Океанічний вулканізм - Геология, гидрология и геодезия курсовая работа

Різні варіанти розвитку вулканізму і їх поєднання з точки зору різних аспектів, в першу чергу геоморфологічного. Фактори, що зумовлюють конкретний варіант розвитку рельєфу вулканічних областей. Районування Світового океану по районах вулканізму.


посмотреть текст работы


скачать работу можно здесь


полная информация о работе


весь список подобных работ


Нужна помощь с учёбой? Наши эксперты готовы помочь!
Нажимая на кнопку, вы соглашаетесь с
политикой обработки персональных данных

Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.
ГЛАВА 1. ОСОБЛИВОСТІ ОКЕАНІЧНОГО ВУЛКАНІЗМУ, ЙОГО ПОШИРЕННЯ. КЛАСИФІКАЦІЇ ВУЛКАНІЧНИХ БУДІВЕЛЬ, ИЗВЕРЖЕНИЙ І ЛАВ
ГЛАВА 2. СЕРЕДНЬО ОКЕАНІЧНИХ ХРЕБТІВ ЇХ МОРФОСТРУКТУРА І ОСОБЛИВОСТІ ВУЛКАНІЗМУ. НЕОВУЛКАНІЧЕСКАЯ ЗОНА
ГЛАВА 3. ІСЛАНДСЬКИЙ ВУЛКАНІЗМ, ЙОГО МОРФОЛОГІЧНІ ВИДИ І ТЕКТОНІЧНА ОБУМОВЛЕНІСТЬ. ГЕОЛОГІЧНА ІСТОРІЯ ІСЛАНДІЇ
ГЛАВА 4. ПОНЯТТЯ ПЛЮМ. ВИДИ ОКЕАНІЧНОГО ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНІЗМУ. ГАВАЙСЬКІ ОСТРОВИ ЯК ПРИКЛАД ПРОЯВИ ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНІЗМУ
ГЛАВА 5. ВУЛКАНІЧНІ ОСТРІВНІ ДУГИ. ВУЛКВНІЗМ І ТЕКТОНИКА
Вулканизм являє собою сукупність процесів і явищ, пов'язаних з переміщенням магматичних мас і супроводжуючих їх газо-водних продуктів з глибинних частин земної кори, а також верхньої мантії на поверхню [Геологічний словник, 1973]. У зв'язку з тим, що більша частина океанічних вулканів, під якими ми будемо розуміти вулкани, що утворилися на ділянках літосферних плит із земною корою океанічного або субокеанічного типу - діючі або діяли у відносно недавньому геологічному минулому (як правило, вони мають кайнозойский вік), океанічний вулканізм представляє особливий інтерес для різних областей науки - географічної (у тому числі геоморфології), геологічної, геофізичної. Важливою причиною, збудливою цей інтерес, є потенційна небезпека вулканізму як катастрофічного явища, що викликає необхідність ведення моніторингу вулканів і прогнозування їх вивержень. Крім того, океанічний вулканізм представляє і фундаментальний інтерес, наприклад, з точки зору геологічної історії Землі, палеогеографії або визначення віку і будови земної кори за даними, отриманими за допомогою геофізичних методів дослідження.
Вулкани - геологічні тіла і конформні їм форми рельєфу (морфоструктури), виконані вулканічними гірськими породами (вулканітами) і мають канал, по якому магма і гази надходять на поверхню землі. Найбільш яскраво на Землі вулкани представлені саме в районах з корою океанічного типу, невелика потужність якої підвищує ймовірність морфологічного прояву магматизму. В силу відрізняється петрохимических складу лав морфологічні особливості океанічних вулканічних структур значно відрізняються від таких у вулканічних структур, приурочених до континентального типу земної кори.
Існують різні комплекси ендогенних обстановок, що провокують розвиток океанічного вулканізму. Залежно від конкретного комплексу факторів можна виділити: вулкани рифтових зон, вулкани «гарячих точок» і вулкани острівних дуг. Комбінації цих факторів можуть викликати більш специфічні моделі розвитку вулканізму, такі як, наприклад, Азорських або ісландська. Кожна з таких моделей володіє певною морфологією вулканічних апаратів і морфоструктур. Нижче будуть розглянуті всі ці моделі.
Таким чином, об'єктом даної роботи є Океанічний вулканізм, а предметом - рельєф областей океанічного вулканізму і фактори, які забезпечили формування цього рельєфу.
В ході даної роботи була поставлена мета розглянути різні форми прояву океанічного вулканізму, їх комбінації, класифікації та властивості, а також провести їх власну систематизацію та районування
Для досягнення даної мети вирішувалися наступні завдання:
. Розглянути детально різні варіанти розвитку вулканізму і їх поєднання з точки зору різних аспектів, в першу чергу геоморфологічного. Виявити фактори, що зумовлюють конкретний варіант розвитку рельєфу вулканічних областей.
. Зробити висновок про подібності і розходження між різними областями вулканізму в геоморфологічному, геологічному, петрохимических і тектонічному аспектах. Визначити і розглянути залежність між цими категоріями.
. Провести районування Світового океану по районах переважного прояви того чи іншого типу вулканізму і виявити обумовленість цього районування тектонічними причинами.
Незважаючи на те, що океанічний вулканізм, в першу чергу його прояви в районах «гарячих точок» і острівних дуг, відомий вже давно, не всі сторони цього явища представляються нам досить вивченими. З одного боку, в науковій літературі, особливо вітчизняній, якісно і детально описані пов'язані з вулканізмом процеси і явища, що спостерігаються в рифтових зонах і в районах острівних дуг. З іншого боку, інформація, пов'язана з плюмовой характером вулканізму і явищем «гарячих точок», розглянута досить докладно тільки в англомовній літературі. Більше того, існуюча в даний час гіпотеза плюма і приписувані їй конкретні процеси навіть закордонним фахівцям видаються вельми сумнівними; відносно погано вивченою є і ситуація, що склалася районі Азорських мікропліти. Таким чином, океанічний вулканізм являє собою перспективне поле для подальшого дослідження. океанічний вулканізм геоморфологічний
ГЛАВА 1. ОСОБЛИВОСТІ ОКЕАНІЧНОГО ВУЛКАНІЗМУ, ЙОГО ПОШИРЕННЯ. КЛАСИФІКАЦІЇ ВУЛУВНІЧНИХ БУДІВЕЛЬ, ИЗВЕРЖЕНИЙ І ЛАВ
Якщо порівнювати океанічний вулканізм з континентальним, то можна виділити наступні особливості, що відрізняють його розвиток. По-перше, океанічний вулканізм є переважно основним (базальтовим і андезитового), рідкісні випадки сіенітового (як на островах Товариства) або ріолітового вулканізму (острів Пасхи) [В.А. Апродов. Вулкани, с.307-308], як правило, пов'язаний з явищем фракціонування магми. Такий характер вулканізму відповідає, перш за все, молодому віку океанічної кори і відсутності в ній сиалического шару, що забезпечує в острівних дугах і під континентами виверження середніх і кислих магми.
друге, океанічний вулканізм має місце в географічних умовах, відмінних від умов континентальних - так, наприклад, в підводних рифтах продукти вулканізму відразу потрапляють в холодну рідку турбулентне середовище, що викликає дуже швидке їх охолодження з формуванням піллоу-лав; крім того, у всіх випадках океанічного вулканізму прорив магми до поверхні не проходить через скільки-потужну товщу осадового шару, як це найчастіше буває на континентах; вулканізм зазвичай забезпечує формування не тільки вулканічних конусів, а й усієї маси фундаменту, при цьому осадовий елемент в підставі відсутня.
третє, тільки для океанічного вулканізму властиві такі унікальні типи вулканізму, як вулканізм острівних дуг і глибоководний рифтовий вулканізм. Явище вулканізму гарячих точок також більш характерне для океанічної земної кори, ніж для материкової, що можна пояснити більшою потужністю останньої.
Якщо звернути увагу на карту Землі, то океанічний вулканізм має наступне поширення: з одного боку, більшість вулканів приурочена до серединно-океанічних хребтах: Серединно-Атлантичного хребта, Східно-Тихоокеанського підняття, хребту Гаккеля, Серединного , Південно-Східному та Південно-Західному Індійським хребтах. Іншим важливим районом вулканізму є острівні дуги, велика частина яких розташована по західній периферії Тихого океану і яким належать до 60% всіх молодих вулканів на Землі [В.А. Апродов. Вулкани, с.13]. І, нарешті, значно менше вулканів відноситься до витягнутим ланцюгах вулканічних островів, що представляють собою вершини підводних хребтів, які ймовірно мають плюмовой генезис (острови Лайн, Туамоту, Гавайські, Галапагоські, Кергелен, Пасхи, підводні хребти Луїсвілль і Імператорський і т.д.) .
Існує кілька класифікацій вулканічних будівель, класифікація типів вивержень, петрохіміческая і морфологічна класифікація лав (ми розглянемо тільки останню). Вулканічні споруди по морфоструктурного ознакою можна розділити на щитові вулкани, стратовулкани, шлакові і Попільні конуса [Олліер.х Тектоніка і рельєф]. Щитові вулкани являють собою сводоподобние конуси, складені цілком лавовими потоками і покривами, і характерні для вулканів з маловязкой, переважно основний, магмою, що не схильної до експлозівності. Такі вулкани мають широкий діаметр основи і малі кути схилів (до 7-8 про у вершини і до 3-6 про біля основи, для гавайських вулканів - навіть до 2-3 о). Шлакові і Попільні конуси, навпаки, складаються цілком з пірокластичні матеріалу (шлаку або попелу, відповідно) і характерні для вулканів з кислими магмами, що володіють високими експлозівнимі властивостями. Такі конуси мають невелику висоту і круті схили. Стратовулкани складені шарами, що чергуються пірокластичні матеріалу і лав.
Конуси, складені тільки одним типом продуктів вулканізму, як правило, сформувалися в результаті одиничної спалахи активності. Такі конуси називають моногенними. Навпаки, конуси, що сформувалися в ході декількох вивержень, виконані різним матеріалом (і лавами, і пирокластами), називають складними.
Окремо, на підставі морфологічного ознаки, можна виділити ще один тип великих вулканічних форм: кальдери. Кальдери виникають при обваленні покрівлі над спустошеною магматической камерою, що забезпечує харчування вулканів, у разі її високого розташування і дуже швидкого спустошення. Часто виділяють також іншої підтип кальдер, що утворюється при повільному просіданні покрівлі після виверження; такий тип зазвичай характерний для території, в структурі якої були розривні порушення. У разі пароксизмальних експлозія можуть формуватися кальдери вибуху.
Існують більш докладні класифікації, засновані на різних поєднаннях перерахованих вище типів; так, наприклад, класифікація Т. Сузукі (1977) нараховує 57 різновидів, об'єднані в шість серій:
В класифікацію Т. Сузукі не включені такі окремі морфологічні типи вулканів, як вулкани типу «Сомма-Везувій», екструзівние купола і Маар.
Вулкани типу «Сомма-Везувій», або подвійні вулкани, являють собою складні вулканічні споруди, в яких молодий вулканічний конус вкладений в більш давнюю альдеру вибуху. Маар, або трубки вибуху, суть вертикальні воронкоподібні кратери без вулканічного конуса, оточені валом з пухкого пірокластичні матеріалу і заповнені водою (інакше їх називають діатремамі). Екструзівние купола для океанічного вулканізму невластиві, якщо не вважати ряду вулканів острівних дуг.
Всі перераховані вище класифікації відносяться тільки до так званих центральним вулканам, для яких характерний підвідний канал трубообразной форми; крім центральних, виділяються також трещинние, або лінійні, вулкани, виверження в яких відбуваються вздовж трещинного порушення або на окремих його ділянках. Конуси таких вулканів практично завжди Моногенне, уздовж тріщин іноді формуються лавові покриви.
За Г. Макдональду (1972), всі вулканічні виверження можна розділити на 6 типів: ісландська, гавайський, стромболианский, вулканскій, фреатический, пелейский, Плініанський (деякими джерелами виділяються також субплініанскій і ультраплініанскій підтипи, а також бандайсанскій і катмайскій типи). Слід звернути увагу на перші п'ять, оскільки саме вони характерні для океанічного вулканізму. [Фирстов, 2003]
Ісландська тип вивержень являє собою вилив рідкої базальтової лави за системою довгих паралельних тріщин (тріщинні вулканізм), іноді пов'язаних з щитовим вулканом. Такі виверження часто формують лавові плато.
Гавайський тип характеризується лавовими фонтанами з рідкої базальтової лави (т.зв. пахоехое, або ропі-лавами), дуже рідкими лавовими потоками, що утворюють лавопади і часто навіть досягають берега моря. Такому типу вивержень невластиві експлозіі і викиди пірокласти.
Стромболіанскій типу вивержень властиві експлозіі вузьких основних лав з утворенням великої кількості грубої пірокластікі і попелу.
Вулканський тип вивержень характерний для вулканів з андезітовимі магмами, багатих летючими. Вулканічний матеріал таких вулканів представлений переважно пірокластичні матеріалом, а експлозіі повторюються раз на кілька років.
Фреатический називаються виверження, що проходять в зоні контакту з водою без виливу або викиду лав. Вулканічний матеріал таких вивержень представлений виключно тефрой і лапіллі, а також вулканічними блоками; вулканічні бомби відсутні. Оскільки найбільш яскраво цей тип вивержень проявляється в Ісландії, для якої характерні виверження на контакті з льодом або озерними водами, остільки нижче ми більш детально розглянемо різновиди фреатомагматіческое вивержень.
Якщо говорити про морфологічну класифікації лав, то можна виділити наступні типи.
Морфологічно лави, що формуються при наземних виверженнях, можна в загальному вигляді розділити на брилові і хвилясті. Брилові, або блокові, лави являють собою в'язкі лавові потоки, в яких поверхнева кірка остигає значно швидше, ніж внутрішня частина, що формує глибовий окремість поверхні. Хвилясті лави характерні для більш рідких потоків, гарячих значною мірою дегазованих, поверхня яких при охолодженні покривається в'язкої скловатою плівкою, яку нижележащих лава легко переносить і скручує в складки. У свою чергу, серед них виділяються наступні найбільш поширені підтипи.
Пахоехое, або пехуху (гавайське назва), вони ж канатні лави, вони ж ропі-лави - різновид хвилястих базальтових лав з дуже малою в'язкістю, поверхня яких має вигляд переплутаних тяжів. Такі лави типові для Гавайських островів, Толбачіка та Ісландії.
Аа-лави (гавайське назва), вони ж анальхраун (исландское назва) - брилові лави; характерні для базальтів середньої та малої в'язкості і відрізняються від інших глибових лав меншими розмірами уламків (до 1-1,5 м) і великою їх спіканням. Часто зустрічаються разом з пахоехое, характерні для Гавайських островів і Ісландії.
Крім них, часто виділяють дермолітовие лави (найбільш типові серед хвилястих) і кускові лави (найбільш типові серед глибових). Часто аа-лави і пахоехое ототожнюють з брилові і хвилястими відповідно, що, загалом кажучи, неправильно.
У випадках же підводного вулканізму, як, наприклад, при рифтової вулканизме, швидкість кристалізації магми настільки велика, що це призводить до утворення т.зв. піллоу-лав, вони ж подушкові, вони ж кульові, що представляють собою основні лави, що складаються з серії куль, налягають один на інший. Кожне з таких кулястих тіл має на поверхні зону гарту, складену склом, а в центрі-кристалічну радіально-променисту окремість. Аналогічні лави можуть утворюватися і при підлідний виверженнях (Ісландія).
ГЛАВА 2. СЕРЕДННО-ОКЕАНІЧНИХ ХРЕБТІВ, ЇХ МОРФОСТРУКТУРА І ОСОБЛИВОСТІ ВУЛКАНІЗМУ. НЕОВУЛКАНІЧНА ЗОНА.
Серединно-океанічні хребти (СОХНУВ) є найбільшим лінійним комплексом мегарельефа у світі, і одночасно поясом зосередження активних центрів неовулканізма. Вулканізм СОХНУВ займає важливу нішу, складаючи, нарівні з плюмовой вулканізмом, два можливі види вулканічної активності в ложі Світового океану.
Загальна протяжність СОХНУВ - 70 тис. км. Морфологічно СОХНУВ являє собою широкий вал зі згладженим рельєфом або увінчаний піками підводних гір, розбитий поперечними розломами і поздовжніми тріщинами. Ширина хребта складає від 200 до 3000 км. У центральній частині СОХНУВ часто розташовується рифт, простягаються по дну рифтової долини - вузької ущелини (близько 30 км завширшки), дно якого знаходиться гіпсометричні нижче рівня оточуючих СОХНУВ абісальних улоговин. Ущелина характеризується крутими стінками і плоским дном; паралельно йому з двох сторін простягаються розчленовані гребневиє гірські системи [Дубінін, Ушаков, 2001].
Категорії СОХСкорость спрединга, см / Годсе повільним спредінгом0-4, 0С середнім спредінгом4 ,0-8, 0С швидким спредінгом8 ,0-12, 0С ультрашвидкі спредінгом12 ,0-16, 0
Серединно-океанічні хребти в процесі свого формування проходять різні еволюційні стадії розвитку, відповідно до яких зазвичай виділяють (див. табл. 1) медленноспредінговие і бистроспредінговие СОХНУВ, які, в свою чергу можна розділити на дрібніші категорії. Морфологічно серед хребтів з середньою швидкістю спрединга можна виділити близькі до СОХНУВ з повільним спрединг (до 6 см / рік) і близькі до СОХНУВ з швидким спрединг (більше 6 см / рік). Найбільш поширеним є процес поступового перетворення бистроспредінгового хребта в медленноспредінговий, що пов'язано з ослабленням внутрімантійной конвекції. Однак, якщо такого ослаблення не відбувається, або ж, навпаки, має місце посилення конвекції, можливий і зворотний перехід.
Серед серединно-океанічних хребтів Світового океану, морфологічно до хребтів з повільним спрединг (0-6,0 см / рік) можна віднести СОХНУВ Атлантичного, Північного Льодовитого і Індійського океанів, а до хребтів з швидким спрединг ( 6,0-14,0 см / рік) - СОХНУВ Тихого океану. Залежно від відповідності ділянки СОХНУВ тій чи іншій стадії розвитку, йому будуть властиві свої морфологічні особливості.
Висока інтенсивність серединно-океанічного неовулканізма обумовлена приуроченностью СОХНУВ до зон підйому мантійного речовини в системі конвекції, а також малою товщиною земної кори в районі рифту (потужність зрілої океанічної кори - 5-8 км, потужність океанічної кори під СОХНУВ - 3-4 км, в рифтових долинах - 1-2 км, тобто речовина астеносфери підходить практично безпосередньо до дна Світового океану). Фактично океанічна кора являє собою безпосередній продукт диференціації мантії, що не пройшов геохімічний цикл.
При розгляді окремо морфології бистроспредінгових і медленноспредінгових СОХНУВ в кожному з типів хребтів виділяються наступні зони (в порядку збільшення охоплення): неовулканіческая зона, для якої властива активна вулканічна діяльність, зона тріщинуватості (в межах якої спостерігається розтріскування неповністю закристалізуватися базальтів), а також дівергентние кордону океанічних літосферних плит. Морфологічно в медленноспредінгових СОХНУВ виділяють внутрішнє дно (ложе долини), внутрішні стінки, тераси, зовнішні стінки і рифтові гори.
Внутрішня долина являє собою депресію в осьовій частині СОХНУВ шириною 2-3 км, обмежену з обох сторін т.зв. внутрішніми стінками. Така будова рельєфу має вулканічний генезис: в осьовій зоні внутрішньої долини розташовується вулканічний хребет, що складається з лінійно витягнутих підняттів з подовженням приблизно 4:1 і депресій між ними. Для внутрішньої долини (головним чином, для її периферії) характерна велика кількість тріщин і скидів, але, тим не менш, рельєф порізаний слабко. Внутрішні стінки являють собою серії великих скидів із загальним перевищенням над дном долини 150-300 м. Для зони внутрішніх стінок характерна висока частота мікроземлетрусів при формуванні тріщин. Між внутрішніми і зовнішніми стінками розташовуються т.зв. тераси серединних долин шириною 5-15 км, що характеризуються вирівняним рельєфом. Зовнішні стінки визначаються шириною рифтової долини і мають перевищення над середніми терасами порядку 1000 м, над внутрішньою долиною - порядку 1500 м. Фактично зовнішні стінки являють собою велику взбросового-скидних систему, протягуючись з кожного боку від осі спрединга, паралельно їй, на відстань 10 -28 км. Із зовнішнього боку від них розташовуються рифтові гори, які практично збігаються з межами літосферних плит і порушені серією скидів.
Морфологічно бистроспредінговие СОХНУВ відрізняються від СОХНУВ з повільним спрединг відсутністю внутрішньої долини. Вони мають меншу ширину (40-50 км замість 50-60); в обидві сторони від осі спрединга рельєф знижується, при цьому тектонічна будова території сильно ускладнено численними грабенамі і горстами, простягаю паралельно осі спрединга. Крупний щілиноподібні скидний грабен шириною від декількох десятків до 2000 м і довжиною до десятків кілометрів знаходиться безпосередньо в центрі підняття У його межах виділяються вузькі і дрібні внутрішні троги, протягуються по синусоїді на відстань 100-1000 м. Вони мають вулканічне походження і називаються верховими кальдерами, або осьовими вершинними трогами обвалення. З кожною з сторін вершинного грабена, за обмежуючими його розломами, розташовується область плавно знижується рельєфу, зрідка ускладненого неовулканіческімі поднятиями.
Висунуто дві гіпотези формування внутрішньої долини. Перша з них, гіпотеза втрати гідравлічного напору, стверджує, що внутрішня долина формується при терті піднімається магми про вузькі стінки рифту; в бистроспредінгових СОХНУВ канал рифту ширше, і тертя значно менше. Відповідно до іншої, гіпотезі шийки, внутрішня долина утворюється в результаті пластичних напруг в літосфері при розтягуванні. У бистроспредінгових СОХНУВ літосфера більш розігріта, і потоншення при розтягуванні поширюється на велику територію, завдяки чому освіти долини не відбувається. В даний час достовірність жодної з цих гіпотез не підтверджена; можливо, що мають місце обидва ефекту.
При накладенні зон тріщинуватості і неовулканізма утворюється так звана зона акреції, для якої характерні голоценова вулканічна і тектонічна активність. Неовулканіческая зона розташовується в рифтової долині і має ширину 1-2 кілометри. Для неї характерні свіжі лавові потоки і відсутність осадового покриву. Весь рельєф обумовлений вулканічними процесами; важливою особливістю неовулканіческіх зон є що виявляється періодичність вулканічної, гідротермальної і сейсмічної активності. Такі періоди досягають найменшою тривалості при швидкості спрединга більше 8 см / рік: серії вивержень в такому випадку відбуваються раз на 50-100 років. При зменшенні швидкості спрединга починається поступове згасання вулканізму і збільшення його періодичності: так, при швидкості спрединга 4-8 см / рік період вулканічної діяльності становить від 300 до 1000 років, а при швидкості 0,5-4 см / рік досягає вже 5-10 тис. років. Період вивержень являє собою квадратичну функцію від швидкості спрединга. У геологічних масштабах він має невелику тривалість: як правило, 1-100 років з подальшим тривалим спокійним періодом. Вулканічні споруди в неовулканіческой зоні СОХНУВ суть розташовані паралельно осі спрединга нагромадження подушкові базальтів. Лінійні розміри таких вулканів складають в середньому 1-4 км, відносна висота - близько 250 м. У хребтах з повільним спрединг вулканізм загасає або взагалі відсутня; в хребтах з середньою швидкістю спрединга такі вулкани морфологічно виражені найбільш яскраво, хоча там в істотному кількості присутні і щитові вулкани. Там їх система виражена більш яскраво, маючи розриви лише в місцях невеликих ешелонообразних розломів. В осьовій зоні висота вулканів досягає 50 м. У хребтах з швидким спрединг вулкани морфологічно аналогічні гавайскому типу, ширина осьових вулканів складає 1-2 км. Витягнуті ланцюжка їх простягаються уздовж рифту на десятки і сотні кілометрів, перериваючись лише на трансформних розломах або в зонах перекриттів центрів спрединга (ПЦС). Така морфологія вулканів обумовлена тим, що в СОХНУВ з високою швидкістю спрединга вилив лави відбувається переважно з високою швидкістю через тріщини; по мірі формування підвідних каналів і трубок зменшується швидкість виливу лави, і вона переходить в подушкові тип. Можливі розриви і зміщення вже існуючих ланцюжків вулканів по розломах. Як правило, при повільному спрединге зміщення відбувається між сусідніми вулканами, а його амплітуда не перевищує ширини підстави одного вулкана
швидкому спрединге розщеплення може відбуватися навіть по самій осі вулкана (що обумовлено ослабленою - завдяки частим вивержень - літосфері) на відстань до 4 км. Можлива поява і неосевих вулканів, яких може налічуватися до 10% від загального числа.
Геоморфологія аккреционной зони обумовлена ??тектонічними рухами, викликаними - в першу чергу - крихкими деформаціями холодної верхній частині літосфери, що контактує з океанічної водою. Подібні деформації призводять до утворення нормальних скидів і супроводжуються впровадженням ДАЕК з осьового магматичного резервуара (так званої осьової магматичної камери - ОМК) по утворилися тріщини. Найбільш інтенсивно тріщинувата зона проявляється в межах 1-2 км по флангах осі спрединга. При цьому зяючі тріщини забезпечують океанічній воді доступ нижче в літосферу, ще більше посилюючи явище розтріскування. Такі тріщини мають ширину 0,3-3 м і довжину 10-2000 м.
Що стосується петрографічних і вулканологічних особливостей неовулканізма в рифтових зонах, то лави представлені подушкові толеітовие базальтами і глибовими базальтовими потоками (для бистроспредінгових хребтів) і толеітовие лопастевіднимі лавовими потоками (для медленноспредінгових хребтів). Тип вулканічного апарату для перших - тріщини і щитової, для других - моногенні лавові конуси піллоу-лав. СОХНУВ з середніми швидкостями спрединга поєднують в собі характерні особливості обох типів.
Особливі умови можуть бути створені при накладенні на ріфтогенез інших процесів, що сприяють вулканізму, як, наприклад, в Ісландії (що буде розглянуто нижче). У районі Азорських мікропліти, де на трансформного розлом, який є кордоном Азорських мікропліти і вторинним центром спрединга [A.Navarro et al., 2009], накладається плюм діаметром приблизно 200 км, розташований під островом Терсейра. Даний плюм викликає висхідні конвективні мантійні потоки і реактивацію Трансформаційний розлому в ролі рифтової зони.
ГЛАВА 3. ІСЛАНДСЬКОГО ВУЛКАНІЗМУ , ЙОГО МОРФОЛОГІЧНІ ВИДИ І ТЕКТОНІЧНОЙ ОБУМОВЛЕНОСТІ . ГЕОЛОГІЧНА ІСТОРІЯ ІСЛАНДІЇ
Острів Ісландія являє собою велике підняття, «насаджене» на СОХНУВ з розташованим під ним ісландським плюмом. Існують різні гіпотези утворення острова, але найбільш вірогідною представляється гіпотеза С. Торарінсона, згідно з якою Ісландія сформувалася в ході компенсаційного підняття ділянки серединно-океанічного хребта з паралельним накопиченням базальтів. Крім того, існують і інші гіпотези, наприклад гіпотеза консолідації кори в прогресивної перехідній зоні, гіпотеза сводового підняття або гіпотеза своєрідного реліктового континентального ділянки, збереженого після ізостатичної опускання навколишньої території, але зараз вони представляються малоймовірними [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960]. Не можна заперечувати і вплив плюма на освіту ісландських базальтових плато.
Будова ісландської земної кори відрізняється від такого у розвивалися аналогічним чином Гренландії, островів Північної Британії, та Норвегії. Відмінно воно і від будови земної кори Атлантичного океану. Раніше, на основі даних глибинного сейсмічного зондування, передбачалося [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960], що земна кора Ісландії складається з трьох шарів. У першому шарі, потужністю близько 2 км, швидкість сейсмічних хвиль (V p) складає 37 км / с. Це осадовий шар. У другому шарі, потужністю 16 км V p=6,7 км / с, що дозволяє припустити його близькість до «базальтовому» прошарку океанічної земної кори. Характер третього шару, що має потужність 10 км, для якого V p=7,4 км / с, в даний час не відомий (багато авторів, наприклад, Г.Пальмасон і Х.Гебрандт відносили цей шар до верхньої мантії). За пізнішими уявленнями [Геншафт, салтиковський, 1999], на основі даних сейсмічної томографії в земній корі також виділяється три шари, однак їхньої потужності відмінні від таких у попередніх моделях. У верхньому, потужністю 0,7-3 км, V p <0,5 км / с, причому потужність цього шару різко зростає в межах неовулканіческой зони. У середньому, потужністю 2-4,5 км, V p=5-6,5 км / с. Покрівля нижньої кори має глибину 4,5 км, а потужність шару складає 14-20 км. У цьому шарі V p поступово зростає до підошви до 7,2-7,25 км / с. На кордоні Мохо, що розташовується в середньому на глибині близько 28 км, спостерігається різкий стрибок V p. Нижче неї швидкість сейсмічних хвиль більше або дорівнює 7,5 км / с. Крім цих, існує безліч інших геофізичних моделей будови земної кори Ісландії. Згідно, наприклад, гіпотезі В.В. Білоусова, шар під кордоном Мохо (швидкості V p в якому більше, ніж типово коровиє, але менше, ніж типово мантійні) слід відносити не до чистої мантії, а так званої «коро-мантійних суміші» [Бєлоусов, 1985, Геншафт, салтиковський, 1999].
Розвиток сейсмічної томографії дозволило встановити, що під рифтової зоною на глибинах 0-75 км спостерігається загасання поздовжніх сейсмічних хвиль. Вважається, що це явище пов'язане з існуванням Ісландського плюма (рис. 4). За останніми даними [Бєлоусов, 1985, Геншафт, салтиковський, 1999], Ісландська плюм представляє собою високу колону, що бере початок в нижній мантії і сужающуюся до поверхні (ширина в середньому не більше 200 км). Передбачається, що температура плюма вище температури навколишнього мантії на 200-300 о С. Поблизу кори поверхню плюма набуває обрисів, відповідні розташуванню активних наземних вулканічних структур.
Геологічну історію Ісландії можна представити таким чином. Передбачається, що спочатку територію сучасної Ісландії покривав Атлантичний океан з розвиненим підводним вулканізмом. У ході інтенсивної вулканічної діяльності відбувалося накопичення пірокластичні (?) Порід, за яким послідувало ізостатичне опускання території, сліди якого можна виявити на великій території. У ході інтенсивного опускання в центрі опускається області сформувалося компенсаційне підняття, якому, мабуть, сприяло наклавши на нього вплив мантійного плюма, що призвело до дуже нестійкою тектонічної обстановці. Так як дана область була «насадженої» на СОХНУВ, продукти плюмовой вулканізму (базальти) швидко заповнювали тріщини, що утворилися в молодій океанічної корі, і в процесі спрединга «розповзалися» від Ісландії в північно-західному та південно-східному напрямках (що підтверджується аналізом віку і петрохимических складу базальтів Ісландії, Гренландії, Фарерських островів, островів Колбенсей, Сюртсей та ін) [Геншафт, салтиковський, 1999]. Мабуть, впровадження мантійного плюма можна віднести до пізньої крейди, оскільки вік вулканитов закономірно зменшується від позднемелового в Північній Гренландії і на північних островах Великобританії до міоцен-сучасного в самій Ісландії.
Формування Ісландії як острови, мабуть, почалося в ранньому палеогені, разом з утворенням в ході трещинних виливів обширних вулканічних плато, потужністю до 10 км, складених базальтами толеітовой і Олівіновий-лужний серій, що чергуються без видимої закономірності. Цим базальтам, в порівнянні з типовими базальтами серединно-океанічних хребтів, властива велика тітаністий, железистость і кілька знижений вміст кремнезему (що, як вважається, характерно для лав плюмовой вулканізму). Саме для базальтових плато найбільш характерне чергування серій з різним напрямком намагніченості (що пов'язано зі зміною палеомагнітних обстановок; для плато, за даними Кьяртансона, відзначено 30 таких змін з періодом приблизно? Млн років), хоча дане явище характерне для будь-яких вулканічних формацій. Процес вулканізму супроводжувався розвитком пенепленізаціі (за приблизними підрахунками, денудацією було зрізано до 5 км базальтових плато), за якою послідувало інтенсивний розвиток сбросової тектоніки [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960], що, мабуть, можна пов'язати з початком кріохрона і розвитком зал
Океанічний вулканізм курсовая работа. Геология, гидрология и геодезия.
Курсовая Работа На Тему Расчет И Проектирование Диода На Основе Кремния
Реферат: Реорганизация прокуратуры и создание адвокатуры в России
Фипи Итоговое Сочинение 2022 Критерии
Реферат по теме Пословицы и поговорки в речи
Реферат по теме Контрреформация и ее суть
Доступная Среда Реферат
Реферат по теме Стратегии маркетинга кратко
Реферат: Language Development Essay Research Paper Nicholas FillingGen
Реферат На Тему Язык Как Наука
Реферат Экспертиза Сушеных Корнеклубнеплодов И Овощей
Реферат по теме Декларація прав людини і громадянина 1789 року
Реферат по теме Военная реформа 1905-12 годов
Реферат: Два "английских Питта"
Реферат: Жизненный путь узбекского поэта Алишера Навои
Реферат: Индийцы в США
Эссе На Тему Моральные Ценности
Основные Стили Воспитания Детей Реферат
Реферат: Математичекие основы теории систем анализ сигнального графа и синтез комбинационных схем
Сочинение по теме Книги эпохи просвещения и формирование идеологии декабристов
Понятие И Принципы Государственной Службы Реферат
Оцінка наслідків радіаційного ураження людей - Военное дело и гражданская оборона курсовая работа
Методи исследования клеток - Биология и естествознание курсовая работа
Горизонтальный и вертикальный анализ бухгалтерского баланса - Бухгалтерский учет и аудит курсовая работа