Дипломная работа: Рифтові системи Землі

МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ УКРАЇНИ

ВІННИЦЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ ПЕДАГОГІЧНИЙ УНІВЕРСИТЕТ

імені Михайла Коцюбинського

кафедра фізичної географії

Дипломна робота

на тему:

Рифтові системи Землі

Вінниця – 2007

ВСТУП

Рифтогенезом (в англомовній літературі рифтингом) називають процес горизонтального розтягання земної кори, що призводить до виникнення в ній чи її верхній частині дуже протяжних, подовжених, морфологічно чітко виражених западин, обмежених (принаймні з однієї сторони) і ускладнених глибокими поздовжніми розломами. Англійський геолог Грегорі, що описав подібні структури наприкінці минулого століття в Східній Африці, назвав їх рифтами (від англ. rіft - розрив, тріщина, щілина), а ланцюжка з декількох рифтів звичайно іменують рифтовими зонами.

Хоча лінійно витягнуті молоді западини, нині відносяться до категорії рифтів, були виявлені на різних континентах ще наприкінці XVІІІ століття (Байкальський рифт) і XІ столітті (Верхньорейнський рифт, рифти Мертвого і Червоного морів, Східної Африки), вони довгий час не привертали до себе належної уваги геологів і вважалися другорядними структурними формами.

У минулому столітті різка перевага в тектонічній будові Землі структур стиску (складчастих зон і поясів) відносно структур розтягання (рифтових зон) знаходило природне пояснення, тому що вважалося, що наша планета майже цілком утратила внутрішні джерела енергії, поступово оходжується, зменшує свій обсяг і в результаті загального стиску, що нерівномірно виявляється на її поверхні і в часі, її кора піддається коробленню, зминанню й у ній періодично виникають складчасті структури й утворюються великі нерівності рельєфу. Подібні ідеї висловлювали й обґрунтовували, зокрема, знаменитий англійський фізик лорд Кельвін, авторитет якого серед натуралістів другої половини XІ століття був винятково високий, і його сучасник ‑ великий австрійський геолог Е. Зюсс. Останній вважав навіть, що обмежені розломами западини (грабени) Східної Африки, що послужили для Грегорі зразком (тектонотипом) рифтовых структур, утворилися не в ході розтягання земної кори, а при загальному стиску Землі. Однак відкриття на рубежі століть явища радіоактивного розпаду елементів показало, що в надрах Землі укладені могутні джерела термічної енергії, і пануюча до цього концепція про поступовий стиск Землі в ході її розвитку ‑ так звана контракційна гіпотеза була більшістю геологів поставлена під сумнів чи зовсім відкинута.

Із середини XX століття починається систематичне геолого-геофізичне вивчення ложа океанів, що займають близько 2/3 поверхні Землі. Це призвело до відкриття на їхньому дні грандіозних, лінійно витягнутих зон підняттів, розсічених безліччю поздовжніх і поперечних розломів ‑ серединно-океанічних чи, точніше, внутріокеанічних хребтів загальною довжиною більш 80 тис. км. Виявилося, що вони просторово пов'язані з деякими рифтовими зонами на континентах, мають подібні з ними чи близькі риси рельєфу, структури, магматизму і геофізичних особливостей і, безсумнівно, являють собою споріднені, хоча і набагато більші тектонічні утворення. У межах внутріокеанічних хребтів установлюються явні ознаки поперечного чи близького до поперечного їхнього простягання горизонтального розширення земної кори, при цьому в багато разів переважаючого по своїй швидкості і загальному масштабі її розширення в рифтових зонах континентів. На відміну від останніх воно виявляється не тільки в роздробленні, розтяганні й потоншенні раніше існуючої кори, але й у повному її розриві, розбіжності блоків, що відокремилися, у різні сторони і послідовне заповнення зяянь, що утворилися між ними, гарячим глибинним магматичним матеріалом, що піднімається з мантії Землі. Прояву стиску кори в межах ложа океанів на відміну від континентів виявилися незначними чи локальними.

Відкриття грандіозного явища розсування ложа океанів, що одержав назву "спрединг" і призвів протягом останніх 150-170 млн. років до виникнення і розширення величезних западин Атлантичного, Індійського й Арктичного океанів і відновленню більш древньої западини Тихого океану, радикально змінило уявлення про тектонічну будову Землі і геодинамічні процеси, що відбуваються в її верхніх оболонках, і, зокрема, показало, що процеси горизонтального розтягання і розширення в її корі в масштабі всієї планети грають не меншу роль, ніж процеси її скорочення і стиску, а на думку деяких дослідників навіть перевершують їх по своєму глобальному ефекті. Інтенсивність регіонального розвитку материкової та океанічної кори тепер визначають тектоно-вулканічні умови, а матеріалом живлення цього розвитку, як і раніше, є тільки вивержені вулканами або підняті з глибини на поверхню тектонічними рухами продукти диференціації планетарної речовини. Порівняння історії розвитку та геологічної будови материків і ложа океану розкриває великі можливості для остаточного вирішення проблем утворення земної кори й походження океану.

В останні десятиліття різко зріс інтерес геологів до вивчення рифтогенезу (включаючи його найбільш великомасштабну форму ‑ спрединг) як одного з найважливіших тектонічних процесів, що впливають на багато інших процесів і відбуваються в земній корі і на її поверхні: формування рельєфу, опадонакопичення, магматизм, утворення родовищ рудних, нерудних і паливних корисних копалин, а також розвиток життя на нашій планеті [23]. У вивченні сучасного і новітнього рифтогенезу і з'ясуванні ролі рифтогенезу і його еволюції в історії Землі в останні роки були досягнуті значні успіхи. Разом з тим виникли дискусії щодо розуміння загальних закономірностей і тенденцій у розвитку Землі і місця рифтогенезу, спредингу і сполучених з ними процесів у її еволюції.

РОЗДІЛ 1.

Сьогодні загальновизнаним є той факт, що континенти й океанічне дно ‑ це окремі плити, що переміщаються по поверхні мантії відносно одна одної (Мал.1.). Даний процес відомий за назвою тектоніка плит і описує структурні особливості земної кори. Термін "тектоніка" буквально означає "утворення" [2].

Плити являють собою переважно тверді блоки, що складаються з земної кори і верхньої твердої частини мантії, іншими словами ‑ літосфери. Під твердою мантією знаходиться астеносфера ‑ пластична чи напіврозплавлена частина мантії, що залягає на глибині між 100 км і 200 км від земної поверхні.

Існує приблизно 15 великих плит і велика кількість малих [24]. Їх співвідношення визначаються трьома основними типами меж – дивергентними, конвергентними і трансформними. Дивергентні межі розташовані між двома літосферними плитами, що віддаляються в протилежних напрямках. В океані плити розділені океанічними хребтами.

Серединно-океанічні хребти мають вигляд підводних гір. Гребені їх, місцями піднімаються на глибину 1000 ‑ 2000 м від рівня води. Підніжжя гір занурені на 3000 ‑ 6000 м. Найвищі частини Серединних океанічних хребтів часто піднімаються над рівнем океану, утворюють гористі острови та острівні дуги. На гребенях підводних базальтових гір осадочних порід або зовсім нема, або покрив їх незначний ‑ потужністю 1 ‑ 2 м. Серед складу осадків переважає вапнистий мул з мікроскопічних черепашок-отвірниць, наверстування вулканічного попелу та піщано-уламкові відклади, які поширені переважно на схилах глибоких западин.

Серединно-океанічні хребти виявлені в усіх океанах. Вважають, що вони утворюють єдину глобальну систему і становлять найважливішу рису підводного рельєфу Землі. Як правило, в СОХ виділяють їх осьову зону та фланги. Для осьової частини характерні вузькі улоговини ‑ рифтові долини (рифти), які приурочені до розломів тієї ж протяжності, що й хребти, і в залежності від швидкості спредингу , мають різну морфологію.

Спрединг (рифтогенез) – це найбільш великомасштабна і зріла форма горизонтального розсування земної. Утворені в процесі спредингу тектонічні зони, виражені в рельєфі грандіозними підводними внутріокеанічними рифтовими хребтами, займають велику частину площі дна океанів біля половини поверхні Землі (Мал. 2.). У сукупності вони утворюють світову систему спредингових структур. Її головними елементами є майже безупинне кільце субширотних спредингових зон, що облямовують Антарктиду, і чотири субмеридіональних спредингових пояса: Атлантичний, Індоокеанський, Західно- і Східно-Тихоокеанський [21], що відходять від нього до півночі приблизно на рівній кутовій відстані один від одного.

Мал. 2. Поширення кайнозойських континентальних рифтових зон і систем і океанічних спредингових поясів Землі.

1 - внутріокеанічні спредингові пояса; 2 - Західно-Тихоокеанський кінцево-океанічний спрединговый пояс; 3 - активні осьові зони спредингових поясів і їх найбільші трансформні розломи; 4 - відмерлі осьові зони спредингових поясів; 5 - континентальні рифтові зони і системи; 6 - стабільні ядра континентів - древні платформи; 7 - рухливі пояси різного віку в межах континентів і їхніх окраїн; 8 - області дна океанів поза кайнозойських спредингових поясів переважно з мезозойською корою океанічного типу.

Біля екватора ці пояси різко коліноподібно відхиляються до заходу, а потім продовжують випливати в північному напрямку, поступово звужуються, вироджуються, підставляючись по простяганню сучасними міжконтинентальними рифтовими зонами. (Аденська, Червонономорська, Каліфорнійська) і далі внутріконтинентальними рифтовими зонами і рифтовими системами і, нарешті, загасають. На відміну від інших океанічних спредингових поясів недавно виявлений [21] Західно-Тихоокеанський пояс в основному протягається через виниклі в ході спредингу глибоководні западини морів на західній окраїні цього океану.

Основними елементами внутріокеанічних спредингових хребтів у поперечному розрізі є вузька гребенева зона, на більшій частині свого простягання ускладнена осьовою рифтовою долиною, і широкі (від кількох сотень до кількох тисяч кілометрів) флангові зони, що знижуються до підніж цих хребтів. В осьовій зоні нині відбувається процес розсування літосферних плит з напівшвидкістю від 1 до 10 см у рік і формування нової океанічної кори за рахунок розплавленого, але поступово остигаючого магматичного матеріалу, що піднімається з верхньої мантії і заповнює порожнину, яка утворюється. Верхні частини розрізу цієї зони складають лави підводних базальтових виливів з їхніми вулканічними центрами і магматичними каналами (дайками), нижню ‑ магматична камера, яка в процесі охолодження і застигання поступово набуває вигляду складно розшарованого інтрузивного тіла з основних і ультраосновних порід.

Широкі флангові зони у відносно піднятих приосьових частинах спредингових хребтів ускладнені поздовжніми грядами, складеними базальтовими лавами, і міжгрядовими зниженнями, що утворилися на більш ранніх стадіях тривалого процесу розсування і новоутворення океанічного дна. По мірі віддалення від гребеневої зони первинна вулканічна поверхня флангових зон поступово ховається під океанічними відкладами, товщина яких стає усе більш могутньою, починається з усе більш древніх шарів і відповідно підстилається більш древніми базальтовими покривами. Зниження поверхні внутріокеанічних хребтів до їхньої периферії пояснюється поступовим охолодженням і відповідно збільшенням щільності і зменшенням обсягу різновікових магматичних комплексів, що формувалися на різних стадіях процесу спрединга по мірі їхнього віддалення від активної гребеневої зони.

Характерною рисою структури спредингових океанічних хребтів, що відрізняє їх від рифтових зон континентів, є наявність гребеневих і флангових зон. Морфологічно вони можуть бути виражені у вигляді вузьких жолобів, чи уступів вузьких гребенів, а в плані спостерігається стрибкоподібний зсув по цих розломах осьової зони й одновікових елементів флангових зон у суміжних сегментах спредингових хребтів, що створює ілюзію їхнього наступного відносного переміщення по зрушенню (мал. 2). У дійсності, трансформні розломи являють собою відносно древні тектонічні структури, що розділяли сегменти цих хребтів, а осі спредингу в останніх не продовжувалися безупинно в сусідні сегменти, але з моменту закладення знаходилися в них на відстані від декількох до кількох сотень кілометрів один від одного.

Результати глибоководного буравлення і геофізичних досліджень показують, що на деяких ділянках внутріокеанічних рифтовых хребтів процес спрединга почався ще в пізньоюрську епоху (близько 160-140 млн. років тому ), але по більшій частині в ранньокрейдову (між 140-100 млн. років тому ) чи пізньокрейдову епоху (100-65 млн. років тому ) і продовжувався протягом усього кайнозою. На відміну від континентального рифтогенезу, що проявився окремими переривчастими імпульсами, спрединг відбувався майже безупинно, але в часі швидкість його неодноразово змінювалася. Найбільш висока середня швидкість спрединга була в пізньокрейдову епоху, а в кайнозої вона в цілому, хоча і з коливаннями поступово знижувалася, але в останні 10 млн. років знову помітно зросла. Згодом положення осей зон спрединга, які активно розвивалися, також трохи змінювалося, деякі з них відмирали (наприклад, зони спрединга Лабрадорського і Тасманового морів), інші, навпаки, поступово подовжувалися, як би проростали по простяганню, треті стрибкоподібно зміщувалися убік паралельно своєму первісному положенню, четверті змінювали своє орієнтування. Особливо різкі перебудови тектонічного плану активних зон спрединга спостерігалися в Індоокеанській області.

Процес спрединга може починатися в регіонах, що спочатку мали як континентальну, так і океанічну кору. Так, у другій половині мезозою існуючий тоді єдиний гігантський суперконтинент Пангея розколовся на кілька великих уламків ‑ нинішніх континентів, між якими в результаті тривалого спредингу утворилися западини сучасних Індійського, Атлантичного і Північного Льодовитого океанів. При цьому спредингу безпосередньо передувало і частково супроводжувало його початкової стадії широкий розвиток континентальних рифтових зон і рифтових систем (головним чином юрських і ранньокрейдових), фрагменти яких збереглися в межах північно-західної окраїни Європи, Африки, Південної Америки, Індостану, Австралії й Антарктиди. У цих регіонах у ході свого розвитку деякі внутріконтинентальні рифтові зони перетворилися в міжконтинентальні ембріональні спредингові зони, а останні надалі ‑ у спредингові пояси океанів.

Однак у межах Тихого океану, ложе якого, на думку більшості дослідників, як величезний регіон з корою океанічного типу існує принаймні з палеозою, тобто більш 0,5 млрд. років, а може бути, і 1 млрд. років, а сучасні спредингові пояса які стали формуватися лише в другій половині чи наприкінці мезозою, тобто не раніш 170-150 млн. років тому, процесу рифтогенеза, що переросли у великомасштабний спрединг, очевидно, піддалася більш древня кора океанічного типу. Спредингові пояса, безсумнівно, мають дуже глибокі корені, що ідуть у глиб усієї верхньої мантії (до глибин 600-700 км), а частково й у нижню мантію, а їхній розвиток, імовірно, контролювалося процесами, що відбуваються у верхньому, рідкому ядрі і на границі ядра і мантії Землі (2900 км). Результати новітніх сейсмотомографічних досліджень, що дозволяють просвічувати надра Землі аж до поверхні ядра, показали, що під усіма спрединговими поясами верхня мантія, а під деякими з них також нижня мантія чи її верхня частина характеризуються аномально зниженими (для відповідних глибин) швидкостями проходження сейсмічних хвиль, що вказують на знижену щільність і підвищені температури. Це дозволяє припускати під цими поясами висхідні потоки тепла і глибинного матеріалу.

Недавно було встановлено, що частота інверсій полярності геомагнітного поля, що генерується в зовнішньому, рідкому ядрі Землі і на його границі з мантією й в основному залежить від процесів, що відбуваються в них, [11], у часі істотно варіювала [16], і ці зміни, принаймні протягом останніх 180 млн. років, добре корелюються з глобальними змінами інтенсивності спрединга, континентального рифтогенеза, базальтового вулканізму і деформацій стиску в земній корі, а також з евстатичними коливаннями рівня Світового океану, що відбивають зміни форми його дна і земної поверхні в цілому [16, 17]. Виявилося, що фазам частішання геомагнітних інверсій, тривалість яких не перевищує 1-2 млн. років, відповідають у часі фази уповільнення спрединга, припинення рифтогенеза, ослаблення базальтових виливів, посилення деформацій стиску і короткочасних фаз досить різкого (до 50-100 м) падіння рівня Світового океану. Навпаки, фазам, що відрізняються більш рідкими геомагнітними інверсіями чи їхньою повною відсутністю (тривалістю від 1-2 до 10- 20 млн. років), відповідають глобальні фази прискорення спрединга, активізації континентального рифтогенеза, базальтового вулканізму, ослаблення деформацій стиску і підйому рівня Світового океану. Таким чином, можна припускати, що інтенсивність спрединга і континентального рифтоутворення в часі в кінцевому рахунку контролюється ходом процесів, що протікають у самих глибинних частинах Землі.

Безперечні свідчення спрединга океанічної кори в масштабі, подібному тому, у якому він виявлявся в останні 150 млн. років, у більш древні епохи історії Землі відсутні, більш того, поки достовірно невідомі навіть порівняно невеликі ділянки більше древньої, тектонічно не деформованої океанічної кори. Однак це не означає, що спрединг у більш ранні епохи не мав місця. Навпроти, у внутрішніх зонах рухливих (геосинклінальних) поясів Землі, принаймні протягом останнього мільярда років, неодноразово відбувалися процеси розсування континентальної кори і утворення глибоководних басейнів з корою океанічного чи близького до нього типу, однак час їхнього існування, як правило, не перевищував десятки чи сотні мільйонів років, оскільки спрединг у них швидко припинявся, і континентальні блоки знову починали зближатися і зрештою майже чи стулялися навіть насувалися один на одного, а комплекс, що заповнював зону розсування, ультраосновних, основних, а вгорі також глибоководних осадових порід кори океанічного типу (офіолітова асоціація) піддавався сильному горизонтальному стиску, тектонічному розлінзуванню, перетиранню і часто також насувався на один з її бортів. Питання про первісну ширину подібних офіолітових зон у момент їхнього максимального розкриття викликає гострі дискусії. Частина дослідників припускають, що їхня ширина не перевищувала десятків чи кількох сотень кілометрів (подібно сучасним зародковим зонам спрединга в осьовій частині Червоного моря і глибоководних западин деяких окраїнних морів), інші ж допускають, що вона могла досягати декількох тисяч кілометрів і не уступала ширині спредингових поясів Індійського й Атлантичного океанів, і вважають, що подібні їм басейни з корою океанічного типу могли існувати принаймні вже не менш 1 млрд років тому. Однак таке припущення викликає великі сумніви, оскільки на відміну від недовговічних зон з корою океанічного типу, що виникали, а потім закривалися в геосинклінальних поясах, западини сучасних Атлантичного й Індійського океанів існують уже більш 150 млн. років, а спрединг у них не тільки не припинився і тим більше не перемінився зближенням їхніх бортів, але навіть підсилився в останні 10 млн. років. Крім того, породи офіолітових зон і кори сучасних океанів трохи розрізняються петрохімічно.

Більш імовірно, що величезні спредингові пояси сучасних океанів, хоча і являють собою тектонічні структури, родинні спрединговим зонам геосинклінальних поясів і континентальним рифтовим зонам і рифтовим системам, разом з тим відрізняються від них за своїми розмірами, масштабом розширення і розсуванням кори на ранніх стадіях розвитку, геологічному часу появи і тривалості розвитку структур кожного з цих типів: проторифтові зони континентів, що випробували наступний стиск, виникли уже 2,5-2 млрд. років тому, перші континентальні рифтові зони, які не піддалися значному пізнішому стиску (авлакогени), близько 1,5-2 млрд. років тому, перші офіолітові спредингові зони в геосинклінальних поясах з помірним масштабом розсування континентальних блоків і їхньою наступною колізією ‑ близько 1 млрд. років тому і, нарешті, величезні по довжині і масштабу триваючого і сьогодні розсування кори спредингові пояса в більшості сучасних океанів - близько 150 млн. років тому , а в області Тихого океану, трохи раніше. Це не виключає того, що спрединг, що протікає в сучасних океанах, у майбутньому припиниться і навіть може перемінитися зближенням їхніх континентальних блоків.

У формуванні океанічної кори визначальну роль відігравав вулканізм. Кора сучасних океанів молода і була утворена протягом мезозой-кайнозойського часу. В основі процесу формування океанічної кори лежать два взаємопов’язаних механізми: надходження розплавів толеітових базальтів з астеносфери на поверхню Землі в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів і спрединг, який обумовлює це надходження. Причина обох процесів ‑ конвективні потоки в мантії.

Наявні геологічні і геофізичні дані привели до побудови тришарової моделі океанічної кори: відклади (від 0 до 1 км); толеітові базальти (до 3-4 км); шар зі швидкостями подовжніх сейсмічних хвиль 6,4-7 до м/с. Можна припускати, що цей шар формується лайковим комплексом і представлений гарбовими породами, що утворилися шляхом розкристалізації розплавів толеітових базальтів. Нижньою границею цього шару служить границя Мохоровичича, на якій швидкості подовжніх сейсмічних хвиль скачко подібно збільшуються до значень 7,9-8,2 км/с.

Підстилає океанічну земну кору надастеносферний шар верхньої мантії, що разом з земною корою формує літосферні плити. Дайковий комплекс нижнього шару океанічної земної кори збагачений важкими мінералами, продовжується в літосфері аж до астеносфери. Як уже відзначалося, сумарна швидкість розсування літосферних плит по обидва боки від осей серединно-океанічних хребтів складає від 2-6 до 14-16 см/рік [15]

На початку геологічної історії вулканізм на Землі був, повсюдним. У результаті його проявів уся Земна куля покрилася базальтовою корою. Базальтова поверхня Землі була подібна до сучасної поверхні Місяця або Марса, на яких материкова кора не утворювалася через недостатню кількість вільної води.

По мірі поглиблення процесу диференціації речовини мантії та, ймовірно, дальшого охолодження планети глобальний площинний вулканізм слабшав, поступово змінювався на центральні і тріщанні виверження. Активна вулканічна діяльність зосереджувалась у місцях слабини та деформацій земної кори, зумовлених тектонічними рухами. Тектоно-вулканічні утворення такі, як підняття, розломи, тріщини та пов'язані з ними вулкани, стали найважливішими структурними формами океанічної земної кори. Свій визначальний стан ці структури зберігають і в сучасних умовах дна океану.

Головну особливість базальтового шару земної кори становить висока питома вага та велика щільність гірських порід, з яких він складається. Різноманітність порід базальтової кори незначна, складаються вони зі сполук небагатьох хімічних елементів і важких мінералів. Переважають основні сполуки магнію, кальцію, калію (табл. 1)[8].

Таблиця 1. Склад порід океанічної земної кори, %

Ультраосновні породи характеризуються, зокрема, високим вмістом сполук кремнію (силіцію) та магнію. За цією ознакою базальтову земну кору, в складі якої переважають основні та ультраосновні породи, ще зватимуться ‑ від початкових літер назв силіцію й магнію. Відповідно, материкову кору, в складі порід якої переважають сполуки силіцію та алюмінію, називають сіаль.

Родоначальною масою сима є речовина мантії. Тепер доведено, що ця речовина — первісна гірська порода протоліт, або пракамінь — за складом подібна до речовини Місяця та кам'яних метеоритів. Це свідчить про матеріальну єдність Космосу. У процесі розігрівання, плавлення, вулканогенної диференціації, подрібнення та виверження на поверхню Землі з п рака меню мантії утворюються різні ультраосновні та основні породи. Всі породи сима мають споріднений склад. Кількісне співвідношення складових сполук у них дещо міняється в залежності від конкретних умов тиску, температури тощо. Під час виверження окремих типів основних та ультраосновних порід.

На наведених даних про покривне залягання різних за віком поверхневих мас базальту ґрунтується геофізична гіпотеза розростання дна океану. Найважливіші положення її такі. Будова сучасного ложа та утворення водних мас океану почалися в середині мезозойської ери і тривають у сучасних геологічних умовах. Основу цього процесу становлять уявні конвекційні теплові, горизонтально спрямовані течії, які переміщають великі плити земної кори. У надрах Землі відбувається складна диференціація магми, вилучення газів, води, формування вулканічних вогнищ та переніс тепла, що спрямовані вертикально до земної поверхні. Конвекційний переніс тепла, зумовлений нерівномірним нагріванням, призводить до теплових розрядів у вигляді вулканічних вивержень. Розігріті маси (дайки) базальтової речовини в осьовій частині Серединного хребта втискуються в породи покрівлі, на зразок клину розривають та розсувають їх. На місці розривів утворюються рубці з нової базальтової кори. У процесі розростання в такий спосіб найдавніші, мезозойські ділянки базальтового ложа ніби були поступово відсунуті аж до підніжжя материкового схилу.

Всі континентальні рифтові зони, що активно розвиваються чи ті, що недавно призупинили свій розвиток були закладені не раніше 40-50 млн. років тому (тобто в середині палеогенового періоду), а деякі з них ‑ навіть в останні 5-10 млн. років, тобто в другій половині неогенового періоду, коли відбулася різка глобальна активізація рифтогенезу і спредингу. Як видно на мал. 2, сучасні і новітні рифтові зони і їх системи відомі на всіх континентах, крім Австралії. Вони виникли в двох різних тектонічних обстановках: 1) у відносно стабільних областях на так званих древніх і рідше молодих платформах (Африкано-Аравійська, Рейнська, Байкальська, Східно-Китайська, Північно-Канадська, Антарктична) і 2) у межах областей молодих (мезозойсько-кайнозойських) рухливих складчастих (орогенічних) поясів ‑ Середземноморсько-Гімалайського і поясу, що оточує западину Тихого океану (Циркум-Тихоокеанського), де сильний горизонтальний стиск земної кори перемінився наприкінці кайнозою перевагою її горизонтального розтягання (Кордільєрська, Андська, Східноазіатська й інші рифтові системи). Накладені на платформи й орогенічні пояси рифтові системи (відповідно епіплатформенні і епіорогенні) поряд із загальними рисами будови і розвитку мають істотні відмінності [18].

Геофізичні дослідження показали, що континентальна кора, товщина якої в середньому складає 30-50 км, піддається в рифтових зонах розтяганню і загальному відносному потоншенню: в епіплатформенних рифтових зонах вона звичайно не перевищує 10-20%, але в деяких епіорогенних рифтових зонах досягає 30-50%. Процес горизонтального розтягання по-різному виявляється в різних частинах континентальної кори в зв'язку з розходженнями їх реологічних властивостей. У нижньої, більш нагрітої і пластичної частини кори він приводить до її пластичного розтягання і загального потоншення з утворенням шийки, а в більш холодній і тендітній верхній частині – до розвитку системи тріщин і розривів, що розсікають її на кілька блоків, взаємні переміщення яких в обстановці загального горизонтального розтягання, поперечного чи діагонального стосовно осі рифтової зони у підсумку також призводять до потоншення верхньої частини кори й утворення чітко виражених у рельєфі поверхні більш-менш глибоких лінійно-витягнутих западин (мал. 6). Границя нижньої (пластичної) і верхньої (більш тендітної) частин кори може проходити на різній глибині в залежності від інтенсивності теплового потоку з мантії Землі під різними рифтовими зонами, але в цілому остання перевищує таку під сусідніми з ними ділянками континентів від декількох десятків відсотків до двох разів і більше.

Спочатку передбачалося, що найбільш розповсюдженими типами структурних форм рифтових зон є грабени, тобто відносно опущені, подовжені, більш-менш симетричні в поперечному розрізі блоки, відділені від сусідніх, грабенів розривами ‑ нормальними скидами, або східчасті грабени, обмежені з кожної сторони "східцями" з декількох скидів, або, нарешті, комбінації з декількох взаємопаралельних грабенів, розділених горстами, тобто відносно (чи абсолютно) піднятими блоками, обмеженими нормальними скидами ‑ так званої клавіатури блоків.

У дійсності виявилося, що для континентальних рифтових зон найбільш характерні асиметричні і східчасті грабени чи напівграбени, похилі днища яких лише з однієї сторони обмежені крутим скидом чи східчастими скидами, а також системи з декількох чи навіть багатьох односторонньо нахилених блоків ‑ напіврабенів чи напівгорстів. При цьому комбінації структурних форм типів, позв'язані взаємопереходами, найбільш характерні для деяких епіорогенних рифтових зон, що розвиваються в умовах більшого масштабу горизонтального розтягання і загального потоншення кори, більшого теплового потоку і меншої потужності її верхньої, тендітної частини. Геофізичні дослідження показали, що нижньою границею системи блоків і поділяючих їхніх розривів, які розвиваються в умовах горизонтального розтягання рифтових зон чи рифтових систем, часто служать відносно положисті, навіть субгоризонтальні поверхні тектонічних зривів ‑ детачментів, на більшій частині площі рифтові зони відділяють верхню (тендітну) від нижньої (пластичної) частини кори, але в крайовій частині рифтові зони набувають характер скидів, що стають усе більш крутими в міру наближення до земної поверхні. Таку ж ковшеподібну в поперечному розрізі, виположену з глибиною форму мають і багато інших розломів у рифтових зонах ‑ скиди, що зливаються внизу з поверхнею головного зриву (детачмента) чи загасаючі донизу усередині верхньої, тендітної частини кори.

Довжина кайнозойських континентальних рифтів звичайно виміряється кількома сотнями кілометрів, їхніх гірлянд (рифтові зони) ‑ багатьма чи сотнями, чи навіть 1-2 тис. км, а довжина рифтових систем (чи рифтових поясів) може досягати декількох тисяч кілометрів (наприклад, Африкано-Аравійської рифтової системи до 6-7 тис. км). Ширина рифтів коливається від 10-20 до 80 км (звичайно 30-50 км), ширина рифтових зон (з огляду на нерідке кулісне розташування в них окремих рифтових западин) може досягати 100-150 км, а рифтових систем , що складаються з декількох субпараллельных рифтових зон, ‑500-1000 км.

Амплітуди вертикальних зсувів блоків кори по найбільших похилих скидах чи декількох зближених східчастих скидах на бортах окремих грабенів, а також горстів усередині деяких рифтових зон, наприклад горсту Рувензорі в Танганьїкській рифтовій зоні у Східній Африці, вираженого в рельєфі у вигляді вузького хребта абсолютною висотою до 5 км, можуть вимірюватися декількома кілометрами (іноді до 5-10 км). Однак відносна глибина рифтових западин у рельєфі звичайно буває значно меншою (не більш 2-3 км), тому що в процесі просідання вони частково заповнюються товщами відкладів (а нерідко і вулканічними продуктами), потужність яких може досягати декількох кілометрів (у Байкальському рифті більш 5 км).

Амплітуда горизонтального розтягання кори в окремих рифтових западинах і рифтових зонах варіює від 5-10 до 30-40 км, а сумарна амплітуда розтягання в деяких рифтових системах може досягати 100 і навіть кілька сотень кілометрів (у Кордільєрській рифтовій системі). Поздовжні розломи рифтових зон можуть мати не тільки істотно вертикальну (скидову), але і горизонтальну зсувну компоненту, а в деяких з них, наприклад у Левантинській рифтовій зоні на північному закінченні Африкано-Аравійської рифтової системи, вона навіть різко переважає над скидовою і досягає 100 км.

У плані рифтові западини і рифтові зони часто мають колінчату форму, що згинається, (із взаємним паралелізмом крайових розломів), в основному обумовлену пристосуванням їхньої конфігурації до структурних особливостей древнього субстрату. У безпосередній близькості до рифтовых западин їхнього борта ("плечі") нерідко бувають трохи піднятими (у вигляді напівгорстів чи напівзводів) порівняно висотним рівнем, які обрамляють рифти територій, що створює враження (не завжди правильне) про виникнення рифта в приосьовій частині зводу.

Розвиток рифтів, рифтових зон і рифтових систем з моменту їхнього закладення протікає нерівномірно, активізуючись під час коротких фаз, розділених фазами ослаблення чи припинення рифтогенезу. Звичайно воно супроводжується вулканічними виверженнями, у епіплатформенних рифтових зонах і рифтових системах ‑ з перевагою продуктів луго-основного і ультраосновного складу, а в епіорогенних ‑ з контрастним сполученням кислих і основних продуктів. Вулканізм може виявлятися далеко не на всій площі рифтової зони, на різних стадіях рифтогенезу, а масштаб супутніх рифтогенезу магматичних проявів у різних рифтових зонах коливається в дуже широких межах: сумарний обсяг його продуктів може складати від 1 тис. км³ і менше в одних рифтових зонах до десятків і навіть кількох сотень тисяч кубічних кілометрів в інших (наприклад, в Ефіопській і Кенійській рифтовій зоні Східної Африки).

По відносній ролі вулканізму і сполученими з нею особливостями будові і розвитку континентальних рифтових зон серед них можна розрізняти два крайніх типи, пов'язаних поступовими переходами: зводо-вулканічний і невулканічний чи слабовулканічний.

1. Розвиток зводо-вулканичних рифтових зон (тектонотип ‑ Кенійська рифтова зона у Східній Африці) починається з утворення великого овального зводового підняття земної кори унаслідок виникнення під ним, у самій верхній частині мантії, під впливом підвищеного теплового потоку лінзи аномально розігрітого, розущільненого і частково розплавленого матеріалу - "рифтової подушки". У результаті поступового витріщування зводу в його корі в умовах розтягання виникають глибокі тріщини і майже вертикальні розломи, що проникають донизу аж до магматичних вогнищ у "рифтовій подушці" і служать каналами для розплавів, що піднімаються з них і частково сягають земної поверхні (мал. 7). Зводове підняття й особливо його приосьова зона стають ареною могутніх наземних вулканічних вивержень продуктів переважно луго-основного складу [23]. Часткове спорожнювання глибинного магматичного вогнища призводить до просідання і навіть обвалення блоків кори в приосьовій зоні зводового підняття й утворення рифтової западини, що звичайно має форму асиметричного східчастого грабена чи напівграбена (мал. ). Після цього вулканічна активність в основному зосереджується усередині рифта, подальше просідання і розширення якого відбуваються разом з новими імпульсами вивержень.

Тектонічно-магматичний процес формування зводо-вулканічної рифтової зони, пов'язаний з виникненням і розвитком локальної області розігріву і розщільнення у верхах мантії (гарячої плями) під впливом підйому з нижньої мантії чи навіть від поверхні зовнішнього, рідкого ядра Землі струменя аномально нагрітого глибинного матеріалу (мантійного плюмажу), нерідко умовно називають "активным рифтогенезом". Цей процес, якщо він не супроводжується деяким горизонтальним розширенням кори в межах великої області чи навіть усієї поверхні Землі, може викликати розтягання і рифтоутворення лише у відносно вузькій приосьовій зоні вулканоактивного зводового підняття.

2. Розвиток не пов'язаних зі зводами, невулканічних чи слабовулканічних рифтових зон (тектонотипи ‑ Байкальська і дуже схожа на неї Танганьїкська рифтова зона у Східній Африці) починається з виникнення вузьких і неглибоких подовжених прирозломних западин, що заповнюються тонкоуламковим, але в міру поглиблення і появи уздовж їхніх бортів крайових підняттів поступово грубіють матеріалом. Імпульси просідання і розширення рифтових западин супроводжуються переміщеннями по великомасштабних крайових внутрішніх похилих скидах і могутніх землетрусах із сейсмічними вогнищами у верхній тендітній частині кори, який указує на горизонтальне, поперечне чи діагональне розтягання осі рифта.

Мал.  Модель глибинної будови "зрілої" континентальної рифтової зони в поперечному розрізі.

Горизонтальні стрілки показують напрямок горизонтального розтягання кори і верхньої мантії; вертикальні - підйом верхньої мантії й аномально підвищений тепловий потік під рифтовою зоною

Вулканічні прояви або відсутні, або незначні, локальні і приурочені головним чином до перемичок між окремими рифтовими западинами чи до флангів рифтових зон. Утворення слабко ‑ чи невулканічних рифтових зон приблизно пов'язують із процесом горизонтального розтягання великої області континентальної кори, приблизно поперечного до простягання рифтової зони чи, можливо, деякого загального розширення поверхні Землі у відповідну епоху, що умовно називається "пассивным рифтогенезом". Прояви вулканізму (якщо вони мають місце) починаються не до закладення рифтових западин, а після їхнього виникнення і можуть бути пояснені утворенням "рифтової подушки" у верхах мантії і вогнищ плавлення в ній внаслідок адіабатичного підвищення температури при зниженні тиску в зоні розтягання під рифтовими зонами.

Цілком ймовірно, що найбільш сприятлива для виникнення і розвитку континентальних рифтових зон така геодинамічна ситуація, коли горизонтальному розтяганню, пов'язаному з обстановкою регіонального чи глобального розширення земної кори, піддається район "гарячої плями", у якій верхня частина мантії під впливом мантійного плюмажу виявиться аномально розігрітою і пластичною. У таких областях здійснюється як би синтез процесів, абстрагованих у моделях активного і пасивного рифтогенезу, і рифтоутворення протікає найбільше могутньо.

Про походження земної кори існує багато суперечних уявлень. Найпоширеніші гіпотези: виплавляння та подрібнення-материків; острівного тектоно-вулканічного походження та розростання материків.

Основи гіпотези виплавляння склалися в минулому столітті. Зміст її передає класичне порівняння земної кулі з горном, в якому з руди виплавляють залізо. В процесі розігрівання важкий розплавлений метал осідає, а легкий шлак піднімається, охолоджується у вигляді кірки. Утворення земної кори порівнюється з утворенням шлакової кірки.                                                                                                                                                    * Щ

Сучасні прихильники гіпотези виплавляння для її підтвердження використовують досягнення геохімії та геофізики. Виплавляння вважається одним із проявів загальної глибинної диференціації речовини мантії, що відбувається вибірково, залежно від термодинамічних умов Приймається, що на початку з речовини мантії, подібної за складом до гірської породи перидотиту, виплавилися маси базальту, які суцільним шаром вкрили планету. Потім, також шляхом виплавляння, утворився суцільний шар граніту. На Землі ніби існував єдиний материк. У ході геологічного розвитку він подрібнився. За одними уявленнями це сталося у результаті розломів материка на частки та розповзання або дрейфу розрізнених частин по підкоровій речовині. Таке припущення покладено в основу сучасної гіпотези мобілізму ‑ рухомості материків. Причиною дрейфу вважається обертовий рух Землі навколо осі та породжувані ним відцентрові сили. За іншим варіантом гіпотези мобілізму причиною дрейфу материків є течії підкорової речовини. Уламки материків плавають на ній, наче крига на воді.

За останні десять років розроблено ще один варіант гіпотези мобілізму ‑ нову глобальну тектоніку [5]. Причиною розповзання материків за цією гіпотезою є поширення Землі, зокрема, розростання океанічного дна. Материки ламаються та розсуваються напором земних мас з глибини. Поширення дна океану вважається також причиною підняття гір.

Гіпотеза поширення Землі протистоїть існуючій з минулого століття гіпотезі контрактації ‑ стиску Землі в результаті охолодження. Протилежні гіпотези — контракції та поширення Землі — ґрунтуються на одних і тих же термодинамічних умовах земної кулі. Обидві вони не зважають на реальні геологічні факти складу та структури земної кори, пояснювати які покликані [7].

За іншими уявленнями, подрібнення єдиного суцільного гранітного шару на Землі сталося в результаті тектонічного розчленування та поглинання базальтовою речовиною опущених блоків гранітного шару. Процес поглинання основною (базитовою) речовиною гранітних мас відомий під назвою базифікації. Вона вважається оборотним процесом виплавляння сіалю, а утворення ложа Світового океану ‑ результатом базифікації гранітного шару. Штучність гіпотези базифікації очевидна. Крім того, вона виходить з помилкового твердження про загальну оборотність процесу перетворення мінеральної речовини Землі.

Існування і розвиток матеріальної маси Землі відбувається в умовах обертового руху її навколо осі. В цьому русі склалася куляста форма еліпсоїда планети, зумовлена взаємодією полярного ущільнення або стиску і екваторіального поширення. Підпорядкована цим похідні форми тектонічних рухів є джерелом внутрішніх сил усіх геологічних процесів. Космічна речовина, з якої складається Земля, в процесі формування планети безперервно ущільнювалася, розігрівалася і спікалася. Відбувалася й відбувається гравітаційна, теплова і геохімічна диференціація речовини. Виявленням або формою загальної диференціації речовини є вулканізм.

Вулканічний процес — космічне явище, що відбувається на всіх небесних тілах Сонячної системи та поза межами. За фізико-геологічними ознаками вулканізм — це процес виверження розплавленої глибинної речовини планети на поверхню, розрядка напруг стиску та розігрівання. Підраховано, що за час геологічного існування Землі маса виверженого вулканами матеріалу дорівнює масі всіх материків [12].

Як випливає з природних закономірностей поширення та будови земної кори, стиск Землі зумовлює загальне опускання її поверхні, а накопичення вивержених з глибин вулканогенних продуктів у певних місцях утворює підвищення, вулканічні гори

Вулканогенні глибинні продукти диференціації речовини мантії — це єдине джерело матеріалу для утворення всіх типів гірських порід, відомих на Землі. Процес породоутворення, або літогенезу, по суті, є взаємодією вулканогенних мас (попелу, шлаку, продуктів руйнування лави) з водою, повітрям та живими організмами. В результаті цієї взаємодії створюються різні осадочні породи. Приклади всеосяжного перетворення вулканогенного матеріалу в осадочні гірські породи можна спостерігати на будь-якому вулкані та вулканічному острові й простежити в наверстуваннях земної кори порід різного віку.

Ми простежили зміни складу, форм залягання та рельєфу мінеральних мас від планетарної речовини базальтового ложа океану до материкових гірських масивів. Розвивалася материкова кора в різних частинах земної кулі, на різних етапах її існування, але в такій незмінній послідовності: підводні вулканічні утворення — вулканічні острови — острівні дуги — океанічні острови, міні материки (мікроматерики) — материки.

Сучасний вигляд нашої планети, розподіл суші й моря на ній, рельєф і структура материків є свідченням послідовного та необоротного переходу сима в сіаль, океанічної кори в материкову. Перехід відбувається в загривах вулканічних вивержень. Грандіозні вулканічні споруди серед безмежного моря та на гірських хребтах стоять віковічними свідками підняття суші з глибини Світового океану.

РОЗДІЛ 2.

2.1 Серединно-океанічні хребти і рифтові зони Світового океану

2.1.1 Між материками Європи і Африки на сході та Америки на заході лежить Атлантичний океан. У меридіональному напрямку він простягається від Арктики до Антарктиди. Площа його ‑ 93,6 млн. км² (за іншими даними ‑ 91,14 млн. км²), середня глибина ‑ 3926 м. Береги океану ‑ це обламані та розмиті морем краї материків. Обриси африканського та південно-американського берегів Атлантичного океану дивовижно подібні [3].

Океан ніби виповнює тріщину між розламаними та розсунутими частинами суші, а місцем розсування слугує Серединно-Атлантичний хребет став відомий у своїй північній частині ще в 50-х роках минулого сторіччя, але докладне його вивчення, що заклало основи уявлення про єдину планетарну систему серединно-океанічних хребтів, було проведено лише в 1953-1963 р., у результаті чого він був описаний у роботах Б. Хейзена і його співробітників.

Потім радянськими дослідниками він був простежений до півночі від Ісландії.

Глибина океану над Серединним Атлантичним хребтом ‑ 2000 - 3000 м. Окремі частини його виступають над рівнем води, утворюючи океанічні острови. Середня ширина хребта ‑ понад 1000 км. На схід і захід від нього лежать глибокі улоговини дна Атлантичного океану: Норвежська, Європейсько-Африканська, Північно-Американська, Африканська, Бразильська і Антарктико-Атлантико-Індійська. В них глибина океану місцями перевищує 6000 ‑ 7000 м. До океанічних улоговин хребет знижується круто. На його схилах виявлено 2 ‑ 3 рівні підводних плато, поділених високими уступами [13].

Гребінь Серединного Атлантичного хребта має поздовжні розломи. По ньому проходить западина (грабен, або рифт), розміщена між розломами. Глибина рифту перевищує 2000 м, ширина його ‑ приблизно 30 км, схили його сильно розчленовані. Місцями вздовж нього розташовані вулкани. З продуктів вулканічних вивержень на рифті Серединного хребта, в Північній частині Атлантичного океану утворився острів Ісландія. Рифт іноді подвоюється або зникає. Змінюється також його глибина. За походженням рифт ‑ розрив земної кори, викликаний, на думку одних дослідників, її розтяганням, а інших ‑ стиском.

У структурі Серединного Атлантичного хребта важливе значення мають численні поперечні розломи. Деякі з них простягаються на велику відстань простежуються під материками. Поперечні розломи поділяють Серединний хребет на багато блоків та масивів. Удовж розломів розрізнені частини хребта часто пересунуті на значну віддаль, зокрема в екваторіальній частині Атлантичного океану ‑ на кілька сот кілометрів у західному напрямку.

Поперечні розломи часто з'єднують хребти з острівними дугами. Вони являють собою граничні утворення між такими глобальними деформаціями земної кори, як гірські кряжі, острівні дуги, рифти та блоки, що ніби вклинюють або трансформують їх одні в одні. Такі розломи мають назву трансформні.

Утворення поперечних, переважно широтних, розломів Серединного хребта ще не знайшло достатнього з'ясування. Гіпотеза острівного утворення та розростання материкової земної кори пояснює виникнення поперечних розломів широтного простягнення взаємодією сил полярного стиску та екваторіального розтягання земної кулі в процесі обертання її навколо осі. Розтягнення земної кори в екваторіальній зоні вважається також головною причиною зсувів блоків Серединного хребта у широтному напрямку.

Геологічна будова Серединного Атлантичного хребта, за даними геофізичних досліджень і буріння, виконаних в останні роки, характеризується такими особливостями. В осьовій частині цього підводного підняття осадовий шар відсутній або має дуже малу потужність (десятки метрів). Прихильники гіпотези розсування океанічного дна пояснюють це тим, що кора тут молода й осадки поверх неї не відкладалися. Однак відсутність осадового шару в приосьовій частині Атлантичного хребта пояснюється насамперед тим, що цей підводний хребет значно вилучений від джерел зносу. Осадки, що зносяться з континентів, накопичуються в глибоководних улоговинах і на хребет, що піднімається, не попадають. Відсутність осадків можна пояснити і тим, що осадові утворення поховані на хребті під лавами, що вилилися на них.

Гребінь хребта складається з базальту. У центральній частині рифту вік його визначають від сучасного до 18 млн. років. Подекуди виявлені важкі ультраосновні породи — серпентизовані перидотити, які місцями чергуються з блоками габро та базальту і становлять, так званий другий сейсмічний шар у корі серединно-океанічних. У цьому переконують результати глибоководного буравлення. Однак до другого шару входять лежачі між шарами лав осадові породи. В другому шарі можуть бути і сильно серпентізовані ультра основні породи, що укладаються по фізичних властивостях в той інтервал швидкостей, що властивий другому шару океанічної кори.

Якими ж породами складний третій шар серединно-океанічних хребтів? Це, мабуть, саме складне питання. Дотепер залишається неясним, яка потужність третього шару під серединно-океанічними хребтами. Гравіметричний вимір показує, що серединно-океанічні хребти характеризуються мінімумом сили ваги в редукції Буге. Це може свідчити про те, що хребтам властиве потовщення кори. Деякі сейсмічні дані це підтверджують. Так, під островом Ісландія, розташованому на Атлантичному підвідному хребті, потужність кори досягає 40 км. Однак на деяких інших ділянках того ж підвідного хребта стовщення кори не виявлено.

Аналіз геологічної історії Північної Атлантики переконує, що серединно-океанічні хребти, хоча б частково, були закладені там, де раніше був геосинклінально-складчастий пояс. Отже, під другим шаром, що складається з перешаровування базальтів і осадових порід, повинні бути метаморфізовані породи древнього геосинклінального пояса [13].

У деяких випадках зразки таких порід, що виступають серед більш молодих утворень, виявлені на островах. У Серединно-Атлантичному хребті це найдавніші ультраосновні породи (перидотити) з островів Святого Петра і Святого Павла, метаморфізовані базальтоїди, зібрані в декількох місцях у гребневій зоні хребта, основні і кислі магматичні породи віку 1600-1500 млн. років із гребеня хребта на 45° пн.ш. Західніше, на східному схилі хребта з глибини 4255 м підняті глинисті сланці і кременисті вапняки кембрійського віку. Глинисті сланці, алевроліти палеозойського віку драговані "Академіком Курчатовим" з поверхні хребта до півночі від Ісландії. Геосинклінальний комплекс відкладів, що складає основу серединно-океанічного хребта, повинний досягати значної потужності (10-15 км і більш), і ним, можливо, складене все потовщення третього шару під підводним хребтом.

Крім характерної для океану кори океанічних улоговин і серединно-океанічних хребтів, поширені й інші типи кори, властиві островам, западинам, підводним плато, острівним, дугам, обмеженим глибоководними жолобами.

Потоки та покриви базальту, вивержені в сучасну епоху й недавно. Неодноразово на осі серединного хребта знаходили пліоценові і навіть міоценові відкладення, зцементовані базальтовою лавою На схилах Серединного Атлантичного хребта залягають базальтові маси вивержені раніше. Чим ближче до материка, тим вони старіші. Найдавніші базальти залягають біля материка Північної Америки. Вони вкриті осадочними відкладами середньоюрського віку.

Розсування або розростання океанічного дна почалося понад 165 млн. років тому. Швидкість його змінювалась від 0,3 до 6,0 см./ рік. Дно Атлантичного океану на 30° північної широти розростається з постійною швидкістю 2 см/рік.

Розростання океанічного дна, за уявленнями прибічників неомобілізму, є однією з причин дрейфу материків. Спрощено це замальовується так. Земна кора Атлантичного океану разом із Серединним хребтом пересувається на захід до Антильських островів. Ще далі на захід вона заглиблюється під материк Америки й зникає. Одночасно на схід від Серединного хребта земна кора Атлантичного океану впирається у материк Африку, зрушує його на схід. Виходить, що розростання дна океану відбувається лише на схід від Серединного хребта, який переміщується на захід.

Серединний хребет Атлантичного океану вивчений найбільш детально. Він простягається вздовж осі на всю довжину океану і на півночі за материковим схилом з'єднується з підводним хребтом Північного Льодовитого океану. Звідти, вигинаючись, із заходу обходить острови Шпіцберген, простує до Ісландії й далі — до Азорських островів. Між ними та Ісландією виникає відгалуження Атлантичного Серединного хребта у напрямку Девісової протоки між Гренландією та Лабрадором. Воно тягнеться також у напрямку на Гібралтар центральній частині Атлантичного океану, між Азорськими островами та екватором (острів Сан-Паулу). Серединний хребет утворює велику дугу, опуклу на захід до Центральної Америки. У Південній частині Атлантичного океану він простягається в напрямку островів Вознесіння, Трістан-де-Кунья та Буве. В цьому районі є відгалуження хребта, що простежується до Південно-Антильських островів. Далі Атлантичний Серединний хребет повертає на схід, з півдня огинає Африку й з'єднується з Серединним Індійським хребтом.

По сучасних уявленнях, серединний хребет між Шпіцбергеном і Гренландією своїм східним схилом примикає до материкового підніжжя і простягається у вигляді вузького гребеня, розбитого поздовжніми дислокаціями типу рифтів і ускладненого підводними вулканічними піками. Зона хребта збігається з поясом епіцентрів землетрусів. Південніше Шпіцбергену простягання хребта міняється з меридіонального на субширотне.

Меридіональний північний відрізок хребта одержав найменування хребта Кніповича, субширотна ділянка ‑ хребет Мона. Цей хребет значно ширший, у зводі його чітко вимальовуються рифтові морфоструктури, хребет розбитий також декількома поперечними розломами. Найбільш значний з них ‑ розлом Ян-Маєн, він супроводжується підводними і надводними вулканами. Південніше о. Ян-Маєн розташована наступна ланка системи ‑ хребет Кольбейнсей. Він стикається із шельфом Ісландії і рифтова зона його продовжується на поверхні Ісландії у вигляді Великого Ісландського грабена, борти і дно якого засіяні вулканами.

Острів Ісландія утворився шляхом нарощування базальтового Серединного хребта продуктами вулканічних вивержень [1]. З них складається плоскогір'я, підняте на 400—600 м над рівнем моря. Над плоскогір'ям ступенями піднімаються базальтові покриви, увінчані щитовими та конусними вулканами. Окремі вершини висотою до 2000 м. Вулкани стоять рядами вздовж розломів земної кори. Найбільший з видимих розломів — Лакі — довжиною понад 30 км. Ступінчата будова базальтового масиву Ісландії тотожна з будовою прилеглих підводних частин Серединного Атлантичного хребта. Там і там цоколь і нижній ступінь складають базальти найстарішого віку. Ступені над ними — з базальтових покривів молодшого віку а наймолодші лави сучасних вивержень зосереджені вздовж рифту. Це приклад нарощування вулканічних хребтів шляхом послідовного накопичення вулканогенного матеріалу, а не розсування океанічного дна продуктами нових вулканічних вивержень, як твердять деякі сейсмологи. Осадкоутворення на острові відбувається дуже інтенсивно. Джерелом матеріалу для нових верств осадочних порід є величезні викиди крихкого вулканогенного матеріалу, який переробляють лід та льодовикові води.

Продовженням серединно-океанічної системи до півдня від Ісландії є хребет Рейк’янес. Серединно-океанічний хребет тут сильно розширюється. Уздовж розломів розташовані підводні вулкани, один з них викидався в 1963 р., у результаті чого тут утворився новий острів ‑ Сюртсей. Приблизно на широті Ірландії хребет розсічений поперечними розломами Рейк’янес і Гіббса, до останнього приурочена група підводних гір Фарадея. До півдня від них починається Північно-Атлантичний хребет, який до Азорських островів має майже меридіональне простягання. Азорський вулканічний масив розташований у зоні однойменного поперечного розлому, який прослідковується від підводної окраїни Північної Америки до Піренейського півострова. Південніше затоки Мейн із цією зоною розломів генетично пов'язаний ланцюг підводних вулканів Кельвін, потім до сходу від них ‑ вулканічний масив Корнер, а біля підводної окраїни Іберійського масиву ‑ група підводних вулканічних гір Горриндж і ін. У цілому це одна з найбільш активних вулканічних зон в Атлантиці. У 1957 р. тут відбулося велике підводне виверження, у результаті якого утворився новий вулкан Капеліньюш.

До півдня від Азорських островів розташована група підводних вулканічних гір Грейт Метеор (гори Платона), що утворюють поперечний гребінь на східному фланзі серединного хребта. Рифтова зона тут до 18° пн. ш. має південно-західне простягання. Хребет перетинається декількома широтними розломами, з них найбільш велика зона розломів ‑ Атлантис. Південніше, до екватора, простягання хребта міняється на південно-східне. У районі екватора хребет січе цілий ряд розломів, по яких окремі сегменти серединно-океанічного хребта зрушені по відношенню один до одного в східному напрямку. З найбільшими з цих розломів пов'язані глибокі поперечні западини, наприклад Романш із глибиною до 7856 м. Інші великі розломи в приекваторіальній частині серединного хребта ‑ Віма Сан-Паулу, Чейн. З розломом Сан-Паулу пов'язаний однойменний острів, який являє собою самотню скелю перидотиту, що піднімається над рівнем моря на сотню метрів. Вік перидотитів на о. Сан-Паулу ‑ 835 млн. років

До півдня від екватора простягається Південно-Атлантичний хребет, що зберігає в цілому меридіональне простягання. Поперечних січних розломів тут значно менше, ніж у Північній півкулі. Хребет сильно розвинутий у ширину, займаючи більш 1/3 загальної площі дна океану. З великими поперечними розломами пов'язані осередки сучасного чи недавнього вулканізму (о-ва Вознесіння, Св. Олени, Тристан-да-Кунья).

У районі вулканічного острова Буве, приблизно на широті 55° пд.ш. простягання хребта міняється на субширотне, і Серединно-Атлантичний хребет переходить в Африкансько-Антарктичний, що відрізняється меншою висотою і шириною, але зберігає рифтову структуру гребеня. Він обгинає Південну Африку і простягається далі в Індійський океан.

Рифтова зона Серединно-Атлантичного хребта на всій його протяжності від Норвезького моря до о. Буве збігається з поясом епіцентрів землетрусів, що продовжується далі до півночі, вже в Північному Льодовитому океані, і до сходу від о. Буве, уздовж Африкансько-Антарктичного підняття. Серединно-Атлантичному хребту притаманні також лінійні магнітні аномалії, на думку більшості дослідників найбільш характерні для серединно-океанічних структур. Сейсмічні дослідження показують ненормально високі швидкості пружних хвиль під рифтовою зоною хребта, а геотермічні ‑ високі значення теплового потоку. Таким чином, Серединно-Атлантичний хребет має всі типові геофізичні особливості, властивими цьому типу планетарних морфоструктур. У результаті драгування в рифтових зонах були виявлені ультраосновні породи і габро. Аналогічні результати були отримані також і при драгуванні в западині Романш. За уявленнями І.Н. Єльнікова і Г.Н. Лунарського (1970), западина Романш являє собою досить древнє утворення, що сформувалося, можливо, ще до виникнення серединного хребта, на що, на їхню думку, вказує значна потужність осадового шару і, очевидно, "іншого" шару на дні цієї западини. Зсув окремих сегментів хребта по розломах, у тому числі і по розлому Романш, здавалося б, суперечить цьому уявленню, але цілком припустимо, що при дуже давньому закладенні розлом продовжує бути досить активним.

2.1.2 Тихий океан є найбільшим водним басейном на Землі. Він розміщений між материками Азії, Австралії та Америки. Його площа ‑179,68 млн. км², середня глибина 3981 м. Він має округлі обриси, довша вісь його становить майже половину довжини земного екватора, коротша ‑ сягає 13000 км. Тихий океан має структурні береги, видовжені у напрямку простягання узбережних гір. Нерівності земної поверхні у ньому від западин дна до вершин прилеглих гір перевищують 14000 м [3].

Серединний хребет у Тихому океані знаходиться в східній частині його. Від Індійського хребта він тягнеться на схід, з півдня обходить Австралію, простягається на північний схід через о, Пасхи до Каліфорнії. Далі система підводних паралельних хребтів і жолобів простежується до Аляски. У Тихому океані планетарна система серединно-океанічних хребтів представлена Південно-Тихоокеанським і Східно-Тихоокеанським хребтами. Поділ на ці два хребти зовсім умовний. Власне кажучи це єдина структура, що характеризується зводоподібною будовою, з дуже великою шириною (до 2000 км), розбита січними розломами на ряд параллелепіпедальних сегментів, зміщених у латеральному напрямку відносно один одного. Рифтова структура осьової зони тут виражена слабкіше, ніж у Серединно-Атлантичному хребті, але інші характерні риси серединно-океанічних хребтів ‑ велика щільність земної кори під гребенем, сейсмічність, вулканізм високі значення теплового потоку, лінійні магнітні аномалії, розвиток ультраосновних порід у рифтовій зоні ‑ виявляються дуже яскраво. Цікава особливість Південно-Тихоокеанського хребта ‑ участь метаморфічних сланців у його геологічній будові.

Північніше екватора Східно-Тихоокеанський хребет помітно звужується. Чітко виражена рифтова структура хребта. У східній переважають великі глибоководні улоговини, які місцями прилягають до підніжжя материкового схилу Америки. Схили хребта мало виразні, тому його часто приймають за Східно-Тихоокеанське підняття. Тут виявлено систему поперечних розломів близько до широтного напрямку, розміщених між Алеутськими та Маркізькими островами. Найбільші розломи Кліппертон проходять в екваторіальній зоні океану. Простягаються від берегів Америки до центральної частини океану в напрямку островів Лайн. У районі цього архіпелагу розломи ложа вкриває вулканічний покрив, за межами якого на продовженні розломів розміщені глибокі жолоби. В районі острова Фенікс виявлений тектонічний уступ висотою понад 2000 м. По уявленнях американських учених (Менард, 1966;), у районі Каліфорнії серединно-океанічна структура поширюється на материк, захоплюючи гірський Далекий Захід США і західну частину Канади. З цим пов'язується утворення найбільшого активного розлома Сеіт-Аідреас, депресій Сакраменто і Йосемітської долини, брилових структур великого Басейну, Головного рифта Скелястих гір. З поширенням серединного хребта на материк, мабуть, пов'язане також утворення Каліфорнійського бордерленда. Північніше миса Аренас, частина серединного хребта знову виявляється розташованою в межах океану, утворюються підняття Горда і Хуан-де-Фука.

Крім серединно-океанічних хребтів в абісальній області Тихого океану є ряд інших найбільших гірських систем, але їх за будовою земної кори варто відносити до ложа океану.

2.1.3 Між Африкою, Південною Азією та Австралією лежить Індійський океан, його площа — 74,92 млн. км. У південній частині Індійський, Атлантичний і Тихий океани зливаються, утворюючи єдиний водний простір навколо земної кулі[3].

Серединний хребет Індійського океану є продовженням Атлантичного, з яким з'єднується в районі улоговини Атульяс на південь від Африки. В Індійському океані хребет простягається на північний схід у напрямку о. Родрігес, а на південь від нього — розгалужується: одна вітка тягнеться в напрямку о. Макуорі й далі в Тихий океан, друга (власне Серединний хребет Індійського океану) пролягає на північ до о. Чагос, потім — на північний захід в Аденську затоку і Червоне море. В цьому районі рифт Серединного хребта Індійського океану з'єднується з материковим рифтом або зоною Великих розломів Східної Африки. На північ від островів Чагос тягнеться Мальдійський хребет. У центральній частині Індійського океану від Серединного відходить Південно-Східний Індійський хребет. Серединний хребет поділяє Індійський океан на західну та східну частини, будова дна яких істотно різниться. В західній частині його вона подібна до структури дна східної частини Тихого океану. Серединний хребет Індійського океану, як і Атлантичного, розчленований поздовжніми та поперечними розломами. З рифтами пов'язані діяльність вулканів, виверження базальтів.

У геологічній будові дна Індійського океану, крім молодих базальтів, виявлені масиви давніх, сильно серпентинізованих перидотитів, габро та зеленокам'яних порід. На Сейшельських островах відомі інтрузії гранітоїдів. Знахідки стародавніх кристалічних порід на Дні Індійського океану розглядають, як свідчення того, що ніби на його місці існував материк, який пізніше був подрібнений і знищений у процесі дрейфу материків.

Основу орографічного каркаса дна Індійського океану утворює система серединно-океанічних хребтів. Вона починається на південному-заході Західно-Індійським хребтом, що має північно-східне простягання і характеризується усіма відмітними ознаками рифтогеналі ‑ високим ступенем сейсмічності, підводним вулканізмом океанічного типу і рифтовою структурою гребеня. На східному схилі цього хребта розташовані два великих вулканічних масиви, що виступають над водою. Їхньої вершини утворюють острова Принс-Едуард і Крозе.

На широті близько 20°, на схід о. Родрігес, цей серединний хребет змикається з Аравійсько-Індійським і Центральноіндійським хребтами. Аравійсько-Індійський хребет у даний час вивчений набагато краще інших серединно-океанічних хребтів. Тут чітко виражена рифтова структура гребньової зони, установлений лінійний розподіл магнітних аномалій, сейсмічність, виходи ультраосновних порід на дні, тобто всі характерні ознаки рифтогеналей.

Повинні бути згадані також розломи, з якими пов’язані вузькі глибокі западини - Вім (6237 м) і Витязь (6400 м). Ці розломи мають північно-східне простягання, а приурочені до них западини - "троги" - набагато різкіше виражені в рельєфі, ніж рифтові долини.

На схід від Сокотри серединний хребет перетинає зона розломів Оуен, що починається на дні Сомалійської улоговини і потім продовжується до півночі від серединного хребта. З нею пов'язаний підводний хребет Меррей, що на відміну від інших підняттів ложа океану, сейсмічний. Це зближає його з хребтами серединно-океанічної системи. Хребет Меррей прослідковується аж до шельфу Пакистану. По географічним даним розлом Оуэн продовжується і на шельфі, очевидно, змикаючись з зоною розломів Кветта, що відокремлює гори Белуджистана від Індо-Гангської депресії.

По розлому Оуен серединно-океанічний хребет зрушений до півночі. Далі Аравійсько-Індійський хребет приймає майже широтне простягання і змінюється рифтово-бриловими структурами дна Аденської затоки. У західній частині Аденської затоки система рифтів роздвоюється - південна гілка вторгається в межі Африканського материка у вигляді Східноноафриканських рифтів, а північну гілку утворюють рифти Червоного моря, затоки Акаба, Мертвого моря і Лівану.

В осьовому грабені Червоного моря були виявлені могутні виходи гарячих (до 70°) і надзвичайно солоних (до 300‰) ювенільних вод. Донні відклади Червоного моря тут просочені солями, що випали з цих концентрованих розсолів, що утворюють своєрідні породи типу евапоритів. Відзначається високий вміст рідкісних металів у цих відкладах, зокрема міді.

Наступною ланкою системи серединно-океанічних хребтів є Центральноіндійський хребет. Він простягається на південний схід від місця зчленування Західно-Індійського й Аравійсько-Індійського хребтів до району островів Амстердам і Сен-Поль, де Амстердамською зоною розломів відокремлюється від ще однієї ланки серединно-океанічної системи в Індійському океані ‑ Австрало-Антарктичного підняття. Центральноіндійський хребет має будову, подібну з Аравійсько-Індійським. Австрало-Антарктичне підняття морфологічно ближче до серединно-океанічних піднять Тихого океану. Це широке валоподібне підвищення океанічного дна, витягнуте з заходу на схід, з помірковано розчленованою поверхнею. Переважає низькогір’я і горбкуватий рельєф. На більшій частині підняття рифтові долини відсутні, але в східному сегменті підняття вони досить чітко виражені. Ця частина підняття розбита численними меридіональними розломами, по яких сегменти хребта, що утворилися, сильно зрушені до півдня один відносно одного, і в плановому зображенні додає всій цій частині хребта специфічний малюнок, що нагадує сходи. У середній частині підняття роздроблене широкою зоною меридіональних розломів [10].

У межах ложа Індійського океану є також ряд хребтів і підняттів. Серед них Мадагаскарські і Мозамбікські підняття, складені материковою корою, які відносяться до структур підводної окраїни материків, а також хребти Меррей і Мальдівський. У західній частині океану виділяються також Маскаренський і Амірантський хребти. Назва Маскаренський хребет не зовсім вдала, тому що з Маскаренських островів тільки один ‑ Маврикій - орографічно пов'язаний з ним. О. Реюньйон являє собою ізольований вулканічний конус, а о. Родрігес ‑ частина гребеня невеликого базальтового хребта широтного напрямку. Амірантський хребет по своїх контурах, а також по глибоку жолобу нагадує острівну дугу, але, як показують геофізичні дослідження, він складений базальтовою корою. Хребет сейсмічний. Самі Амірантські острова ‑ коралової будови, насаджені на вершини хребта. На його східному схилі розташований атол Дерош ‑ класичний підводний атол правильної кільцеподібної форми.

До сходу від Мальдівського хребта, паралельно йому, розташований невеликий хребет Ланка, а ще на схід - величезної довжини (5 тис. км) Східно-Індійський хребет. В. Ф. Канаєв описує його як порівняно вузьке (до 100 миль) гірське підняття, з відносною висотою до 4 км, розбите подовжніми розломами. По своїй структурі він може бути віднесений до брилових хребтів і складений океанічною корою. Приблизно проти його середньої частини до сходу відходить підняття Кокосових островів, що складається з декількох вулканічних груп, розділених досить глибокими проходами. Вершини Кокосових островів увінчані кораловими атолами, а о.Різдва, також розташований на цьому хребті, являє собою піднятий древній атол, з абсолютною висотою 357 м.

На Сейшельській банці і однойменних островах, розташованих у північній частині цього хребта, є виходи гранодіоритів, вік яких 600 млн. років.

Від південного закінчення Східно-Індійського хребта майже під прямим кутом відходить на схід Західно-Австралійський хребет складного рельєфу, який складається з платоподібних піднять, що чергуються і різко виражених гряд, очевидно, тектонічного походження. За даними американських дослідників, цей хребет складений корою материкового типу потужністю близько 20 км, під осадовим шаром залягають породи з щільністю, що відповідає гранітам. На схилах хребта драгою підняті уламки долеритів, близьких за будовою до тих, що відомі в Тасманії. Потужність кори тут близько 12 км, кора звичайна базальтова. Що ж стосується долеритв, те вони характерні для океанічних структур.

У південній частині океану великими орографічними елементами є вулканічне плато Крозе й Амстердам і елементи підводної окраїни материка ‑ хребет Кергелен і Гуннерус.

2.1.4 Північний Льодовитий океан оточує Північний полюс. Він омиває північні береги Європи, Азії та Північної Америки й з'єднується звуженими протоками з Атлантичним і Тихим океанами. Площа Північного Льодовитого океану близько 13,1 млн. км² [3].

Вузька улоговина ложа океану, що прилягає до Баренцевоморського і Карського шельфів, має назву улоговини Нансена. Максимальна глибина її 5449 м. Дно улоговини зайняте плоскою абісальною Баренцевою рівниною. З півночі її обгороджує серединно-океанічний хребет Гаккеля, що є північним продовженням Серединно-Атлантичного хребта. Для нього характерне кулісоподібне розташування рифтових гребенів і долин, з відносною глибиною розчленовування до 3000 м. Місцями піднімаються окремі вершини, вулканічного генезису. Хребет відрізняється малою шириною ‑ власне кажучи, він представлений тут тільки рифтовою зоною. Фланги хребта, подібні тим, що відзначені для серединних океанічних споруджень інших океанів, відсутні. У рельєфі дна хребет Гаккеля чітко виражений приблизно до 120° сх. д. Хребту Гаккеля властиві смугові магнітні аномалії, витягнуті по його простяганню, причому для осьової зони значення позитивних аномалій досягають 700 гам, що, очевидно, вказує на присутність виходів ультраосновних порід у рифтових тріщинах.

Подібний "зебровидний" малюнок аномальних полів відзначений і на дні улоговин, що підходять впритул до хребта Гаккеля, а також на продовженні східного закінчення хребта, з чого можна зробити припущення, що фланги хребта і його східне продовження занурені і поховані під товщами відкладів. Виміри теплового потоку в рифтовій зоні показали значення більше 3 мккал/см² у рік.

До рифтової зони хребта Гаккеля приурочені епіцентри землетрусів. Цей сейсмічний пояс продовжується далі до сходу у вигляді системи Колимо-Алеутських розломів. Інше продовження цієї системи ‑ Верхоянські глибинні розломи, дислокації Алданського щита і Байкальської гірської країни.

Північніше хребта Гаккеля простягається улоговина Амундсена з максимальною глибиною близько 4490 м, У західній її частині рельєф абісально-горбистий, центральна ж і східна частини зайняті плоскою абісальною рівниною, що американськими дослідниками названа Полярною. Північний полюс розташований у межах цієї улоговини.

Ю.М. Пущаровський (1976) з посиланням на роботу Р.М. Деменицької і Ю.Г. Кисельова вказує, що під відкладами в улоговинах Нансена й Амундсена виявляється товща порід, де сейсмічні швидкості складають 5-6 км/с. З цього робиться висновок про присутність тут гранітного шару і про вторинне походження цих улоговин. Великий діапазон зазначених швидкостей може в однаковій мірі говорити і про присутність "другого", а не гранітного шару.

Звернений до Північної Америки край улоговини Амундсена примикає до наступного великого орографічного елементу дна Північного Льодовитого океану ‑ хребту Ломоносова. Мінімальна глибина над ним 489 м., відносна висота хребта ‑ до 3000 м. Цей хребет починається поблизу Землі Гранта і примикає до материкового схилу підводної окраїни Азіатського материка приблизно навпроти Новосибірських островів. Я.Я. Гаккель і ін. (1968) описують цей хребет як масивне брилове лінійно витягнуте спорудження з крутими схилами розчленованими підводними каньйонами, і вирівняною верховою поверхнею. Гребінь хребта покритий відкладами потужністю до 300 м. Серед уламків порід, зібраних з його поверхні поряд з базальтами і долеритами були виявлені також кристалічні вапняки, кварцити н ортогнейси, аналогічні архейсько-протерозойським і рифейським породам Землі Гранта. З цього був зроблений висновок про те, що хребет Ломоносова – складчасто-брилова система каледонського віку складена корою матерії нового типу. Сейсмічні дослідження, виконані з дрейфуючої станції Альфа, показали на всьому шляху його проходження океанічний тип кори. Ще раніше такий же висновок був зроблений Дж. Олівером, який спостерігав за поширенням поверхневих сейсмічних хвиль, хвилеводом для якого служить гранітний шар материкової кори. Виявилося, що хвилі цього типу не реєструються в області Арктичного басейну, хоча відмінно записуються на шельфі.

За хребтом Ломоносова розташована смуга ложа океану з дуже складним рельєфом. До материкового схилу Землі Гранта примикає плато Північ, з мінімальними глибинами 1500 м, з численними короткими гребенями, розділеними западинами й окремими конусоподібними вершинами (підводна гора Остенсо й ін.). Східним продовженням цієї морфоструктури служить плато Альфа, що має також брилове розчленовування. Південно-західний край плато Альфа піднімається по глибокому розломі й утворює бриловий хребет Менделєєва. Одним закінченням цей хребет приєднується до середнього відрізка хребта Ломоносова, а іншим ‑ до Чукотського аван-шельфу.

2.2 Континентальні рифтові зони.

2.2.1 Східно-Африкансько-Аравійський рифтовий пояс

Древній континент Африки починаючи з олігоцену піддавався сильному дробленню і деформаціям з утворенням величезних рифтових западин і зводових піднять. Це обумовило розвиток молодого вулканізму в більших масштабах, ніж на інших континентах. На сході Африки сформувався Східно-африкансько-аравійський рифтовий пояс, де молодий вулканізм проявився в максимальних масштабах і виникла так звана Висока вулканічна Африка. На території Сахари ‑ процеси активізації древньої платформи виразилися переважним розвитком великих і малих підвищень, ускладнених горстами і грабенами. Такі зводи Дарфур, Тібесті, Ахаггар і ін. З ними також був пов'язаний сильний розвиток молодого вулканізму, утворення величезних вулканів [9].

Прояви молодого вулканізму в кожному з районів мали свої особливості. Однак для всієї Африки було характерно головним чином розвиток базальтів як толеітової, так і лужної магми.

Варто також підкреслити контрастне чергування базальтів з кислими лавами (до ліпаритів включно) з утворенням великих ігнімбритових покривів.

Так, самі великі відомі континентальні вулкани розташовані в Африці. приурочені до області Великого Африканського грабена, що простягається на тисячі кілометрів до великих озер, які розкинулися в рифтових долинах. Це озера Альберт, Ківу, Танганьїка і Ньяса. Уздовж рифтових долин витягнуті гірські гряди, висота яких місцями перевищує 5000 м. Найвища гора ‑ Кіліманджаро (5895 м) являє собою вулкан, про недавню діяльність якого свідчать розташовані на ньому фумароли. Найбільш відомі активні вулкани Н’ямлагіра (3052 м) і Нірагонго (3470 м). Особливу популярність ці вулкани придбали завдяки тому, що в їхніх кратерах довгі роки зберігалися лавові озера. Лавове озеро Н’ямлагіри зникло під час великого виверження цього вулкана в 1938-1940 р. На вулкані Нірагонго лавове озеро продовжує існувати. Небагато діючих вулканів відомо в районі Червоного моря. У дуже недалекому минулому вулкани діяли на Аравійському півострові. [Мархинин]

Система осадових басейнів рифтових грабенів Східної Африки відрізняється переважно малими потужностями осадових товщ. Однак, усупереч широко розповсюдженій думці про неотектонічну природу цих грабенів, у тих, де проведені географічні зйомки і буравлення, виявляються ознаки значно більш древнього закладення. Особливо показовий у цьому аспекті грабен Суецької затоки, що при довжині 300 км і ширині 70 км має осадову товщу до 6 км, яка складена трьома поверхами: теригенними товщами (700-800 м), карбонатно-теригенними відкладеннями (2000 м) і міоцен-пліоценових товщ (до 4000 м і більше). Характерно, що в цьому грабені встановлена нафтогазоносність усіх трьох поверхів.

У зональності розміщення й особливостях розрізів басейнів Африки чітко виявлений її поділ на велику північну сублавразійську і меншу південну гондванську частини. Загальні обсяги седиментосфери Африки відносно невеликі. У її межах виділяється лише одна Північно-африкансько-Середземноморська велика область седиментації площею об’ємом 10 млн км³.

Звичайно вважають, що грабен Суданської зони занурень закладений в крейдовому періоді і по них здійснювався зв'язок Середземного моря з Гвінейською затокою. Однак у грабенах Гао і Чад відзначена присутність юрських лагунових відкладень. Верхньоюрські відкладення, що включають вапняки з морською фауною потужністю близько 500 м, установлені на крайньому північному сході синеклізи Конго. Представляється дуже ймовірним розвиток юрських відкладень і в осьових частинах грабенів Верхньонільської синеклізи. У такому випадку морські верхньоюрсько-крейдові відкладення грабенів Судансько-Нігерійської зони прогинань резонно розглядати як продовження в глиб Африки Сомалійського морського палеобасейна.

Таким чином, широтна рифтова система мезозойського віку, що розвивалася в смузі між 5 і 15° пн. ш. роздробила Дагомейський, Камерунський і Центральноафриканський щити, є до олігоценовим специфічним прирозломним спорудженням уздовж південних рубежів седиментаційних областей, що тяжіють до лавразидів. Лише більш південні райони Африки протягом усього фанерозою безсумнівно належали Гондвані. Седиментаційні процеси в смузі між Суданською зоною прогинань і Середземномор'ям відрізнялися своєрідним розвитком. У періоди загально-тектонічних занурень і євстатичних підвищень рівня моря тут переважали морські відкладення лавразійсько-тетичного типу, принесені трансгресіями від окраїн у глиб континенту, а в теократичні і льодовикові періоди тут домінували умови седиментогенеза, подібні з внутрішніми районами Гондвани.

Східно-Африкансько-аравійський рифтовий пояс підрозділяється на чотири панрегіональні рифтові системи-гілки [1]: 1) західну, чи Ньяса-Танганьїкську, 2) східну, чи Кенійсько-Ефіопську, 3) північну, чи Червономорсько ‑ Йорданську, 4) Аденської затоки. Кожна з цих систем відрізняється своєрідністю новітнього вулканізму, але для усіх характерний яскраво виражений лужний вулканізм, властивий областям постплатформенної активізації континентальної земної кори.

Ньяса-Танганьїкська рифтова гілка простягається від берегів Мозамбікської протоки на півдні, до р. Білий Ніл на півночі і має довжину біля 2500 км. За даними Е.Е. Мілановського [], велика частина цієї рифтової гілки розташована в межах Убендійської ранньопротерозойської і накладеної на неї Карагве-Анколійської середньорифейської складчастих систем.

Ньяса-Танганьїкська гілка була ареною розвитку вулканізму наприкінці тріасу і початку юри, у ранній крейді, у неогені й антропогені. Вулканізм був пов'язаний з формуванням грабенів, вулканічна гілка в даний час складається з багатьох великих і дрібних грабенів. Найбільш великі: Ширва, Ньяса, Руква, Танганьїка, Ківу, Едуард-Джордж, Семлікі й Альберт, Альберт-Ніл. Одні частини цих грабенів зайняті великими озерами, інші ‑ могутніми новітніми, у тому числі і вулканогенного типу.

Грабени відносяться до щілиноподібного типу і не супроводжуються широкими підняттями краєвих напівзводів, що спостерігається в Кенійсько-Ефіопській рифтовій гілці. Лише в середній частині гілки, в Руанда-Бурунді є широке зводове підняття, яке росте з палеогена. Саме до цього зводу і приурочені найбільш інтенсивні прояви новітнього вулканізму.

Новітній вулканізм проявився в Ньяса-Танганьїкській рифтовій гілці в декількох роз'єднаних територіях у вулканічному районіні Рунгве, оз. Ківу, горсту Рувензорі.

Кенійська рифтова гілка простягається на 2000 км від східного берега озера Ньяса у вигляді положистої дуги, опуклої на північний схід, проходить до Червоного моря. Підрозділяється на двоє: Кенійську, чи рифт Грегорі, і Ефіопську. У межах рифта Грегорі можна виділити кілька великих структур [Милановский, 1974]. Від східного берега оз. Ньяса на північний схід простягається рифтово-горстова структура долин Рухуху і Кіломберо. Східніше ‑ Масайське підвищення з рифтом долини Пангані (Руву). Далі на північ розташована складна система вузлів перетинання рифтів Еясі-Натрон і Балангіда-Маньяра. Східніше неї знаходиться поперечна рифтова структура Мір-Кіліманджаро, за якою простягається меридіональна рифтова система Магаді-Наіваша-Барінго і поперечна до неї широтна рифтова структура Кавірондо-Кенія. Ще північніше ‑ рифт оз. Рудольф, а за ним Ефіопський рифт.

На відміну від західної Ньяса-Танганьїкської рифтової гілки в рифті Грегорі й Ефіопському рифті сформувалися великі новітні підвищення. Їхнє утворення супроводжувалося могутнім вулканізмом з кінця олігоцену. Рифти тут менш глибокі і більш широкі, ніж у Ньяса-Танганьїкській гілці.

У межах рифта Грегорі новітній вулканізм пройшов шість стадій розвитку. У ранньому і середньому міоцені відбулось тектонічне опускання і відокремлення цього рифта від Ефіопського, масові тріщинні виливи базальтів, що утворили могутні лавові покриви потужністю від 400 до 1000 м. Сформувалися великі (до 40 км у дм.) щити, складені лужними лавами - фонолітами і нефелінітами. В даний час ці вулкани збереглися погано.

Для району перетинання рифтів Еясі-Натрон і Баландіна Ман’яра характерна складна тектонічна структура, сильне дроблення докембрійського фундаменту, що обумовило інтенсивний розвиток вулканізму. Він розвивався з раннього пліоцену. Максимальний розвиток одержав у пізньому пліоцені. Південна ділянка розвитку вулканізма ‑ рифт Балангіда-Ман’яра, де є трохи великих вулкагів: Хананг, Квараха й ін.

Приблизно на 3° пд.ш., між Кенійським і Масайським підняттями, простягається поперечна зона прогинів і грабенів Міру -Кіліманджаро. Для зони характерний могутній розвиток новітнього вулканізму. Сформувалися великі вулканічні масиви Міру і Кіліманджаро. Це найбільший в Африці вулканічний масив. Його дм. 100 і 80 км, а обсяг вулканогенних товщ становить більше 3000 км³. Являє собою три вулкани, що тісно злилися: Мавензі, Шира, Кібо.

На перетині рифтів Еясі-Натрон, Балангіда - Маньяра і поперечної зони Кіліманджаро ‑ Меру розташоване велике щитовидне підняття – Кратерне нагір’я. Воно складене пізньопліоценовими і ранньоплестоценовми породами базальтової серії. Нижній горизонт серії складають базальти, трахібазальт, трахіандезити, фоноліти. Обидва ці горизонти сформувались в результаті діяльності низки крупних щитових вулканів (Ембагаі, Нгоронгоро) і стратовулканів (Лемангрутрут, Олдеані, Лул - Маласін-Олширва). В плейстоцені Кратерне нагір’я було нарощене по північно-східному краю стратовулканами Кірімасі і Ол – Доіньйо-Ленгаі.

Сьогодні Кратерне нагір'я являє собою вулканічно складний щит дм. 100 і 60 км. Його основа має відмітку 1500 м. На півдні відмітки поверхні нагір'я 2000 м, на півночі - 2500 м. Південно-західний край утворений щитовидними стратовулканами Лемангрут і Олдеани, що злилися між собою. У центрі нагір'я розташовується гігантська кальдера Нгоронгоро

Ефіопська рифтова гілка Східно-Африканської рифтової системи являє собою продовження на північ Кенійської рифтової гілки. Вона перетинає Ефіопське новітнє нагір’я, що приблизно в три рази перевершує Кенійське по ширині. Амплітуда новітніх підняттів Ефіопського нагір’я 2000 м, що перевищує амплітуду новітнього підняття Кенійського зводу (1500 м). Ефіопська рифтова гілка складається з головного Ефіопського рифта на півдні, депресії Афар і Данакільського грабена і горсту на півночі. Головный Ефіопський рифт простягається на 600 км від оз. Рудольф до западини Афар (9°пн.ш.).Він відмежовує східний схил Ефіопського зводу, чи Сомалійського плоскогір'я, від центральної його частини, чи Ефіопського нагір'я. По східному краї Головного Ефіопського рифта Вонджі. До нього і приурочені прояви четвертинного вулканізму в Головному Ефіопському рифті [6].

Великі розміри Ефіопського зводу і велика амплітуда його новітніх підняттів обумовили великі обсяги новітніх вулканічних порід. Їхній обсяг 350-400 тис.км³. Вулканізм розвивався тут з еоцену. На півночі і з міоцену ‑ на півдні. У розвитку новітнього вулканізму в межах Ефіопського рифта виділяють п'ять стадій (серій).

1.  Трапова серія (еоцен-олігоцен).

Траповий вулканізм із тріщинними виливами базальтів, що утворюють обширні покриви в північній і центральній частинах Ефіопського зводу. Ними складені деякі частини лавових плато в районі оз. Тана і на північ від головного Ефіопського рифта.

2. Серія щитових вулканів (міоцен). Перехідний характер вивержень від тріщинного до центрального. Лави олівінового базальту були рідкими й утворили великі (до 100 км у дм.) щити. Такі щити до півночі і півдня від оз. Тана (гори Симен і Чоке), на півдні Сомалійського плоскогір'я (гори Мендебу, чи Орохо). Вище по геологічному розрізі базальти змінюються трахібазальтами, трахіліпаритами і пантеллеритами (тобто кислими породами), що утворюють ігнімбритові покриви.

Серії щитових вулканів у депресії Афар приблизно відповідають товщі древніх покривних базальтів Афара, хоча нижня частина відноситься до древнього, олігоценового,віку. Ця товща потужністю до 4-5 км заповнює депресію Афар;

3. Ігнімбритова серія (пліоцен).

Масові тріщинні викиди пірокластів кислої сильнолужної магми біля західного борта Головного Ефіопського рифта. У південній і центральній Ефіопії сформувавши величезні покриви пантелеритових ігнімбритів. Вони утворюють верхні частини вулканічних товщ Ефіопського нагір'я біля Аддис-Абеби, оголюються в бортах рифта в районі оз. Авуоа і Звай;

4. Серія Аден (плейстоцен).

Зосередження базальтового вулканізму в межах Головного Ефіопського рифта й у депресії Афар. Відзначається зв'язок цих вивержень з поперечними до рифту розломами по яких прояви вулканізму цієї стадії іноді спостерігаються і за межами рифта ‑ на Ефіопському нагір'ї. У рифті серії Аден зосереджені базальти голоценового віку. Базальти серії Аден відомі також на Ефіопському нагір'ї в прогині, зайнятому долиною р. Голубий Ніл;

5. Кислі породи серії Аден (голоцен-сучасний вік). Перевага центрального типу вивержень кислої пантеллерит-комендитової асоціації. Ці породи утворюють стратовулкани. Північніше депресії Афар ці вулкани зустрічаються також уздовж розломів, що січуть дно депресії.

У межах Ефіопської рифтової гілки можна виділити чотири вулканічних райони: 1) Головний Ефіопський рифт, 2) депресію Афар, 3) Ефіопське нагір'я, 4) Сомалійське плоскогір'я.

Головний Ефіопський рифт починається північніше оз. Стефані (5° пн.ш.) і простягається до 9° пн.ш., де переходить у південне закінчення депресії Афар. Поперечні вулкано-тектонічні перемички розділяють Головний Ефіопський рифт на ряд улоговин з відносно великими озерами в них. Такі оз. Чамо, Абая (Маргерита), Авуса, Шала, Хора-Абьята, Лангана, Звай. Рівні води в озерах коливаються в межах 1200-1300 м. Відмітки поверхні днища в рифті 1200-1500 м. Борти рифта підняті над його днищем на 1000- 1500 м, їхньої оцінки 2600-3500 м. У межах Головного Ефіопського рифта відомо 6 молодих, що частково вже потухли вулканів.: Чаббі, Маунт Фіш, Алуту, Босеті-Гудда, Гарібалді-Пас,Фонтале.

Депресія Афар на півночі Ефіопії ‑ південне продовження рифтової зони Червоного моря, від якої депресії відділена горстом Данакільських гір Земна кора в межах депресії ще не втратила характерних рис колишньої океанічної земної кори, потужністю, яка не перевищує 10 км. Депресія заповнена могутньою (5 - 6 км) серією покривних базальтів Афара олігоцен-міоценового віку. Вище по геологічному розрізу тут залягає четвертинна вулканогенна серія Аден.

У недавньому геологічному минулому депресія Афар була затокою Червоного моря, що регресувало звідси близько 80 тис, років тому. Тому деякі вулкани виникали в підводних умовах.

Спочатку відбувалися тріщинні, а потім центральні виливи диференційованої базальтової магми (диференціація від базальтів до ріолітів). У структурному відношенні для депресії характерна складна система великих і малих грабенів.

Новітній вулканізм проявився по системах молодих грабенів. Останні стадії його розвитку (кислі породи серії Аден) були характерні лише для північного закінчення системи грабенів Вонджі і для грабенів Данакільської депресії (базальти).

У системі грабенів Вонджі розташовані вулкани: Габіллема, Асмара, Мелале, Аррале, Алаіта, Афдера, Амарті, Соркала, Дуббі. У грабенах Данакільської депресії знаходяться вулкани.: Уммуна (Умнуна), Ерта-Але, Габулі, Бори-Елі, Кебріт-Але, Алід.

Ефіопське нагір’я ‑ це лавове нагір'я, що відповідає привершинній частині Ефіопського новітнього зводу. Рельєф був утворений тріщинними лавовими виливами еоцен-міоценової (на півночі) і олігоцен-пліоценової (на півдні)системи. Зі сходу нагір'я обірване Головним Ефіопської рифтом і депресією Афар. З західної сторони обмежується грабеном, у якому розташоване оз. Тана. Відмітки центральної частини нагір'я від 3500 до 4600 м.

Древня вулканогенна поверхня нагір'я сильно розчленована ерозією рік Голубий Ніл (Аббай) на півдні і Такказе на півночі. Новітні тектонічні підняття і сильна ерозія виявили в рельєфі еоцен - міоценові й олігоцен-пліоценові вулканічні щити. В даний час на докембрійському фундаменті і частково на крейдових піщаниках у межах нагір'я залягає трапова серія. Найбільш древніми тут є ріоліти (від 28 млн. до 32 млн. років). Вище залягає серія щитових вулканів (від 16 млн. до 26 млн. років). Ще вище ігнімбритова серія. Лише подекуди на нагір'ї присутні базальти серії Аден. З півдня на північ можна виділити в межах нагір'я наступні вулкани: Майгудо, Зикуала, Чембібіт, Карні, Рас-Дашан.

Сомалійське плато являє собою східний схил Ефіопського новітнього зводу, відрізаний Головним Ефіопським рифтом від центральної частини зводу. Уздовж бортів рифта по північно-східних розламах у міоцені виникли ланцюги щитових вулканів. Злившись основами, вони утворили лавові плато. Денудація, що нерівномірно проявилася, відокремила окремі вулканічні щити у рельєфі. Між басейном р. Уабі-Шебеллє, що впадає в Індійський океан, і басейнами рік, що впадають в озера на днище рифта, залишився звивистий ланцюг вулканічних плато. У їхніх межах можна виділити влк.: Бату, Інколо, Какка, Чіллало, Беда, Гугу, Гугу-Магха.

Червоне море і північна зона його рифтів. Западина Червоного моря площею 450 тис. кв. км протягається на 1932 км між древніми піднятими блоками Африканської й Аравійської платформ. У межах рифтової западини, що розсовується і має ширину до 350 км, вкладені один в одний кілька грабенів. Наймолодший з них почав формуватися 4-2 млн. років тому й утворив у морі жолоб шириною 50 - 60 км із глибиною до 3040 м. У ньому виникли молоді острови-вулкани. По тріщинах у ряді западин піднімаються гарячі вулканогенні води, що формують на дні моря рудні молоді острови-вулкани. По тріщинах у ряді западин піднімаються гарячі вулканогенні води, що формують на дні моря рудні родовища.

На півдні рифт Червоного моря зчленовується з рифтом Аденської затоки, а також ускють на дні моря рудні родовища.

На півдні рифт Червоного моря зчленовується з рифтом Аденської затоки, а також ускладнюється діагональними рифтами Афарської западини, що була раніше затокою Червоного моря [19].

Западина Червоного моря заповнена товщею (7 км) морських соленосних відкладів міоценового віку. В осьовому грабені їхня потужність зменшується до 1 км. Береги рифту Червоного моря розбиті розломами, до яких приурочені виливи базальтів пліоценового і плейстоценового віків. Можна виділити наступні головні райони розвитку рифтових зон: 1) зона Червоного моря, 2) південний берег Аравійського п-ова, 3) західний берег Аравійського п-ова, 4) рифтовая зона р. Йордан і Сірійських плато.

Рифт Червоного моря являє собою частину Афро-Сірійського розлому, що йде через Аденську затоку, Червоне море і Ейлатську затоку до Мертвого моря. Дно рифтової частини складається з базальтів, не покритих осадовими породами, тобто це молоде дно. У напрямку від поздовжньої осі моря до берегів шар осадових порід товщає. Це говорить про те, що рифт є місцем розходження Африки й Аравії. Їхнє розсування почалося приблизно мільйонів двадцять років тому і продовжується зараз зі швидкістю 0,5-2 мм у рік. Молодість земної кори в районі Червоного моря проявляється в значній сейсмічності. Велика частина епіцентрів землетрусів приурочена до осьового жолоба в південній частині моря. Гарячі породи верхньої мантії лежать дуже близько до дна моря.

Західний край Аравійського п-ова високо піднятий і утворює ланцюг гір з відмітками до 3760 м на півдні, 2565 м на півночі. Цей піднятий край древньої Аравійської платформи розбитий розломами, по якому у багатьох місцях вилилися базальти пліоценового і плейстоценового віків. Відбувалася диференціація базальтів до дацитів, що утворили лавові плато ‑ харрати (арабск.). На плато насаджені по розломам численні невеликі вулкани

Йордансько-Сірійська зона рифтів являє собою північне продовження рифтів Червоного моря. Рифте простягнулися по затоці Акаба, долині Ваді-ель-Араба, Мертвому морю, долині р. Йордан, долині р. Ель-Літані. Довжина цієї системи 600 км, ширина ‑ 15 - 30 км. Вона перетинає трохи новітніх зводових підняттів. Молоді пліоценові і плейстоценові вулкани приурочені до східного борта рифтів.

2.2.2 Рифтові зони Євразії

Через Євразію з заходу на схід простягається переривчастий пояс у якому континентальна літосфера пройшла новітню активізацію. Вона проявилася в інших формах, ніж у Східній і Північній Африці. Рифтоутворення не одержало (за винятком Чарсько-Байкальсько-Хубсугульської зони) сильного розвитку. Активізація була обумовлена диференційованими переміщеннями невеликих літосферних блоків, а не літосферних плит, як в Африці. Загальною причиною переміщень цих блоків деякі дослідники вважають зближення Євроазіатської літосферної плити з Африканською й Індійською. У результаті цього розвинулися зсувні деформації літосфери по розломах, де місцями проявився базальтовий вулканізм. Однак більш ймовірні місцеві підняття астеносферних лінз із розтіканням їх уздовж глибинних розламів з розсувами і зрушеннями літосферних блоків. Утворення новітніх зводів і розвиток вулканізму були різні. В так званій герцинській Європі процеси пов'язані з формуванням альпійської складчастості в зоні Тетіса. На сході – в Саянах, Прибайкаллі і далі на схід ‑ головна причина розвитку новітнього вулканізму ‑ підняття астеносферних лінз.

Ще на схід, уздовж берегів Тихого океану, розташовані платформи, активізовані в мезозої і кайнозої. Їхня активізація пов'язана з підсуванням Тихоокеанської літосфери під континентальну, з формуванням вулканічних поясів крейдо-палеогенової системи. Однак новітній вулканізм не мав прямого зв'язку з ними і розвивався автономно [20].

Для базальтових магм активізованого пояса характерні їхній лужні різновиди. На заході це лужні базальти, трахіти, фоноліти, що асоціюються з кислими лавами. Тут відзначається строкате чергування калієвих і натрієвих базальтів. На сході калієві і натрієві породи роз'єднані.

Загалом можна виділити два типи зводових підняттів новітнього вулканізму. Це крайові і серединні зводи.

Західно-Європейська система зводів і рифтів

Молоді і древні платформи Євразії пройшли, починаючи з олігоцену значну активізацію. Вона проявилася в утворенні рифтів, східчастих гірських зводів і міжгірських западин. У Західній і Центральній Європі ці процеси були пов'язані з альпійським горотворенням. Вони обумовили виникнення Французько-Чеської системи рифтів зі значними проявами біля них молодого вулканізму. Від Ліонської затоки Середземного моря до Судетських гір, по території Франції, Німеччини і Чехії на 1500 км простягається дугоподібна система активізованих зводів кайнозойського віку. Вона складена Центральним Французьким масивом, Рейнським зводом, Чеським масивом, Судетським гірським зводом і пов'язаними з ними грабенами. Виділяються три області проявів молодого вулканізму: Центрально-Французька, Рейнська, Чешсько- Силезька.

Центральний французький масив являє собою брилу, складену палеозойськими складчастими породами, прорваними гранітами. Брила сильно роздроблена молодими розломами, перетворена в східчастий звід, ускладнений грабенами ‑ Ронським, Форез, Лимань. З півдня масив обірваний приморською грабеноподібною западиною. Грабени формувалися з кінця олігоцену й у міоцені. Головна фаза формування Центрального масиву була в пліоцені. Тоді уздовж розломів, що простягаються смугою з півдня на північ, проявився молодий вулканізм. Це Лангедок-Кос, Канталь, Мон-Дор, Шен-де-Пюі. На схід цієї смуги розташований вулканічний район Куарон-Веле. Вулкани є у грабенах, особливо в грабені Лимань.

Рейнський звід ускладнений системою грабенів: Верхньорейнським, Нижньорейнським і Гессенським. Грабени у свою чергу ускладнені поперечними розломами. З ними пов'язані прояви молодого вулканізму. Райони його утворюють переривчасту Північно-Рейнську вулканічну дугу. Це плато Айфель, плато Пелленц, гори Зібенгебірге, плато Весгервальд, Фогельсберг, Високий Рен.

Плато Айфель розташоване між ріками Мозель і Ар. Воно складене складчастими породами девонського віку, розбитими розломами субширотного напрямку. З розломами пов'язані прояви молодого вулканізму. Розрізняють чотири фази його прояву:

1) вулканічні пліоценові базальтові куполи, 2) шлакові плейстоценові конуси, 3) голоценові маари, 4) вуглекислі газові струмені- мофети.

Плато Пелленц відоме за назвою оз. Лаахерзе. Воно знаходиться на західному борті грабена долини р. Рейн. Тут велике число шлакових конусів, розташованих навколо маару Лаахерського озера. Довжина плато 35 км, ширина 25 км. Вулкани розташовані по розломах двох систем: північно-західної і північно-східної. Вулканізм відрізняється тут більш кислим складом продуктів, ніж у західному Айфелі. Найбільш цікавим є маар Лаахерзе і зруйновані стратовулкани в йому районі. Чешсько-силезька вулканічна дуга простягається на 600 км через Рудні гори з грабеном р. Огрже, Чеські Середні гори, Лужицькі гори.. Молодий вулканізм проявився нерівномірно. Максимальна активність його була приурочена до Доуповских гір і Чеських Середніх гір. В цих межах він розвивався протягом трьох фаз. Перша з них – в кінці олігоцену і початку міоцену – була головною. Третя фаза припадає на пліоцен і ранній плейстоцен, коли відбувалися виливи ультраосновних лав, а пізніше олівінових базальтів. В результаті сформувались як крупні так і невеликі вулкани. Так, в Чеських Середніх горах вулкани приурочені до невеликих грабенів. Це звід довжиною. 60 км, обмежений з півдня Полабською западиною. Унаслідок її дроблення прояви молодого вулканізму прослідковуються до 50 км на південь. У Судетських горах відомі різні базальтові вулкани. Прикладом служить у Низькому Єсенику вулкан Вельки Роудін (780 м). Це руїни середньоплейстоценового стратовулкана площею 8 кв. км.

Саяно-Байкало-Хубсугульська система гірських зводів і рифтів

На території Азії процеси активізації виразилися у формуванні дугоподібних систем горнах зводів, рифтів і міжгорських западин. Це Саяно-Байкало-Хубсугульська система.

Байкальська гірська система. У географічному відношенні це досить визначений і самостійний регіон. Обмежений з півночі і з заходу - Середньосибірським плоскогір'ям, зі сходу - Алданським нагір'ям і Становим хребтом, з південного сходу ‑ горами Джидинськой країни, Західного і Східного Забайкалля. Площа Байкальської гірської системи складає 575 тис. км². До складу Байкальської гірської системи входять наступні географічні райони: Західне, Східне, Південне Прибайкалля, Північно-Байкальське нагір'я, Патомське нагір'я, Вітімсьое плоскогір'я, Олекмо-Вітімська гірська країна. Територія регіону характеризується значною піднесеністю над рівнем моря і переважно гірським рельєфом. У плані розрізу (через весь регіон) буде спостерігатися загальне зниження зі сходу на захід. Найнижчою відміткою є рівень озера Байкал (456 м), найвищою ‑ вершина м. Мунку-Сардик (3491 м). Практично на всій території переважають сильно розчленовані середньовисотні гори (сопки). Більшість хребтів регіону має порівняно м'які обриси з плоскими, вирівняними процесами тривалої денудації, вершини. Рівнинні поверхні зустрічаються лише в тектонічних западинах і долинах великих рік. На геологічну будову (особливо в районі Байкальського рифта) великий вплив зробили розривні порушення земної кори, що мають переважно північно-східний напрямок. Звертає на себе увага велика сучасна тектонічна активність Байкальської гірської системи з погляду загальне планетарної активності. Узагалі, Байкальська гірська система відноситься до молодої сейсмічно активної області. Тектонічна активність виявляється у вигляді повільних опускань (до 30 мм у рік) і підняттів берегів Байкалу, а також інтенсивних землетрусів, що досягають 8-10 балів, наприклад, самий великий землетрус(Саганське) від 11-12 січня 1862 року, коли під воду пішла частина придельтової ділянки р.Селенга площею близько 260 км² з декількома селами [22]. Окинське плоскогір’я знаходиться у східній частині Східного Саяна, в Окинській міжгірській западині (верхів'я р. Оки) Наприкінці міоцену тут були виливи олівінових базальтів, що утворили лавові покриви на місцевих вододілах, на вододілі рік Віспи і Китоя. У долинах є базальтові потоки і голоценові конуси.

Забайкальсько-Станове нагір’я ‑ це ряд молодих зводів, ускладнених рифтовими западинами. На південному-заході ‑ Тункинський рифт, Гусино-озерський і Джидинський грабени. На північному сході ‑ баргузинський і Верхньоангарський грабени, що ускладнюють Байкальський рифт. Ще далі на північний-схід ‑ звід Станового нагір'я з Муйським і Чареким грабенами. У верхньому допливі р. Вітім простирається Вітімське плоскогір'я з зародковими грабенами на ньому. Базальтовий вулканізм проявився в цій системі зводів і грабенів дуже нерівномірно протягом декількох фаз. Виливи базальтів відбувалися в прогинах у міоцені ще до формування грабенів.

Прихубсугулля примикає до Тувинського нагір'я, Східного Саяну і Забайкалля. Це новітній східчастий звід з меридіональне орієнтованими рифтами Дархатским і Хубсугульским. В останньому знаходиться оз. Хубсугул. Молодий вулканізм тут проявився у формах, подібних із Забайкаллям. На вододілах Прихубсугулля є базальтові покриви. Так, на східному березі оз. Хубсугул близько 60 роз'єднаних базальтових покривів із загальною площею 1500 кв. км. У джерелах р. Мурен розташований базальтовий щитовий вулкан площею 36 кв. км. У долинах рік є виливи базальтів. Такі базальти поширені в долині р. Шишхид-Гол в оз. Дод-Нур. Потужність їх 150 - 200 м. Вони мають пізньопліоценовий і плейстоцен-голоценовий вік. Базальти Прихубсугулля різноманітні: олівінові, олівін-піроксенові, трахітоідні.

2.2.3 Рифтові зони Американського континенту

Система Кордільєр і міжгірських рифтів займає біля третини площі Північної Америки. Вона простягається на 9000 км від Карибського до Берингового моря. Її ширина коливається на 800 до 1600 км. Ця система розвивалася 700 млн. років, із протерозою, але остаточно сформувалася в сучасному вигляді тільки в останні 2 - 3 млн. у пліоцені і плейстоцені. Однією з головних особливостей формування Кордільєр і рифтів Північної Америки на пліоцен-сучасному етапі є сильне дроблення древньої континентальної земної кори. Вважається, що північна частина розташованого на дні Тихого океану Східно-Тихоокеанського підняття знаходиться під західною частиною континенту (під Кордільєрами і Скелястими горами).

У межах Північної Америки виділяють три великі вулканічні провінції: Південну, Середню і Північну. Південна обмежена розломами Кларіон на півдні і Мерей ‑ на півночі. Вона охоплює територію Мексики. Середня розташована між розломами Меррей на півдні і Льюіс-Кларк ‑ на півночі. До неї входять Кордільєри і рифти на заході континенту. Північна провінція охоплює басейни рік Фрейзер у Канаді і Юкон на Алясці.

Меридіональна рифтова зона Ріо-Гранді, зайнята долиною р. Арканзас і р. Ріо- Гранді, простягається уздовж східної границі плато Колорадо. Це зона інтенсивної новітньої активізації платформи. Довжина її 800 км, ширини ‑ 15 - 60 км. У ній розвивається молодий вулканізм. У крайових частинах зони поширені толеітові базальти і продукти їхньої диференціації. У внутрішній частині розвинуті лужні базальти. Вулканізм розвивався протягом декількох циклів, починаючи з олігоцену і захоплюючи плейстоцен. Найбільш типові райони вулканізму ‑ гори Сан-Хуан, район кальдери Валліс у горах Джемец, гори Тейлор.

У межах Сьєрра-Мадре поширені мезозойсько-ранньокайнозойські складчасті комплекси на докембрійських гнейсах і кристалічних сланцях (шт. Тамауліпас, Ідальго) і неметаморфізованих палеозойських осадових відкладах (потужність до 3000 м). Останні представлені карбонатними гірськими породами нижнього і середнього палеозою та теригенним флішем верхнього палеозою. Мезозойські комплекси складені тріасовими і юрськими червоноколірними пісковиками, аргілітами і евапоритами (потужністю 800 м), верхньоюрськими вапняками з прошарками пісковиків і глин (1500 м) і повним розрізом відкладів крейди загальною потужністю до 10000 м. Слабодеформовані третинні вулканіти і незруйновані конуси молодих вулканів закінчують гірські споруди. Складчаста структура зони складна: у східній частині з перекинутими на схід складками і насувами, на заході – блоково-складчаста. Складчаста зона Західна Сьєрра-Мадре тягнеться від північних кордонів Мексики до Трансмексиканського вулканічного поясу і складена вулканічними гірськими породами пізньої крейди та кайнозою андезитового і базальтового складу в нижній частині, дацитовими і ріолітовими ігнімбритами у верхній. З крейдовими і третинними інтрузіями кислого і середнього складу, що проривають ці вулканічні породи, пов'язані родовища мідних, свинцево-цинкових і срібних руд. Сонорський блок, розташований між Західною Сьєрра-Мадре і Каліфорнійською затокою, складений докембрійськими метаморфічними гранітоїдами, що перекриваються дрібноуламковими та карбонатними товщами кембрію, вище за які місцями залягають карбонатні породи ордовика-карбону і теригенні породи карбону-пермі. Мезозойські відклади представлені верхньотріасово-нижньоюрськими частково морськими і вугленосними уламковими породами, що перекриваються карбонатно-уламковими і вулканогенно-уламковими утвореннями крейди. Третинні континентальні і вулканічні формації завершують розріз, характерний для Сонорського блоку. Відомі штоки гранітів крейди, третинних діоритів і гіпабісальних порід, з якими пов'язані мідно-порфірові родовища. Блок півострова Каліфорнія складений гранітоїдним батолітом, на захід від якого простягається смуга інтенсивно дислокованих порід мезозою. Ці утворення перекриті пізньокрейдовими уламковими і третинними морськими і вулканогенними відкладами. Складні складчасто-насувні структури перетнуті скидами, що формують рифт Каліфорнійської затоки. Палеозойська складчаста споруда Південна Сьєрра-Мадре простягається від Трансмексиканського вулканічного поясу вздовж Тихоокеанського узбережжя Мексики. Вона складена докембрійськими і палеозойськими породами, місцями перекритими пізньотріасово-ранньоюрськими континентальними вулканогенно-осадовими товщами, морськими юрськими відкладами і неузгоджено залягаючими на них альб-сеноманськими і сеноманськими глинисто-карбонатними і флішевими породами. Характерні неогенові та молодші вулканіти.

РОЗДІЛ 3.

3.1 Місце "Теорії літосферних плит та рифтогенезу" в структурі поурочного планування

У результаті вивчення фізичної географії в VІІ класі учні опановують значний обсяг геологічних знань, а серед них тема: Літосфера і рельєф Землі.

Навчальні програми VІІ класу геологічним знанням приділяють значну увагу як фізико-географічному огляді, так і при характеристиці природних умов і природних ресурсів різних територій, відводячи на їхнє вивчення в середньому до 23-25% навчального часу. Покращенням якості нових програм є посилення пояснювального елемента в навчанні. Тепер у VІІ класі потрібно не тільки перелічити форми рельєфу території, що вивчається але і розповісти про причини їхнього виникнення і безперервності зміни, пояснити закономірності розміщення форм рельєфу. Посилення пояснювального моменту в навчанні підвищило роль геологічних знань, що, у свою чергу, створило умови для їх поглибленого вивчення, постановки проблемних питань, використання різноманітних видів навчального устаткування [14].

Розглянемо обсяг, який повинні опанували учні в результаті вивчення теми " Літосфера і рельєф Землі.":

1. Будова материкової і океанічної земної кори.

2. Гіпотези походження материків і океанів.

3. Літосферні плити і причини їх руху.

4. Зони субдукції і спредингу.

Мета уроку:

vпознайомити учнів з причинами сучасного вигляду материків і причинами схожості природи материків;

vСформувати навики роботи з картою;

vСформувати вміння проводити глибокий аналіз географічних карт і вміння на основі аналізу робити висновки;

vСформувати уявлення про цілісність світу.

Хід уроку

Спочатку учням пропонується уважно вивчити фізичну карту світу і звернути увагу на контури материків. Потім за допомогою навідних запитань підвести їх до необхідних результатів спостережень. Після чого запропонувати їм зробити висновок про причини збігу контурів материків.

Учитель доповнює відповіді учнів у вигляді лекції або розповіді. Після вивчення навчального матеріалу спочатку проводиться бесіда з метою перевірки і коректування знань.

Закінчивши вивчення теми, учні виконують практичну роботу: нанесення на контурну карту рифтових зон.

Таким чином, геологічні поняття в VІІ класі поглиблюються, розглядаються на більш високому рівні, однак, з огляду на пропедевтичний характер геологічних знань, програма не орієнтує вчителя на їхнє усеосяжне вивчення. Тому для тих учнів, що зацікавилися вивченням географії, можуть бути запропоновані питання для поглибленого вивчення, у процесі роботи над яким вони удосконалюють знання, займаючись геологічною самоосвітою.

Дітям задається домашнє завдання в якому вони повинні підписати на контурній карті найбільші літосферні плити.

3.2 Методи вивчення теми

У підготовчий період основна задача учителя полягає в тому, щоб викликати в учнів пізнавальний інтерес до вивчення геології, але з початку занять зусилля вчителя повинні бути спрямовані на формування основних понять геологічної науки. У зв'язку з цим виникають визначені вимоги до методів навчання по організаційним формам, у яких вони протікають. Чим досконаліші методи і форми організації навчання, чим ідеальніше вони відповідають змісту освіти, тим вища якість знань, навичок і умінь і активніший пізнавальний інтерес до вивчення предмета [4].

Методи навчання визначають і направляють діяльність учителя по формуванню знань, навичок і умінь, а також мають на меті розвити творчі сили учнів, привчити їх до самостійного рішення питань, виробити в них правильні погляди і переконання.

Значення методів навчання геології полягає в тому, що вони забезпечують засвоєння учнями теоретичних і практичних основ геологічної науки; дозволяють краще зрозуміти фізико-географічні процеси, що протікають у природному комплексі; сприяють вихованню науково-матеріалістичного світогляду; розвивають спеціальні здібності, пізнавальні і професійні інтереси; збуджують і направляють прагнення учнів до самоосвіти.

Основним методом досліджень у вивченні обраної теми є аналіз отриманої інформації, який знаходять широке застосування в навчанні геології. Поняття про об'єкти і явища, які учням необхідно вивчити у межах цієї теми (літосферні плити, рифти) і безпосереднє спостереження яких неможливо, формуються на основі широкого залучення різноманітних засобів наочності. До того ж деякі з досліджуваних явищ, наприклад геологічна і тектонічна будова континентів, не можуть бути сприйняті безпосередньо і не піддаються зображенню на схемі, картині, макеті. Знання про них формуються на підставі вивчення спеціальних геологічних карт, що є основним джерелом геологічної інформації.

У формуванні геологічних знань учнів важливу роль грає живе слово вчителя, навчальна і додаткова література, цифровий матеріал. Таким чином, джерелом геологічних знань учнів служить усне і друковане слово, натуральні і зображені предмети і явища.

Розглянемо основні методи вивчення теми.

Усний виклад матеріалу. Матеріал по темі можна подати у вигляді лекції. Лекція – є найбільш поширеним способом викладання інформації, тому що має великі методичні й організаційні можливості в порівнянні з розповіддю і поясненням. По-перше, у структурі лекцій переважає не оповідання, а розбір і узагальнення, що створює умови для поглибленого розкриття геологічних явищ, законів і закономірностей. По-друге, лекція привчає уважно слухати, допомагає виявляти головне і коротко конспектувати зміст. По-третє, на лекції в порівняно короткий час можна викласти значний за обсягом і глибокий по змісту матеріал. По-четверте, лекція як методичний прийом викликає великий інтерес в учнів

Розповідь і пояснення застосовуються як доповнення до лекції, але як самостійні методи викладу матеріалу фактично не використовувалися.

Необхідно враховувати, що школярі не вміють конспектувати лекції і самостійно виділяти основні моменти змісту, тому необхідно: 1) записувати на дошці план лекції; 2) виділяти інтонацією важливе в змісті, акцентувати увагу, а іноді диктувати висновки; 3) оснащувати лекцію наочними приладами; 4) використовувати класну дошку для записів, складання малюнків, схем, графіків і т.д..

Тривалість шкільної лекції не повинна перевищувати однієї години (45 хв). По темі "Земна кора" рекомендується ‑ шкільна лекція, де частково використовувалися розповіді, пояснення і бесіда.

У ході лекції повинні бути розглянуті наступні питання:

1. Форма, розміри і рух Землі.

2. Фізичні властивості Землі: сила ваги, щільність і тиск; земний магнетизм; електричні властивості Землі.

3.      Поняття про геофізичні методи дослідження (гравіметрія, магнітометрія, сейсмометрія, електрометрія). Глибинне буравлення.

4.      Тепловий режим Землі.

5       Агрегатний стан речовини усередині Землі. Реакція речовини Землі на коливальні рухи довгого і короткого періодів.

6.      Будова Землі. Оболонки земної кулі.

7.      Літосфера (земна кора): хімічний склад Землі і земної кори; осадовий, гранітний (сіалічний) і базальтовий (симатичний) шар земної кори; континентальний і океанічний типи земної кори.

8.      Поверхня Мохоровичича.

9.      Мантія.

10.    Ядро Землі.

11. Поняття про геологічні процеси (ендогенних і екзогенних), що відбуваються на Землі.

На лекціях необхідно використати наступні посібники: схематичний розріз земної кулі; схема поширення статичних хвиль у двошаровому середовищі; фізична карта світу (на якій прапорцями мають бути відзначені райони передбачуваного і початого буравлення надглибоких свердловин); графік поширення температур і тиску усередині Землі; таблиця густини речовини Землі; порівняльна таблиця хімічного складу Землі і земної кори; схема розподілу підкіркової речовини під дном океану і під континентами.

Аналіз поставлених питань дає підставу зробити висновок що в ході заняття повинні формуватися нові і розвиватися, поглиблюватися вже наявні поняття. Так, поняття про фізичний стан і властивостях гірських порід відомо учням з курсу фізики, оболонки земної кулі вивчалися на уроках географії в 6 класі, хімічний склад речовин ‑ на уроках хімії. Таким чином, у ході лекції вчитель може опиратися на знання, отримані школярами в процесі вивчення основ інших наук. Тому можна намітити головні задачі.

Ціль заняття: поглибити і розширити знання учнів про будову, властивості і склад Землі і земної кори, познайомити учнів з причинами сучасного вигляду материків і причинами схожості природи материків.

Бесіда - це метод навчання в якому застосовуються запитання і відповіді. Застосовуючи цей метод, учитель може керувати процесом пізнання і направляти думку учнів на істотні ознаки досліджуваних геологічних об'єктів і явищ. Бесіда має багато позитивних якостей, що сприяють успішному застосуванню її при вивченні будь-якої теми.

3.3 Наочні засоби навчання

знаходять широке застосування вивченні даної теми, тому що геологічна діяльність природних сил, які ми розглядаємо, протікає в планетарному масштабі, охоплюючи усі тверді оболонки і поверхню земної кулі, і вчителю в рідких випадках представляється можливість спостерігати геологічні об'єкти, процеси і їхні наслідки в природних умовах.

Застосування наочних приладів в навчанні сприяє правильному формуванню уявлень і понять, допомагає розвивати пізнавальні здібності учнів, виробляє навички і прийоми, необхідні в кожному геологічному дослідженні, а саме: спостереження, аналіз і синтез явищ, що спостерігаються. У процесі роботи з наочними засобами вчитель супроводжує демонстрацію поясненням, підкреслює основне, націлює увагу слухачів і т.д.

Роботу з формування уявлень і понять із залученням наочних приладів можна організувати в такий спосіб:

1. Опираючи на наочний матеріал, розкрити зміст поняття і запропонувати учням зробити висновки. Достоїнство прийому полягає в порівняно простої організації роботи і глибокому розкритті поняття. Недолік прийому ‑ слабка активність учнів.

2. Під керівництвом вчителя учні повинні самостійно аналізувати зміст посібника, розкривати поняття і поступово дійти висновку. Практика показує, що цей прийом дає кращі результати, однак його здійснення вимагає значних зусиль вчителя в період підготовки до заняття.

У процесі вивчення теми застосовується велика кількість наочних приладів: 1) настінні і світлові картини; 2) карти, схеми і т.д.

Розглянемо найголовніші особливості роботи з наочними приладами:

1. Робота з картинами. Картини знаходять широке застосування при вивченні теми, у зв'язку з тим, що створюють в учнів зорові образи досліджуваних геологічних об'єктів і явищ. Геологічні картини покликані зіграти важливу роль у формуванні геологічних знань, у зв'язку з чим необхідно їхнє своєчасне створення і публікація.

Прийоми використання картин у навчанні геології залишаються загально методичними (споглядання зображених на картині геологічних об'єктів і явищ, установлення просторових чи тимчасових зв'язків з картою, аналіз змісту картин і синтез розглянутих елементів) і не мають потребу в додатковому описі.

У вивченні теми можна застосувати картини рифтових зон Байкальської складчастої системи, Африканської рифтової долини, тощо. Нерідко доцільне враження від картин доповнювати малюнком на дошці, наприклад будова рифтової долини. Такий малюнок як би поглиблює зміст картини, дозволяє різкіше підкреслити істотне в процесі аналізу її змісту.

2. Робота з муляжами і моделями. Муляжі і моделі являють собою скульптурне відтворення природних геологічних об'єктів і явищ. Вони дають об'ємне, а іноді і динамічне представлення про досліджуваний об'єкт і явище і тому знаходять широке застосування в навчанні геології. Можна використати модель "Руху земної кори"; що дозволяє не тільки створити зовнішній вигляд досліджуваного об'єкта, але і розкрити його істотні ознаки.

3. Робота з картами, схемами, графіками. Ці посібники, поряд з картинами і речовинним матеріалом також знаходять широке застосування в навчанні геології. До них можна віднести всі ті посібники, що передають в умовній формі реальні образи геологічних об'єктів.

Зупинимося на характеристиці роботи з умовними наочними приладами (схеми, графіки, діаграми, таблиці). Ці посібники володіють великими методичними можливостями, тому що дозволяють у відверненій формі показати не тільки статику, але і динаміку багатьох геологічних об'єктів і явищ.

Так, наприклад, без застосування схем учнем було б дуже важко засвоїти огляд "Будови земної кори".

Особливе місце займають блокдіаграми, тому що вони дають можливість умовними засобами показати просторове розміщення геологічних об'єктів і явищ, відкрити глибину і перспективу. Наприклад, застосування блок-діаграми платформних і геосинклінальних ділянок суші значно полегшує засвоєння цих складних питань.

Безперечним достоїнством умовних наочних приладів є те, що вони дозволяють конкретизувати той цифровий матеріал, що застосовується в процесі вивчення геології. Це в першу чергу відноситься до таких видів посібників, як графіки і діаграми.

Робота з картографічним матеріалом ‑ один з найважливіших методів навчання геології. Приступаючи до вивчання географії, школярі в основному володіють системою знань географічної карти, що дозволяє перейти до вивчення спеціальних географічних карт. Система знань географічної карти має на увазі наявність картографічних уявлень, розуміння карти й уміння виконувати картографічі роботи в обсязі навчальних програм. Опираючись на картографічні знання учнів (картографічні проекції, градусна мережа, масштаб, топографічна основа), учитель розкриває особливості змісту спеціальних геологічних карт.

Доцільно використовувати загальні геоморфологічні карти, що поєднують на одному листі всі основні характеристики рельєфу: морфологію, генезис і вік.

Працюючи з геоморфологічною картою, учитель на прикладі рельєфу окремих місць розкриває складні взаємини між ендогенними й екзогенними факторами рельєфоутворення, між геологією і географією, установлює загальні закономірності в розміщенні рифтових зон.

Самостійна робота учнів по вивченню нового матеріалу. Факультативні курси відкривають простір таким формам організації навчання, що розгортають творчу ініціативу школярів, виробляють уміння самостійне використовувати джерела (книги, карти, статті, прилади і т.д. ) при вивченні різних питань, створюють умови для роботи з індивідуального плану. У першу чергу, це самостійна робота учнів по вивченню нового матеріалу. Широко застосовуються наступні види робіт:

3.4 Самостійне вивчення навчального матеріалу

Якщо навчальний матеріал знайомий учням з попередніх курсів, і може бути засвоєний самостійно, то він рекомендується для самостійного вивчення. Але самостійне вивчення теми обов'язкове для всіх, а доповідь готує один учень (чи група учнів).

Підготовка доповіді ведеться за індивідуальним планом. Одержавши тему, учень протягом декількох днів продумує зміст і план передбачуваної роботи, намічає зразкові терміни її виконання.

Після обговорення з учителем план роботи затверджується. Підготовлена доповідь оформляється у виді окремої роботи, ілюструється, зміст його повідомляється на черговому занятті. Прочитана доповідь обговорюється членами групи, тому що зміст цієї теми вивчався школярами самостійно. Досвід показує, що доцільно так спланувати роботу, щоб хтось із учнів міг підготувати і доповідь.

Реферати, на відміну від доповідей, являють собою більш глибоке дослідження окремих питань.

У підготовці реферату бере участь, як правило, один учень. Робота над рефератом ведеться протягом 2-3 місяців. Теми рефератів рекомендуються вчителем і вибираються самими учнями.

Основні вимоги до реферату ‑ використання літературних джерел, правильне оформлення, глибоке і всебічне дослідження.

Важливо, щоб кожен учень підготував реферат по тому чи іншому питанню.

Для рефератів можуть бути рекомендовані наступні теми:

1.      Сучасні уявлення про будову земної кулі.

2.      Глибинні розломи земної кори.

Викладена методика опрацювання теми "Тектоніка літосферних плит" може успішно застосовуватися в шкільному курсі географії і дозволить учням краще оволодіти знаннями про будову земної кори і механізми, які в ній відбуваються.

ВИСНОВОК

Тектоніка плит ‑ сучасна геологічна теорія про рух літосфери. Вона затверджує, що земна кора складається з відносно цілісних блоків ‑ плит, які знаходяться в постійному русіодн6а відносно одної. При цьому в зонах розширення (серединно-океанічних хребтах і континентальних рифтах) у результаті спрединга (англ. seafloor spreadіng ‑ розтікання морського дна) утворюється нова океанічна кора, а стара поглинається в зонах субдукції. Теорія пояснює землетруси, вулканічну діяльність і горотворення, велика частина яких приурочена до межіплит.

Вперше ідея про рух блоків кори був висловлений у теорії дрейфу континентів, запропонованої Альфредом Вегенером у 1920-х роках. Ця теорія була спочатку відкинута. Відродження ідеї про рухи у твердій оболонці Землі ("мобілізм") відбулося в 1960-х роках, коли в результаті досліджень рельєфу і геології океанічного дна були отримані дані, що свідчать про процеси розширення (спрединга) океанічної кори і підсування одних частин кори під інші (субдукції). Об'єднання цих уявлень зі старою теорією дрейфу материків породило сучасну теорію тектоніки плит, що незабаром стала загальноприйнятою концепцією в науках про Землю.

За минулі десятиліття тектоніка плит значно змінила свої основні положе положення. Нині їх можна сформулювати в такий спосіб:

·           Верхня частина твердої Землі поділяється на тендітну літосферу і пластичну астеносферу. Конвекція в астеносфері ‑ головна причина руху плит.

·           Літосфера поділяється на 8 великих плит, десятки середніх плит і безліч дрібних. Дрібні плити розташовані в поясах між великими плитами. Сейсмічна, тектонічна і магматична активність зосереджена на границях плит.

·           Літосферні плити описуються як тверді тіла, і їхній рух підкоряється теоремі обертання Эйлера.

·           Існує три основних типи відносних переміщень плит

1.      розбіжність (дивергенція), выраженна рифтингом і спредингом;

2.      сходження (конвергенція) виражене субдукцією і колізією;

3.      зсувні переміщення по трансформних геологічних розламах.

·  Спрединг в океанах компенсується субдукциєю і колізією по їхній периферії, причому радіус і обсяг Землі постійні з точністю до термічного стиску планети (у будь-якому випадку середня температура надр Землі повільно, протягом мільярдів років, зменшується). Сталість розмірів Землі безупинно спростовується, але спроби доказу істотних змін розмірів планети недостатньо обґрунтовані.

·  Переміщення літосферних плит викликано їхнім захопленням конвективними плинами в астеносфері.

Існує два принципово різних види земної кори ‑ кора континентальна( більш древня) і кора океанічна (не старше 200 мільйонів років). Деякі літосферні плити складені винятково океанічною корою (приклад ‑ найбільша тихоокеанська плита), інші складаються з блоку континентальної кори, упаяного в кору океанічну.

Горизонтальний рух плит відбувається за рахунок мантійних теплогравитаційних плинів ‑ конвекції. Таким чином, рух плит ‑ наслідок переносу тепла з центральних зон Землі дуже грузлою магмою. При цьому частина теплової енергії перетворюється в механічну роботу з подолання сил тертя, а частина, пройшовши через земну кору, випромінюється в навколишнє простір. Так що наша планета в деякому змісті являє собою тепловий двигун.

СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ

1.  Апродов В.А. Вулканы. – М.: Мисль., 1982. – 367 с.

2.  Богданов Ю.А., Каплин П.А., Николаев С.Д. Происхождение и развитие океана М.,1978.

3.  Бондарчук В.Г. Будова дна океану. – К.: Знання, 1975. – 47 с.

4.  Голов В.П. Геология в средней школе. ‑ М.: Просвещение, 1972. – 96 с.

5.  Деменицкая Р.М. Кора и мантия Земли. – М.: Недра, 1975. – 256 с.

6.  Єфремова С.В. Магматические линии и кольца Земли.‑ М.: Недра, 1986. ‑ 85 с.

7.  Жизнь Земли. Тектоника плит и землеведение. Сб. музея землеведения. – М.: МГУ, 1985. – 176 с.

8.  Захарова Т.К. Жизнь земной коры. ‑ М.: Знание, 1969. – 48 с.

9.  Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1993. 192 с.

10.  Канев В.Ф. Рельеф дна Индийского океана. ‑ М., 1979.

11.  Короновский Н.В. Магнитное поле геологического прошлого Земли // Соросовский Образовательный Журнал. 1996. № 6. С. 65–73.

12.  Кэри У. В поисках закономерностей развития Земли и Вселенной: История догм в науках о Земле: Пер. с англ. М.: Мир, 1991. 448 с.

13.  Леонтьев О.К. Физическая география Мирового океана. – М.: Изд-во МГУ, 1982. – 200 с.

14.  Любарський А. Про новий підхід до вивчення теми: "Походження материків і океанів у курсі шкільної географії" // Краєзнавство. Географія. Туризм. – 2001. ‑ №44. Листопад.‑ С.15.

15.  Мархинин Е.К. Вулканизм. – М.: Недра,1985.‑ 288 с.

16.  Милановский Е.Е. О корреляции фаз учащения инверсий геомагнитного поля, понижений уровня Мирового океана и фаз усиления деформаций сжатия земной коры в мезозое и кайнозое//Геотектоніка. 1996. № 1. С. 3–11.

17.  Милановский Е.Е. Пульсации Земли // Геотектоніка. 1995. № 5. С. 3–24.

18.  Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976. 280 с.

19.  Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли: Рифтогенез в подвижных поясах. М.: Недра, 1987. 298 с.

20.  Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли: Рифтогенез на древних платформах. М.: Недра, 1983. 280 с.

21.  Милановский Е.Е. Рифтогенез и его роль в тектоническом строении Земли и её мезокайнозойской геодинамике//Геотектоника. 1991. № 1. С. 3–20.

22.  Салоп Л.И. Геология Байкальской горной системы. Том I. Стратиграфия. – М.: «Недра», 1964.–517с.

23.  Фролова Т.И. Вулканизм и его роль в эволюции нашей планеты // Соросовский Образовательный Журнал. 1996. № 2. С. 74–81.

24.  Хаин В.Е. Современная геология: Проблемы и перспективы // Там же. № 1. С. 66–73.

25.  Энциклопедия для детей. Т. 4. Геология. – сост. С.Т. Исламова. – М.: Аванта +, 1995. – 624 с.