Магматизм и его роль в образовании рельефа земной поверхности

Размещено на http://www.allbest.ru/

Содержание

Введение

Глава I. Морфотектонические процессы и их роль в образовании рельефа

1.1 Энергетические движения и мегарельеф

1.2 Складчатые деформации на платформах и геосинклиналях

1.3 Разрывные дислокации и мезоформы рельефа

Глава II. Магматизм и его роль в образовании рельефа земной поверхности

2.1 Интрузивный магматизм и его выражение рельефа

2.2 Эффузивный магматизм и вулканический рельеф

Заключение

Литература

Введение

Актуальность: Тема магматические процессы и рельефообразования достаточно плотно рассматривается в вузах, на географических и геологических специальностях. В 6 классе данная тема рассматривается на уроках «Горы» и «Равнины». И так же на протяжении всего школьного курса географии на уроках, связанных с темой «Рельеф».

Цель: выявление особенностей магматического процесса и рельефообразования.

В процессе исследования были поставлены и решены следующие задачи:

1. Выявить основные предпосылки и причины плейстоценового оледенения

2. Рассмотреть основные этапы оледенения

3. проанализировать литературные источники

Объектом исследования является распространение магматических процессов и рельефообразование на Земле.

Предмет исследования: структуры сформированные в результате магматических процессов и рельефа.

Курсовая работа состоит из введения, 2 глав, заключения и списка литературы, из 11 источников. Содержит 1 таблицу и 16 рисунков.

Глава I. Морфотектонические процессы и их роль в образовании рельефа

1.1 Энергетические движения и мегарельеф

Земная кора постоянно испытывает движения, чаще всего медленные, но при землетрясении они очень быстрые, почти мгновенные. Это явление было подмечено еще в далекой древности Пифагором. Известно много мест на земном шаре, где целые города оказались сейчас на дне моря, а некоторые портовые сооружения, наоборот, на суше. Примерами служат поселения древнегреческих колоний на Черноморском побережье: Созополь в Болгарии, Диоскурия в районе современного Сухуми (рис.1) и др.

Рис. 1 Диоскурия в районе современного Сухуми

Также Земная кора испытывает перемещения, скорость которых составляет несколько сантиметров в год. Иными словами, земная кора как бы «дишит», постоянно находясь в замедленном движении.

То есть по современным представлениям, выделяются два типа тектонических движений - вертикальные и горизонтальные; вертикальные в свою очередь делятся на колебательные и направленные. Оба типа движений могут происходить как самостоятельно, так и во взаимосвязи друг с другом, нередко один тип движений порождает другой. Движения сопровождаются изменениями в залегании горных пород и деформациями. Проявляются вертикальные и горизонтальные перемещения крупных блоков земной коры в вертикальном и горизонтальном направлениях, в образовании складчатых (пликативных), разрывных (дизъюнктивных) и инъективных (внедрение магмы) дислокаций.

Можно привести множество примеров современных вертикальных движений. Согласно высокоточным инструментальным методам установлено, что Малый Кавказ поднимается сейчас со скоростью от 8 до 13,5 мм в год, а горные сооружения Восточных Карпат растут со скоростью 1,5 -1,7 мм/год. Балтийский щит в Скандинавии растет вверх со скоростью 8-10 мм/год. В Байкальской рифтовой зоне скорость современных вертикальных движений составляет 10-20 мм/год. Во многих районах происходят современные опускания. Хорошо известно, что южное побережье Балтийского моря медленно опускается и для того, чтобы защитить его от морских волн, в Нидерландах с давних пор построены дамбы. сегодня сама суша располагается на десятки метров ниже уровня моря. Черноморское побережье Кавказа погружается со скоростью до 12 мм/год, берег западнее г. Одессы - 4,5 мм/год. Давно обращено внимание на то, что особенностью современных вертикальных движений является их унаследованность от более древнего сруктурного-тектонического плана региона. Такая прямая корреляция установлена для Восточно-Европейской равнины и Карпато-Балканского регионов. Подобная унаследованность свидетельствует о том, что древние разломы, складки разного типа, валы и т. д. "живут" и в настоящее время.

Геофизические и геодезические методы позволяют точно фиксировать и горизонтальные смещения земной коры. На западе Северной Америки, в Калифорнии расположен сейсмоактивный разлом Сан-Андреас, прослеживающийся более чем на 1000 км при ширине до 20 км. Ввиду частых и сильных землетрясений в этом густо населенном районе США за поведением разломов ведется пристальное наблюдение вот уже в течение полувека. Разлом Сан-Андреас представляет собой сложную тектоническую зону, состоящую из многочисленных кулисообразных разрывов, по которым в целом устанавливается смещение со скоростью 30-80 мм/год и даже более. Однако по различным сдвигам в разных местах смещения происходят с неодинаковой скоростью, причем она в разные периоды времени также меняется. Мало того, может изменяться и направление перемещения, но суммарно это правый сдвиг, для которого измерения со спутников дали в 1978 г. скорость около 94 мм/год. По одним участкам смещение происходит непрерывно, по другим скачкообразно. Смещаются дороги, изгороди заборов, русла оврагов, бетонные желоба для воды. Изучение подобных смещений очень важно для прогноза сейсмической опасности. На Украинском щите в Криворожском железорудном бассейне раннепротерозойского возраста длительное время наблюдают крупный разлом-сдвиг, смещения по которому за 24 года составили в среднем 10-20 мм/год. Важные результаты были получены в последние годы с помощью космической геодезии. Лазерные измерения со спутников, в частности с американского "Лагеосат", доказали горизонтальное перемещение крупных литосферных плит. Так, Австралия движется навстречу Тихоокеанской плите со скоростью 46 мм/год. Южная Америка сближается с Австралией со скоростью 28 мм/год; Южная и Северная Америка в районе Карибского бассейна движутся навстречу друг другу - 8 мм/год; Тихоокеанская плита перемещается навстречу Южной Америке - 5 мм/год и т. д. Эти данные очень хорошо совпадают со скоростями движения литосферных плит, вычисленными по линейным магнитным аномалиям океанов. Спутниковые методы позволили достаточно убедительно показать, что крупные литосферные плиты перемещаются по поверхности Земли с довольно большой скоростью.

1.2 Складчатые деформации на платформах и геосинклиналях

магматический платформа рельеф вулканический

Всех побывавших в горах, всегда поражают пласт горных пород, смятые, как листы бумаги в причудливые складчатые узоры. Не редко слои как будто "разрезаны" гигантским ножом, причем одна часть слоев смещается относительно другой. Каким же образом и под влиянием каких сил горные породы могут принимать столь причудливый облик? Можно ли наблюдать этот процесс и как быстро он происходит?

В большинстве случаев осадочные породы, образующиеся в океанах, морях, озерах, обладают первично горизонтальным или почти горизонтальным залеганием. Если мы видим, что слои залегают наклонно, или вертикально, или смяты в складки, т.е. их первичное горизонтальное залегание изменено, обычно говорят, что слои подверглись действию сил, причина возникновения которых может быть разнообразна. Чаще всего имеют ввиду силы, приложенные к пластам горных пород либо вертикально, либо горизонтально. Такие силы называются поверхностными, так как они приложены к какой-то поверхности пласта горных пород - нижней или боковой.

Однако в природе кроме поверхностных важную роль играют и объемные силы. Горная порода, например, Каменная соль будучи легче окружающих горных пород, всплывает очень медленно, но в течении миллионов лет ее перемещение может исчисляться десятками и сотнями метров.

Когда мы говорим о складках и разрывах, то подразумеваем, что горные породы выведены из своего первичного залегания в результате деформаций, которые, в свою очередь, обусловлены действием сил на эти породы. Напряжения, возникающие в горных породах, могут вызвать изгибание пластов, а могут привести к их разрушению, разрыву. Все эти процессы изучает механика сплошной среды. Силы, прилагаемые к породе, могут относиться либо к поверхности какого-либо ее объема, например к кровле, или подошве пласта, тогда они называются поверхностными. Если же сила воздействует на определенный объем горной породы, она называется объемной. Все силы, действующие на горную породу, обладают не только величиной, но и определенным направлением. Причины деформаций могут быть различными: это и приложенная по какому-то направлению механическая сила; это и сила тяжести, наиболее универсальная из всех сил; это и влияние температуры; увеличение объема за счет пропитывания породы водой и др. Любая деформация в горных породах зависит от времени, а в геологических процессах оно может быть очень велико.

Под деформацией понимается изменение объема и формы тела. Деформации подразделяются на однородные и неоднородные (рис. 2). В первом случае величина деформации одинакова в каждом участке деформированного тела. Так, балка, будучи сжатой, изменит свою форму, но в каждом месте измененной балки деформация будет одинаковой. Во втором случае, если мы эту же балку начнем изгибать, то, очевидно, что ближе к ее верхней части будет наблюдаться растяжение, убывающее к центру, а в нижней половине балки будет происходить сжатие. Среди однородных деформаций выделяют сжатие - растяжение и сдвиг. Для сдвига необходимо действие двух противоположно направленных сил, или пары сил.

Рис. 2. Виды деформации твердого тела (по В.В. Белоусову): Однородные деформации: 1- сжатие, 2- простой сдвиг, 3- чистый сдвиг; неоднородная деформация: 4- изгиб; эллипсоид деформации: 5- первоначальная форма тела (шар), 6- после деформации шар превратился в эллипсоид. Оси эллипсоида - главные оси деформации

Деформации подразделяются на упругие и пластические. Упругая деформация характеризуется тем, что после снятия нагрузки тело вновь принимает исходную форму. Упругое тело всегда оказывает противодействие внешней приложенной силе, которая, будучи отнесенной, к какой-либо единице площади, называется напряжением. В деформируемом теле напряжение изменяется в разных его сечениях, поэтому мы говорим о поле напряжений данного тела, имея в виду все напряжения.

Характеризовать деформацию тела удобно, используя "эллипсоид деформации". Согласно теории упругости, три взаимно перпендикулярные оси отвечают главным осям напряжений в данном теле. При однородной деформации, а с ней и имеют дело в геологии, с главными осями напряжений совпадают главные оси деформаций. Именно с этими осями совпадают удлинение и сокращение тела. Наиболее обычный пример, иллюстрирующий сказанное - это сжатие шара. Первоначально в нем все оси одинаковы и равны диаметру шара, но при деформации шара, скажем его сжатии, он сплющивается и превращается в трехосный эллипсоид. Размеры осей этого эллипсоида и их отличия от первоначального диаметра шара соответствуют величине деформации по трем осям.

Полное напряжение, т.е. силу, приложенную к какой-либо площади, можно разложить на нормальное напряжение, ориентированное по нормали к площади, и тангенциальное, или касательное, действующее в плоскости выбранной площади. Зависимость упругой деформации от напряжения выражается законом Гука: , где- величина деформации, - напряжение, а Е - коэффициент пропорциональности, или модуль Юнга.

Пластической деформацией называют некоторую ее остаточную величину, которая сохраняется после снятия приложенной нагрузки. Во время упругой деформации она увеличивается прямо пропорционально напряжению, но при достижении некоторой величины, называемой пределом упругости, тело начинает пластически деформироваться, в то время как напряжение остается постоянным. Иногда пластическое состояние горной породы называют предельным состоянием, при котором она может деформироваться неограниченно. Важным понятием является вязкость, свойство, которое определяется тем, что частицы породы могут сопротивляться смещению и это сопротивление прямо пропорционально скорости смещения. Вязкость сильно зависит от температуры и давления, измеряется в Паскалях в секунду и для литосферы определяется как 1023 - 1024 Па.с, в то время как вязкость астеносферы на несколько порядков ниже.

Эти понятия из основ механики деформирования материалов широко используются, когда описывают деформацию горных пород, особенно их прочность, превышение предела которой ведет к разрушению породы. Существуют хрупкие и пластичные тела. Горные породы принадлежат в основном к хрупким телам, которые разрушаются, не испытав остаточных деформаций. Пластичные тела перед разрушением подвергаются пластическим деформациям. Представления о вязком и хрупком разрушении горных пород базируются на механизме разрыва сплошности. Вязкому разрушению предшествует длительное пластическое течение пород, а хрупкое обусловлено лавинообразным нарастанием трещиноватости. Горные породы могут разрушаться путем отрыва или путем скалывания, и благодаря тому, что они состоят из разнообразных по величине и форме зерен, в них развивается внутреннее трение, которое приводит к сосредоточению деформаций в локальных зонах, где и происходит разрушение горных пород, т.е. образование тектонического разрыва.

Растяжение горных пород чаще всего ведет к образованию хрупкого отрыва, в то время как сжатие - к вязкому скалыванию. В геологии важную роль играет время действия напряжений. При очень длительном воздействии последних горные породы могут разрушаться, хотя величина напряжений не очень велика. Крайняя медленность осуществления деформаций в природных условиях делает невозможным их воспроизведение путем эксперимента. Поэтому при моделировании тектонофизических процессов используют "теорию подобия", которая может учесть и время, и размеры тела. Проблемами, связанными с деформациями горных пород и полями напряжений, занимается тектонофизика, ветвь геотектоники.

СКЛАДЧАТЫЕ НАРУШЕНИЯ

Складкой называется изгиб слоя без разрыва его сплошности. В природе наблюдается большое разнообразие складок. Классифицировать их можно по разным признакам, но сначала следует остановиться на элементах единичной складки, часть которых может быть определена достаточно строго, а часть носит условный характер (рис.3). В складке выделяются: крылья-пласты, боковые части складки, располагающиеся по обе стороны перегиба или свода; ядро - внутренняя часть складки, ограниченная каким-либо пластом; угол при вершине складки - угол, образованный продолжением крыльев складки до их пересечения; замок, или свод,- перегиб пластов; осевая поверхность - поверхность, делящая угол при вершине складки пополам; шарнир - точка перегиба в замке, или своде складки; шарнирная линия - линия пересечения осевой поверхности с кровлей или подошвой пласта в замке или своде складки. Осевая линия, или ось - линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной поверхностью. Гребень - высшая точка складки, не совпадающая с шарниром в случае наклонных или лежачих складок.

Рис.3. Основные элементы складки

Выделяются два основных типа складок: антиклинальная, в ядре которой залегают древние породы, и синклинальная, в ядре которой располагаются более молодые породы по сравнению с крыльями (рис.4). Эти определения не меняются даже в том случае, если складки оказываются перевернутыми или опрокинутыми. Если невозможно определить кровлю или подошву слоев, например, в глубоко метаморфизованных породах, для определения изгиба слоев используют термины: антиформа, если слои изогнуты вверх, и синформа, если они изогнуты вниз.

Рис. 4. Складки: 1- антиклинальная складка, 2- синклинальная складка, 3- периклинальное замыкание антиклинали (в плане), 4- центриклинальное замыкание синклинали (в плане).v

Сильно сжатые, или изоклинальные, складки, сложенные чаще всего глинистыми сланцами, аргиллитами, тонкими алевролитами, раскладываются на многочисленные, очень тонкие параллельные друг другу и осевой поверхности складки, пластинки и поперечный срез складки оказывается при этом рассеченным системой тонких трещин. Это явление называется кливажем. Образование кливажа связано с сильным сжатием, расплющиванием слоев по нормали к ним.

Классифицировать складки по их форме в поперечном сечении можно, основываясь на разных признаках, например по характеру наклона осевой поверхности (рис. 5). В этом случае выделяются складки: прямые (симметричные) - осевая поверхность вертикальна; наклонные - осевая поверхность наклонена, но крылья падают в разные стороны, хотя и под разными углами; опрокинутые - осевая поверхность наклонная, крылья падают в одну и ту же сторону под разными или одинаковыми углами; лежачие - осевая поверхность горизонтальная; ныряющие - осевая поверхность "ныряет" ниже линии горизонта.

Рис. 5. Морфологические типы складок: 1- прямая, 2- наклонная, 3- опрокинутая, 4- лежачая, 5- ныряющая, 6- открытая, 7- закрытая (сжатая), 8- изоклинальная, 9- гребневидная, 10- килевидная, 11- коробчатая (сундучная)

По отношению осевой поверхности и крыльев выделяются складки: открытые - угол при вершине складки тупой; закрытые - угол при вершине складки острый; изоклинальные - осевая поверхность параллельна крыльям складки, что фиксирует сильную степень сжатия.

По форме замка складки подразделяются на: гребневидные-узкие, острые антиклинали, разделенные широкими пологими синклиналями; килевидные - узкие острые синклинали, разделенные широкими, плоскими антиклиналями; сундучные или коробчатые - широкие плоские антиклинали и синклинали.

По соотношению мощности пластов на крыльях и в замках выделяются подобные, концентрические, диапироидные и диапировые складки. Подобные - мощность на крыльях меньше, а в замках больше при сохранении угла наклона крыльев (рис.6). Такая форма складки образуется при раздавливании крыльев и перетекании материала пластов в своды, или замки. Концентрические-мощность пластов в сводах и замках такая же, как и на крыльях, но с глубиной происходит изменение наклона слоев. Диапироидные - складки с утоненными замками и хорошо развитым ядром, образуются в пластичных толщах. Диапировые - складки с ядром из соли, гипса, глины и других пластичных толщ, которое, всплывая, в результате инверсии плотностей протыкает перекрывающие пласты, нередко выходя на поверхность.

Рис. 6. Складки: 1- подобные, 2- концентрические, 3- диапироидные, 4- диапировые

Рассматривая складки, в плане можно выделить следующие их основные типы: линейные-длина складки намного превышает ее ширину; брахиморфные - овальные складки, длина которых в 2-3 раза больше ширины; куполовидные - антиклинальные складки - ширина и длина примерно равны; мульды - синклинальные складки, ширина и длина которых примерно одинаковы (рис.7).

Рис. 7. Типы складок в плане (A) и разрезе (Б): 1- линейная, 2- брахиморфная, 3- куполовидная, 4- мульда. Зубцы направлены в сторону падения крыльев

Замыкание антиклинальной складки в плане называется периклиналью, а синклинальной - центриклиналью. По ним можно судить о форме складки в замке или своде, что важно при построении геологических разрезов. Довольно часто периклинальные и центриклинальные замыкания складок осложняются более мелкими складками, при этом основная складка как бы расщепляется, дихотомирует на несколько. На периклинальных окончаниях антиклинальной складки шарнирная линия погружается ниже дневной поверхности, а в центриклиналях, наоборот, воздымается. В этом случае говорят об ундуляции шарнирной линии. Если все высшие точки складок - гребни - соединить плоскостью или в поперечном разрезе линией, то она будет называться зеркалом складчатости.

Сочетание антиклинальных и синклинальных складок создает более сложные складчатые формы. Так, если наблюдается преобладание антиклинальных складок и зеркало складчатости образует выпуклую кривую, такая структура называются антиклинорием и, наоборот, преобладание синклинальных складок и вогнутая кривая зеркала складчатости характерна для синклинория (рис. 8).

Рис. 8. Антиклинорий (А) и синклинорий (Б)

В природных условиях складки нередко заполняют собой огромные пространства, и крыло антиклинальной складки переходит в крыло соседней синклинальной складки. Подобное сочетание складок называется складчатостью. В. В. Белоусов выделяет три основных типа складчатости: 1) полную, или голоморфную; 2) прерывистую, или идиоморфную, и 3) промежуточную между двумя первыми типами.

Характерной особенностью полной складчатости является сплошное заполнение сопряженными складками, как правило, линейными, параллельными друг другу, с близкой амплитудой и шириной. Примеров такой полной складчатости можно привести много: Верхоянская складчатая область мезозойского возраста, Западно-Саянская каледонская область, Башкирский антиклинорий Урала и т. д. Сформироваться полная складчатость может только в том случае, если вся масса слоистых горных пород подвергается сжатию, общему смятию, причем силы, обеспечивающие деформацию, должны быть ориентированы близко к горизонтальной плоскости.

Прерывистую складчатость отличает изолированность складок, расположение на значительном расстоянии друг от друга, преимущественное развитие антиклиналей изометричной формы, промежутки между которыми сложены почти недеформированными, горизонтально залегающими слоями. Подобная складчатость характерна для платформенных областей. Например, на Восточно-Европейской платформе, в пределах Русской плиты широко развиты отдельные складки или их цепочки различной формы и амплитуды, но, как правило, с очень небольшими углами наклона крыльев, не превышающими первых градусов.

Промежуточная складчатость обладает чертами полной и прерывистой складчатости и характеризуется развитием отдельных гребневидных или килевидных складок и их сочетанием на фоне относительно спокойного залегания отложений. Подобный тип складчатости свойствен некоторым передовым прогибам, например Терско-Каспийскому, где развиты две узкие сложные антиклинальные складки: Сунженская и Терская, не имеющие корней, т.е. выраженные только в верхних горизонтах чехла.

Рассмотренные типы складок и складчатости являются морфологическими. Нам же интересно знать, каким образом сформировалась та или иная складка или складчатость. Большое разнообразие складок, существующее в природе, сводится всего к трем основным типам, если принять во внимание механизм их образования или кинематику: 1) продольного изгиба, 2) поперечного изгиба и 3) течения. В первом случае на пласт, пачку пластов или их толщу действуют горизонтально ориентированные силы и слои сминаются в складки только потому, что происходит проскальзывание одних слоев по другим и при этом в кровле и подошве каждого пласта действуют противоположно направленные силы, вызывающие деформацию сдвига.

В. В. Белоусов полагает, что на ранней стадии сжатия складки получаются концентрическими, а в дальнейшем, когда сжатие усиливается, возникают уже подобные складки, так как материал с крыльев в результате расплющивания начинает перетекать в замки складок. Проскальзывание слоев и их расплющивание приводят к тому, что слои с пониженной вязкостью испытывают внутреннее течение, материал в них перераспределяется, нагнетаясь в замки складок и при этом сминаясь в мелкие складочки, образующие совсем другой структурный рисунок по сравнению с более вязкими пластами, испытывающими лишь плавный изгиб. Так возникают дисгармоничные складки, масштаб которых может варьировать очень сильно.

Складки поперечного изгиба образуются в результате действия сил, направленных по нормали к кровле или подошве слоя. Уже говорилось, что такие складки возникают, например, в платформенном чехле при движении блоков фундамента. В этом случае над поднимающимся блоком все деформируемые слои испытывают растяжение и становятся длиннее. Этим они отличаются от поведения слоев при продольном изгибе.

Складки течения или нагнетания свойственны горным породам с очень низкой вязкостью, таким, как глины, гипс, каменная соль, ангидрит, каменный уголь. При высоких температурах, когда вязкость резко понижается, способность к течению проявляют даже гнейсы, кварциты, известняки, мраморы и другие породы. Складки подобного типа характеризуются прихотливой, часто очень сложной формой.

Морфологическая классификация складчатости говорит только о ее форме и сочетаниях складок. Ответ на вопрос, как происходила деформация толщ пород в самом общем виде, дает кинематическая классификация. В. В. Белоусов выделяет складчатость общего смятия, характеризующую общее горизонтальное сдавливание горных пород, приводящее к формированию полной, или голоморфной, складчатости. Глыбовая складчатость ведет к образованию идиоморфных или прерывистых складок, а складчатость нагнетания формирует диапировые складки или ядра диапировых куполов и связана с перетеканием пластичных горных пород.

1.3 Разрывные дислокации и мезоформы рельефа

Разрывным нарушением называется деформация пластов горных пород с нарушением их сплошности, возникающая в случае превышения предела прочности пород тектоническими напряжениями. Тектонические разрывы, как и складки, необычайно разнообразны по своей форме, размерам, величине смещения и другим параметрам. В разрывном нарушении, как и в складке, различают его элементы. Рассмотрим их более подробно (рис. 9).

Рис. 14.9. Элементы сброса: I- поднятое (лежачее) крыло; II- опущенное (висячее) крыло; III- сместитель (сбрасыватель). Амплитуды: 1- по сместителю, 2- стратиграфическая, 3- вертикальная, 4- горизонтальная

В любом разрывном нарушении всегда выделяются плоскость разрыва или сместителя и крылья разрыва, т.е. два блока пород по обе стороны сместителя, которые подверглись перемещению. Крыло или блок, находящийся выше сместителя, называется висячим, а ниже- лежачим. Важным параметром разрыва является его амплитуда. Расстояние от пласта (его подошвы или кровли) в лежачем крыле до этого же пласта (его подошвы или кровли) в висячем крыле называется амплитудой по сместителю. Кроме того, различают стратиграфическую амплитуду, которая измеряется по нормали к плоскости напластования в любом крыле разрыва до проекции пласта; вертикальную амплитуду-проекцию амплитуды по сместителю на вертикальную плоскость; горизонтальную амплитуду - проекцию амплитуды по сместителю на горизонтальную плоскость.

Положение сместителя в пространстве определяется, как и ориентировка любой другой плоскости, с помощью линий падения, простирания и угла падения.

Среди различных типов разрывных нарушений можно выделить главные: сброс-сместитель вертикален или наклонен в сторону опущенного крыла (рис. 10). Угол падения сброса может быть разным, но чаще всего составляет от 40 до 60 градусов. Сбросы образуются в условиях тектонического растяжения. Взброс - сместитель наклонен в сторону поднятого крыла с углами больше 45 градусов. Надвиг - тот же взброс, но угол падения сместителя пологий, обычно меньше 45 градусов. Следует отметить, что это подразделение условное. Надвиги и взбросы образуются в условиях тектонического сжатия, и поэтому их формирование сопровождает процессы складчатости. Сдвиг - разрыв с перемещением крыльев по простиранию сместителя. Как правило, сместитель у сдвигов ориентирован близко к вертикальному положению. Различают правые и левые сдвиги. Правым сдвигом называют разрыв, у которого крыло за сместителем, по отношению к наблюдателю, смещается вправо и, наоборот, при левом сдвиге дальнее крыло смещается влево. Раздвиг - разрыв с перемещением крыльев перпендикулярно сместителю. При раздвигах обычно образуется зияние между крыльями.

Рис. 14.10. Типы разрывов: I- сброс; II- взброс; III- надвиг; IV- сдвиг правый (план); V- покров и его элементы; 1- сместитель, 2- аллохтон, 3- автохтон, 4- фронт покрова, 5- тектонический останец, 6- тектоническое окно, 7- дигитация, 8- параавтохтон, 9- корень покрова

Покров, или шарьяж,- разрыв с почти горизонтальным положением сместителя. У покрова различают собственно тело покрова, или аллохтон, т.е. ту его часть, которая перемещается; автохтон- породы, подстилающие покров. В самом теле покрова - аллохтоне- выделяют фронт покрова и корень покрова - место, откуда происходит его перемещение. Если аллохтон расчленяется эрозией таким образом, что обнажаются породы автохтона, то их выход на дневную поверхность называется тектоническим окном. Если от фронтальной части аллохтона эрозией отделены его блоки, то они именуются тектоническими останцами. Сместитель в покрове часто называют поверхностью срыва или волочения.

Нередко аллохтон сам подвергается распаду, расщеплению на покровы или пластины меньшего размера - дигитации. В том случае, когда движение аллохтона приводит к срыву и некоторому перемещению отдельных толщ автохтона, но они при этом не утрачивают связи С подстилающей толщей, говорят о параавтохтоне ("пара" - близко, возле). Образование покровов нередко происходит в подводных условиях. Фронтальная часть покрова разрушается, и формируется олистострома, состоящая из отдельных глыб разного размера - олистолитов, заключенных в матриксе из осадочных пород. Крупные оползшие части пластов называются олистоплаками.

Покровы, или шарьяжи,- важные структурные элементы земной коры и, как сейчас выясняется, не только ее самой верхней части. Покровные тектонические нарушения могут образовываться различными путями: в процессе складчатости, т.е. быть синскладчатыми, образуясь на подвернутых крыльях лежачих складок или в результате поддвига под складчатое сооружение жесткого блока, массива и т. д. Они могут быть и доскладчатыми, а затем сминаться в складки или формироваться после складчатости. В настоящее время известны покровы с доказанной амплитудой более 200 км. Так, Скандинавские каледонские складчатые сооружения надвинуты на метаморфические докембрийские породы Балтийского щита на 150-200 км, и последние обнажаются в ряде тектонических окон. Кристаллические породы Аппалачских гор по горизонтальной поверхности надвинуты на неметаморфизованные нижнепалеозойские толщи более чем на 200 км. В Скалистых горах США в штате Вайоминг установлен надвиг, уходящий под углом около 40o до глубины в 24 км.

Тектоническое раздробление аллохтона по его сместителю - поверхности срыва - приводит к формированию тектонической брекчии или смеси - меланжа, состоящего из перетертых, сдавленных обломков, как аллохтона, так и автохтона со следами тектонических перемещений. Часто меланж образуется в офиолитовой ассоциации, что значительно облегчается увеличением объема ультраосновных пород при их серпентинизации, которые действуют как "смазка", улучшающая скольжение обломков относительно друг друга. Следует заметить, что олистострома может сформироваться за счет меланжа и, наоборот, меланж может развиваться по олистостроме.

Строение поверхности сместителя может быть разным. В простейших случаях он представлен плоскостью, по которой происходит смещение пород. Нередко на такой плоскости развиваются так называемые зеркала скольжения или трения - блестящие, как бы отполированные поверхности с бороздами и уступчиками отрыва, указывающие направление перемещения. Бороздки возникают в том случае, если в плоскость разрыва попадают мелкие обломки пород, которые, вдавливаясь, оставляют на плоскости царапину, бороздку, исчезающую, когда обломок разрушится. В более крупных разрывах в зоне сместителя образуются брекчии трения или милониты (греч. "милоc"-мельница), представляющие собой перетертые обломки пород крыльев. Как правило, благодаря проницаемости для растворов милониты ожелезнены, окремнены, по ним развивается кальцит и т.д. Мощность милонитов может быть разной: от первых сантиметров до многих сотен метров.

Глава II. Магматизм и его роль в образовании рельефа земной поверхности

2.1 Интрузивный магматизм и его выражение рельефа

Первичные магмы, образуясь на различных глубинах, имеют тенденцию формироваться в большие массы, которые продвигаются в верхние горизонты земной коры, где литостатическое давление меньше. При определенных геологических и, в первую очередь, тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает (кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела неодинаковой формы и размера - интрузивы. Любое интрузивное тело, будучи окруженным вмещающими породами или рамой, взаимодействуя с ними, обладает двумя контактовыми зонами. Влияние высокотемпературной, богатой флюидами магмы на окружающие интрузивное тело породы приводит к их изменениям, выражающимся по-разному - от слабого уплотнения и дегидратации до полной перекристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона шириной от первых сантиметров до десятков километров называется зоной экзоконтакта, т.е. внешним контактом (рис. 11). С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магматического тела, взаимодействуют с вмещающими породами, быстрее охлаждаясь, частично ассимилируя породы рамы, в результате чего изменяются состав магмы, ее структура и текстура. Такая зона измененных магматических пород в краевой части интрузива называется зоной эндоконтакта, т.е. внутренней зоной.

Рис.11. Схема строения гранитного штока: 1- шток, 2- вмещающие породы (рама интрузива), 3- зона экзоконтакта, 4- зона эндоконтакта, 5- "провесы" кровли

В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяются на приповерхностные, или субвулканические (последнее слово означает, что магма почти подошла к поверхности, но все-таки не вышла на нее, т.е. образовался "почти вулкан" или субвулкан) - до первых сотен метров; среднеглубинные, или гипабиссальные,- до 1-1,5 км и глубинные, или абиссальные,- глубже 1-1,5 км. Подобное разделение не очень строгое, но в целом достаточно отчетливое. Глубинные породы, застывавшие медленно, обладают полнокристаллической структурой, а приповерхностные, в которых падение температуры было быстрым,- порфировой, очень похожей на структуру вулканических пород.

По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на согласные и несогласные. Несогласные интрузивные тела пересекают, прорывают пласты вмещающих пород. К наиболее распространенным несогласным телам относятся дайки, длина которых во много раз больше ширины, а плоскости эндоконтактов практически параллельны (рис. 12). Дайки обладают длиной от десятков метров до сотен километров и шириной от первых десятков сантиметров до 5-10 км и внедряются по ослабленным зонам коры - трещинам и разломам. Важную роль играет также процесс гидравлического разрыва, связанный с давлением поднимающегося магматического расплава, так как явление тектонического растяжения, сопровождающегося образованием зияющих трещин отрыва, может иметь место лишь на глубинах до 1,5-3 км. Глубже, где как раз и зарождаются широко распространенные базальтовые дайки, наличие пустот исключено, поэтому только гидроразрыв может обеспечить раздвигание пород и внедрение магмы. Дайки могут быть одиночными либо группироваться в кольцевые или радиальные рои параллельных даек. Радиальные и кольцевые дайки часто приурочены к интрузивным телам и вулканам, когда сказывается распирающее давление магмы на вмещающие породы и последние растрескиваются с образованием кольцевых и радиальных трещин. Кольцевые дайки могут быть не только вертикальными, но и коническими, как бы сходящимися к магматическому резервуару на глубине. Комплексы параллельных даек развиты в современных срединно-океанских хребтах в зонах спрединга, т.е. там, где активно происходит тектоническое растяжение земной коры. От даек следует отличать магматические жилы, имеющие неправильную ветвистую форму и гораздо меньшие размеры.

Рис. 12. Формы интрузивных тел: 1- дайки, 2- штоки, 3- батолит, 4- гарполит, 5- многоярусные силлы, 6- лополит, 7- лакколит, 8- магматический диапир, 9- факолит, 10- бисмалит

Широким распространением пользуются и штоки, столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами, площадью менее 100-150 км2.

Крупные гранитные интрузивы площадью во многие сотни и тысячи км2 называются батолитами. Наблюдая за крутыми, несогласными с вмещающими породами контактами раньше думали, что подобные гигантские интрузивы "уходят" далеко в глубину и не имеют "дна". Однако впоследствии было доказано, что батолиты обладают вертикальной мощностью в первые километры и отнюдь не "бездонны". Занимая огромные площади и объемы, гранитные батолиты образуются в результате магматического замещения вмещающих пород, поэтому внутренняя структура батолитов нередко определяется структурой тех толщ, которые подвергались такому замещению. От батолитов, обладающих неправильной формой, часто отходят апофизы - более мелкие ветвящиеся интрузивы, использующие ослабленные зоны в раме батолита. Крупнейшие батолиты известны в Андах Южной Америки, где они непрерывно прослеживаются более чем на 1000 км, имея ширину около 100 км; в Северо-Американских Кордильерах длина батолита превышает 2000 км. Батолиты - это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными или малоглубинными образованиями.

Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко в платформенных областях распространены среди них силлы, или пластовые интрузивы, залегающие среди слоев параллельно их напластованию. Широко развиты базальтовые силлы в Тунгусской синеклизе Сибирской платформы, где они образуют многоэтажные системы плоских линзовидных интрузивов, соединенных узкими и тонкими подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от первых десятков сантиметров до сотен метров. Силлы часто дифференцированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые минералы ранней кристаллизации. Силлы образуются в условиях тектонического растяжения, и общее увеличение мощности слоистых толщ за счет внедрения в них пластовых интрузивов может достигать многих сотен метров и даже первых километров. При этом слои вмещающих пород не деформируются, а лишь перемещаются по вертикали.

Лополит - чашеобразный согласный интрузив, залегающий в синклиналях и мульдах. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность - многих сотен метров. Как правило, лополиты развиты в платформенных структурах, сложены породами основного состава и формируются в условиях тектонического растяжения и опускания. Крупнейшие дифференцированные лополиты - Бушвельдский в Южной Америке и Сёдбери в Канаде.

Лакколиты представляют грибообразные тела, что свидетельствует о сильном гидростатическом давлении магмы, превышающем литостатическое в момент ее внедрения. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам. Многие интрузивные массивы, описываемые как лакколиты, например, в районе Минеральных Вод на Северном Кавказе, или на Южном побережье Крыма - Аю-Даг, Кастель и др., обладают согласными контактами только в верхней, антиклинальной части. Их более глубокие контактовые зоны уже рвущие и в целом форма тела напоминает редьку хвостом вниз, т.е. магматический диапир, а не лакколит.

Существуют и другие менее распространенные формы интрузивных тел. Факолит - линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарполит - серпообразный интрузив, по существу, разновидность факолита. Хонолит - интрузив неправильной формы, образовавшийся в наиболее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий "пустоты" в толще. Бисмалит - грибообразный интрузив, похожий на лакколит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы штампом в центральной части. Все эти интрузивы, как правило, малоглубинные и развиты в складчатых областях.

Проблема пространства в интрузивном магматизме обсуждается уже много десятилетий, и она особенно непроста, когда дело касается огромных гранитных батолитов. В других случаях этот вопрос решается легче. Когда речь идет о внедрении в более высокие горизонты земной коры магматического расплава, то в его продвижении вверх играют роль разные силы и процессы, но, по-видимому, одними из важнейших являются тектонические обстановки и структура вмещающих пород. Вполне естественно, что магма движется туда, где давление меньше, т.е. в зоны, тектонически ослабленные, возникающие при образовании разрывов, в сводовых частях антиклинальных складок, в смыкающем крыле флексур, в краевых зонах прогибов, синеклиз, впадин и т. д. Именно в таких структурах, находящихся в обстановке тектонического растяжения, и формируются интрузивы. Характерны в этом отношении силлы мощностью в сотни метров, внедряющиеся в слоистые породы, подобно ножу в книжные листы, и раздвигающие пласты, практически не деформируя их. Образование таких многоэтажных пластовых интрузивов возможно только в случае общего растяжения слоистой толщи пород.

Важную роль играет и гидростатическое давление магмы, ее напор и расклинивающее воздействие, как, например, в случае даек. Под воздействием напора магмы приподнимаются и деформируются пласты горных пород. Сильное смятие пластов вмещающих толщ хорошо наблюдается в экзоконтактовых зонах интрузивных тел. Таким образом, активное, или "силовое", воздействие магмы на вмещающие породы несомненно.

Существенными являются процессы ассимиляции, когда агрессивная магма "усваивает" часть пород из рамы интрузива, сама изменяясь при этом с образованием гибридных пород. Однако все эти явления для объяснения проблемы пространства огромных батолитов, сложенных "нормальными", преимущественно биотитовыми гранитами, имеют явно ограниченное значение. Главную роль в этом случае играют процессы магматического замещения, когда вмещающие породы преобразуются под действием потоков трансмагматических растворов. При воздействии последних осуществляются вынос химических компонентов, избыточных по отношению к эвтектике, и усвоение компонентов, стоящих близко к эвтектическому составу гранитной магмы. При таком процессе вмещающие породы перерабатываются на месте, что решает проблему пространства батолитов. Граниты, залегающие на месте генерации магмы, называются автохтонными, а граниты, связанные с перемещением магмы,- аллохтонными. Состав автохтонных гранитов зависит от состава вмещающих пород. Формирование аллохтонных гранитов происходит в несколько этапов - фаз внедрения. При этом ранние внедрения характеризуются более основным составом.

Внутреннее строение интрузивов выявляется по форме их контактов и по ориентированным первичным текстурам, возникающим в магматическом теле еще тогда, когда оно находилось в жидком состоянии, связанном с ориентировкой минералов, струй магмы различного состава и вязкости, направленной кристаллизации и т. д. Как правило, они параллельны экзоконтактам. При остывании магматических интрузивных тел возникают трещины, которые располагаются вполне закономерно по отношению к первичным текстурам течения. Изучая эти трещины, удается восстановить первичную структуру интрузива, даже если не видно его контактовых зон.

2.2 Эффузивный магматизм и вулканический рельеф

Вулканический процесс -- это комплекс явлений, связанных с излиянием и выбросом магматического вещества на поверхность Земли и в атмосферу. Уже в процессе движения внутри Земли магматическое вещество дифференцируется и на поверхность извергаются жидкая расплавленная лава, твердые продукты, выбрасываемые в виде глыб, обломков, округлых ядер -- вулканических бомб и лапиллей (мелкие камешки), песка и пепла (пыли), и газообразные, состоящие из различных газов и паров воды. С вулканическим процессом связано создание вулканических форм рельефа, образование определенных минералов и горных пород, в том числе полезных ископаемых.

СТАДИИ ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССА

Проявление вулканического процесса разделяется на три стадии: раннюю, или субвулканическую; главную, именуемую вулканическим извержением, и поствулканическую, или фумарольную.

Субвулканическая стадия. В верхней мантии, в зоне астеносферы, создаются наиболее благоприятные условия для образования магмы. Существующие там температуры способны расплавить вещество астеносферы. Экспериментально доказано, что ультраосновные породы мантии плавятся при температуре 1200° С. Расплав перемещается вверх и заполняет магматический очаг (камеру), вмещающий обширный объем примерно изометрической формы. Состав расплава базальтовый, он содержит в растворенном состоянии газы и пары воды. Медленно поднимаясь вверх по ослабленным зонам или трещинам, магма расплавляет и поглощает (ассимилирует) вмещающие породы, создавая трубообразные каналы и расширяя трещины. При достижении определенной глубины, где температура магмы становится ниже 1200° С, в ней происходит выделение в отдельную фазу газа и перегретых паров воды (H-T-OH=FbO). Преобразованная магма оказывается значительно более подвижной. Она устремляется вверх. Особенно большое количество паров и газов образуется в магме на глубинах 2--3 км от поверхности Земли, вследствие чего давление там резко увеличивается. Известно, что при парообразовании происходит увеличение объема в 100 раз, при этом высвобождается огромное количество энергии, приводящее к взрыву. Газы и пары устремляются вверх, разрушая, дробя породы, преграждающие им путь, и с силой выталкивая их вверх. Вслед за ними к поверхности Земли поднимается частично или полностью дегазированный расплав. При выходе на поверхность он превращается в лаву. Движение магмы, паров и газов сопровождается неглубокими и относительно слабыми землетрясениями, очаги которых все ближе и ближе перемещаются к поверхности Земли.

Очень часто при движении магмы в мантии выше астеносферы или в земной коре образуются вулканические очаги (рис. 13). Положение и размеры очага определяются сейсмическими методами, основанными на том, что магма как жидкость не пропускает поперечные упругие волны и замедляет скорость прохождения продольных. Этим методом определили объем вулканической камеры некоторых вулканов: у Ключевской Сопки он оказался равен 10--20 тыс. км3, Везувия -- 50 тыс. км3. Кровля камеры у Везувия определена на глубине 5 км.

Рис. 13. Схема строения вулкана: 1 -- кальдера; 2 -- сомма; 3 -- конус; 4 -- кратер; 5 -- жерло; 6 -- лавовый поток; 7 -- вулканический очаг извержениями.

С течением времени состав магмы в очаге может изменяться: основная (базальтовая) магма замещается средней (андезитовой) или кислой (дацитово-риолитовой), что предопределяет характер главной стадии вулканического процесса.

Главная стадия вулканического процесса -- извержение вулканов. Момент разрядки вулканической энергии и выброса магматических продуктов на поверхность через жерло вулкана знаменует начало извержения. Процесс извержения разных вулканов неодинаков. Твердые и жидкие продукты извержения обычно концентрируются вокруг жерла, и здесь постепенно вырастает вулканическая гора конусообразной формы. Вершина горы плоская, и часто на ней наблюдается воронкообразное углубление -- кратер, на дне которого располагается отверстие -- жерло (одно или несколько), связанное с вулканическим каналом. Кратер у активных, многократно извергающихся вулканов часто бывает преобразован в большую котловину, именуемую кальдерой. Формирование ее связано с выбросом при взрыве огромного количества материала, слагающего вершину конуса, или с его провалом (опусканием) в канал или вулканический очаг, уже исчерпанный предыдущими Диаметр кальдер измеряется километрами. При последующих извержениях в центре кальдеры может возникнуть новый конус со своим кратером и жерлом (двухконусный вулкан Крашенинникова на Камчатке). Дугообразный вал кальдеры на Везувии получил название соммы, а кольцевая долина между соммой и молодым конусом -- атрио (лат. «атрио»--внутренний двор).

Общие очертания и размеры вулканов очень разнообразны (рис. 14). Различен процесс извержения и по продолжительности: в одних случаях он кратковременный и ограничивается одним «выстрелом», в других -- растянут на многие сутки и месяцы. От- дельные извержения объединяются в циклы извержений. Один цикл от другого может отделяться стадией поствулканического режима, длящегося десятки и даже сотни лет.

Рис. 14. Формы вулканических построек и типы вулканов: 1-- океанских плит; 2 -- исландский; 3 -- гавайский (щитовой по форме); 4 -- стромбблианский; 5 --этнинский; 6 -- пелейский

Классификация вулканических извержений. Произвести генетическую классификацию вулканических извержений весьма сложно в связи с многообразием этого процесса и разнообразием причин, его вызывающих. Главное значение имеет состав магмы я лав. По характеру извержений и их продуктам деятельность вулканов разделяется на четыре категории (табл. 1): эффузивную {наземную и подводную) с преобладанием жидкой лавы; пирокластовую с преобладанием твердых продуктов извержения, хотя лава и газы здесь также выделяются, и эксплозивную (газово-взрывную). В последней при извержении выделяется огромная масса газов и часты сильные взрывы. В каждой категории извержений вулканов выделяется несколько типов. Типы чаще всего называются по вулкану, извержение которого является образцом для данного типа.

Таблица 1

Классификации вулканов по типу извержений условны, так как многие вулканы занимают промежуточное положение между выделенными категориями. Некоторые вулканы со временем меняют тип извержения, главным образом в связи с изменением состава магмы, переходя из одной категории в другую (например, Везувий). Среди современных извержений на суше преобладают газово-взрывные и пирокластовые; в океане и на океанических островах -- эффузивные.

Эффузивные наземные извержения. Эти извержения проявляются на океанических островах и на побережьях континентов (вдоль зон глубинных корово-мантийных разломов) и связаны с основной, базальтовой, магмой.

Исландский тип. Исландия -- страна вулканов, расположенных в области Срединно-Атлантического хребта. Современные вулканы размещаются преимущественно в юго-восточной части острова. Они следуют цепочкой вдоль трещин северо-восточного направления. К востоку от известной вулканической горы Гекла во время землетрясения в 1783 г. образовалась зияющая трещина Лаки, прослеживающаяся на 24 км. После сильного взрыва из трещины вырвалась масса пепла и шлака, а затем стала извергаться лава. Излияние лавы происходило из трещины длиной 7 км, а также из изолированных жерл. Вдоль трещины возникли 34 «больших и 60 маленьких конусов и кратеров. Кратеры наполнились лавой, начавшей растекаться многочисленными потоками. Потоки устремились в ущелье р. Скафтау, глубина которого достигала. 180 м. Долина полностью заполнилась лавой на протяжении 80 км; местами лава переливала через край ущелья. Она покрыла территорию площадью 565 км2. Средняя мощность покрова превышала 30 м, а объем лавы оценивался в 12 км3. Излияние лавы длилось 20 дней, а затем, после некоторого перерыва, произошло новое излияние. Лава была очень жидкой и растекалась со значительной скоростью даже на пологих склонах. Это типичное трещинное извержение основной лавы.