Наиболее распространённые породы, слагающие внутренний хребет дуги Зондских островов, это неогеновые и плейстоценовые эффузивы, имеющие преимущественно андезитовый и базальтовый состав. Земная кора переработана орогенезом - глыбы коры срослись в большой остров. Суматринский сегмент дуги является орогенной структурой с мощным развитием рифтов. Имеет место преимущественно кислый вулканизм. Две соседние дуги находятся на разных этапах развития и сочленяются друг с другом в зоне дробления, где сейчас находится Зондский пролив. Рельеф на островах представляет собой большую горную систему с высокими глыбово-вулканическими горами и межгорными впадинами.

Андаманская островная дуга

Андаманские острова со смежными Андаманским межгорным жёлобом и Андаманским хребтом входят в северный сегмент Зондской дуги.

Андаманские острова отделены от материка Андаманским морем. Материковый склон представлен относительно невысоким уступом (1000 - 2000 м) (рис. 10).

Рис. 10. Поперечный профиль через котловину Андаманского моря

В северо-восточном углу котловины моря начинается каньон Мартабан, происхождение которого связано со впадением в океан р. Ситаун. По направлению к югу он образует ветвящуюся систему из пологих ложбин. Таким образом, от V-образного поперечного профиля на севере каньон превращается в узкое (до 1000 м) и неглубокое (40 м) русло, вскоре совсем исчезающее.

Котловина Андаманского моря делится на две части: западную, где широкая, ровная или слегка расчленённая ступень шельфа простирается на 240 км на севере и 140 км на юге; и западную, представленную сложно расчленённой депрессией, протянувшейся от материкового склона до Никобарского пролива. Западная часть котловины разделена меридиональными хребтами на три части. Наибольшая глубина моря приурочена к западному жёлобу и достигает 4248 м - это и есть Андаманский жёлоб (Канаев, 1975) (рис. 11).

Рис. 11. попереный профиль через Андаманский жёлоб в наиболее глубокой его части

Цепь Андаманских и Никобарских островов - не что иное, как надводная часть Андаманского хребта. Сам хребет является северным участком внешнего хребта Зондской дуги. Его длина примерно 880 км, ширина на уровне дна Андаманской котловины меняется от 80 км до 225 км в центре и на юге. Хребет имеет сложный рельеф. Его склоны сильно расчленены, западный склон отличается от восточного. Восточный склон в средней части осложнён гребнем Инвизибл. Крутизна составляет 10 - 15о. Для западного склона характерно наличие широких ступеней и крупных поперечных депрессий. Южная часть внешнего склона вдоль Никобарских островов представляет часть более обширной ступени и находится напротив северо-западной оконечности о. Суматра. Нижняя часть внешнего склона хребта около Никобарских островов опускается прямо ко дну Зондского жёлоба (рис.12).

Рис. 12. Поперечные профили Андаманского хребта. Верхний - через Андаманский остров; нижний - Никобарскими островами и о. Суматра

Суматринская островная дуга

Находится в северо-западной части Филиппинско-Индонезийской системы и включает в себя о-в Суматра и хребет Ментавай. Протягивается на 1600 км между Зондским глубоководным жёлобом и активизированной платформой п-ва Малакка. Суматринская островная дуга отличается от Яванской тем, что она является наиболее приподнятой частью всей Зондско-Андаманской системы, в которой находится. Этим можно объяснить столь небольшую глубину Зондского пролива и резкое уменьшение глубины в Зондском жёлобе напротив пролива, а также меньшие глубины зоны Беньофа, уходящей под остров (не опускается ниже 200 км, тогда как у Явы достигает 400 км).

Так же, как и у Явы, в переделах Суматры земная кора имеет субконтинентальный характер с развитым гранитным слоем. Определено наличие гранитного слоя по широкому распространению на острове интрузивных тел гранитного состава. Вследствие наличия гранитного слоя, на данной территории получил распространение кислый вулканизм.

Рис. 13. Остров Суматра

На строение Суматринской дуги повлияла её относительная приподнятость. Высшая точка Суматры - Вулкан Керинчи (Индрапура) - 3805 м. На Суматре орогонез представлен в зрелой стадии, именно с этим связано распространение рифтогенеза. Рифтогенез сыграл основную роль в размещении четвертичных вулканов на Суматре и определил характер их деятельности.

Внешняя и внутренняя тектонические зоны разделены прогибом. Центральная Суматра отличается максимальными поднятиями тектонических структур, интенсивным развитием вулканизма, большими вулканическими депрессиями. Внутренняя тектоническая зона - орогеннный пояс раннего этапа формирования - представлена горной системой Барсиан, состоящей из трёх антиклинориев. По оси этих антиклинориев протягиваются рифты. С ними связан новейший вулканизм Суматры. К северо-востоку от Барсиана расположен Восточно-Суматринский передовой прогиб, состоящий из чередующихся антиклинориев и синклинориев, которые перекрыты чехлом неогеновый и плейстоценовых отложений.

Внутренний хребет представлен вулканическими сооружениями Суматринской дуги. Его северо-западное окончание уходит под воду, образуя два отрога, поднимающиеся над поверхностью воды в виде скал и островов. Северный склон хребта крутой, находится на дне Малаккского пролива и Андаманского моря. Вдоль юго-западного берега Суматры протягивается островная отмель шириной от 8 до 80 км, в виде непрерывной слабонаклонной мелководной ступени. В местах, где отмель Суматры соединяется с отмелями островов внешнего хребта отмель достигает ширины 110 - 130 км (Канаев, 1975). Вдоль своего края отмель представлена коралловыми рифами, особенно многочисленными напротив островов Ментавай и Ниас. И на самой отмели, а также вокруг островов, расположенных на узких перешейках, соединяющих отмели Суматры и островов внешнего хребта дуги, встречается много скал и рифов. Подводный склон Суматры юго-западной экспозиции, как и межгорный жёлоб, разделён на три части двумя высокими порогами, соответствующими желобам Сималур, Ниас, Ментавай (рис.14). Склон Суматры в переделах Сималура - это слегка изогнутый уступ длиной 480 км, относительная высота склона уменьшается к юго-востоку от 2500 м до 1000 м. В жёлобе Ниас склон Суматры, как и сам жёлоб, короткий (около 160 км), высота склона достигает 400-500 км. В жёлобе Ментавай находится юго-восточная часть склона Суматры длиной в 800 км. Высота склона меняется с северо-запада от 1500 м до 800 м в средней части, а зачем достигает 200 м на юго-востоке, близ Зондского пролива, которым разделены Ява и Суматра. Его ширина составляет 24 км, длина - 130 км. В проливе юго-восточный склон Суматры имеет сложный рельеф. Причиной этому погружение под воду горных отрогов внутреннего хребта Зондской дуги. Южный берег Суматры расчленяют заливы Семанка и Лампунг, являющиеся рифтами, юго-восточные части которых затоплены морем. В Семанке подводные склоны уходят на глубину более 500 м под уклоном в 10о. Лампунг - мелководный залив. Отмель этого залива продолжается в юго-восточном направлении и соединяется с отмелью Явы. Острова в проливе находятся на перегибе дна у края Суматринской отмели.

Разделяет Суматринскую и Яванскую островные дуги Зондский пролив. Максимальная глубина - 20 м. Он возник в раннем плейстоцене. Центральная часть пролива представляет собой грабен северо-восточного простирания, пересечённый системой разломов, протягивающихся с о. Суматра. Образование грабена сопровождалось вспышкой вулканизма, в результате чего на разломной зоне северо-восточного простирания грабена расположен Кракатау.



Рис. 14. Три поперечных профиля через межгорный жёлоб о. Суматра. Верхний - профиль через жёлоб Сималур, средний - через жёлоб Ниас, нижний - через жёлоб Ментавай

Острова Сималур, Ментавай, Энгано и Ниас являются вершиной хребта Ментавай, внешнего хребта Зондской дуги. Наиболее высокий остров - Ниас (886 м), остальные острова поднимаются над водой на несколько десятков метров. Хребет Ментавай с его островами и есть внешняя невулканическая островная дуга. Внутренний склон хребта, как и межгорный жёлоб, разделён на три части: северо-западную напротив о. Сималур, среднюю напротив о. Ниас и юго-восточную напротив о. Ментавай. Острова окружены отмелями, ширина которых колеблется от 15 до 1 км.

Яванская островная дуга

Остров Ява имеет протяжённость 1000 км и ширину примерно 200 км. Площадь - 127 тыс км2. Яванский участок Зондской дуги включает о. Ява и западную часть Малых Зондских островов до о. Флорес (Апродов, 1982).



Рис. 15. Остров Ява

Яванская дуга - пример зрелой островной дуги, находящейся на стадии раннего орогенеза и связанного с ним рифтогенеза. Нет единого мнения о возникновении дуги. Исходя из концепции тектоники плит, Ява - результат субдукции Индо-Австралийской плиты. Другая точка зрения - развитие острова в результате поднятия глубинных мантийных астенолитов.

Яванская дуга является восточной частью приподнятой суперрегиональной структуры Больших Зондских островов. Ява представляет собой большую сложную антиклиналь, состоящую из двух антиклинориев, разделённых грабенами. Мощность её земной коры изменяется от 23-26 км в пределах внешней тектонической зоны до 18-20 км во внутренней зоне. Гранитоидные интрузии свидетельствуют о наличии в земной коре Явы гранитного слоя. Однако размеры их малы, а распространение весьма ограничено. Мощность «гранитной» части измеряется лишь несколькими километрами, когда мощность осадочных вулканогенных пород достигает 6 - 8 км. По направлению к западу мощность гранитного слоя возрастает. Причиной тому поперечно-ступенчатое строение Явы, где каждая следующая ступень поднимается над предыдущей по мере продвижения на запад. Чем выше ступень, тем более значима роль кислых вулканитов. Наибольшие объёмы четвертичных кислых вулканитов приурочены к западной части Явы и Зондскому проливу.



Рис. 16. Поперечные профили через Балийский жёлоб. (с запада на восток) (карты взяты с сайта http://www.marine-geo.org/ , профиль построен в программе Global Mapper)

Склон межгорного Балийского жёлоба о. Явы (рис. 16) представляет собой крутой уступ (10о, местми до 30о), спускающийся ко дну. Жёлоб протянулся на 1300 км от западной оконечности о. Ява до о. Сумба. Дно жёлоба разделено на три части невысокими (до 500 м) седловинами. Между седловинами располагаются плоские равнины. Внешний Балийский хребет имеет ту же протяжённость, что и сопряжённый межгорный жёлоб - 1300 км. Высота хребта над дном - 1000 - 2000 м. Ширина - 60 - 100 км.

2.3 Строение земной и океанической коры в зоне судбукции в районе Зондско-Андаманской дуги

Земная кора в пределах рассматриваемого района обладает своими особенностями строения: на небольшом расстоянии происходит переход от материковой коры к океанической. Геолого-геофизические исследования дают представление о линейности основных структур данного района, о тесной связи между структурами на континенте на севере и структурами Зондской дуги (Канаев, 1975). Араканское поднятие на западе Мьянмы и внешний хребет Зондской дуги представляют единую антиклинальную структуру. Внутренний вулканический хребет островной дуги выделяется на шельфе под осадками р. Иравади и продолжается цепью вулканических сооружений на континенте. Основной интерес в изучении данного участка в том. Чтобы проследить взаимопереход и последовательность развития переходной зоны. В данном случае начиная с раннего этана - современная Зондско-Андаманская островная дуга - до её того момента, когда она станет частью материка - северные структуры Мьянмы.

На основе геофизических методов разными авторами были построены модели строения земной коры в районе Андаманских островов (рис. 20), северной оконечности о. Суматра, в районе о. Ява (рис.17, 18, 19).



Рис. 17.. Гравитационная модель. На изображении показано распределение плотностей. Цифры обозначают величину плотности коры в г/см3. Плотность ниже указанной глубины сохраняет постоянную величину (Shulgin, 2013)

На следующей модель создана на основе данных томографического метода.

Рис. 18. Верхний рисунок - распространение скоростей волн в Зондском жёлобе. Нижний рисунок - объёмная модель Зондского жёлоба в данном месте(вид с запада на восток) (Shulgin, 2013)

В результате интерпретации верхних геофизических разрезов получается геологическая модель, представленная на рисунке 19:



Рис. 19. Профили (А) и (B) - две интерпретации, где (А) - интерпретация на основе изучения строения задугового упора, расположенного западнее данного профиля; (В) - на основе изучения строения задугового упора, расположенного восточнее. (Shulgin, 2013)

Рис. 20. Модель строения земной коры в зоне субдукции до 40 км (а) в районе Андаманских островов и (б) на северной оконечности о. Суматра. Фокальные центры указаны для того, чтобы продемонстрировать деформацию и ориентацию разломов в плане (Singh, 2011).

Нам отчётливо становится видно внутреннее строение морфоструктур. В районе Андаманских островов, где вдоль границы возрастает сдвиговая компонента, угол субдуцрующей плиты гораздо круче, в отличие от других районов с ортогональным подвигом. Скорее всего, это связано с мощностью литосферы, которая зависит от её возраста. Чем больше возраст плиты, чем она мощнее и тяжелее. Отрезок континентальной коры оказывается окружён океанической корой с обеих сторон, а в Андаманском море обнаруживается спрединг. На границе континентальной коры и океанической находится Андаманский жёлоб. Невулканическая дуга и аккреционная призма представляют собой одно целое, с тем лишь отличием, что невулканическая дуга порой поднимается над уровнем воды.

При приближении к Большим Зондским островам, характер субдукции меняется. Угол наклона слэба уменьшается, вследствие чего вулканическая дуга отдаляется от жёлоба. Здесь, так же, как и в предыдущем случае, аккреционная призма и невулканическая дуга являются одним целым. От вулканической дуги отделены преддуговым бассейном, размеры которого меньше, чем в случае Андаманской островной дуги. Сам о.Суматра целиком сложен континентальной корой.

Таким образом, анализ рельефа активной континентальной окраины в районе Зондско-Андаманского желоба и соответствующей островной дуги показал, насколько взаимосвязаны тектоническая обстановка и рельеф. Изучив рельеф, мы можем понять, какая тектоническая обстановка на данной территории в данный момент. Выяснив обстановку, можно прогнозировать дальнейшее развитие рельефа, предсказывать опасные природные явления.



Глава 3. Распределение вулканической и сейсмической активности вдоль Зондско-Андаманской переходной зоны

Большинство известных извержений на Земле (около 80%) приурочено к вулканическим поясам океанского обрамления. Но продукты всех этих извержений составляют не более 15% всех магматических продуктов активного вулканизма (Мировой океан. Том 1. Геология и тектоника океана. Катастрофические явления в океане, 2013) . Основная масса поступающего из глубин вещества приходится на рифтогенный вулканизм зон океанического спрединга, где на больших глубинах из трещин происходит спокойное излияние базальтовых лав. Вулканические пояса формируются над зонами субдукции и тем самым маркируют наиболее активные тектонические окраины и границы океанов, проходящие по конвергентным границам плит. Вдоль зоны субдукции, параллельно глубоководному жёлобу в ходе вулканических извержений эксплозивного или эффузивного типа вырастают конусы стратовулканов разных размеров. Сначала из вулканов образуется цепь, а затем и целый вулканический пояс длиной до нескольких тысяч километров - вулканическая островная дуга.

Зондский жёлоб - глубочайшая впадина в Индийском океане и широчайшая в пределах Зондско-Андаманской островной дуги. Сейсмическая и вулканическая активность дуги очень высока, здесь проходит один из крупнейших тектонически активных поясов Земли (Канаев, 1975, по Гутенбергу и Рихтеру, 1948). Под дугу от жёлоба в северном направлении уходит разломная фокальная зона Беньофа. Вдоль этой зоны на поверхности острова расположены четвертичные вулканы. Эпицентры землетрясений приурочены к внутреннему хребту и расположены на небольшой глубине - до 60 км. Параллельное взаиморасположение вулканический цепи и зоны Беньофа обусловлено расположенными вдоль последней глубокофокусными (до 400 км) сейсмическими очагами, которые встречаются преимущественно в восточной половине дуги, к северу от Явы. Землетрясения в этом регионе достигают магнитуды 7, бывают случаи и более мощных катастрофических землетрясений.

Связь между вулканическим поясом и зоной субдукции наблюдается не только по их пространственной взаимосвязи, но и по геофизическим данным. Суть субдукции состоит в том, что субдуцирующая океаническая плита (слэб), более холодная, чем астеносфера, при контакте с более горячей средой, обнаруживает себя на глубине очагами землетрясений, формирующими наклонную сейсмофокальную зону. Именно над этой зоной, где проходит средняя её глубина (100-200 км), формируется вулканический пояс на поверхности. Этим и определяется расстояние от вулканического пояса до смежного с ним глубоководного жёлоба. Соответственно, чем круче угол наклона слэба, тем быстрее он достигает астеносферы, и тем ближе вулканическая дуга к глубоководному жёлобу. Линия, по которой проходит граница вулканической дуги и глубоководного жёлоба называется вулканическим фронтом. Она находится примерно в 110 км над сейсмофокальной зоной.

...