Эволюция вулканизма в истории Земли и ее причины

Размещено на http://www.allbest.ru/

УХТИНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ

ТГР-ГМИС 22о-C

РЕФЕРАТ

на тему: «Эволюция вулканизма в истории Земли и ее причины»

Студент: Юлдашов Ч.Д.

1. Вулканизм

Вулканы - отдельные возвышенности над каналами и трещинами земной коры, по которым из глубинных магматических очагов выводятся на поверхность продукты извержения. Вулканы обычно имеют форму конуса с вершинным кратером (глубиной от нескольких до сотен метров и диаметром до 1,5 км). Во время извержений иногда происходит обрушение вулканического сооружения с образованием кальдеры крупной впадины диаметром до 16 км и глубиной до 1000 м. При подъеме магмы внешнее давление ослабевает, связанные с ней газы и жидкие продукты вырываются на поверхность, и происходит извержение вулкана. Если на поверхность выносятся древние горные породы, а не магма, и среди газов преобладает водяной пар, образовавшийся при нагревании подземных вод, то такое извержение называют фреатическим.

К действующим, относятся вулканы, извергавшиеся в историческое время или проявлявшие другие признаки активности (выброс газов и пара и проч.). Некоторые ученые считают действующими те вулканы, о которых достоверно известно, что они извергались в течение последних 10 тыс. лет. Например, к действующим следовало относить вулкан Ареналь в Коста-Рике, поскольку при археологических раскопках стоянки первобытного человека в этом районе был обнаружен вулканический пепел, хотя впервые на памяти людей его извержение произошло в 1968, а до этого никаких признаков активности не проявлялось. Извержение вулканов -- одно из самых эффектных и грозных явлений природы. В процессе извержения из глубинных недр Земли на поверхность выносится расплавленная огненная масса (магма). Наземные вулканы образуют огромное количество лав и вулканогенно-обломочного материала.

Например, во время извержения вулкана Безымянного на Камчатке в 1956 г. выброшенный из жерла вулкана обломочный материал достиг объема нескольких кубических километров, а объем излившейся лавы составил несколько десятков кубических километров. При этом высота подъема газов, паров воды, насыщенных пеплом и обломками, лав достигала 45 км.

Еще больше масштабы подводного вулканизма. В пределах срединно-океанских хребтов ежегодно извергается базальтовых подводных лав приблизительно в три раза больше, чем у наземных вулканов. В соответствии с концепцией тектоники литосферных плит, вся океанская земная кора (более - 2/3 всей поверхности Земли) сформировалась в результате глубоководного вулканизма за последние 150 млн. лет. Наземные извержения вулканов происходят практически на всех формах рельефа поверхности, сформировавшихся в результате самых различных геодинамических процессов. Отнесем сюда: островные дуги (Курило-Камчатская, Японская, Филиппинская и другие островные дуги Тихого океана, острова Индонезийского архипелага, Малые Антильские острова). Также: активные окраины континентов андийского типа (Анды и Кордильеры), зоны сочленения континентов (Кавказ и Средиземноморье), рифтовые зоны континентов (Восточная Африка и Байкал) и участки аномального вулканизма («горячие точки») в пределах срединно-океанских хребтов (Исландия, Галапагос, о. Вознесения и др.). Это и зоны аномального внутриплитового вулканизма (нагорья Ахаггар и Тибести в Африке) и районы пассивных окраин континентов (острова Зеленого Мыса, Камерун). В зависимости от вязкости и газонасыщенности магмы наземные извержения отличаются исключительным разнообразием. При обычных для начала извержения температурах 1000 - 1200 °С вязкость магматических расплавов разного состава (в зависимости от места извержения) может изменяться от 102 до 1010 Пуаз. При этом по мере снижения температуры расплава его вязкость может возрастать на 3-4 порядка.

Существуют различные типы извержений вулканов в зависимости от величины вязкости расплавов. Гавайский тип извержения, создающий чаще всего щитовидные вулканы, отличается относительно спокойным излиянием жидкой базальтовой магмы, образующий в кратерах огненно-жидкие озера и лавовые потоки. Газы образуют фонтаны, выбрасывающие комки и капли жидкой лавы, которые вытягиваются в полете в тонкие стеклянные нити (вулкан Килауэа). В стромболианском типе извержений, создающем обычно стратовулканы, наряду с излиянием жидких лав базальтового и андезито-базальтового составов, преобладающими являются небольшие взрывы, которые выбрасывают куски шлака и витые и веретенообразные бомбы. Для купольного типа извержений характерно выжимание и выталкивание вязкой (андезитовой, дацитовой или риолитовой) лавы сильным напором газа из каналов вулкана и образование куполов, криптокуполов, конусокуполов и обелисков. В вулканическом типе большую роль играют газообразные вещества, производящие взрывы и выбросы огромных черных туч, переполненных большим количеством обломков лав.

Глубоководный вулканизм проявляется главным образом в осевых частях срединно-океанских хребтов и в зонах окраинных морей, где происходит излияние однообразных по составу расплавов толеитовых базальтов. В меньшей степени глубоководный вулканизм проявлен на трансформных разломах и в зонах аномального вулканизма (вулканы «горячих точек» типа Гавайского Императорского хребта). На поверхности океана глубоководное извержение вулкана обычно никак не проявляется. Выделяющиеся из волнистых, подушечных, глыбовых расплавов вулканические газы полностью поглощаются водной толщей. Процессы вулканизма, как уже отмечалось, играют большую роль в изменении облика Земли, формировании земной коры. Существенное влияние вулканизм оказывает на формирование атмосферы и гидросферы, на условия обитания живых организмов и человека. В районах, подверженных вулканизму, проживает более 400 млн. человек.

В настоящее время на суше известно более 800 вулканов, извергавшихся в историческое время. Ежегодно на поверхности Земли происходит 20-30 извержений, из которых 1-2 приносят немалые разрушения существующим экосистемам. Упомянем несколько очень крупных катастрофических извержений вулканов. Извержение крупного вулкана Индонезии -- Тамборы считается самым мощным извержением, произошедшим в историческое время. Оно длилось более года с апреля 1815 г. по июль 1816 г. Высота бывшей горы уменьшилась на 1500 м. Взрывом была образована кальдера (округлая впадина на месте вулканического конуса) диаметром 6 км и глубиной 500-600 м, при этом перемещено почти на порядок больше горных пород, чем при извержении Кракатау. Извержение сопровождалось сильными землетрясениями, приливными волнами и ураганами. Были засыпаны метровым слоем пепла постройки, находящиеся на расстоянии от вулкана до 110 км. Погибло более 50 тыс. человек. Крупнейшая катастрофа произошла при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе между островами Ява и Суматра. 26 августа 1883 г. началось извержение, которое можно было наблюдать с кораблей, проходивших вдалеке. На следующий день в 10 ч 20 мин гигантский взрыв разнес вдребезги вулканические конусы Данан и Первуватан. Грохот взрыва был слышен в Австралии (удаление 3 600 км) и даже на острове Родригес (Индийский океан). Тончайшая пыль достигла стратосферы, в которой она распространилась по всей Земле, вызвав во всех странах необычайно яркие закаты Солнца и сумерки. В Джакарте, напротив, пыль, попавшая в атмосферу, затмила солнце почти до полной темноты. Среднегодовая температура Земли в результате частичного экранирования солнечного излучения снизилась на несколько градусов. Чудовищный взрыв вызвал гигантскую волну (цунами) высотой до 40 м, которая обрушилась на города Марак, Аньер, Тьяринган и полностью их разрушила, погубив большую часть населения этих городов. Вулкан Килауэа (о. Гавайи, США) в течение 10 лет, предшествовавших извержению, характеризовался повышенной сейсмической активностью, сопровождающейся плавными извержениями с накоплением лавы во впадинах на верхних этажах горы. 1 февраля 1994 г. в результате землетрясения с магнитудой 5,2 произошло обрушение отрезка побережья длиной 400 м и шириной 25 м, в результате чего потоки лавы устремились в море. Главный толчок сопровождался 300 повторными толчками. Почти непрерывное извержение Килауэа продолжается.

Исследование деятельности вулканов и их опасных проявлений может дать возможность предсказания характерных типов вулканической деятельности. Для прогноза извержений вулканов используются сейсмические и геомагнитные методы геофизических исследований. Эти методы оказались успешными при прогнозе извержений вулканов Михара (Япония), Руапеку и Нгаурукос (Новая Зеландия).

Типы вулканов.

Стратовулканы - слоистые конусные вулканы. Угол обычно є 30±, но может достигать и > 40± (около вершины). Щитовидные вулканы, образуются при извержении лавы базальтового состава с низкой вязкостью, что приводит к отсутствию конуса (25 пароксизмальное, высота столба пепла и газа свыше 25 км, объём выбрасываемого в воздух вулканического материала измеряется в кубических километрах; происходят раз в столетия, пример - извержение Св. Елены в 1980 году; 6 1010-1011 >25 колоссальное, высота столба пепла и газа свыше 25 км, объём выбрасываемого в воздух вулканического материала измеряется в десятках кубических километров; происходят раз в столетия, пример - извержение Кракатау в 1883 году; 7 1011-1012 >25 суперколоссальное, высота столба пепла и газа свыше 25 км, объём выбрасываемого в воздух вулканического материала измеряется в сотнях кубических километров; происходят раз в тысячелетия, пример - извержение Тамбора в 1815 году; 8 >1012 >25 мегаколоссальное, высота столба пепла и газа свыше 25 км, объём выбрасываемого в воздух вулканического материала измеряется в тысячах кубических километров; происходят раз в десятки тысяч лет, пример, - извержение, создавшее Йеллоустонскую суперкальдеру около двух миллионов лет назад.

Рекорды.

Самый сильный вулканический взрыв. Сильнейший вулканический взрыв в истории (возможно, со времени извержения вулкана Санторин в Эгейском море, в 95 км к северу от Крита, около 1628 г. до н.э.) произошел 27 августа 1883 г. в 10 ч утра по местному времени при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе между островами Ява и Суматра, Индонезия. Вызванная им приливная волна смыла 163 деревни, что привело к гибели 36 380 человек. Куски раскаленной лавы выбрасывались в воздух на высоту 55 км, а унесенный ветром вулканический пепел через 10 дней выпал за 5330 км от места извержения. Через 4 ч вулканический взрыв был зарегистрирован на о. Родригес, в 4776 км от Кракатау. Его грохот был слышен на 8% территории земного шара. И все же этот взрыв, примерно в 26 раз превосходивший по силе самую мощную водородную бомбу, испытанную в СССР, был в 3 раза слабее, чем во время извержения вулкана Санторин.

Самое мощное извержение «Тамбора».

Общий объем лавы и пепла во время извержения вулкана Тамбора на о. Сумбава, Индонезия, 5-10 апреля 1815 г. составил 150180 км3 . Для сравнения: вулкан Санторин выбросил около 60-65 км3 породы, вулкан Кракатау 20 км3 . Энергия извержения Тамборы, в результате которого высота острова уменьшилась с 4100 до 2850 м (т.е. на 1250 м), равнялась 8,4х1019 Дж. вулканизм извержение магма расплав

Самое мощное извержение «Таупо».

Самое мощное из всех документально зарегистрированных вулканических извержений произошло в Новой Зеландии около 130 г. н.э. По оценкам ученых, вулкан Таупо выбросил 30 млрд. т породы. Скорость ее извержения достигала 700 км/ч. Она покрыла территорию в 16 000 км 2 менее 20 процентов от 14х109 т породы упало в радиусе 200 км от кратера. * Самый длинный поток лавы «Лаки» Самый длинный поток лавы с вкраплениями падавших в него веретенообразных лавовых сгустков излился во время извержения вулкана Лаки на юго-востоке Исландии в 1783 г. Раскаленная масса растеклась на расстояние 65-70 км. * Самый активный действующий вулкан «Килауэа» Вулкан Килауэа на Гавайях, США, каждую секунду извергает 5 м3 лавы.

Самый большой действующий вулкан «Мауна-Лоа».

Купол вулкана Мауна-Лоа на Гавайях имеет высоту 4170м, 120 км в длину и 50 км в ширину. Его объем 42 500 км3 , причем 84,2% из них приходится на подводную часть вулкана. Кратер под названием Мокувеовео площадью 10,5 км 2 уходит в глубь горы на 150-180 м. С 1843 по 1984 г. Мауна-Лоа извергался в среднем раз в 4,5 года.

Самый высокий вулкан «Аконкагуа».

Заснеженный пик «спящего» вулкана Аконкагуа, расположенного высоко в Андах на территории Аргентины, поднимается на высоту 6690 м.

Самый высокий действующий вулкан «Охос-дель-Саладо».

Вулкан Охос-дельСаладо (имеющий фумаролы), расположенный на границе Аргентины и Чили, имеет высоту 6887 м.

Самый большой кратер «Тоба».

Самая большая кальдера (широкий и плоский вулканический кратер) у вулкана Тоба на севере центральной часто о. Суматра, Индонезия (площадь 1775 км 2 ).

Самый молодой вулканический остров «Тонга».

Самый новый в мире и пока еще безымянный остров входит в группу островов Хаапаи, Тонга. Днем его рождения можно считать 6 июня 1995 г., когда на поверхности были впервые замечены признаки подводной вулканической активности, которые и привели к образованию нового участка суши. Расположен он между островами Као и Лаге и занимает территорию 5 га; самая возвышенная точка острова находится на высоте 40 м. * Самые большие потери вследствие извержения вулкана «Тамбора» Извержение вулкана Тамбора, о. Сумбава, Индонезия, 5-7 апреля 1815 г. привело к тому, что уровень поверхности острова понизился на 1250м (с 4100 до 2850 м). Непосредственно в результате этого извержения и последовавшего за ним голода погибли 92 000 человек. 11.

2. Роль вулканизма в эволюции Земли (Фролова, 1996)

Объектами, позволяющими получить информацию о глубинах Земли, являются горные породы магматического происхождения, которые образуются при застывании глубинных (эндогенных) расплавов. Одни из них, эффузивные, или вулканические, достигают поверхности Земли и быстро застывают, не успевая измениться. Другие интрузивные, или плутонические, длительно застывают в земной коре. Поэтому для познания строения и состава недр Земли более информативными являются вулканические породы. Вулканические породы являются продуктами глубинного процесса вулканизма. По определению известного вулканолога А. Джаггара, вулканизм это совокупность явлений, протекающих в земной коре и под нею, приводящих к прорыву расплавленных масс через твердую кору. Вулканизм связан с потоком горячих глубинных газов флюидов из недр Земли. Флюиды способствуют разуплотнению и локальному подъему глубинного вещества, которое в результате понижения давления (декомпрессии) начинает частично плавиться, образуя глубинные диапиры источники магматических расплавов.

В зависимости от интенсивности прогрева образование расплавов происходит на разных уровнях мантии и земной коры, начиная с глубин 300 400 км. Вулканология это наука о вулканах и их продуктах (вулканических породах), о причинах вулканизма, обусловленных геодинамическими, тектоническими и физикохимическими процессами, совершающимися в недрах Земли. Помимо геологических наук: исторической геологии, геотектоники, петрографии, минералогии, литологии, геохимии и геофизики; вулканология использует данные географии, геоморфологии, физической химии, а отчасти, и астрономии. Вулканизм представляет собою общепланетарное явление. Известны вулканы на Марсе, Венере, Луне и спутниках Юпитера. Будучи продуктами глубинных (эндогенных) процессов, вулканы, образующиеся на поверхности Земли, оказывают влияние на окружающую среду, атмосферу и гидросферу, образование осадков. Вулканология как бы фокусирует проблемы, связывающие процессы внутренней и внешней энергетики Земли.

Главные типы вулканических пород в координатах SiO2 - Na2O + K2O: 1 - разделительная линия между породами нормальной щелочности и щелочными, 2 - границы между типами пород, 3 - линия, ограничивающая поле существования природных вулканических пород. Общая классификация всех магматических пород, в том числе и вулканических, основана на их химическом составе и в первую очередь на содержании и соотношении в породах кремнезема и щелочей (рис. 11-2). По содержанию кремнезема, самого распространенного оксида в магматических породах, последние разделяются на четыре группы: ультраосновные (30 44% SiO2), основные (44 53%), средние (53 64%), кислые (64 78%). Другой важный признак классификации щелочность пород, оценивается суммой содержаний Na2O + K2O. По этому признаку выделяются горные породы нормальной щелочности и щелочные.

Наиболее широко среди вулканических пород Земли распространены основные породы базальты, которые являются производными вещества мантии и встречаются как в океанах, так и на континентах. Их можно сравнить с «кровью» нашей планеты, которая появляется при любом нарушении земной коры. В зависимости от геологического положения базальты различаются по составу. Большая их часть относится к породам нормальной щелочности. Это богатые известью низкощелочные (толеитовые) и известково-щелочные базальты. Реже встречаются щелочные базальты, недонасыщенные кремнеземом. Базальтовые магмы при дифференциации дают серии пород (толеитовые, известково-щелочные и щелочные), объединенные происхождением из единой магмы, сохраняющие общие признаки с родоначальными базальтовыми магмами, вплоть до крайне кислых. Среди интрузивных пород наиболее распространены граниты. Они относятся к группе кремнекислых пород, в образовании которых существенную роль играет вещество земной коры. Средние по составу породы, которые представлены преимущественно вулканическими андезитами, встречаются реже и лишь в подвижных поясах Земли. В то же время средний состав земной коры отвечает андезитам, а не базальтам или гранитам, соответствуя смеси этих последних в отношении

3. Эволюция вулканизма в истории Земли

Самые ранние процессы вулканизма синхронны со временем становления Земли как планеты. По всей вероятности, уже на стадии аккреции (концентрации планетного вещества за счет газово-пылевых туманностей и соударения твердых космических обломков планетозималей) происходил ее разогрев. Выделение энергии за счет аккреции и гравитационного сжатия оказалось достаточным для ее начального, частичного или полного плавления, с последующей дифференциацией Земли на оболочки. Несколько позднее к этим источникам разогрева присоединилось выделение тепла радиоактивными элементами. Концентрация железокаменной массы Земли, как это, возможно, происходила и на других планетах Солнечной системы. Она сопровождалась обособлением газовой, преимущественно водородной оболочки, которую она в дальнейшем потеряла в период максимальной активности Солнца, в отличие от крупных, удаленных от Солнца планет группы Юпитера. Об этом говорит обеднение современной земной атмосферы редкими инертными газами неоном и ксеноном по сравнению с космическим веществом. Согласно представлениям А.А. Маракушева, дифференциация железокаменной массы Земли, близкой по составу метеоритам хондритам и полностью расплавленной под большим давлением водородной газовой оболочки, привела к высокой концентрации существенно водородных флюидов (летучих компонентов в надкритическом состоянии) в начавшем обособляться металлическом (железо-никелевом) ядре. Таким образом, Земля приобрела большой флюидный запас в своих недрах, определивший ее последующую, уникальную по своей длительности, по сравнению с другими планетами, эндогенную активность. По мере консолидации Земли в направлении от ее внешних оболочек к центру, возрастало внутреннее флюидное давление и наступала периодическая дегазация, сопровождаемая образованием магматических расплавов, поступающих на поверхность при растрескивании застывшей земной коры.

Таким образом, самый ранний вулканизм, который характеризовался взрывным, высокоэксплозивным характером, был связан с началом остывания Земли и сопровождался образованием атмосферы. Согласно другим представлениям, первичная атмосфера, образовавшаяся на стадии аккреции, в дальнейшем сохранилась, постепенно эволюционируя в своем составе.

Так или иначе, примерно 3,8 3,9 млрд. лет назад, когда температура на поверхности Земли и в прилегающих частях атмосферы опустилась ниже точки кипения воды, образовалась гидросфера. Наличие атмосферы и гидросферы сделало возможным в дальнейшем развитие жизни на Земле. Сначала атмосфера была бедна кислородом, пока не появились продуцирующие ее простейшие формы жизни, что произошло около 3 млрд. лет назад. О составе самых ранних вулканических пород Земли, в настоящее время полностью переработанных последующими процессами, можно судить при сравнении ее с другими планетами земной группы, в частности с относительно хорошо изученным нашим спутником Луной. Луна планета более примитивного развития, рано израсходовавшая свой флюидный запас и потерявшая вследствие этого эндогенную активность. В настоящее время это «мертвая» планета. Отсутствие в ней металлического ядра говорит о рано прекратившихся процессах ее дифференциации на оболочки, а пренебрежимо слабое магнитное поле о полном застывании ее недр. В то же время о наличии флюидов на ранних этапах развития Луны свидетельствуют пузырьки газа в лунных вулканических породах, которые состоят в основном из водорода, что говорит об их высокой восстановленности.

Наиболее древние, известные в настоящее время породы Луны, развитые на поверхности лунной коры на так называемых лунных материках, имеют возраст 4,4 4,6 млрд. лет, что близко к предполагаемому возрасту образования Земли. Они представляют собою кристаллизовавшиеся на малых глубинах или на поверхности богатые высококальциевым полевым шпатом анортитом светлоцветные основные породы, которые принято называть анортозитами. Породы лунных материков подвергались интенсивной метеоритной бомбардировке с образованием обломков, частично переплавленных и смешанных с метеоритным веществом. В результате образовались многочисленные ударные кратеры, сосуществующие с кратерами вулканического происхождения. Предполагается, что нижние части лунной коры сложены породами более основного, низкокремнеземистого состава, близкими к каменным метеоритам, а непосредственно подстилают анортозиты анортитовые габбро (эвкриты). На Земле ассоциация анортозитов и эвкритов известна в так называемых расслоенных интрузивах основного состава и является результатом дифференциации базальтовой магмы.

Поскольку физико-химические законы, определяющие дифференциацию, одинаковы во всей Вселенной, логично предположить, что и на Луне древнейшая кора лунных метеоритов образовалась в результате раннего плавления и последующей дифференциации магматического расплава, слагавшего верхнюю оболочку Луны в виде так называемого «лунного океана магмы». Отличия в процессах дифференциации лунных магм от земных заключаются в том, что на Луне она чрезвычайно редко доходит до образования высококремнеземистых кислых пород. Позднее на Луне образовались крупные депрессии, названные лунными морями, заполненные более молодыми (3,2 4 млрд. лет) базальтами.

По составу эти базальты в целом близки к базальтам Земли. Они отличаются низким содержанием щелочей, особенно натрия, и отсутствием оксидов железа и минералов, содержащих гидроксильную группу ОН, что подтверждает потерю расплавом летучих компонентов и восстановительную обстановку вулканизма. Бесполевошпатовые породы, известные на Луне, пироксениты и дуниты, вероятно, слагают лунную мантию, являясь либо остатком от выплавления базальтовых пород (так называемым реститом), или же их тяжелым дифференциатом (кумулатом). Ранняя кора Марса и Меркурия аналогична кратерированной коре лунных материков. На Марсе, кроме того, широко развит более поздний базальтовый вулканизм. Базальтовая кора есть и на Венере, однако данные по этой планете пока очень ограниченны. Привлечение данных сравнительной планетологии позволяет утверждать, что формирование ранней коры планет земной группы происходило в результате кристаллизации магматических расплавов, претерпевших большую или меньшую дифференциацию. Растрескивание этой застывшей протокоры с образованием депрессий сопровождалось позднее базальтовым вулканизмом. В отличие от других планет, на Земле не сохранилось самой ранней коры. Более или менее достоверно историю вулканизма Земли можно проследить лишь с раннего архея. Самые древние из известных возрастных датировок принадлежат архейским гнейсам (3,8 4 млрд. лет) и зернам минерала циркона (4,2 4,3 млрд. лет) в метаморфизованных кварцитах. Эти датировки на 0,5 млрд. лет моложе, чем образование Земли. Можно предположить, что все это время Земля развивалась аналогично другим планетам земной группы.

Примерно с 4 млрд. лет на Земле формировалась континентальная протокора, состоящая из гнейсов, преимущественно магматического происхождения, отличающихся от гранитов меньшими содержаниями кремнезема и калия. Они получили название «серых гнейсов» или ассоциации ТТГ, по названию трех главных магматических пород, соответствующих составу этих гнейсов: тоналитов, трондьемитов и гранодиоритов, подвергнутых впоследствии интенсивному метаморфизму. Однако «серые гнейсы» вряд ли представляли первичную кору Земли. Неизвестно также, насколько широко они были распространены. В отличие от значительно менее кремнеземистых пород лунных материков (анортозитов), такие большие объемы кислых пород не могут получиться при дифференциации базальтов. Образование «серых гнейсов» магматического происхождения теоретически возможно лишь при переплавлении пород базальтового или коматит-базальтового состава, вследствие своей тяжести опустившихся на глубокие уровни планеты.

Таким образом, мы приходим к выводу о базальтовом составе коры, более ранней, чем известная нам «серогнейсовая». Наличие ранней базальтовой коры подтверждается находками в архейских «серых» гнейсах более древних метаморфизованных блоков основного состава.

Неизвестно, претерпела ли родоначальная магма базальтов, слагавших раннюю кору Земли, дифференциацию с образованием анортозитов, подобных лунным, хотя теоретически это вполне возможно. Интенсивная многостадийная дифференциация планетного вещества, которая привела к образованию кислых гранитоидных пород, стала возможной благодаря водному режиму, установившемуся на Земле в связи с большим флюидным запасом в ее недрах. Вода способствует дифференциации и очень важна для образования кислых пород. Таким образом, в течение самого раннего (катархейского) и архейского времени, преимущественно в результате процессов магматизма, к которым после образования гидросферы присоединилось осадконакопление, сформировалась земная кора. Она начала интенсивно перерабатываться продуктами активной дегазации ранней Земли с привносом кремнезема и щелочей.

Дегазация была обусловлена формированием твердого внутреннего ядра Земли. Она вызывала процессы метаморфизма вплоть до плавления с общим покислением состава коры. Итак, уже в архее Земля имела все присущие ей твердые оболочки кору, мантию и ядро. Нарастающие различия в степени проницаемости коры и верхней мантии, которые были обусловлены различиями в их тепловом и геодинамическом режиме, привели к неоднородности состава коры и к формированию разных ее типов. В областях сжатия, где была затруднена дегазация и подъем на поверхность возникающих расплавов, последние испытывали интенсивную дифференциацию, а ранее образовавшиеся основные вулканические породы, уплотняясь, опускались на глубину и переплавлялись. Формировалась протоконтинентальная двухслойная кора, имевшая контрастный состав: верхняя ее часть была сложена преимущественно кислыми вулканическими и интрузивными породами, переработанными метаморфическими процессами в гнейсы и гранулиты, нижняя породами основного состава, базальтами, коматитами и габброидами. Такая кора была свойственна протоконтинентам. В областях растяжения формировалась протоокеаническая кора, имевшая преимущественно базальтовый состав. По расколам в протоконтинентальной коре и в зонах ее сочленения с протоокеанической образовывались первые подвижные пояса Земли (протогеосинклинали), отличавшиеся повышенной эндогенной активностью. Уже тогда они имели сложное строение и состояли из менее мобильных приподнятых зон, претерпевших интенсивный высокотемпературный метаморфизм, и зон интенсивного растяжения и прогибания. Последние получили название зеленокаменных поясов, так как слагающие их породы приобретали зеленый цвет в результате процессов низкотемпературного метаморфизма.

Обстановка растяжения ранних этапов формирования подвижных поясов сменялась по мере эволюции обстановкой преобладающего сжатия, что приводило к появлению кислых пород и первых пород известково-щелочных серий с андезитами Подвижные пояса, закончившие свое развитие, причленялись к областям развития континентальной коры и увеличивали ее площадь. По современным представлениям, от 60 до 85% современной континентальной коры было сформировано в архее, и мощность ее была близка к современной, то есть составляла около 35 40 км. На рубеже архея и протерозоя (2700 2500 млн. лет) в развитии вулканизма на Земле наступил новый этап. Стали возможными процессы плавления в сформированной к этому времени мощной коре, появилось больше кислых пород. Состав их существенно изменился, в первую очередь за счет увеличения содержания кремнезема и калия. Широкое распространение получили настоящие калиевые граниты, которые выплавлялись из коры. Интенсивная дифференциация мантийных базальтовых расплавов под воздействием флюидов в подвижных поясах, сопровождаемая взаимодействием с материалом коры, привела к увеличению объемов андезитов.

Таким образом, помимо мантийного вулканизма, все большее значение приобретал коровый и смешанный мантийно-коровый вулканизм. В то же время, в связи с ослаблением процессов дегазации Земли, и связанного с ними теплового потока, оказались невозможными столь высокие степени плавления в мантии, которые могли привести к образованию ультраосновных коматитовых расплавов. Если они и возникали, то редко поднимались на поверхность вследствие своей высокой плотности по сравнению с земной корой. Они претерпевали дифференциацию в промежуточных камерах и на поверхность попадали их производные менее плотные базальты. Стали менее интенсивными также процессы высокотемпературного метаморфизма и гранитизации, которые приобрели не площадной, а локальный характер. По всей вероятности, в это время окончательно были сформированы два типа земной коры соответствующие континентам и океанам. Однако время образования океанов пока окончательно не определено. В последующий этап развития Земли, который начался 570 млн. лет назад и носит название фанерозойского, те тенденции, которые появились в протерозое, получили дальнейшее развитие.

Вулканизм становится все более разнообразным, приобретая четкие различия в океанических и континентальных сегментах. В зонах растяжения в океанах (срединно-океанических рифтовых хребтах) изливаются толеитовые базальты, а в аналогичных зонах растяжения на континентах (континентальных рифтах) к ним присоединяются и часто над ними превалируют щелочные вулканические породы. Подвижные пояса Земли, получившие название геосинклинальных, являются магматически активными десятки и сотни миллионов лет, начиная с раннего толеитбазальтового вулканизма, образующего совместно с ультраосновными интрузивными породами офиолитовые ассоциации в условиях растяжения. Позднее, по мере смены растяжения сжатием, они сменяются контрастным базальт риолитовым и известковощелочным андезитовым вулканизмом, достигшим расцвета в фанерозое. После складчатости, образования гранитов и орогенеза (роста гор) вулканизм в подвижных поясах становится щелочным. Таким вулканизмом обычно и заканчивается их эндогенная активность.

Эволюция вулканизма в фанерозойских подвижных поясах повторяет таковую в развитии Земли: от однородных базальтовых и контрастных базальт-риолитовых ассоциаций, господствовавших в архее, к непрерывным по кремнекислотности с большими объемами андезитов и, наконец, к щелочным ассоциациям, которые практически отсутствуют в архее. Эта эволюция, как в отдельных поясах, так и на Земле в целом, отражает общее уменьшение проницаемости и возрастание жесткости земной коры, что определяет более высокую степень дифференциации мантийных магматических расплавов и их взаимодействия с материалом земной коры, углубление уровня образования магм и уменьшение степени плавления.

Сказанное выше связано с изменением внутренних параметров планеты, в частности с общим уменьшением глобального теплового потока из ее недр, который оценивается в 3 4 раза меньшим, чем на ранних этапах развития Земли. Соответственно уменьшаются и локальные восходящие потоки флюидов, возникающие в результате периодической дегазации недр. Именно они вызывают разогрев отдельных областей (подвижных поясов, рифтов и др.) и их магматическую активность. Эти потоки образуются в связи с накоплением на фронте кристаллизации внешнего жидкого ядра легких компонентов в отдельных выступах-ловушках, которые всплывают, образуя конвективные струи. Эндогенная активность периодична. Она обусловила наличие крупных пульсаций Земли с попеременным преобладанием основного и ультраосновного магматизма, фиксирующего растяжение, и известково-щелочного вулканизма, гранитообразования и метаморфизма, фиксирующих преобладание сжатия. Эта периодичность определяет наличие магматических и тектонических циклов, которые как бы наложены на необратимое развитие Земли.

4. Причины вулканизма

По современным научным воззрениям, материковые глыбы представляют выступы земной коры, а океаны области опускания. Линии соприкосновения материков и океанов -- районы наибольшего давления, в результате чего здесь образуются, с одной стороны, высокие горы на материках, с другой -- глубокие впадины, или пучины в океанах.

Причины вулканизма объясняются давлением, возникающим в этих областях в результате горизонтальных и вертикальных движений земной коры. Давление может превосходить прочность земной коры, что ведет к образованию трещин и изломов. Опускающиеся участки морского дна давят на находящуюся под ними магму, которая по трещинам и изломам, возникшим в земной коре, устремляется к поверхности Земли.

Подтверждением этих предположений может служить опускание дна океана, например, в районе острова Мартиники на несколько сот метров при извержении вулкана Мон-Пеле (в 1902 г.). Присутствие вулканов вдали от берега моря не исключает правильности выводов данной гипотезы. Дело в том, что в периоды образования тех гор, в системе которых эти вулканы сейчас находятся, границы моря и суши сильно отличались от современных.

Так, например, это было в третичный период, (подробнее: Геологический век Земли), когда происходил наибольший рост Гималаев, Кавказа и других гор. Кроме того, движения земной коры возможны и в глубине материков, что действительно и подтверждается наличием обширной области опускания в Африке. Геологические процессы, совершающиеся на поверхности Земли и в ее глубинах влияют так же на формировании самоголика Земли.

Размещено на Allbest.ru