ПОДВОДНЫЙ МАГМАТИЗМ

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.

далее>>