Магматизм и тектоника презентация

уже рассказывали в лекциях по общей геологии я все же напомню.
Тектоника – это отрасль геологии, занимающаяся изучением общего строения земной коры, а именно изучением геологических структур, их взаимоотношений, происхождения и истории развития. Тектоника имеет дело с крупными, планетарными структурами. Это своего рода философия геологии, где сходятся все основные представления о строении и развитии Земли.
Первой тектонической концепцией, сформулированной более 150 лет назад, была теория геосинклиналей. Согласно этой концепции, развитие земной коры происходит за счет преобразования океанической коры в континентальную, и происходит это путем вертикальных движений, опускания и подъема территории. Эта гипотеза продержалась до середины прошлого, ХХ века, и до сих пор проповедуется в некоторых наших геологических вузах, хотя во всем мире она воспринимается как архаизм, заслуживающий упоминания только в историческом контексте.

с вертикальными движениями земной коры. Однако совершенно неясен был механизм такого развития событий, почему и каким образом это происходит. И крах этой концепции, как это не странно, начался с детальных геофизических работ по подводному Срединно-Атлантическому хребту, в процессе которых было обнаружена система полосовых магнитных аномалий, о которых я уже говорил. Здесь я особо хочу подчеркнуть важность детальных работ для развития любой науки – все начинается именно с них, дьявол прячется в деталях.
Поясовые магнитные аномалии были обнаружены молодыми американскими геофизиками Вэйном и Мэтьюзом только в 1963 г. Они установили, что параллельно оси Срединно-Атлантического хребта симметрично расположены породы с диаметрально противоположной ориентировкой векторов естественной остаточной намагниченности.

с тем, что зерна магнетита, выделявшиеся при кристаллизации излившейся базальтовой магмы в осевой части Срединно-Атлантического хребта, фиксировали ориентировку существовавшего в тот момент магнитного поля. По их мнению, это свидетельст-вует о том, что здесь рождается новая океаническая кора. По мере своего формирования ‘эта кора симметрично раздвигалась от оси хребта в обе стороны и, подобно магнитной ленте, записывала вариации магнитного поля, в том числе и его полярность. Иными словами, осевая часть хребта является зоной раздвига, или спрединга (от англ. spreading: растяжение, раздвигание), и именно здесь рождается новая океаничес-кая кора.

лав уже было известно, что в истории Земли действительно периодически происходили смены северного магнитного полюса на южный и наоборот, получившие название инверсий магнитного поля Земли. На основе этих данных был установлен также возраст таких инверсий, т.е. когда они происходили. Благодаря этому, удалось оценить возраст пород дна современных океанов, который оказался значительно меньше, чем на континентах – самые древние породы здесь образовались около 200 млн. лет назад, тогда как на материках возраст пород может достигать 4 млрд. лет и более.

Очевидно, что растекание океанического дна должно приводить и к перемещению континентов, как об этом еще в самом начале ХХ века настаивал знаменитый австрийский геофизик Вегенер, глядя на карту Атлантического океана. Его тогда затравили противники его идей, и он занялся метеорологией и погиб в экспедиции, пересекая ледниковый щит Гренландии.

С пионерских работ Вэйна и Мэтьюза собственно и началась современная тектоника литосферных плит. Высказанная идея была настолько неожиданна, настолько не отвечала взглядам того времени, что они смогли ее опубликовать только через 3 года. После этого тектоника плит быстро получила признание, начала триумфальное шествие по планете и сейчас является общепринятой.

– они более узкие в Атлантическом океане, и более широкие – Тихом, т.е. формирование дна в Тихом океане происходит значительно быстрее, чем в Атлантике. Соответственно, выделяются медленно- и быстро-спрединговые хребты, где скорость раздвига составляет 2-5 см/год и 8-16 см/год соответственно.

что она рассечена поперечными трансформными разломами, вдоль которых происходит смещение фрагментов осевой долины, где происходят излияния базальтовых лав. Природа этих разломов сейчас неясна. Возможно, их происхождение связано с напряжениями, возникающими при вращении Земли, с ротационными силами (силами Кориолиса).

дан-ным (цепочкам землетрясений) разделяется на ряд литосферных плит. Большинством исследователей выделяются следующие главные плиты: Африканская, Евразийс-кая, Северо-Американская, Тихо-океанская, Индо-Австралийская, Антарктическая и др. Границы плит выделяются по зонам повышенной сейсмичности. Сами плиты не зависят от типа коры – как видно, в их состав могут одновременно входить и материки, и участки с океанической корой, например, Индо-Африканская, Северо- и Южно-Американские и др. плиты.

границы проходят по осевым зонам срединно-океанических хребтов, где рождается новая океаническая кора. Границы деструктивные, или конвергентные (от англ. convergence -схождения) плит, обычно совпадают с глубоководными желобами, которые служат внешними границами зон субдукции (поддвига), в которых океанская кора погружается под островную дугу (как в западной части Тихого океана) или под континент (так называемые активные континентальные окраины восточной части Тихого океана).

группы: (1) приуроченные к границам литосферных плит и (2) внутриплитные. Здесь показана принципиальная схема новейшей магматической деятельности в разных геодинамических обстановках за последние 30 млн. лет. Как видно на этой схеме, магматизм на границах литосферных плит как по разнообразию, так и по объему изверженного материала значительно преобладает над внутриплитным, составляя около 90% изверженных пород.

общей протяженностью свыше 60 000 км, опоясывающую практически всю поверхность Земли. Они тяготеют к срединным частям океанов Земли, иногда переходя на континенты, где фиксируются сложным сочетанием структур, как, например, на западе Северной Америки, где континентальная плита перекрывает ось спрединга.

океанской коры, мощность в среднем 0.3-0.5 км), дно современных океанов сложено преимущественно, базальтами, которые слагают 2-й слой океанской коры мощностью (толщиной) до 2,0–2,5 км.
Как я говорил, самые древние из известных базальтов океанического дна имеют возраст около 200 млн. лет, а самые молодые лавы формируются в настоящее время. Объем океанических базальтов примерно в 20 раз превосходит объем одновозрастных вулканических пород на континентах. Даже если учесть, что площадь океанов втрое больше площади континентов, океанский вулканизм отличается значительно большей продуктивность, чем все вулканические процессы на суше.

лавовые потоки мощностью в несколько метров. Широко развиты базальты с подушечной отдельностью (пиллоу-лавы), возникающей при излияниях огненно-жидких магматических расплавов на дно водных бассейнов. Среди лав встречаются как свежие разновидности с корками вулканического стекла, так и сильно измененные в процессе подводного выветривания и гидротермальной активности.

линзы горячей разуплотненной мантии (астеносферы), обеспечивающие тектономагматическую активность в их пределах. Вот, например, как выглядит разрез вдоль оси Срединно-Атлантического хребта. Как видно на разрезе, океаническая астеносфера подпитывается мантийными плюмами, поднимающимися от границы с ядром.

процессе раздвига (спрединга) поднимающееся мантийное вещество частично плавится (до 10–15% объема) в результате адиабатической декомпрессии. Физический смысл этого явления заключается в том, что из-за низкой эффективности кондуктивной теплопроводности разогретое мантийное вещество в процессе подъема сохраняет свое тепло, а при снижении давления этого тепла оказывается достаточно для плавления.
В центральной части зон спрединга за счет поступления снизу магматического материала образуется новая океаническая кора. Промежуточные магматические камеры располагаются под осью раздвига, образуя после своего затвердевания нижний, или 3-й (после осадков и базальтов) слой океанической коры. Этот слой сложен преимущественно габброидами, т.е. интрузивными анало-гами базальтов, затвердевшими в промежуточных магматических камерах. Ceйсмическими методами установлено, что размеры этих камер невелики: они имеют ширину около 1–2 км при толщине менее 1 км; вместе с тем их длина может достигать нескольких десятков километров.
3-й слой океанической коры обычно имеет мощность 4 - 5 км и подстилается ультрабазитами мантии. В осевых зонах медленно-спрединговых хребтов эти ультрабазиты нередко выходят на поверхность дна и, как правило, сильно изменены (серпентинизированы).

Как я вам уже говорил на прошлой лекции, предполагается, что в процессе раздвига (спрединга) поднимающееся мантийное вещество частично плавится (до 10–15% объема) в результате адиабатической декомпрессии. Физический смысл этого явления заключается в том, что из-за низкой эффективности кондуктивной теплопроводности разогретое мантийное вещество в процессе подъема сохраняет свое тепло, а при снижении давления этого тепла оказывается достаточно для плавления.
В центральной части зон спрединга за счет поступления снизу магматического материала образуется новая океаническая кора. Промежуточные магматические камеры располагаются под осью раздвига, образуя после своего затвердевания нижний, или 3-й (после осадков и базальтов) слой океанической коры. Этот слой сложен преимущественно габброидами, т.е. интрузивными анало-гами базальтов, затвердевшими в промежуточных магматических камерах. Ceйсмическими методами установлено, что размеры этих камер невелики: они имеют ширину около 1–2 км при толщине менее 1 км; вместе с тем их длина может достигать нескольких десятков километров.
3-й слой океанической коры обычно имеет мощность 4 - 5 км и подстилается ультрабазитами мантии. В осевых зонах медленно-спрединговых хребтов эти ультрабазиты нередко выходят на поверхность дна и, как правило, сильно изменены (серпентинизированы).

сталкиваются литосферные плиты и океаническая кора поддвигается под континента-льную. Они включают в себя: островные дуги, активные континенталь-ные окраины и задуговые бассейны (моря). В отличие от базальтового магматизма срединно-океанических хребтов, здесь преобладают вулканиты среднего состава – андезиты. Для большей части этих изверженных пород типичны низкие содержания железа и титана и повышенные – алюминия, что свидетельствует о том, что источниками таких магм являлось как мантийное, так и коровое вещество.

характерно наличие наклонных сейсмофокальных зон, в которых сосредо-точены гипоцентры современных землетрясений. Сейсмофокальные зоны (зоны субдукции) прослеживаются до глубины 600–700 км. На существова-ние таких зон независимо друг от друга в 1940-х годах обратили внимание голландец Х. Беньофф, японец К. Вадати и наш академик А.Н. Заварицкий. Вот как, например, выглядит зона субдукции под Камчаткой.

и окраинными морями, в восточной — под активными континентальными окраинами (запад Северной и Южной Америк). К деструктивным обстановкам относятся и зоны континентальных коллизий, особенно Альпийско-Гималайский пояса, который протягивается от Альп через Турцию, Кавказ и Иран до Гималаев и Юго-Восточной Азии. Островные дуги, континентальные окраины и зоны коллизии составляют мировую систему деструктивных границ литосферных плит, близкой по масштабам к мировой системе океанских рифтов.

гряды вулканических островов, расположенные в зонах активного перехода от континентов к океанам. Их дугообразная форма объясняется проекцией плоских зон субдукции на шарообразную поверхность Земли. Наиболее распространены островные дуги в западном обрамлении Тихого океана, где они протягиваются от Алеутских и Курильских островов на севере до Новой Зеландии на юге.
Главными морфологическими элементами активных островных дуг и прилегающих пространств являются:
(1) глубоководный желоб — узкий прогиб, отделяющий островную дугу от океана; глубина некоторых желобов превышает 7 км, достигая почти 11 км в Марианской впадине;
(2) гряда островов с действующими вулканами, удаленными на 100 км и более от глубоководного желоба; обычно выделяется относительно узкая зона наиболее интенсивного вулканизма - вулканический фронт, параллельный желобу; при движении от этого фронта в сторону континента интенсивность вулканизма ослабевает;
(3) впадина задугового (краевого) моря, отделяющая островную дугу от континента.
Сейсмофокальная зона подходит к поверхности у глубоководного желоба и погружается в сторону континента. Под вулканической дугой она расположена на глубине 100–300 км.

андезиты и андезибазальты, и поэтому островные дуги по перифе-рии Тихого океана часто называют Андезитовым огненным кольцом.
Именно с этим типом магматизма связаны катастрофические взрывы вулканов. Это объясняется водонасыщенностью известково-щелочных магм, при быстрой дегазации которых и происходят подобные взрывы.

начале 21 столетия

Курило-Камчатской вулканической дуге в первой декаде 21 столетия!

Уничтожен лес на площади
10 км2

Площадь отложений пирокластического потока ~21 km2, объем изверженного материала > 0.2 km3

в мае 2001 г.

Активный кратер вулкана Горелый заполняющийся кислотным озером

Фото Г.М.Гавриленко

вулканы, вытянутые вдоль западных побережий как Северной, так и Южной Америки. Магмати-ческие породы кайнозоя представлены образованиями известково-щелочной серии как в эффузивной, так и в интрузивной фациях.
Особый интерес представляют плутонические (т.е. глубинные) породы, cлагающие наиболее крупные интрузивные массивы - батолиты. Одним из наиболее ярких примеров является Прибрежный батолит Перу и Чили. Он протягивается в целом параллельно берегу океана на 1600 км при ширине порядка 60 км, и образован более чем 1000 однотипных интрузивов, внедрявшихся на протяжении около 60 млн. лет – со 100 до 37 млн. лет назад, от мела до палеогена. Среди интрузивных пород преобладают диориты, гранодиориты и граниты - глубинные аналоги андезитов, дацитов и риолитов.

«корни» простираются до глубин порядка 100 км. Этот батолит формировался с позднего триаса до позднего мела, с 220 до 80 млн. лет. Он также состоит из множества плутонов размером от 1 до 100 км2. Его верхняя часть, до глубин порядка 25 км сложена преимущественно гранитами и гранодиори-тами, с 25 до 40 км – средними породами (диоритами и монцонитами), а с 40 до 50 км – габброидами.
На этих примерах хорошо видно, что промежуточные очаги надсубдукционных магматических систем во многих случаях формировали сплошную полосу под вулканическим фронтом, где развивалось множество отдельных разновременных магматических центров. При этом сами магматические системы уходили своими корнями вглубь верхней мантии.

где так же, как и в срединно-океанических хребтах, может происходить новообразование океанической коры.

наблюдаются как фрагменты утоненной (20–30 км) коры континентального типа, так и участки новообразованной коры океанического типа. Масштабы развития последней варьируют от сравнительно небольших участков (Курильская котловина в Охотском море, трог Окинава в Восточно-Китайском) до примерно половины площади дна Японского и Берингова морей и почти всей площади задуговых морей Западного Средиземноморья и Филиппинского моря.
Характер базальтового магматизма задуговых морей в целом аналогичен океаническому: в пределах глубоковод-ных участков ложа развиты преимущественно базальты, на которые «насажены» вулканические острова и подводные горы, образованные базальтами, типичными для внутриплитного магматизма.

дуги вперед, в сторону океана. Такое "растекание" может происходить постепенно, как это наблюдается в случае Тирренского моря, а может - скачками, как это, например, устанавливается в Филиппинском море.
Задуговые моря являются мощными центрами эндогенной (т.е. глубинной) активности, которые в значительной мере определяют характер процессов на конвергентных границах плит. И по-видимому не случайно, что по данным сейсмической томографии, многие задуговые бассейны Тихоокеанского кольца, включая моря запада Тихого океана, Австралайзии, Тасманово, а также западные побережья обоих Америк (активные континентальные окраины) подстилаются разуплотненной разогретой мантией, уходящей на глубины более 400 км .

разогретого астеносфер-ного материала отчленя-ла блоки из краевой части континента и затекала между ними.
Это должно было приво-дить к появлению встреч-ного движения материала и механических напряже-ний.
В результате в мантию буквально «засасывают-ся» породы континенталь-ной коры из задугового пространства с одной стороны, а с другой – материал из океанической плиты, образуя зону субдукции.

томографии. Розовое и красное – разо-гретый материал мантий-ных плюмов, синее –хо-лодный материал, посту-пающий вглубь Земли по зонам субдукции. Хорошо видно, что этот материал необратимо уходит вглубь нижней мантии, накапливаясь на границе с железным ядром. Плотность железного ядра существенно выше плотности любого силикатного материала, который поэтому дальше погружаться не может.

Магматизм зон коллизии Типичным примером коллизии континент-континент является Альпийско-Гималайско-Индонезийский пояс, возникший в конце мела-начале палеогена при закрытии палеоокеана Тетис и продолжающий свое развитие в настоящее время. В процессе коллизии столкнулись континенты Лавразия (сейчас – Северная Америка и Северная Евразия) и Гондвана (сейчас Южная Америка, Африка, Индостан, Австралия и Антарктида). В результате образо-вался огромный пояс кайнозойского андезитового вулканизма, протягиваю-щийся через всю Евразию от Альборанского моря до Индонезийско-Бирман-ской дуги. Частью этого пояса является зона новейшего вулканизма Кавказа

тектонические покровы, образую-щие часто дугообразные горные хребты (Альпы, Карпаты, Гималаи). В тыловой части этих структур, повторяя их конфигурацию, располагаются вулканические дуги, сложенные преимущественно андезитами, типичными для конвергентных обстановок. В центре структур располагаются депрессии с утоненной корой промежуточного или океанического типа, для которых во многих случаях характерен интенсивный подводный базаль-товый вулканизм (Тирренское и Альборанское моря, Паннонская впадина).

аномалиями, где устанавливается избыток масс, т.е. происходит подъем мантийных плюмов. При этом Западное Средиземноморье с новообразованной океанической корой сформировалось на литосфере Африканской континентальной плиты. Восточное Средиземноморье, как и Черное и Каспийское моря представляют собой «провалы» над нисходящими потоками мантии между растекающимися головными частями мантийных плюмов.

думать о его глубинном источнике. Типичными представителями внутриплитного магматизма являются обогащен-ные Fe и Ti базальты и пикриты нормальной и умеренной щелоч-ности, а также различные щелочные породы калиево-натриевого и калиевого рядов. Области развития подобного магматизма нередко приурочены к сводовым поднятиям с поперечником до 200–300 км и сопровождаются гравитационными и термическими аномалиями, связанными с обширными выступами разогретой мантии.
Как я уже говорил, в настоящее время появление таких областей связывается с подъемом струй разогретого мантийного вещества - мантийных плюмов. Достигнув уровня своей плавучести, вещество головной части плюма растекается в литосфере наподобие шляпки гриба. Такое растекание часто сопровождается появлением над ним обширной области растяжения (рифтогенеза) и формированием многочисленных центров базальтового магматизма, возникших при плавления вещества плюма в результате декомпрессии.

промежуточные магматические очаги (интрузивы); 3 – расплав; 4 - зона плавления; 5 - рестит (тугоплавкий остаток); 6 – краевая охлажденная часть мантийного плюма; 7 – свежий материал плюма

но может наблюдаться и вне рифтовых структур. Например, это имеет место в Северной Африке, Аравии или в Монголии, где формируются крупные лавовые плато. Такие вулканиты часто называют платобазальтами, подчеркивая этим их залегание в виде обширных пологих покровов. В пределе, этот тип активности может формировать огромные трапповые области (крупные изверженные провинции).
Современные континентальные рифтовые области, обладая близкими параметрами строения и морфологии, существенно различаются по масштабам развития магматизма. Одни рифтовые зоны (например, Байкальская) на протяженных участках лишены вулканических продуктов и в целом характеризуются сравнительно бедным набором магматических ассоциаций.

время на Земле выделено свыше 120 горячих точек, проявивших активность в последние 30 млн. лет и более. Корни горячих точек расположены значительно глубже подошвы литосферных плит и относительно неподвижны. Поэтому когда над такими точкам проходят литосферные плиты, на их поверхности может возникнуть «магматический след»: цепочка потухших вулканов, начинающаяся от современного действующего вулкана. Как только вулкан прекращает свою активность, он сравнительно быстро «срезается» эрозией, а в случае погружения под уровень моря превращается в подводную гору с плоской вершиной – так называемый гайот.

продолжение — Императорский хребет, образованный цепочкой потухших подводных вулканов, которые протягиваются в Тихом океане от Гавайских островов до Алеутского глубоководного желоба на расстояние около 6000 км. В пределах Гавайско-Императорского пояса расположены 107 вулканов, возраст которых уменьшается с 75-80 млн. лет на севере, до единственного современного действующего вулкана на о. Гавайи. Этот пояс маркирует перемещение Тихоокеанской плиты над горячей точкой, в том числе и смену направления движения плиты.

в пределах одного типа коры или конкретной геологической ситуации. Да и различия между внутриплитным магматизмом континентов и океанов также невелики и сводятся главным образом к более широкому развитию кислых членов магматических серий в континентальных блоках литосферы. Особенно показательна в этом отношении так называемая линия Камеруна вулканическая цепь, образованная щелочными базальтами, которая начинается в пределах океанического дна Гвинейского залива и завершается на Африканском континенте. При этом характер магматических ассоциаций практически не меняется.

обильным и разнообразным вулканизмом. Здесь в основ-ном изливаются богатые Fe и Ti пикриты и базальты повы-шенной щелочности, а неред-ко и собственно щелочные расплавы.
Магматизм часто имеет бимодальный характер, т.е. наряду с вулканитами основного состава, отмечаются и кислые лавы, а андезиты практически отсутствуют.
Предполагается, что формирование кислых расплавов связано с плавлением сиалической коры над промежуточными очагами (интрузивами), заполненными базальтовым расплавом.

от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу, т.е. к рождению нового океана.

мантии (астеносферная подушка), мощностью до 200–250 км, а ниже 300 км мантия под этими регионами относительно более холодная. Малоглубинной оказалась также разогретая (астеносферная) мантия под большей частью Красноморского рифта, за исключением его южного окончания, примыкающего к тройному сочленению с Восточно-Африканским и Аденским рифтами, так называемой горячей точкой Афар. В этом месте корни магматических систем прослеживаются на глубину более 400 км, а по некоторым данным – вплоть до границы с внешним жидким ядром. Мантийный плюм отсюда протягивается до Кавказа.

как континентов, так и океанов. Они известны также в качестве траппов.

около 1.5 млн. км2.
Это одна из наибо-лее сохранившихся и наиболее изучен-ных крупных извер-женных провинций.
С ней связано одно из крупнейших в мире месторожде-ний Cu-Ni-Pt-Pd руд в районе Норильска
Считается, что одно из крупнейших вы-мираний в истории Земли на границе перми и триаса, связано с образо-ванием этих траппов

– 2-2.5 км

крупных изверженных провинций следует, что плавление было локализовано в головных частях вторичных плюмов, «протуберанцев» на поверхности мантийного суперплюма, т.е. именно там располагались корни магматических систем.
Причиной подъема вторичных плюмов, скорее всего, было локальное накопление флюидных компонентов, обеспечивавших дополнитель-ную плавучесть материала.

магматизма: а) конструктивные границы плит, б) деструктивные границы плит и в) внутриплитные обстановки.
2. Конструктивные границы плит представлены осевыми зонами срединно-океанических хребтов, где рождается новая океаническая кора; преобладающий тип магматизма – низкощелочные (толеитовые) базальты срединно-океанических хребтов; это преобладающий на сегодня тип магматизма - 60% от общего объема.
3. Деструктивные границы плит – зоны субдукции, где избыток земной коры погружается в мантию в форме субдуцированных плит. Преобладающий тип магматизма – андезиты, магмы среднего состава. Обычно деструктивные обстановки возникают на границах океанов и континентов, но также в зонах коллизии континентальных плит (Альпийско-Гималайско-Индонезийский пояс).

его глубинной природе, обусловленной их происхождением за счет вещества мантийных плюмов, поднимающихся с границы силикатной мантии и жидкого ядра. По составу он заметно отличается от двух предыдущих типов и представлен в основном железо-титанистыми пикритами и базальтами повышенной и высокой щелочности, а также редкими и редкоземельными элементами. На долю этого типа магматизма приходится не более 10 % всей современной вулканической активности.
5. Связь разных типов магматизма с определенными тектоническими структурами, очевидно, свидетельст-вует о том, что тектонические и магматические про-цессы взаимосвязаны и отражают разные стороны одного и того же геодинамического процесса: тектони-ческие – геомеханические аспекты, а магматические – физико-химические, связанные с плавлением вещества, инициированном этими процессами.