Тектонические движения и магматизм

Лекция 2 ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ И МАГМАТИЗМ Тектонические движения – это, в основном, механические перемещения масс в литосфере, вызывающие изменение структуры геологических тел. Тектонические движения, которые отражаются в формировании или изменении рельефа земной поверхности, называют морфотектоническими. Тектонические движения систематизируются по разным критериям: - по глубине проявления: глубинные, подкоровые и коровые; - по скорости: быстрые (катастрофические) и медленные (вековые); - по направлению движения масс: вертикальные и горизонтальные; - по режиму: направленные (поднятие или опускание) и колебательные (смена знака движений); - по типам и формам создаваемых ими структур: складчатые, сводовые, разрывные, глыбовые (блоковые); - по геоморфологическому результату: эпейрогенические (характерные для равнин) и орогенические (горообразовательные); - по возрасту: древние, новые, новейшие и современные; - по отношению к предшествующим движениям: унаследованные и новообразованные. Вертикальные (радиальные) и горизонтальные (тангенциальные) тектонические движения взаимосвязаны между собой и порождают большое число разновидностей движений, из которых в рельефе выражены колебательные (эпейрогенические) и орогенические движения. 2.1. ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ И СОЗДАВАЕМЫЙ ИМИ РЕЛЬЕФ Колебательные, или эпейрогенические движения – наиболее распространенный вид тектонических движений. В.В. Белоусов (1948) называл их волновыми, В.Е. Хаин (1964) – глыбово-волновыми, К. Джильберт (1890) – эпейрогеническими движениями, то есть создающими континенты. Характерной чертой колебательных тектонических движений являются дифференцированные медленные «вековые» вертикальные поднятия одних участков земной коры и опускания других. Колебательные движения охватывают разные площади, создавая геологические структуры (геоструктуры) разного порядка. Крупнейшие сложно построенные геологические структуры создают планетарные формы рельефа. На материках колебательные движения формируют геологические структуры второго порядка – платформы (относительно устойчивые области), выраженные в рельефе равнинами, и геосинклинали (подвижные пояса), выраженные в рельефе горами. Платформы имеют двухъярусное строение: нижний ярус – докембрийский кристаллический фундамент, верхний ярус образует осадочный чехол. Эпейрогенические движения меньшего радиуса создают на платформах геоструктуры третьего порядка – щиты и плиты. Щиты – поднятые блоки кристаллического фундамента. Они практически не покрывались трансгрессивными бассейнами, поэтому на них нет осадочного чехла. Докембрийский кристаллический фундамент на щитах перекрыт четвертичными отложениями небольшой мощности (до 100 м). Плиты – опущенные блоки кристаллического фундамента с устойчивой тенденцией к опусканию. Плиты неоднократно покрывались трансгрессивными бассейнами, поэтому мощность осадочного чехла достигает здесь 5 км и более. Щиты и плиты разделены глубинными разломами. В пределах плит эпейрогенические движения еще меньшего радиуса создают структуры четвертого порядка – антеклизы (поднимающиеся геоструктуры) и синеклизы (опускающиеся геоструктуры). У молодых платформ нижний ярус образует складчатое основание, а осадочный чехол верхнего яруса имеет очень большую мощность. Чтобы отразить в названии молодых платформ возраст их образования Н.С. Шатский предложил приставку «эпи» (после). Например, название эпигерцинская Западно-Сибирская платформа говорит о том, что ее складчатое основание образовалось в эпоху герцинской складчатости. Скорость колебательных движений в целом невелика – от долей сантиметров до первых сантиметров в геосинклиналях, а в пределах платформ – от долей миллиметров до 1 см/год. Они происходят настолько медленно и спокойно, что существующие приборы их не регистрируют. Наличие таких движений устанавливается только по результатам. В геосинклиналях эпейрогенические движения действуют совместно с орогеническими (горообразовательными) движениями. Выделяют несколько типов подвижных поясов: геосинклинальные подвижные пояса, приуроченные к переходным зонам от материков к океанам; внутриокеанические орогенные пояса, соответствующие срединно-океаническим хребтам, и внутриматериковые. В пределах внутриматериковых поясов есть довольно устойчивые участки – срединные массивы и высокоподвижные – геосинклинальные системы. Срединные массивы рассматривают как реликты платформ, которые сохраняют двухъярусное строение. Небольшие по размерам срединные массивы отличаются невысокой тектонической активностью, но повышенной магматической деятельностью. Срединные массивы в рельефе обычно выражены плоскогорьями. Геосинклинальные системы развиваются в два этапа. На первом этапе геосинклинальные системы представляют собой обширные зоны опускания, в которых накапливаются осадки. На втором этапе осуществляется собственно орогенез. В процессе развития орогенических движений происходят различные деформации слоев горных пород. Выделяют два вида тектонических нарушений – складчатые (пликативные) и разрывные (дизъюнктивные), которые тесно связаны между собой и взаимообусловлены. При складчатых нарушениях (дислокациях) слои горных пород в геосинклиналях волнообразно изгибаются без разрыва их сплошности, и образуются различные складчатые структуры. Простейшими видами складчатых структур являются антиклинальные и синклинальные складки, выраженные в рельефе горными хребтами, межгорными или предгорными прогибами. Из серии линейных складок возникает общее сводовое поднятие (антиклинорий) или опускание (синклинорий), выраженное более крупными горными хребтами и межгорными впадинами. Наиболее обширные и сложные сводовые поднятия, состоящие из нескольких антиклинориев и синклинориев, называют мегантиклинориями. Например, мегантиклинорий Большого Кавказа включает антиклинории Главного, Бокового и других хребтов. Разрывные нарушения первоначального залегания слоев горных пород выражаются в разрыве их сплошности. При малых разрывах или трещинах, которые не выходят за пределы слоя, смещения не происходит. Крупные разрывы рассекают несколько слоев горных пород, а разорванные части геологических тел смещаются относительно друг друга. Разломы и сопровождающие их зоны трещиноватости имеют различную протяженность, разный наклон, ориентировку и проникают на разную глубину. По морфологии, соотношению и направлению смещения участков земной коры различают: взброс, надвиг, поддвиг, раздвиг, сброс, сдвиг, сдвиго-сброс, сбросо-сдвиг, шарьяж (покров тектонический). Разрывные нарушения, как и складчатые, находят отражение в рельефе. Сбросы выражены уступами, высота которых характеризует величину вертикального смещения блоков. По системе сбросов, если блоки смещены в одном направлении, образуется ступенчатый рельеф. Надвиги соответствуют крупным уступам или зонам резкого сочленения горного рельефа с равнинным. Сдвиги обычно представлены в рельефе линейно вытянутыми узкими впадинами (бороздами), смещениями одной части хребта относительно другой, изломами в рисунке речной сети. Разрывная тектоника – один из наиболее мощных факторов рельефообразования. Густая сеть разломов разного типа, амплитуды и возраста разбивает земную кору на блоки (глыбы). Блок земной коры, ограниченный разломами и поднятый над окружающей территорией, называется горстом, а блок, опущенный по разломам – грабеном (рис. 4). Часто крупные складчатые нарушения сочетаются с разрывными нарушениями. Если антиклиналь ограничена разломами, то образуется горст-антиклиналь, если синклиналь ограничена разломами, то образуется грабен-синклиналь. Таким образом, складчатые и разрывные нарушения сопровождают друг друга и образуют сложные формы геологической структуры и рельефа, особенно характерные для горных стран. Рис. 4. Система сбросов (а), по которым одни блоки оказались опущенными (1) – грабены, другие поднятыми (2) – горсты; система параллельных сбросов (б) (Иванова, 1980) Рельефообразующая роль разрывных нарушений проявляется еще и в том, что по разломам, как ослабленным зонам, закладывается речная сеть. Прямолинейные участки речных долин чередуются с резкими изгибами, часто почти под прямым углом (см. гл.7.1). Вдоль линий разломов выходят источники, образуются формы рельефа, нехарактерные для окружающей территории. Для обозначения вытянутых в одном направлении форм рельефа и элементов геологической структуры В. Хоббс в 1904 году ввел понятие «линеамент». Позднее было установлено, что прямолинейно вытянутые горные хребты, гряды, уступы, прямолинейные элементы речной и овражно-балочной сети, прямые линии берегов морей и озер связаны не только с разрывной тектоникой, но и с планетарной трещиноватостью. Общая трещиноватость осадочных пород образовалась при превращении осадка в горную породу в процессе литификации (обезвоживания и уплотнения), а затем диагенеза и связана с внутренним напряжением в породе. Эти трещины в осадочном слое представляют собой «кирпичную кладку» и образуют систему планетарной трещиноватости с преобладанием ортогональных (широтных и меридиональных) и диагональных (северо-западных и северо-восточных) направлений. В рельефе отражаются только те трещины, которые совпадают с разломами, когда есть смещение по разрывам, а чаще они выражены в элементах ландшафта (прямые линии ареалов почв, границ болот, лесных массивов и др.). По определению С.С. Шульца, линеаменты – это выдержанные по направлению прямолинейные элементы ландшафта. Они имеют разную протяженность и хорошо прослеживаются по аэроснимкам. К разломам приурочены очаги вулканов и фокусы землетрясений. Землетрясением называется всякое колебание земной поверхности, источником которого является механический процесс внезапного смещения земных масс под влиянием сил упругости при напряжениях, превышающих предел прочности пород. При землетрясениях возникает особый тип разрывных нарушений, называемых сейсмическими (греч. – землетрясение). Также как и звуковые волны распространяются от источника звука, так и сейсмические волны происходят от некоторого источника энергии, который находится на разной глубине, но в верхних слоях Земли (обычно на глубине до 60 км), хотя есть и глубокофокусные (от 300 км и глубже), и промежуточные (до 300 км). Землетрясение – это мгновенная разрядка напряжений, которые медленно накапливаются вследствие пластических деформаций в определенных участках земной коры. Медленные движения и сейсмические толчки – это две разные формы проявления эндогенных сил (медленные и быстрые). Место в земной коре или в мантии, где произошло первое смещение масс, породившее упругие волны в теле Земли, называют гипоцентром (очагом, фокусом). Область (место) на поверхности Земли, где наблюдаются вертикальные удары, называют эпицентром. Сейсмодислокации, то есть структуры и формы рельефа, обусловленные землетрясениями, на земной поверхности отражаются в виде борозд и рвов, участков мелкохолмистого рельефа, впадин проседания и неглубоких провалов (см. 3.2). С землетрясениями, в основном, происходящими в горах, связано развитие многих катастрофических явлений. Обвалы, оползни, сход снежных лавин, грязекаменные потоки (сели) производят огромную разрушительную работу. Часто обвалы и оползни перегораживают реки, что приводит к образованию озер (например, Сарезское озеро на Памире). Землетрясениям обычно предшествует подземный гул из-за высокочастотных колебаний частиц горных пород. За сутки до начала землетрясения происходят магнитные бури, изменяется наклон земной поверхности, увеличивается концентрация газов в артезианских водах. Вследствие моретрясений образуются огромные волны – цунами (яп. – бухта и волна). Предвестником цунами является интенсивный отлив – море на глазах уходит от берега. 2.2. ГОРИЗОНТАЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ И ИХ РОЛЬ В РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИИ Рельефообразующая роль вертикальных тектонических движений высшего порядка заключается в образовании материковых выступов и океанических впадин, в определении их формы, в контроле над распределением суши и моря, трансгрессий и регрессий, что в целом является одной из основных причин изменения климата на Земле. Вертикальные движения более низких порядков образуют горные сооружения и глубоко опущенные впадины, а значит, обусловливают расположение областей сноса и аккумуляции. Не менее важную роль в образовании рельефа играют горизонтальные движения. Представления о горизонтальных движениях были высказаны еще в 1877 г. русским учителем Е.В. Быхановым, который предположил, что горообразование является следствием изменения скорости вращения Земли. О возможности крупных горизонтальных перемещений континентальных массивов высказывались в начале XX века американский геолог Ф. Тейлор и немецкий геофизик А. Вегенер. А. Вегенер наиболее полно разработал идеи мобилизма и изложил их в книге «Происхождение материков и океанов» в 1915 году, поэтому появление гипотезы дрейфа континентов обычно связывают с его именем. Он считал, что «легкие» сиалические материки, сложенные гранитами и гнейсами, плавают как льдинки и скользят по подстилающим породам мантии, которые состоят из более тяжелого симатического материала (базальтов и др.). Вследствие горизонтальных перемещений в конце карбона материки были объединены в единый континентальный массив Пангею. В мезозое этот суперконтинент разделился на отдельные материки, при раздвижении которых образовались современные Атлантический и Индийский океаны. В четвертичное время материки приняли современное положение. Благодаря простоте и наглядности модели А. Вегенера гипотеза быстро стала популярной среди геологов, но после его гибели в 1930 г. началась ее активная критика. К 50-м годам XX в. в нашей стране только Б.Л. Личков, П.Н. Кропоткин и В.С. Васильев поддерживали эту гипотезу. В 60-х годах XX в. гипотеза дрейфа континентов возродилась в концепции новой глобальной тектоники, или тектоники литосферных плит. К этому времени на дне Мирового океана были открыты срединно-океанические хребты и активные глубинные разломы (рифты), осевые зоны которых отличаются повышенной сейсмической активностью и вулканизмом. Рифт (анг. – расселина, ущелье) – линейно вытянутая щелевидная структура глубинного происхождения (вариант грабена в условиях растяжения земной коры). Авторы концепции тектоники литосферных плит Г. Хесс, Р. Дитц и другие предположили, что по рифтовым зонам срединно-океанических хребтов из астеносферы поднимается магма и заполняет рифт. Часть магмы под земной корой расходится двумя потоками в противоположных от осевого разлома направлениях. Затем оба потока опускаются к астеносфере, сближаются между собой и вновь происходит восходящее движение мантийного вещества. Под воздействием этих двух круговых течений противоположного направления склоны срединно-океанических хребтов раздвигаются в стороны от рифтовой зоны. Внедрение магмы в рифт приводит к его расширению и раздвижению дна океанов. Раздвиг океанического дна они назвали спредингом (рис. 5). . Рис. 5. Схема взаимодействия литосферных плит (Гледко, Кухарчик, 2008): 1 – водная оболочка; 2 – осадочный слой; 3 – гранитный слой; 4 – базальтовый слой; 5 – надастеносферный слой, 6 – астеносфера; 7 – границы раздела слоев; 8 – разломы; 9 – вулканы; 10 – направления смещения литосферных плит Французский ученый К. Ле-Пишон в1968 г. рассмотрел литосферу как систему движущихся литосферных плит. В отличие от представлений А. Вегенера он считал, что континенты перемещаются не как «льдины» сами по себе, а в составе сферических литосферных плит. В настоящее время выделено семь основных литосферных плит: Тихоокеанская, Североамериканская, Южноамериканская, Африканская, Евроазиатская, Индийская и Антарктическая; три несколько меньшие по размерам плиты: Наска, Кокос и Аравийская и около 20 мелких плит (Филиппинская, Карибская, Скоша и др.) (рис. 6). Все малые плиты входят в состав Альпийско-Гималайского и Циркумтихоокеанского планетарных поясов сжатия. Центральные части плит отличаются спокойным тектоническим режимом и относительно выровненным рельефом. Наиболее активно геологические процессы протекают на границах литосферных плит. В зависимости от особенностей развития геологических процессов выделяют три главных типа границ литосферных плит: дивергентные (расходящиеся), конвергентные (сходящиеся) границы и трансформные (скользящие) разломы На дивергентных границах осуществляется спрединг, происходит непрерывное в геологическом масштабе времени наращивание океанической коры, поэтому дивергентные границы литосферных плит называют «конструктивными». Благодаря спредингу возраст океанической коры Рис. 6. Глобальная система срединно-океанических хребтов (Криволуцкий, 1985) относительно молодой (от верхнеюрского до плиоцен - четвертичного). Если рифтовая трещина не достигает астеносферы, то океаническая впадина не образуется, растяжение материковой коры происходит без разрыва, то есть возникает континентальная рифтовая трещина. Наиболее известны и хорошо изучены Байкальская, Восточно-Африканская и рифтовая зона запада США (см. гл. 5.2). Континентальные и океанические рифты имеют много общего и часто продолжают друг друга (рис.7). Предполагают, что в настоящее время фокусы мощных восходящих токов, приводящих к раздвижению литосферных плит, расположены под Исландией, впадиной Афар в Африке, в районе Галапагосских островов, под островом Пасхи, под Большим Бассейном в Северной Америке. Рис. 7. Грабен-рифтовая долина Среднеатлантического хребта в сопоставлении с грабеном озера Танганьика (Косыгин, 1969) На конвергентных границах литосферных плит в условиях сжатия непрерывно расширяющееся дно океана погружается по разлому под материк. Этот процесс называют субдукцией. Вследствие погружения более тяжелой океанической плиты под более легкую континентальную плиту образуются сопряженные между собой положительные и отрицательные формы рельефа: островные дуги, глубоководные желоба, невулканические и вулканические гряды. Наиболее ярко процесс субдукции выражен в Циркумтихоокеанском планетарном поясе сжатия. Глубоководные желоба являются начальными зонами погружения океанической коры под материковую кору. Сейсмологами было установлено, что под островными дугами глубина очагов землетрясений достигает сотни километров. Очаги группируются в сравнительно узкие (до 100 км) сейсмофокальные зоны, называемые зонами Заварицкого-Беньоффа, которые уходят под разными углами (30-70о) на глубину до 600 км под материками (рис.8). В современных островных дугах широко распространены андезиты – породы, по составу близкие к породам земной коры континентального типа, поэтому островные дуги рассматривают как зоны зарождения новой континентальной коры. Рис. 8. Островная дуга в плане и разрезе (Тазиев, 1968). На разрезе показана зона разрывов, выявленная по расположению очагов землетрясений При столкновении двух континентальных плит погружения в астеносферу не происходит, поскольку континентальная кора более легкая, чем мантия, и играет роль пробки. Столкновение континентальных плит подобно торошению льдин во время затора при ледоходе. Примером такого торошения является Альпийско-Гималайский горный пояс. В пределах Альпийско-Гималайского пояса сжатия скорость сближения Евроазиатской, Африканской, Аравийской и Индийской плит составляет от 0,5 см/год в районе Гибралтара до 6 см/год в районе Памира - Гималаев. В этом же направлении увеличивается высота гор. О том, что все малые плиты литосферы в Альпийско-Гималайском поясе испытывают сдвиги сжатия, говорит рельеф их поверхности, сейсмичность и резкая асимметрия пар: Гималаи и Предгималайский прогиб, Копетдаг и Предкопетдагский прогиб, Западный Кавказ и восточная часть Черного моря. В Альпийско-Гималайском и Циркумтихоокеанском планетарных поясах сжатия происходят самые разнообразные столкновения литосферных плит. Возможно дробление краев материковых плит на отдельные более мелкие плиты, развитие крупных и протяженных складчатых зон, образование надвигов, нагромождение друг на друга отдельных блоков, поэтому планетарные пояса сжатия называют складчатыми, или геосинклинальными. Именно эти пояса являются современными аналогами древних складчатых поясов. Считают, что молодой Альпийско-Гималайский горно-складчатый пояс и более древние (Уральский, Аппалачский и др.) образовались в результате «захлопывания» древних океанических впадин. В каждой такой впадине были развиты свои дивергентные границы (оси срединно-океанических хребтов), малые материки (типа Мадагаскара), системы глубоководных желобов, островных дуг и активных окраин, в которых происходило погружение в мантию на переплавку почти всей океанической литосферы. Эти древние океаны оставили в наследство лишь малую часть своей литосферы – офиолиты (комплекс типичных для геосинклиналей магматических пород). Их наличие является доказательством существования океана в прошлом. Таким образом, согласно концепции тектоники литосферных плит, круговорот вещества литосферы начинается в рифтовых зонах (зонах спрединга) и завершается в зонах субдукции. Материки из-за меньшей плотности не могут быть вовлечены в погружение. На дивергентных границах литосферных плит конструируется новая океаническая кора, а на конвергентных границах – материковая кора. Трансформные разломы (идущие через формы) (рис. 9). Этот тип границ литосферных плит был выделен в 1965 г. канадским геофизиком Дж. Уилсом как разломы, пересекающие срединно-океанические хребты. Они идут параллельно друг другу и рассекают литосферу до подошвы. По трансформным разломам происходят сдвиги границ и дивергентных, и конвергентных. Смещение происходит на десятки километров. На дивергентных границах такой разлом выражен впадиной в виде ущелья на дне океанов с очень большой глубиной и приразломными глыбовыми горами. Хорошо изучены: разлом Сан-Андреас, соединяющий две рифтовые трещины на западе Северной Америки; Ливанский разлом, протягивающийся от Красного моря до южного края Альпийско-Гималайского пояса; разлом Барракуда, по которому проходит граница Североамериканской и Южноамериканской литосферных плит (желоб Кайман). Рис. 9. Трансформные разломы, по которым произошел горизонтальный сдвиг отдельных участков срединно-океанического хребта (Рычагов, 2006) Если литосферная плита представляет собой единую пластину, то ломаться она должна лишь по краям, а каждый такой разлом – источник землетрясений. Землетрясения распространены на поверхности Земли в виде поясов сейсмической активности. Именно по ним устанавливаются границы плит в пространстве. Выделяют три главных типа сейсмических поясов, где наблюдаются сильные и частые землетрясения. 1. Сейсмические пояса, связанные с условиями растяжения, когда формируются разломы типа сбросов. Им соответствуют дивергентные границы литосферных плит – срединно-океанические хребты и континентальные рифтовые области (Индийско-Аравийский пояс, Атлантический пояс). 2. Сейсмические пояса, связанные с условиями сжатия, когда формируются разрывы типа глубинных взбросов и надвигов. Им соответствуют конвергентные границы литосферных плит в переходных зонах тихоокеанского типа (Заварицкого-Беньоффа). Это Тихоокеанский сейсмический пояс и Средиземноморско-Индонезийский. 3. Сейсмические пояса, где происходят сдвиги. Им соответствуют зоны трансформных разломов. На основе новой модели развития литосферы были выполнены палеогеографические реконструкции положения континентов на разных этапах геологической истории. На границе докембрия и фанерозоя в результате проявления гренвильской и байкальской складчатостей образовались платформы южных материков, и произошло их объединение в единый материк Гондвану. Платформы северных материков были разделены океанами. В девоне после каледонской складчатости образовался материк Евроамерика. В конце карбона - начале перми после герцинской складчатости возникает Лавразия, объединившая северные материки. Лавразия соединилась с Гондваной и образовался единый суперматерик Пангея. В мезозое Пангея начала распадаться. В триасе появился раскол в Северной Атлантике. Северная Америка отделилась от Евразии и Южной Америки, а от Гондваны – Австрало-Антарктический блок. В юре по зоне герцинской складчатости разделяются Лавразия и Гондвана, начинается раскрытие южной Атлантики, отделение Южной Америки от Африки. В мелу оформился в современном виде Атлантический океан и раскрывается Индийский океан. Индостан отделяется от Африки и начинает свой дрейф к Евразии. В кайнозое продолжается раздвигание материков. Перестройка границ литосферных плит шла и на севере (откололась Гренландия), и на юге (разделились Австралия и Антарктида). В неогене в результате образования рифтов Красного моря и Аденского залива от Африки откололась Аравийская плита. Северо-восточный угол Аравийской плиты начал давить на южный край Евроазиатской плиты, и образовался Кавказский тектонический узел. При столкновении крупной и быстро перемещающейся Индостанской плиты с Евроазиатской плитой сформировались Гималаи, а на севере - Памирско-Гиндукушский тектонический узел. Сравнительно медленное вращение Африканской плиты относительно Евроазиатской привело к постепенному закрытию океана Тетис. В зоне поддвига образовались горы Европы и остались реликтовые Средиземное, Черное, Каспийское и Аральское моря. Считается, что процесс раздвижения заканчивается, и материки через 250 млн. лет снова объединятся в единый суперконтинент. В концепции тектоники литосферных плит тектонические и геофизические явления, характерные для океанов и континентов, соединяются в единую систему, объясняющую черты сходства и различий между геологическим строением и рельефом этих двух основных типов земной поверхности. В настоящее время общепризнано, что именно горизонтальные движения объясняют орографический рисунок, морфологию, происхождение и современную динамику планетарного рельефа и горных сооружений. Разногласие «фиксистов» и «мобилистов» состоит в оценке первичности вертикальных или горизонтальных движений, то есть вертикальные движения вызывают горизонтальные перемещения или горизонтальные движения приводят к вертикальным смещениям. Видимо, вследствие совместного проявления вертикальных и горизонтальных тектонических движений, сопровождающегося магматизмом и сейсмикой, образовались разные типы земной коры с соответствующими планетарными формами рельефа и формами мегарельефа. 2.3. МАГМАТИЗМ И РЕЛЬЕФ Магматизм – совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магматических масс и сопровождающих их газов из глубинных частей земной коры к поверхности. Различают интрузивный и эффузивный магматизм. Интрузивный магматизм – это внедрение магмы в породы земной коры. При ее остывании на разной глубине образуются разнообразные по форме, размерам и соотношению с вмещающими породами магматические тела, которые выражены на поверхности разнообразными формами рельефа вследствие обработки денудационными процессами. На относительно небольшой глубине (до 3 км) в процессе механического раздвижения магмой слоев горных пород и заполнения свободного пространства образуются пластовые жилы (силлы). Они залегают согласно слоям вмещающих пород. Магматические породы обычно более устойчивы к денудации, чем вмещающие их осадочные породы, поэтому в рельефе вырабатываются трапповые (швед. – ступени) ступенчатые плато, например, на полуострове Индостан, где мощность базальтового покрова достигает 1800 м. Также согласно с вмещающими породами залегают и другие полуглубинные тела, в том числе лакколиты – караваеобразные тела, соединенные с очагом каналом. Слои вмещающих пород над ними приподняты в виде свода, а когда они размыты, то тело выступает в виде купола, образуя островные горы. Например, Аю-Даг в Крыму, лакколиты в районе Пятигорска на Северном Кавказе. Глубинные (до 7 км) интрузивные тела представлены батолитами. Батолиты (греч. - глубокий камень) - самые крупные магматические тела неправильной формы с круто падающими неровными краями, сложенные гранитоидами, залегающие несогласно с окружающими породами, пересекающие их под разными углами. Батолиты залегают в ядрах антиклинальных складок и в рельефе выражены горными хребтами. Эффузивный магматизм, или вулканизм (Вулкан – бог огня в греческой мифологии) – это излияние на поверхность Земли лавы (лава – магма, потерявшая летучие компоненты), выход газов или выброс обломочного материала взрывом газов. Лавы, газы и минеральные обломки выбрасываются по трещинам в земной коре – трещинные вулканы или по каналам, пробитым газами и лавой в ослабленных зонах, - центральные вулканы. Процесс извержения распадается на две фазы – эксплозивную, когда проявляется газо-взрывная деятельность, и собственно эффузивную фазу, во время которой происходит излияние лавы. В эксплозивную фазу образуются: кратеры (греч. – большая чаша) – воронко - и чашеобразные котловины диаметром до 2,5 км, которыми заканчиваются жерла вулканов. Кальдеры (исп. – котел) – крупные кратеры в основном потухших вулканов диаметром до 30 км с ровным дном и крутыми бортами. Они образуются при сильных взрывах. Трубки взрыва (диатремы) – вулканы, которые образуются в результате однократного взрыва газов без излияния лавы. В Западной Европе их называют маарами. Маары – вулканические кратеры глубиной 60-400 м и диаметром 200-3000 м, представляющие собой плоскодонные воронкообразные углубления, иногда окруженные невысокими валами из туфа и пепла. Днища их сложены раздробленными местными породами. Часто маары заняты озерами. В особую группу выделены алмазоносные трубки взрыва, заполненные кимберлитом. Алмазоносные кимберлитовые трубки были обнаружены в районе города Кимберли (Африка), за что и получили свое название. Здесь они вертикально пересекают пласты глинистых сланцев и песчаников пермского возраста и в рельефе не выражены. Кроме Африки кимберлитовые трубки распространены в Якутии, Индии и некоторых других районах мира. Если в составе извергаемого материала резко преобладают базальтовые лавы, отличающиеся высокой текучестью, то образуются щитовые вулканы с очень пологими склонами (не более 10о). В щитовых вулканах уклоны уменьшаются к вершине и к основанию, потому что лава растекается на большие расстояния. Щитовые вулканы имеют ограниченное распространение (Исландия, Эфиопия, Гавайи). В настоящее время на Земле наиболее широкое распространение имеют стратовулканы (греч. – слой). Это аккумулятивные конусообразные горы, возникающие в результате последовательного наслоения лавовых потоков и пластов пирокластического материала (вулканического пепла и бомб). Высота их колеблется от 100 до 3000 м и более. На склонах стратовулканов, крутых (до 30о) в верхней части, пологих (до 10о) в нижней части развиваются денудационные процессы. Водные и грязевые потоки, образующиеся во время дождей или таяния снега, приводят к образованию узких и глубоких борозда, называемых барранко(с) (исп. – глубокий овраг). После извержений вулканов достаточно долго проявляются поствулканические явления: извержения горячей воды (гейзеры), грязи (сальзы) или спокойные выходы термальных вод и газов. Газы и воды, выходящие на поверхность в кратерах, на склонах или у подножий вулканов, образуют ямы и мелкие котловины. Гейзеры – горячие источники, периодически выбрасывающие воду температурой до 100о. Большой Гейзер (Исландия) извергает воду на высоту 50 м. По его имени называют все аналогичные источники. В мире пять гейзерных полей: в Исландии, в Долине гейзеров на Камчатке, в Чили, на Северном острове Новой Зеландии. Самое большое гейзерное поле находится в Йеллоустонском национальном парке, где сосредоточено почти 2/3 всех гейзеров мира (около 3000). Сальзы (лат. – соленый) – конусовидные возвышенности высотой 1-2 м с пологими склонами. На вершине конуса находится кратер, из которого периодически вместе с парами воды и газами выбрасывается грязь. Если грязь очень жидкая, то конус не образуется. Температура грязи в некоторых случаях может достигать 80о. Сальзы встречаются на Камчатке, на островах Сицилия и Ява и в других вулканических районах. Термы – горячие источники, температура которых выше среднегодовой температуры в данной местности, распространены по всем вулканическим зонам. Обычно они имеют большой расход, небольшую минерализацию, но осаждают кремнистые туфы – гейзериты. Фумаролы (лат. – дым) – выходы струй горячего вулканического газа и пара из жерл или трещин по склонам или у подножия вулканов. Такие выходы можно наблюдать еще сотни лет после прекращения вулканической деятельности. Например, вулкан Менделеева на острове Кунашир извергался в 1894 г. До сих пор в его кратере из сотен трещин вырываются газовые струи. Каждая струя откладывает вокруг отверстия ярко-желтые кристаллы серы. Фумаролы различают по температуре и составу газов. По температуре: сухие (1000–650о), кислые (650-400о), щелочные (400–200о). По составу газов: сероводородные или сернистые (сольфатары); углекислые с примесью азота, водорода и метана - мофеты (ит. - место зловонных испарений). Псевдовулканические формы рельефа представлены грязевыми вулканами экзогенного происхождения. Грязевые вулканы (вулканоиды, псевдовулканы) образуются в молодых интенсивно опускающихся синклинальных зонах с глинистыми толщами, насыщенными подземными водами. Газообразные продукты состоят преимущественно из углеводородов, поэтому грязевой вулканизм тесно связан с областями распространения месторождений нефти и газа. Вулканоиды представляют собой конусовидные холмы высотой до 400 м с несколькими кратерами, через которые происходит излияние или взрывной выброс грязи. На Земле насчитывается более 700 грязевых вулканов. Расположены они обычно группами, например, в Западном Китае обнаружена группа из 40 грязевых вулканов. Наиболее крупная область их распространения находится в Азербайджане (более 300).