Вулканизм

Американский геолог Джеймс Дэна во время экспедиции 1838-1842 гг. по Тихому океану предложил следующую схему развития Гавайских островов. Вдоль протяженной разломной зоны формировались подводные вулканы, растущие за счет излияния лавы. Поднявшись над уровнем моря, они попадали в зону интенсивной эрозии. Если допустить медленное перемещение центра активного вулканизма к юго-востоку, то по мере прекращения лавовых излияний очередной остров начинал разрушаться и одновременно проседать вместе с корой под действием сил изостатического выравнивания, проходя последовательно указанные стадии, и превращался в гайот.

Позднее были получены данные абсолютного возраста вулканических построек, согласующиеся с изложенными взглядами, млн. лет; о. Мауи-1,3; о. Оаху-3,4; о. Кауаи-5,6; о. Нихоа- 7; о. Некер-10; о. Френч-Фригит-Шол-12; о. Мидуэй-18. В области сочленения Гавайского и Императорского хребтов возраст достигает 43 млн. лет, а в северной части Императорского хребта больше 68 млн. лет. Механизм подобной миграции вулканического центра не находил удовлетворительного объяснения.

В 1973 г. Дж. Т. Уилсоном был введен термин «горячая точка». Он предположил следующее. Из верхней мантии, или даже от границы мантия-ядро, поднимаются столбообразные конвективные струи разогретого вещества. В области проекции такого стационарного «столба» на поверхность океаническая литосфера проплавляется и возникает вулканический остров, интенсивно изливающий лаву. Этот остров вместе с литосферной плитой7 медленно движется от зоны спрединга, постепенно «сползая» с «горячей точки». На нем прекращается активный вулканизм, разрастаются коралловые постройки. Тем временем над «горячей точкой» закладывается и развивается новый вулканический аппарат.

Фактические масштабы океанического внутриплитного вулканизма остаются завуалированными, поскольку преобладающее количество вулканических построек скрыто под водой. По некоторым оценкам их число может составлять 20 000.

Вулканизм материковых рифтовых зон (центральноафриканский тип)

При рассмотрении океанического вулканизма было показано, что возраст базальтового слоя океанической коры возрастает в обе стороны с удалением от оси срединных хребтов. Резонно задаться вопросом: до какого момента в истории Земли прослеживается эта закономерность? Данные глубоководного бурения свидетельствуют, что ни в одном из океанов не было обнаружено горных пород старше юрского периода. Этот вывод принципиального характера требует объяснений. Для Тихого океана, который по современным представлениям вряд ли может быть моложе миллиарда лет, был предложен своеобразный механизм удаления доюрской коры, а Атлантического и Индийского океанов согласно новой глобальной тектонике не существовало, края образующих их континентов были совмещены друг с другом. На месте срединных хребтов будущих океанов закладывались и развивались структуры, гипотетическими аналогами которых являются современные материковые рифты.

Срединно-океанические хребты можно изобразить в виде системы из трех самостоятельных ветвей, расходящихся от «тройственной точки» Индийского океана. Каждая из этих ветвей другим концом упирается в материковую плиту, продолжаясь в ее пределах и замыкая, таким образом, глобальную рифтовую систему8

Некоторые новейшие внутриконтинентальные рифтовые зоны непосредственно не связаны с продолжением ветвей глобальной рифтовой системы. Это прежде всего рифт оз. Байкал и Западно-Европейская группа рифтов.

Предполагаемый механизм континентального рифтообразования во многом аналогичен спредингу океанической литосферы в срединно-океанических хребтах: подъем разуплотненной «капли» мантийного материала, разъединение и раздвижение литосферных плит. Концепция «активного рифтогенеза» постулирует первичность образования мантийного диапира и обусловленное им гравитационное соскальзывание плит друг от друга. Согласно альтернативной гипотезе «пассивного спрединга» первично возникновение зоны растяжения в литосфере и создание таким образом области «потенциального вакуума», что и вызывает подъем мантийного материала к оси растяжения. Выбор той или иной концепции (или их комбинации) зависит от конкретной геодинамической обстановки в регионе или принятия исследователем какой-либо более общей системы взглядов.

Этапы эволюции континентального рифта

1. Рассеянный рифтинг. Заложение на континентальной коре неглубоких впадин и отдельных преимущественно односторонних грабенов. Отсутствие или незначительное появление вулканизма.

2. Концентрированный рифтинг. Зарождение осевой зоны рифта, ее усложнение и развитие. Растяжение составляет 20-40 км, мощность коры уменьшается в 1,3-1,5 раза. Амплитуда вертикальных перемещений 2-3 км. Вулканизм сосредоточен только в пределах рифта и не выходит за границы образующих его сбросов. Вулканические аппараты небольшого размера. Состав лав - преимущественно щелочные базальты. (Пример: Центральноафриканский рифт)

3. Рассеянный спрединг. Значительное, в 2-3 раза, уменьшение мощности коры с образованием локальных раздвигов, заполняемых магмой. Растяжение достигает 80-100 км, амплитуда вертикальных перемещений 4-5 км в основном за счет опускания дна рифта. Образование развитых вулканических аппаратов с сильно дифференцированной магмой, распространенных как в рифте, так и за его пределами. Большое разнообразие проявлений вулканизма- от спокойных базальтовых излияний до образования взрывных кальдер и «палящих туч» кислых пирокластов. (Пример: Восточно-Африканский рифт)

4. Концентрированный (осесимметричный) спрединг. Разрыв континентальной коры с образованием в осевой части рифтовой долины расширяющейся полосы океанической коры. Расширение более 100 км. Простые вулканические аппараты закладываются в рифтовой долине и изливают толеитовые базальты. (Пример: Красноморский рифт)

Дальнейшее развитие рифтовой системы может осуществляться в соответствии с представлениями о новой глобальной тектонике вплоть до образования океана.

Вулканизм зон субдукций

Нетрудно заметить, что рассмотрение выше области проявления вулканизма расположены либо в океанах, либо на континентах. Совершенно особый характер вулканизма обнаруживают зоны взаимодействия океанических и континентальных плит - так называемые активные континентальные окраины.

Типичная активная континентальная окраина состоит из краевого вала, глубоководного желоба, островной дуги и внутреннего моря. Краевой вал- пологое подводное поднятие шириной 300-500 км, протяженностью до нескольких тысяч километров и высотой всего нескольких сотен метров, сложенное корой океанического типа.

Глубоководный желоб при той же длине имеет ширину 10-20 км и глубину 5-11 км. Максимальная глубина Мирового океана зарегистрирована в Марианском желобе - 11 022 м. Дно желобов относительно плоское, шириной в несколько метров. На дне происходят накопление кремнистых  (диатомово-радиоляриевых) и терригенно-вулканогенных отложений. Особенностями глубоководных желобов являются отрицательные аномалии силы тяжести, крупные магнитные аномалии, пониженные значения теплового потока и высокая сейсмичность. Параллельно глубоководным желобам примерно в 150 км протягиваются подводные и надводные хребты, преимущественно вулканического происхождения, высотой до 4 км - островные дуги. Их состав, как правило, средний - андезиты известково-щелочной серии, присутствуют также более основные (базальты) и более кислые (дациты, риолиты) лавы. Со стороны континента островные дуги граничат с окраинными морями, дно которых предсталяет собой раздробленные и погруженные плиты. Гранитный слой на большей части дна отсутствует, но иногда появляется под крупными поднятиями. Подводные и надводные вулканы окраинных морей изливают близкую по составу к океанической толеитовую и щелочную лаву.

Основной чертой глубинного строения активных континентальных окраин является наличие под ними наклонной в сторону континента плоскости, возле которой концентрируется очаги глубокофокусных землетрясений. Эта зона была открыта в 1938 г. японским сейсмологом К. Вадати. Связь с ней вулканической активности островных дуг предположил в 1946 г. советский петролог А.Н. Заварицкий. Глобальное значение этих структур было установлено в 1949 г. В.Г. Беньофом. По именам этих ученых подобные сейсмофокальные зоны были названы В.Е. Хаиным зонами ВЗБ. На поверхность зона ВЗБ выходит в пределах внутреннего склона глубоководного желоба и погружается под континент под углом 30-60 градусов до глубины около 700 км. С проекцией этой зоны на поверхность связан весь современный вулканизм «Тихоокеанского огненного кольца». Для объяснения процессов, происходящих в зонах взаимодействия океанических и континентальных плит, с точки зрения новой глобальной тектоники предложен следующий механизм. Молодая океаническая кора, образованная в зоне спрединга, сползает вместе с океанической плитой от приподнятых срединных хребтов к перифирии океана. С удалением от зоны спрединга плита постепенно остывает и становится все тяжелее, приобретая отрицательную плавучесть по отношению к астеносфере. Приблизившись к островной дуге или краю материка,  плита изгибается и тонет в мантии, увлекаясь нисходящими конвективными потоками. Изгиб и начало погружения литосферы фиксируются краевым валом и глубоководным желобом. Таким образом, в пределах активных континентальных окраин происходит поддвиг океанической литосферы под континентальную - так называемая субдукция. Этим объясняется отсутствие на дне океана древних пород: примерно через каждые 200 млн. лет океаническая литосфера полностью обновляется. В процессе субдукции вследствие вязкого трения выделяется значительное количество тепла, частично расплавляя океаническую плиту. В результате вдоль всей зоны ВЗБ образуется магматические очаги и продукты их деятельности – вулканические островные дуги. Интенсивность островодужного вулканизма, а также плотность размещения вулканов, может зависеть от ряда факторов: относительной и абсолютной скорости сближения плит, возраста и плавучести субдуцируемой плиты, вязкости мантийного субстрата, угла наклона зоны ВЗБ и др. Различные сочетания этих факторов формируют различные типы активных континентальных окраин.

Более глубинный разогрев плиты может привести к формированию в тылу островной дуги всплывающей «капли» мантийного материала, что сопровождается проплавлением и растяжением литосферы. Этот процесс иницирует  «вторичный», или «тыловой», спрединг. Возникают структуры, аналогичные континентальным рифтовым зонам, вследствие чего зарождаются и развиваются окраинные моря – Охотское, Японское, Южно-Китайское и др., с интенсивным проявлением базальтового толеитового и щелочного вулканизма. Возможно, с заложением таких рифтовых структур в островных дугах связаны локальные излияния базальтовой лавы на фоне взрывных извержений средних и кислых продуктов. Некоторые крупные рифты, не входящие в Мировую рифтовую систему, могут быть рассмотрены как результат «вторичного» спрединга. Например, Рейнский грабен и рифт оз. Байкал могли явиться следствием «тылового» раздвижения земной коры при «закрытии» океана Тетис и субдукции значительного объема океанической литосферы.

Выраженная в процентах доля пирокластического материала от общего объема вулканических продуктов, выброшенных при извержении, называется коэффициентом эксплозивности Е. Поэтому признаку можно подразделять все извержения на эффузивные, смешанные и эксплозивные.

Вулканизм океанических и континентальных рифтовых зон и океанических плит, рассмотренный ранее, относится преимущественно к эффузивному. Вулканизм зон субдукций, как правило, смешанный и эксплозивный. В составе смешанных (эффузивно-эксплозивных) извержений можно выделить три типа: стромболианский, этнинский и вульканский. Эксплозивный вулканизм включает четыре типа: плинианский, кракатауский, пелейский и катмайский.

Географическое распространение вулканов.

В настоящее время на земном шаре насчитывается несколько тысяч потухших и действующих вулканов, причем среди потухших вулканов многие прекратили свою деятельность десятки и сотни тысяч лет, а в ряде случаев и миллионы лет назад (в неогеновый и четвертичный периоды), некоторые относительно недавно. По данным В.И. Влодавца общее количество действующих вулканов (с 1500 г. до н. э.) составляет 817 , в число которых входят вулканы сольфатарной стадии (201).

В географическом распределении вулканов намечается определенная закономерность, связанная с новейшей историей развития земной коры. На материках вулканы располагаются главным образом в их краевых частях, на побережьях океанов и морей, в пределах молодых тектонически подвижных горных сооружений. Особенно широко развиты вулканы в переходных зонах от материков к океанам –в пределах островных дуг, граничащих с глубоководными желобами. В океанах многие вулканы приурочены к срединно-океаническим подводным хребтам. Таким образом, основной закономерностью распространения вулканов является их приуроченность только к подвижным зонам земной коры. Расположение вулканов в пределах этих зон тесным образом связано с глубокими разломами, достигающими подкоровой области. Так, в островных дугах (Японской, Курило-Камчатской, Алеутской и др.) вулканы распространены цепями по линиям разломов, преимущественно продольных разломов поперечными и косыми. Некоторая часть вулканов встречается и в более древних массивах, омоложенных в новейший этап складчатости образованием молодых глубоких разломов.

Тихоокеанская зона характеризуется наибольшим развитием современного вулканизма. В ее пределах выделены две подзоны: подзона краевых частей материков и островных дуг, представленных кольцом вулканов, окружающим Тихий океан, и тихоокеанская подзона, с вулканами на дне Тихого океана. При этом в первой подзоне извергается преимущественно андезитовая лава, а во второй – базальтовая.

Первая подзона проходит через Камчатку, где сосредоточено около 129 вулканов, из которых 28 проявляют современную деятельность. Среди них наиболее крупные – Ключевской, Карымский Шивелуч, Безымянный, Толбачик, Авачинский и др. От Камчатки эта полоса вулканов тянется на Курильские острова, где известно 40 действующих вулканов, в их числе могучий Алаид. Южнее Курильских располагаются Японские острова, где около 184 вулканов, из которых свыше 55 действовало в историческое время.В их числе Бандай и величественный Фудзияма. Далее вулканическая подзона идет через острова Тайвань, Новую Британию, Соломоновы, Новые Гебриды, Новую Зеландию и затем переходит на Антарктиду, где на о. Росса возвышаются четыре молодых вулкана. Из них наиболее известны Эребус, действовавший в 1841 и 1968 гг., и Террор с боковыми кратерами.

Описываемая полоса вулканов переходит далее на Южно-Антильский подводный хребет (погруженное продолжение Анд), вытянутый к востоку и сопровождаемый цепью островов: Южные Шетландские, Южные Оркнейские, Южные Сандвичевы, Южная Георгия. Далее она продолжается вдоль побережья Южной Америки. Вдоль западного берега поднимаются высокие молодые горы– Анды, к которым приурочены многочисленные вулканы, расположенные линейно, вдоль глубинных разломов. Всего в пределах Анд имеется несколько сотен вулканов, из которых многие действуют в настоящее время или действовали в недалеком прошлом и некоторые достигают огромных высот (Аконкагуа –7035 м, Тупунгата—6700 м.).

Наиболее напряженная вулканическая деятельность наблюдается в пределах молодых сооружений Центральной Америки (Мексика, Гватемала, Сальвадор, Гондурас, Коста-Рика, Панама). Здесь известны величайшие молодые вулканы: Попокатепель, Орисаба, а также Исалько, называемый маяком Тихого океана из-за непрерывных извержений. К этой активной вулканической зоне примыкает Малоантильская вулканическая дуга Атлантического океана, где, в частности, находится знаменитый вулкан Мон-Пеле  (о. Мартиника)

В пределах Кордильер Северной Америки действующих в настоящее время вулканов не так много (около 12). Однако наличие мощных лавовых потоков и покровов, а также разрушеных конусов свидетельствует о предшествующей активной вулканической деятельности. Тихоокеанское кольцо замыкается вулканами Аляски со знаменитым вулканом Катмай и многочисленными вулканами Алеутских островов.