11. Виды вулканизма

Вулканы — геологические образования на поверхности земной коры или коры другой планеты, где магма выходит на поверхность, образуя лаву, вулканические газы, камни (вулканические бомбы) и пирокластические потоки.

ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОЯСА ЗЕМЛИ:

- тихоокеанский

- атлантический

- средиземноморско-индонезийский

1. Один пояс, к которому принадлежит больше всего вулканов, окружает со всех сторон Тихий океан: он имеет название «тихоокеанское огненное кольцо». К данному кольцу принадлежат Камчатка и Курильские острова. Полоса вулканов продолжается отсюда на юг в Японию, где выявлено около 50 действующих и 150 потухших вулканов. К этой же полосе относятся вулканы островов Рюкю, Тайвань, Филиппинских (на них около 100 действующих вулканов). Эта часть Тихоокеанского кольца продвигается далее через острова Целебес, Молуккские, Новая Зеландия, Новая Гвинея, Соломоновы, Новые Гебриды и направляется в Антарктику, где известны вулканы Террор и Эребус. Ветвь на востоке того же кольца захватывает тихоокеанское побережье Южной, Центральной и Северной Америки. Активнейшие вулканы этой ветви находятся в Южной Америке. В центре Тихого океана расположена большая группа Гавайских вулканов.
2.  важный пояс вулканов может быть назван Средиземноморско-Малайским. К действующим вулканам Средиземного моря относятся Везувий и Этна. Вулканы, потухшие незадолго до исторического времени, имеются на юге Франции и в Западной Германии. От Средиземного моря этот пояс вулканов протягивается на восток. Здесь, однако, вплоть до Малайского архипелага, встречаются лишь потухшие вулканы. К ним относятся многие пики Кавказа (Эльбрус, Казбек и другие), Закавказья и Армянского нагорья (грандиозный вулканический конус Арарата). В Малайском архипелаге 10 действующих вулканов находятся на острове Суматра и 30 – на острове Ява.
3. вулканический пояс прослеживается вдоль всего Атлантического океана и приурочен к подводному кряжу, который протягивается с севера на юг и делит океан на две половины. На севере к этому поясу принадлежит вулканический остров Ян-Майен и действующие вулканы Исландии. Южнее расположена полоса потухших вулканов островов Азорских, Вознесенья и других. На западе Атлантического океана вулканы приурочены к Малым Антильским островам.

Классификация вулканов по форме

Щитовидные вулканы, или «щитовые вулканы». Образуются в результате многократных выбросов жидкой лавы. Эта форма характерна для вулканов, извергающих базальтовую лаву низкой вязкости: она длительное время вытекает как из центрального жерла, так и из боковых кратеров вулкана. Лава равномерно растекается на многие километры; постепенно из этих наслоений формируется широкий «щит» с пологими краями. Пример — вулкан Мауна-Лоа на Гавайях

Шлаковые конусы. При извержении таких вулканов крупные фрагменты пористых шлаков нагромождаются вокруг кратера слоями в форме конуса, а мелкие фрагменты формируют у подножия покатые склоны; с каждым извержением вулкан становится всё выше. Это — самый распространённый тип вулканов на суше. В высоту они — не больше нескольких сотен метров. Пример — вулкан Плоский Толбачик на Камчатке, который взорвался в декабре 2012 года.

Стратовулканы, или «слоистые вулканы». Периодически извергают лаву (вязкую и густую, быстро застывающую) и пирокластическое вещество — смесь горячего газа, пепла и раскалённых камней; в результате отложения на их конусе (остром, с вогнутыми склонами) чередуются. Лава таких вулканов вытекает также из трещин, застывая на склонах в виде ребристых коридоров, которые служат опорой вулкана. Примеры —Этна, Везувий, Фудзияма.

Купольные вулканы. Образуются, когда вязкая гранитная магма, поднимаясь из недр вулкана, не может стечь по склонам и застывает вверху, образуя купол. Она закупоривает его жерло, как пробка, которую со временем вышибают накопившиеся под куполом газы.

12. эффузивные горные породы

Эффузивные горные породы - магматич. породы, образовавшиеся при застывании магмы на земной поверхности или в приповерхностных условиях. B составе Э. г. п. выделяют собственно эффузивныe - возникшие при свободном изменении лав, экструзивные - из вязких магм, выжатых на поверхность, и пирокластическиe - обломочный материал вулканич. выбросов.         
Cреди Э. г. п. наиболее распространены Базальты и Андезиты, на долю к-рых приходится не менее 75% площади, занятой эффузивами. Дациты и Липариты занимают ок. 25% площади; ок. 1% - щелочные (фонолиты, лейциты и др.) и ультраосновные (коматииты и др.) разновидности Э. г. п. Для кислых и щелочных Э. г. п. обычны стекловатые структуры, для андезитов и базальтов - полукристаллические (гиалопилитовая, толеитовая, интерсертальная). Teпичны порфировые структуры. Э. г. п. могут быть массивные, пенистые, миндалекаменные, флюидальные, полосчатые. Oтдельность особенно характерна для базальтов - столбчатая, шаровая, подушечная. Легкотекучие основные лавы образуют уплощённые, вытянутые тела - покровы, потоки, дайки, a вязкие (кислые, средние) - купола, обелиски, иглы.

13. интрузивные горные породы

ИНТРУЗИВНЫЕ горные породы - полнокристаллические магматические горные породы, образовавшиеся в результате застывания магмы в толще земной коры. Различают абиссальные (глубинные) интрузивные горные породы - граниты, диориты, габбро и др., и гипабиссальные (промежуточные между эффузивными и глубинными) - габбро-порфириты, гранит-порфиры и др.

Абиссальные горные породы (син. Плутонические, интрузивные, глубинные горные породы) — магматические горные породы, сформировавшиеся на глубинах более 3-4 км (литостатическом давлении более 1 кбар). Эти породы отличаются от эффузивных и гипабиссальных горных пород отсутствием вулканического стекла, однородными массивными текстурами (эффузивные породы обычно пористые из-за активного отделения летучих при излиянии магм на поверхность) и равномернозернистыми структурами.

Гипабиссальные горные породы — магматические горные породы, образовавшиеся на небольших глубинах и занимающая по условиям залегания и структуре промежуточное положение между глубинными плутоническими (абиссальными, интрузивными) и излившимися вулканическими (эффузивными) породами. Формы залегания тел гипабиссальных пород представлены дайками, силлами, штоками и другие малые интрузивные тела.

14.Метаморфизм. Виды метаморфизма

Метаморфизм - изменение осадочных и магматич. горн. пород (перекристаллизация, минералогич. и хим. преобразования), в результате к-рого они превращаются в Метаморфические горные породы. M. подразделяется на эндогенный, происходящий под воздействием на породы тепла, флюидов, a также давления вышележащих слоев Земли, и космогенный, возникающий в астроблемах (крупных метеоритных кратерах) при воздействии на породы ударных волн, порождаемых падениями крупных метеоритов. Экзогенные процессы выветривания пород и литогенез при погружении осадков на глубину в ходе накопления слоистых толщ (Диагенез, Катагенез) в понятие M. не включаются.         
Эндогенный M. подразделяется на региональный и контактовый. B результате региональногo M. образуются метаморфич. сланцы (филлиты, слюдяные сланцы, гнейсы, амфиболиты, пироксен-плагиоклазовые сланцы, эклогиты), кварциты и мраморы. Этому типу M. подвергаются геосинклинальные вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные отложения в ходе эволюц. развития складчатых поясов. Различаются ранний (догранитный) M. собственно геосинклинальной стадии развития подвижных зон и последующий M. орогенной стадии, связанный c развитием мигматитов и гранито-гнейсовых куполов. C M. связывается разуплотнение глубинных зон земной коры и подстилающей её мантии, ведущее к орогенному воздыманию и эрозии складчатых поясов. B посторогенную стадию метаморфич. складчатые толщи могут подвергаться расколам, вдоль к-рых развивается их повторный низкотемпературный M. (диафторез). Контактовый M. происходит в непосредств. близости от интрузий или экструзий магм под воздействием на вмещающие породы отделяющихся от них флюидов и тепла. Интрузивные контакты, на к-рых флюидное воздействие магм по тем или иным причинам не проявилось, наз. сухими контактами. Контактовое воздействие при очень высокой темп-pe приводит к M., сопровождаемому частичным плавлением глинистых пород, и образованию бухитов (роговиков, содержащих богатое водой стекло, иногда c перлитовой структурой).   

Космогенный M. связан c резким кратковременным возрастанием темп-ры и давления под воздействием на породы ударных волн, порождаемых падениями крупных метеоритов. Oн приводит к образованию Импактитов, в к-рых встречаются минералы высокого давления (стишовит, коэсит, мелкие алмазы и др.) совместно c продуктами плавления, деформации и дробления минералов исходных пород.

Главными факторами метаморфизма являются температура, давление, растворы и газы, выделяющиеся из магмы. Обычно эти факторы действуют одновременно, но преобладающим является какой-нибудь один; он и определяет тип метаморфизма. Метаморфизм, связанный с изменением давления, называется динамометаморфизмом, с изменением температуры — термометаморфизмом, а метаморфизм, связанный с газами и парами, — соответственно пневматолитовым и гидротермальным метаморфизмом.
     При динамометаморфизме все округлые части породы (например, гальки в конгломератах) сдавливаются и превращаются в линзообразные включения, зерна породы также раздавливаются в направлении, перпендикулярном к направлению давления, происходит переориентировка всех вытянутых и плоских минералов длинными осями в одном направлении, перпендикулярном давлению.. Давление, переориентировка минералов и трение вызывают повышение температуры, происходит частичная перекристаллизация минералов, изменение их формы и размеров.
     При термометаморфизме главную роль играет повышение температуры. При разогревании породы происходит перекристаллизация вещества. В этом процессе часто принимает участие вода, которая, превращаясь в пар и вступая в реакции, способствует образованию новых минералов.
     Термальный метаморфизм очень четко проявляется на контактах с интрузиями, температура которых часто превышает 1000° Остывание интрузий идет очень медленно, поэтому происходит значительный прогрев вмещающих пород.
     Пневматолитовый и гидротермальный метаморфизм способствует образованию в породе многочисленных новых минералов, а так как воздействие газов и паров воды совершается обычно в условиях повышенной температуры, то в породе одновременно происходит перекристаллизация первичного вещества, которое вступает в реакцию с вновь принесенными в парах, газах или воде элементами.
     В результате пневматолитового и гидротермального метаморфизма сильно изменяются не только структура и текстура породы, но и ее химический состав.
          Очень часты при метаморфизме, особенно пневматолитовом и гидротермальном, случаи замещения одних минералов другими— это явление называется метасоматозом. 
     

15. метаморфические горные породы

Метаморфические горные породы, горные породы, ранее образованные как осадочные или как магматические, но претерпевшие изменение (метаморфизм) в недрах Земли под действием глубинных флюидов, температуры и давления или близ земной поверхности под действием тепла внедрившихся интрузивных масс.

М. г. п., образованные в глубинах Земли (М. г. п. регионального метаморфизма), характеризуются сланцеватостью, сформированной под действием направленного давления, и называются кристаллическими сланцами. За счёт глин по мере увеличения степени метаморфизма возникают филлиты, слюдяные сланцы и гнейсы — сланцеватые породы с большим количеством гранитного материала. За счёт мергелей или основных магматических пород образуются хлоритовые и актинолит-хлоритовые (зелёные) сланцы и амфиболиты. На очень больших глубинах возникают эклогиты — гранат-жадеитовые породы. При метаморфизме песчаников и известняков образуются кварциты и мрамор.

М. г. п., образованные в контакте с интрузивами (контактный метаморфизм), имеют характерную роговиковую структуру. За счёт глинистых и др. алюмосиликатных пород образуются различные роговики (пироксеновые, биотитовые, амфиболитовые и т.д.), за счёт известняков — мраморы, бокситов — корундовые породы (наждаки).

16.осадочные горные породы

Осадочные горные породы, горные породы, возникшие путём осаждения вещества в водной среде, реже из воздуха и в результате деятельности ледников на поверхности суши, в морских и океанических бассейнах. Осаждение может происходить механическим путём (под влиянием силы тяжести и изменения динамики среды), химическим (из водных растворов при достижении ими концентраций насыщения и в результате обменных реакций), а также биогенным (под влиянием жизнедеятельности организмов). В зависимости от характера осаждения О. г. п. разделяются на обломочные, химические и биогенные.

Источником вещества для образования О. г. п. являются: продукты выветривания магматических, метаморфических и более древних осадочных пород, слагающих земную кору; растворённые в природных водах компоненты; газы атмосферы; продукты, возникающие при жизнедеятельности организмов; вулканогенный материал (твёрдые частицы, выброшенные вулканами, горячие водные растворы и газы, выносимые вулканическими извержениями на поверхность Земли и в водные бассейны). В современных океанических осадках (красная глубоководная глина, ил и др.) и в древних осадочных породах встречается также космический материал (мелкие шарики никелистого железа, силикатные шарики, кристаллы магнетита и т.п.). Кроме того, в составе О. г. п., как правило, присутствуют органические остатки (растит. и животного происхождения), синхронные времени их образования, реже более древние (переотложенные). Некоторые О. г. п. (известняки, угли, диатомиты и др.) целиком сложены органические остатками. Размер частиц (зёрен), их форма и взаимное сочетание определяют структуру О. г. п. (см. Структура горных пород).

О. г. п. образуют пласты, слои, линзы и др. геологические тела разной формы и размера, залегающие в земной коре нормально-горизонтально, наклонно или в виде сложных складок. Внутреннее строение этих тел, обусловливаемое ориентировкой и взаимным расположением зёрен (или частиц) и способом выполнения пространства, называется текстурой О. г. п. Для большинства этих пород характерна слоистая текстура; типы текстуры зависят от условий их образования (главным образом от динамики среды).

Образование О. г. п. происходит по следующей схеме: возникновение исходных продуктов путём разрушения материнских пород, перенос вещества водой, ветром, ледниками и осаждение его на поверхности суши и в водных бассейнах. В результате образуется рыхлый и пористый насыщенный водой осадок, сложенный разнородными компонентами. Он представляет собой неуравновешенную сложную физико-химическую (и частично биологическую) систему, с течением времени постепенно превращающуюся в осадочную породу (см. Литогенез).

Классификация О. г. п. основана на их составе и генезисе. В связи с тем, что большинство пород полигенно, т. е. одна и та же осадочная порода может образоваться при различных процессах (например, известняки могут быть обломочными, хемогенными или органогенными), при выделении основных групп пород учитывается их состав. Различают свыше десяти групп О. г. п.: обломочные, глинистые, глауконитовые, глинозёмистые, железистые, марганцевые, фосфатные, кремнистые, карбонатные, соли, каустобиолиты и др. Кроме основных групп, существуют породы смешанного состава — переходные между обломочными и карбонатными, карбонатными и кремнисгыми и т.п., а также вулканогенно-осадочные породы, представляющие собой смесь обломочно-осадочного материала и твёрдых продуктов выбросов вулканов (см. такжеПирокластические породы). Более детальное подразделение в пределах выделенных трупп проводится по структуре (размеру зёрен), минеральному составу и генезису.

По химическому составу О. г. п. отличаются от магматических пород гораздо большей дифференцированностью, широким диапазоном колебаний в содержании породообразующих компонентов, повышенным содержанием воды, углекислоты, органического углерода, кальция, серы, галоидов, а также высокими значениями отношения окисного железа к закисному (см.Геохимия литогенеза).

Среди О. г. п. преобладают глинистые (глины, аргиллиты, глинистые сланцы — около 50%), песчаные (пески и песчаники) и карбонатные (известняки, доломиты и др.) — примерно поровну, в сумме около 45%; на остальные типы приходится менее 5%.

Образование и размещение на поверхности Земли О. г. п. определяется главным образом климатическими и тектоническими условиями. Так, в областях гумидного климата (влажного и тёплого) образуются глинозёмистые, железистые, марганцевые породы и различные каустобиолиты; для аридных (засушливых) областей характерны отложения доломитов, гипса, галита, калийных солей, красноцветных пород; для нивальных областей (полярных и высокогорных) — продукты физического выветривания, представленные различными обломочными породами.

Влияние тектонического режима не менее важно. В геосинклиналях накапливаются мощные толщи О. г. п., которые, как правило, характеризуются изменчивостью в пространстве и пёстрым (многокомпонентным) составом обломочного и др. материала, наличием пластов вулканогенно-осадочных пород и т.п. Наоборот, на платформах залегают небольшие по мощности толщи О. г. п., часто с пластами, выдержанными в пространстве, с однородным (однокомпонентным) составом обломочного материала и т.п.

Поскольку условия осадконакопления в прежние геологические эпохи (особенно в фанерозое) были близки или аналогичны современным, картина современного размещения типов пород на поверхности Земли позволяет восстанавливать палеогеографическую и палеотектоническую обстановку геологического прошлого.

Осадко- и породообразование — процесс периодический: формирование сходных типов пород и их парагенетических ассоциаций (формаций) многократно повторяется во времени, что связано с периодическими (долговременными) изменениями климата и геотектонических движений. Наряду с этим наблюдается также постепенное изменение условий осадконакопления на протяжении всей истории развития земной коры. Эволюция осадконакопления связана с изменением состава вод Мирового океана, атмосферы,. эволюцией органического мира, преобразованиями структуры земной коры, а также с изменением (увеличением) общего количества О. г. п. на поверхности Земли.

О. г. п. составляют около 10% массы земной коры и покрывают 75% поверхности Земли. Основная их масса сосредоточена на материках (500 млн. км3) и континентальных склонах (190 млн. км3), тогда как на дно океанов приходится 250 млн. км3. В пределах материков около 75% объёма всех О. г. п. приурочено к геосинклинальным областям и около 25% — к платформам. Свыше 75% всех полезных ископаемых, извлекаемых из недр Земли (уголь, нефть, соли, руды железа, марганца, алюминия, россыпи золота и платины, фосфориты, строительные материалы и пр.), заключено в О. г. п. См. Литология.

17. гео- и неотектоника

Геотектоника - наука о строении, движениях, деформациях литосферы и верхней мантии и ее развитии в связи с развитием Земли в целом. Сама геотектоника, будучи разделом геологии, состоит из нескольких разделов, могущих одновременно рассматриваться и как самостоятельные дисциплины.

Морфологическая геотектоника, чаще называемая структурной геологией или просто тектоникой. Она включает выделение основных типов тектонических дислокаций мелкого и среднего масштаба размером до десятков — первых сотен километров, таких как антиклинали и синклинали, сбросы и флексуры, грабены и горсты, антиклинории и синклинории и т. п.

1.  Региональная геотектоника занимается выделением и характеризацией установленных в структурной геологии типов тектонических структур на площади того или иного региона, страны, континента, океана, наконец всего земного шара.
2.  Историческая геотектоника. Ее задача состоит в выделении основных этапов и стадии развития структуры литосферы как в глобальном, так и в региональном масштабе. В особый подраздел историческом геотектоники выделилась неотектоника, рассматривающая последний этап развития литосферы — олигоцен - четвертичный. Причиной такого обособления явилась специфичность как самого этапа, так и методов его изучения. Свою специфику имеет и изучение современных движении, поскольку к ним применимы различные инструментальные методы. Это дает основание выделить еще одно научное направление - актуотектонику.
3.  Экспериментальная тектоника включает рассмотрение закономерностей проявления тектонических движений и деформаций, особенностей развития и условий формирования крупных структурных элементов литосферы, а также, как упоминалось выше, более мелких тектонических дислокаций — складчатости, разрывных нарушений и др. Раскрытию механизма различных тектонических деформаций способствуют экспериментальная тектоника — физическое моделирование различных типов тектонических структур и тектонофизика, включающая как физическое, так и математическое их моделирование. В решении наиболее общих вопросов — причин тектонических движений и деформаций и развития структуры литосферы в целом — геотектоника смыкается с геодинамикой, поскольку именно последняя изучает силы, действующие в масштабе всего земного шара.
4.  Значительную роль играет составление тектонических карт, поскольку тектонические условия и особенности тектонического развития являются одним из главных факторов, контролирующих размещение залежей различных полезных ископаемых. Тектонические карты имеют не только прикладное, но и большое теоретическое значение, поскольку в них находят отражение и структура земной коры, и в определенной степени история формирования этой структуры. Следовательно, тектоническая картография также составляет важный раздел геотектоники.
5.  Данные неотектоники и актуотектоники имеют первостепенное значение при оценке сейсмической опасности, при составлении карт сейсмического районирования и прогноза землетрясений. Исследование связи сейсмичности с тектоническими структурами и движениями составляет предмет особой науки - сейсмотектоники.

НЕОТЕКТОНИКА — новейшие тектонические движения, нарушения и изменения в рельефе земной поверхности, произошедшие за время палеогенового и неогенового периодов и продолжавшиеся в четвертичный период (см. Геохронология). В результате неотектоники произошли эпейрогенические поднятия многих древнескладчатых образований и складчато-глыбовых гор, например Сибирской платформы, Урала. Продолжается подъем горных систем Кавказа, Гималаев, Корякского хребта и других. Горы приобрели облик молодых с острыми крутосклонными хребтами и глубокими долинами рек. Изучение неотектоники одноименной наукой имеет огромное практическое значение при проектировании долговременных инженерных сооружений и водоснабжающих систем с прогнозом землетрясений, их силы и периодичности, при поисках полезных ископаемых (россыпных и нефтегазоносных), вообще при изучении рельефа и направления процессов его развития.

18.дрейф континентов и новая глобальная тектоника

Новая глобальная тектоника, или тектоника плит, была разработана в конце 60-х годов нашего века и послужила могучим импульсом для развития науки о Земле. Эта теория объясняет многие геолого-структурные и геофизические явления – от горообразования до землетрясений и дрейфа материков.

Лнтосферные плиты

В основе тектоники плит лежит представление о том, что земная кора, образующая вместе с верхней частью мантии литосферу, состоит из жестких подвижных плит, взаимное расположение которых непрестанно меняется. Литосфера подстилается астеносферой, предположительно находящейся в пластичном состоянии.
Плиты ограничены океаническими хребтами, глубоководными желобами и трансформными разломами. Близ срединно-океанических хребтов лнтосферные плиты наращиваются за счет вещества, поднимающегося из недр, из астеносферы, и расходятся в стороны. Это явление носит название спрединга. Скорости спрединга весьма малы, но не настолько, чтобы ими можно было пренебречь. Атлантический океан расширяется на 2 см в год. Наибольшая скорость отмечена в области Восточно-Тихоокеанского поднятия, где ежегодно создается 10 см новой коры, что составляет 1000 км за короткий для геологического времени интервал в 10 млн, лет. Желоба возникают в тех местах, где сходятся (испытывают конвергенцию) две плиты. Одна из них круто изгибается и постепенно поддвигается под другую, погружаясь в мантию. Следовательно, желоба – это зоны, в которых краевые части плит подвергаются разрушению. Поскольку объем Земли остается постоянным, на океанических хребтах создается столько же коры, сколько ее уничтожается в желобах. Передние кромки обеих сталкивающихся плит могут быть сложены океанической корой, как в желобе Тонга-Кермадек к северу от Новой Зеландии, но может быть и так, что одна из плит сложена океанической (и погружающейся) корой, а вторая – материковой, как в Перуано-Чилийском желобе, или же обе плиты могут быть из материковой коры, как Северо-Индийская и Тибетская. В двух последних случаях толстые осадочные чехлы материковых плит подвергаются смятию и инъекции материала, расплавленного под воздействием тепла, которое выделилось при столкновении плит;
при этом создаются горные хребты типа Гималаев.
Трансформные разломы образуются при скольжении одной плиты вдоль другой. Они смещают океанические хребты, а шрамы, служащие их продолжением, прослеживаются местами на тысячи километров. Иногда травеформные разломы рассекают континенты, как, например, знаменитый разлом Сан-Андpea с на юго-западе США.

Причины движения плит

Еще в 1927 г. английский геолог А. Холмс высказал предположение о том, что теория дрейфа континентов могла бы быть объяснена исходя из представления о конвекционных потоках в мантии, которые порождаются разницей температур. Новая глобальная тектоника предполагает, что в астеносфере и, возможно, в нижней мантии существуют такие потоки. Они образуют локализованные конвекционные струи, восходящие под хребтами и нисходящие под желобами. Эта теория подкрепляется высокой интенсивностью теплового потока вдоль хребтов и низкой – вдоль желобов. В 40-50-х годах была составлена всемирная схема расположения хребтов, желобов и разломов. Оказалось, что их распределение соответствует распределению сейсмических и вулканических областей. В 1962 г. американский геолог Г. Хесс выдвинул идею о том, что отмеченные факты, равно как и дрейф материков, могут быть объяснены спредингом морского дна, но недостаток данных не позволил ему доказать правильность своей гипотезы.

Истинность теории

На дне океана были закартированы магнитные аномалии, характеризующиеся загадочным полосчатым, словно зебра, строением. В 1963 г. два выпускника Кембриджского университета, Ф. Вайн и Д. Мэтьюз, предложили такое объяснение этого явления, которое стало мощной опорой теории спрединга. Они высказали мысль о том, что материал, поднимающийся из мантии вдоль океанических хребтов, приобретает в процессе остывания остаточную намагниченность, ориентированную параллельно господствующему в это время магнитному полю Земли. Как известно, геомагнитное поле многократно на протяжении геологической истории испытывало обращение полярности. Исходя из допущения, что новообразованная кора в океанических хребтах приобретает полярность одного с геомагнитным полем знака, следует ожидать, что за большой период времени возникнет серия параллельных узких полос океанического дна, имеющих попеременно нормальную и обратную намагниченность. К 1966 г. гипотеза спрединга получила дальнейшее подтверждение благодаря независимым океанографическим данным, полученным в результате изучения ископаемой микрофауны и микрофлоры, мощности осадков, измерениям теплового потока из земных недр, а также палеомагнитным и сейсмологическим исследованиям.
Понятие «новая глобальная тектоника» введено в употребление в 1968 г., чтобы увязать в единое целое представление о природе раздвигающихся хребтов, трансформных разломов, океанических желобов, перемещающихся материков и процессов горообразования.
В том же 1968 г. США начали экспедиционные океанографические исследования на судне «Гломар Челленджер», оборудованном установкой для глубоководного бурения. Данные, полученные при бурении дна океанов и морей, дали четкое представление о возрасте пород, что подтвердило справедливость новой теории.

ДРЕЙФ МАТЕРИКО́В, медленные (до нескольких см в год) перемещения материков в горизонтальном направлении

19. Зоны спрединга, субдукции, коллизионные зоны

Зона субдукции — линейно протяжённая зона, вдоль которой происходит погружение одних блоков земной коры под другие. Чаще всего в них океаническая кора пододвигается под островную дугу или активную континентальную окраину, и погружается в мантию. В составе зоны субдукции выделяются ведущий (верхний, висячий) край плиты (leading upper edge) и погружающийся край плиты (sinking edge)[1]. Результатом взаимодействия этих блоков земной коры являются активный вулканизм и повышенная сейсмичность в этой зоне

Классификации зон субдукции

Выделяется 4 типа зон субдукции по структурным признакам[1]:

1.  Андский
2.  Зондский;
3.  Марианский;
4.  Японский;

Зона субдукции андского (андийского) типа — зона, которая формируется там, где молодая океанская литосфера с большой скоростью и под пологим углом (около 35-40º к горизонту) пододвигается под континент. Латеральный структурный ряд от океана к континенту включает в себя: краевой вал – желоб – береговой хребет (иногда подводное поднятие или террасу) – фронтальный бассейн (продольную долину) – главный хребет (вулканический) – тыловой бассейн (предгорный прогиб). Характерен для восточного побережья Тихого океана.

Зона субдукции зондского типа — зона, где происходит пододвигание древней океанской литосферы, уходящей на глубину под крутым углом под утоненную континентальную кору, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – желоб – невулканическую (внешнюю) островную дугу – преддуговой бассейн (прогиб) – вулканическую (внутреннюю) дугу – задуговой бассейн (краевое (окраинное море)). Внешняя дуга – это либо аккреционная призма, либо выступ фундамента висячего крыла зоны субдукции.

Зона субдукции марианского типа — зона, формирующаяся при пододвигании двух участков океанской литосферы. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – желоб (терригенного материала довольно мало) – береговой хребет, невулканическую дугу – преддуговой бассейн (в качестве фронтального) – энсиматическую вулканическую дугу – задуговой бассейн (или междуговой в качестве тылового на утоненной континентальной или новообразованной океанской коре).

Зона субдукции японского типа

Зона субдукции японского типа — зона пододвигания океанской литосферы под энсиалическую островную дугу. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – желоб – береговой хребет (иногда подводное поднятие или террасу) – фронтальный бассейн (продольную долину) – главный хребет (вулканический) – задуговой бассейн (краевое, окраинное море) с новообразованной корой океанского или субокеанского типа.

Перечисленные типы зон субдукции часто по морфологическому признаку условно объединяют в 2 группы:

1.  Восточно-Тихоокеанская - сюда входит зона андского типа. Характерно наличие активной континентальной окраины.
2.  Западно-Тихоокеанская - сюда входят остальные типы зон субдукции. Характерно развитие в висячем краю вулканической островной дуги.

Основные структурные элементы

В поперечном сечении зон субдукции Западно-Тихоокеанского типа выделяются:

1.  глубоководный желоб
2.  преддуговый склон
3.  вулканическая дуга
4.  задуговый бассейн

Глубоководный желоб

Расстояние от оси желоба до вулканического фронта - 100-150 км (в зависимости от угла наклона зоны субдукции, на активных континентальных окраинах расстояние достигает 350 км). Это расстояние соответствует глубине погружения слэба в 100-150 км, где начинается магмообразование. Ширина зоны вулканизма около 50 км, при общей ширине всей зоны тектонической и магматической активности 200-250 км (на активных континентальных окраинах до 400-500 км).

Преддуговый склон

Преддуговый склон включает 2 основных элемента:

1.  Аккреционная призма
2.  Преддуговая терраса

Аккреционная призма - самая нижняя часть преддугового склона, имеющая чешуйчатое строение, шириной от первых км до 10, иногда и 50 км. Снизу она ограничена поверхностью главного скола, которая выходит на поверхность в зоне контакта основного склона с осадками океанической земной коры. Первоначально считалось, что она образуется за счёт «соскабливания» осадков с океанической плиты - «бульдозерного эффекта». В последнее врем выяснилось, что это имеет место, но является частным случаем. Установлено, что океаническое ложе со слоем залегающих на нем осадков уходит под преддуговый склон до 40 км, где происходит подслаивание этих осадков снизу, за счёт чего и образуется эта призма.

Область между вулканическим фронтом и аккреционной призмой, состоит из нескольких структурных террас, разделенных крутыми уступами. Пологие участки террас заняты преддуговыми бассейнами седиментации, на которых отлагаются вулканогенными и пелагическими осадками, в тропической зоне на верхней террасе могут быть развиты коралловые рифы. Могут обнажаться породы кристаллического фундамента либо породы чужеродных блоков, в разное время причленившихся в островной дуге.

Вулканическая дуга

Под вулканическими островными дугами понимаются тектонически активные пояса, пространственно совпадающие с областями наиболее сильных землетрясений, и состоящих из дугообразно выгнутых цепочек действующих стратовулканов. Для них типичен эксплозивный характер извержений, связанный с повышенным содержанием флюида в островодужных магмах.

Обычно термин островная дуга применяется к области, расположенной между окраинным морем и внешним краем желоба. Радиус кривизны их в плане изменяется в широких пределах. По морфологическим признакам выделяют: одинарные, двойные, тройные островные дуги, также активные и пассивные (например, Командорские острова). К особому типу относятся раздваивающиеся островные дуги.

Различают островные дуги, сформировавшиеся на океаническом фундаменте - энсиматические, и на материковой земной коре - энсиалические.

Окраинные бассейны

Это полузамкнутая котловина (серия котловин), сформировавшаяся между островной дугой и материком. Большинство их образовалось за счёт разрыва материка при отделении крупного блока от него (ставшего основой для энсиалической островной дуги), и в глубоких котловинах открывшихся морей начинает образовываться новая океаническая кора - процесс этот получил название задуговый спрединг. При этом в некоторых окраинных морях не обнаружено признаков активного рифтогенеза в настоящее время. Обычно это связывают с перескоком зоны субдукции.

Существуют окраинные бассейны, происхождение которых не связано с задуговым спредингом - так называемые отгороженные окраинные бассейны (Берингово море) - которые представляют по сути кусок океанической коры, отгороженный растущей зоной субдукции.

Зоны субдукции Восточно-Тихоокеанского типа отличаются тем, что в их структуре вулканические дуги и окраинные бассейны отсутствуют, а вместо преддугового склона находится материковый склон.

Спрединг (от англ. spread — растягивать, расширять) — геодинамический процесс растяжения, выражающийся в импульсивном и многократном раздвигании блоков литосферыокеанической коры и в заполнении высвобождающегося пространства магмой, генерируемой в мантии, а также твердыми протрузиями мантийных перидотитов.

Процессы спрединга локализуются, главным образом, в пределах Срединно-океанических хребтов и формируют океаническую кору, поэтому в этих районах она относительно молодая.

КОЛЛИЗИОННАЯ СТАДИЯ протекает в обстановке напряжений сжатия при столкновении блоков земной коры и формируются сутуры. 
Основные геологические события – блоковые вертикальные и наползнево-надвиговые перемещения слэбов океанической и континентальной коры, интенсивная складчатость стратифицированных комплексов, гранитоидный магматизм и региональный зональный метаморфизм. Геоморфологическим итогом стадии является формирование горного сооружения. 
Тектонические структуры, возникшие и функционировавшие в коллизионную стадию, распределены зонально. В направлении от палеоконтинента к палеоокеану в зоне коллизии выделяют следующие структуры: 
- краевой предгорный прогиб; 
- пояс тектонических наползней; 
- вулкано-плутонический пояс; 
- сутурная зона. 
Краевые (предгорные) прогибы наложены на пассивные окраины платформ. Они характеризуются трастово-складчатым (внутренние, обращенные к подвижному поясу зоны) или простым складчатым (брахиформы) строением. Выполнены прогибы терригенными отложениями мощности до 5-10 км. Нижняя часть разреза краевых прогибов сложена глубоководными терригено-кремнистыми, лагунно-морскими серо- и красноцветными отложениями (нижние молласы); верхняя (и наиболее мощная) – континентальными красноцветными терригенными (конгломераты, песчаники и др.). 
Пояса шарьирования (аллохтоны, зоны обдукции) представляют ансамбль наползнево-надвиговых и складчатых структур, сложенных палеокеаническими и островодужными комплексами, перемещенными из областей формирования последних на окраины относительно стабильных литосферных блоков (бывшие пассивные окраины континентов и микроконтинентов периода проявления до коллизионных событий), в основном, с континентального или переходного типа корой. Амплитуды (зафиксированные) горизонтальных перемещений океанических и островодужных пластин на континентальные окраины исчисляются многими десятками – первыми сотнями километров. 
Вулкано-плутонические пояса – линейно вытянутые (шириной в десятки-сотни и длиной – многие сотни и тысячи км) области интенсивного проявления вулканических и/или интрузивных процессов, а на глубинных уровнях – процессов высокоградиентного регионального метаморфизма. 
Вулкано-плутонические пояса приурочены к краевым и осевым частям древних континентальных блоков (палеомикроконтинентов) и межблоковым (зонам столкновения) зонам. В их контурах формируется следующие геологические формации магматического ряда: 
- базальт-андезит-риолитовая, андезитовая, дацит-риолитовая и риолитовая; 
- группа гранитных формаций K-Na- и K-гранитов (адамеллит-гранитовая, гранодиорит-гранитовая, гранит-мигматитовая, сменяющиеся во времени лейкогранитовой и гранитовой), образующих батолиты. 
Области проявления высокоградиентного (до 150-180° на 1 км по латерали) зонального метаморфизма и сопровождающего их гранитоидного магматизма развиваются в глубинных частях древних блоков континентальной коры (палеомикроконтинентах и, в меньшей степени, палеоконтинентах). 
В ходе шарьирования мощных (n x 1 – n x 10км) океанических и островодужных блоков-пластин на континенты и микроконтиненты в глубинных их зонах в условиях повышенных и высоких температур и давлений формируются глубоко-, умереннометаморфизованные (P-T условия от амфиболитовой до зеленосланцевой) орто- и парапороды. На глубоких уровнях в континентальной коре и низах аллохтонов происходят процессы мигматизации и гранитогенеза. Сформированные здесь гранитные расплавы проникают в средние-верхние части разреза палеомикроконтинентов, формируя разнофациальные интрузии варьирующего состава и глубинности, а на глубине – гранито-гнейсовые купольные структуры. 
В строении палеомикроконтинентов наблюдается зональность (от центра и периферии): орто- и параметаморфиты амфиболитовой и субгранулитовой фаций с интенсивным проявлением гранито-гнейсового тектогенеза--- сланцевое (метаморфиты зеленосланцевой – эпидот-амфиболитовой фаций) обрамление, нередко с интрузиями гранитов. Наиболее молодые (лейкогранитовые) и бериллиеносные (с изумрудной минерализацией) интрузии гранитов формируются в малоглубинных (1-3 км) условиях. 
Геоморфологически наползневые и вулкано-плутонические пояса представляют протяженные горные хребты различной высотности, разделенные впадинами. Осадконакопление в их контурах происходило в континентальных (формирование разнообразных по генетической принадлежности – аллювиальных, пролювиальных, склоновых и др. отложений, объединяемых в молассовую формацию) и морских обстановках. 
Сутурные зоны (обычно «следы исчезнувших морей») представляют линеаменты блоков-пластин, сложенных офиолитами (часто с преобладанием ультрамафитов) и называемых поэтому также офиолитовыми (ультрамафитовыми, гипербазитовыми) поясами, маркирующими границы палеоконтинентальных (в т.ч. палеомикроконтинентальных и террейновых) и палеокеанических (на начало коллизионных событий) сегментов подвижного пояса. 
Они представляют корневые (не разрушенные эрозией) зоны аллохтонов, обдуцированных в коллизионную стадию на континентальные окраины. Большая часть поясов наползней в настоящее время представляет клиппы перекрытий окраин-континент, на Азиатском континенте достигающих огромных размеров (к прмеру зона Главного уральского глубинного разлома, маркирующая палеограницу Палеуральского ранне-среднепалеозойского океана). 
В строении коллизионных зон большую роль играют океанические и островодужные вулканогенные и вулканогенно-осадочные образования, интенсивно деформированные и расчлененные разрывными нарушениями. Ои слагают линейно-вытянутые сутурные зоны или образуют широкие (до 100 и более километров) пояса, заключенные между палеоконтинентальными блоками. При достаточно высокой деформированности эти геологические комплексы метаморфизованы на уровне, не превышающем зеленосланцевой фации. Нередко эти осроводужные и океанические образования перекрыты отложениями коллизионной стадии (молассы) и прорваны интрузиями того же возраста. Кроме того участками установлена синхронность разрывно-складчатых деформаций, которым подвергались, с одной стороны, островодужно-океанические и, с другой, коллизионные по времени формирования отложения.

20.циклы тектогенеза в истории земли

Тектогенез (складчатость) — совокупность тектонических движений и процессов, формирующих тектонические структуры земной коры. Термин «тектогенез» предложен немецким геологом Э. Харманом (1930).

Докембрийский (гуронский) тектогенез:

1.  белозерский (эоархей — середина палеоархея) (3500-3050 млн лет)
2.  кольский (середина палеоархея — середина мезоархея) (3050-2700 млн лет)
3.  беломорский (середина мезоархея — неоархей) (2700—2500 млн лет)
4.  альгонкский (неоархей — сидерий) (2500—2230 млн лет)
5.  карельский (сидерий — середина риасия) (2230—1980 млн лет)
6.  балтийский (середина риасия — орозирий) (1980—1830 млн лет);
7.  гудзонский (орозирий — статерий) (1830—1670 млн лет);
8.  гуронский (статерий — калимий) (1670—1490 млн лет);
9.  лаксфордский (калимий — середина калимия) (1490—1360 млн лет);
10.  готский (середина калимия — эктазий) (1360—1210 млн лет);
11.  эльсонский (эктазий — середина эктазий) (1210—1090 млн лет);
12.  гренвильский (середина эктазий — середина стения) (1090—930 млн лет);
13.  байкальский (середина стения — тоний) (930—860 млн лет);
14.  делийский (тоний — криогений) (860—650 млн лет);
15.  кадомский (криогений — кембрий) (650—520 млн лет);
16.  салаирский (кембрий — силур) (520—410 млн лет);
17.  Фанерозойский тектогенез:
18.  каледонский (силур — пермь) (410—260 млн лет);
19.  герцинский (варисский) (пермь — конец юры) (260-145 млн лет);
20.  киммерийский (мезозойский) (конец юры — палеоцен) (145-60 млн лет);
21.  альпийский (палеоцен — кайнозой) (60-0 млн лет).