Рифтові системи Землі

МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИІ НАУКИ УКРАЇНИ
ВІННИЦЬКИЙДЕРЖАВНИЙ ПЕДАГОГІЧНИЙ УНІВЕРСИТЕТ
імені Михайла Коцюбинського
кафедра фізичної географії
Дипломнаробота
натему:
Рифтовісистеми ЗемліВінниця– 2007

ВСТУП
Рифтогенезом (в англомовнійлітературі 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 однієїсторони) і ускладнених глибокими поздовжніми розломами. Англійський геологГрегорі, що описав подібні структури наприкінці минулого століття в СхіднійАфриці, назвав їх рифтами (від англ. rіft — розрив, тріщина, щілина), аланцюжка з декількох рифтів звичайно іменують рифтовими зонами.
Хоча лінійновитягнуті молоді западини, нині відносяться до категорії рифтів, були виявленіна різних континентах ще наприкінці XVІІІ століття (Байкальський рифт) і XІстолітті (Верхньорейнський рифт, рифти Мертвого і Червоного морів, СхідноїАфрики), вони довгий час не привертали до себе належної уваги геологів івважалися другорядними структурними формами.
У минуломустолітті різка перевага в тектонічній будові Землі структур стиску (складчастихзон і поясів) відносно структур розтягання (рифтових зон) знаходило природнепояснення, тому що вважалося, що наша планета майже цілком утратила внутрішніджерела енергії, поступово оходжується, зменшує свій обсяг і в результатізагального стиску, що нерівномірно виявляється на її поверхні і в часі, її корапіддається коробленню, зминанню й у ній періодично виникають складчастіструктури й утворюються великі нерівності рельєфу. Подібні ідеї висловлювали йобґрунтовували, зокрема, знаменитий англійський фізик лорд Кельвін, авторитетякого серед натуралістів другої половини XІ століття був винятково високий, ійого сучасник ‑ великий австрійський геолог Е. Зюсс. Останній вважавнавіть, що обмежені розломами западини (грабени) Східної Африки, що послужилидля Грегорі зразком (тектонотипом) рифтовых структур, утворилися не в ходірозтягання земної кори, а при загальному стиску Землі. Однак відкриття нарубежі століть явища радіоактивного розпаду елементів показало, що в надрахЗемлі укладені могутні джерела термічної енергії, і пануюча до цього концепціяпро поступовий стиск Землі в ході її розвитку ‑ так звана контракційнагіпотеза була більшістю геологів поставлена під сумнів чи зовсім відкинута.
Із середини XXстоліття починається систематичне геолого-геофізичне вивчення ложа океанів, щозаймають близько 2/3 поверхні Землі. Це призвело до відкриття на їхньому дніграндіозних, лінійно витягнутих зон підняттів, розсічених безліччю поздовжніх іпоперечних розломів ‑ серединно-океанічних чи, точніше, внутріокеанічниххребтів загальною довжиною більш 80 тис. км. Виявилося, що вони просторовопов'язані з деякими рифтовими зонами на континентах, мають подібні з ними чиблизькі риси рельєфу, структури, магматизму і геофізичних особливостей і,безсумнівно, являють собою споріднені, хоча і набагато більші тектонічніутворення. У межах внутріокеанічних хребтів установлюються явні ознакипоперечного чи близького до поперечного їхнього простягання горизонтальногорозширення земної кори, при цьому в багато разів переважаючого по своїйшвидкості і загальному масштабі її розширення в рифтових зонах континентів. Навідміну від останніх воно виявляється не тільки в роздробленні, розтяганні йпотоншенні раніше існуючої кори, але й у повному її розриві, розбіжностіблоків, що відокремилися, у різні сторони і послідовне заповнення зяянь, щоутворилися між ними, гарячим глибинним магматичним матеріалом, що піднімаєтьсяз мантії Землі. Прояву стиску кори в межах ложа океанів на відміну відконтинентів виявилися незначними чи локальними.
Відкриттяграндіозного явища розсування ложа океанів, що одержав назву«спрединг» і призвів протягом останніх 150-170 млн. років довиникнення і розширення величезних западин Атлантичного, Індійського йАрктичного 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 процесигоризонтального розтягання і розширення в її корі в масштабі всієї планетиграють не меншу роль, ніж процеси її скорочення і стиску, а на думку деякихдослідників навіть перевершують їх по своєму глобальному ефекті. Інтенсивністьрегіонального розвитку материкової та океанічної кори тепер визначають тектоно-вулканічніумови, а матеріалом живлення цього розвитку, як і раніше, є тільки виверженівулканами або підняті з глибини на поверхню тектонічними рухами продуктидиференціації планетарної речовини. Порівняння історії розвитку та геологічноїбудови материків і ложа океану розкриває великі можливості для остаточноговирішення проблем утворення земної кори й походження океану.
В останнідесятиліття різко зріс інтерес геологів до вивчення рифтогенезу (включаючи йогонайбільш великомасштабну форму ‑ спрединг) як одного з найважливішихтектонічних процесів, що впливають на багато інших процесів і відбуваються вземній корі і на її поверхні: формування рельєфу, опадонакопичення, магматизм,утворення родовищ рудних, нерудних і паливних корисних копалин, а такожрозвиток життя на нашій планеті [23]. У вивченні сучасного і новітнього рифтогенезуі з'ясуванні ролі рифтогенезу і його еволюції в історії Землі в останні рокибули досягнуті значні успіхи. Разом з тим виникли дискусії щодо розуміннязагальних закономірностей і тенденцій у розвитку Землі і місця рифтогенезу,спредингу і сполучених з ними процесів у її еволюції.

РОЗДІЛ 1.
Сьогоднізагальновизнаним є той факт, що континенти й океанічне дно ‑ це окреміплити, що переміщаються по поверхні мантії відносно одна одної (Мал.1.). Данийпроцес відомий за назвою тектоніка плит і описує структурні особливості земноїкори. Термін «тектоніка» буквально означає «утворення» [2].
Плити являютьсобою переважно тверді блоки, що складаються з земної кори і верхньої твердоїчастини мантії, іншими словами ‑ літосфери. Під твердою мантієюзнаходиться астеносфера ‑ пластична чи напіврозплавлена частина мантії,що залягає на глибині між 100 км і 200 км від земної поверхні.
/>

Існує приблизно15 великих плит і велика кількість малих [24]. Їх співвідношення визначаютьсятрьома основними типами меж – дивергентними, конвергентними і трансформними.Дивергентні межі розташовані між двома літосферними плитами, що віддаляються впротилежних напрямках. В океані плити розділені океанічними хребтами.
Серединно-океанічніхребти мають вигляд підводних гір. Гребені їх, місцями піднімаються на глибину1000 ‑ 2000 м від рівня води. Підніжжя гір занурені на 3000 ‑ 6000 м. Найвищі частини Серединних океанічних хребтів часто піднімаються над рівнем океану, утворюютьгористі острови та острівні дуги. На гребенях підводних базальтових гіросадочних 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 поширеніпереважно на схилах глибоких западин.
Серединно-океанічніхребти виявлені в усіх океанах. Вважають, що вони утворюють єдину глобальнусистему і становлять найважливішу рису підводного рельєфу Землі. Як правило, вСОХ виділяють їх осьову зону та фланги. Для осьової частини характерні вузькіулоговини ‑ рифтові долини (рифти), які приурочені до розломів тієї жпротяжності, що й хребти, і в залежності від швидкості спредингу, мають різнуморфологію.
Спрединг(рифтогенез) – це найбільш великомасштабна і зріла форма горизонтальногорозсування земної. Утворені в процесі спредингу тектонічні зони, виражені в рельєфіграндіозними підводними внутріокеанічними рифтовими хребтами, займають великучастину площі дна океанів біля половини поверхні Землі (Мал. 2.). У сукупностівони утворюють світову систему спредингових структур. Її головними елементами ємайже 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 півночіприблизно на рівній кутовій відстані один від одного.
/>
Мал.2. Поширення кайнозойських континентальних рифтових зон і систем і океанічнихспредингових поясів Землі.
1- внутріокеанічні спредингові пояса; 2 — Західно-Тихоокеанськийкінцево-океанічний спрединговый пояс; 3 — активні осьові зони спрединговихпоясів і їх найбільші трансформні розломи; 4 — відмерлі осьові зониспредингових поясів; 5 — континентальні рифтові зони і системи; 6 — стабільніядра континентів — древні платформи; 7 — рухливі пояси різного віку в межахконтинентів і їхніх окраїн; 8 — області дна океанів поза кайнозойськихспредингових поясів переважно з мезозойською корою океанічного типу.
Біляекватора ці пояси різко коліноподібно відхиляються до заходу, а потімпродовжують випливати в північному напрямку, поступово звужуються,вироджуються, підставляючись по простяганню сучасними міжконтинентальнимирифтовими зонами. (Аденська, Червонономорська, Каліфорнійська) і далівнутріконтинентальними рифтовими зонами і рифтовими системами і, нарешті,загасають. На відміну від інших океанічних спредингових поясів недавновиявлений [21] Західно-Тихоокеанський пояс в основному протягається черезвиниклі в ході спредингу глибоководні западини морів на західній окраїні цьогоокеану.
Основнимиелементами внутріокеанічних спредингових хребтів у поперечному розрізі є вузькагребенева зона, на більшій частині свого простягання ускладнена осьовоюрифтовою долиною, і широкі (від кількох сотень до кількох тисяч кілометрів)флангові зони, що знижуються до підніж цих хребтів. В осьовій зоні нинівідбувається процес розсування літосферних плит з напівшвидкістю від 1 до 10 см у рік і формування нової океанічної кори за рахунок розплавленого, але поступово остигаючогомагматичного матеріалу, що піднімається з верхньої мантії і заповнює порожнину,яка утворюється. Верхні частини розрізу цієї зони складають лави підводнихбазальтових виливів з їхніми вулканічними центрами і магматичними каналами(дайками), нижню ‑ магматична камера, яка в процесі охолодження і застиганняпоступово набуває вигляду складно розшарованого інтрузивного тіла з основних іультраосновних порід.
Широкі фланговізони у відносно піднятих приосьових частинах спредингових хребтів ускладнені поздовжнімигрядами, складеними базальтовими лавами, і міжгрядовими зниженнями, щоутворилися на більш ранніх стадіях тривалого процесу розсування і новоутворенняокеанічного дна. По мірі віддалення від гребеневої зони первинна вулканічнаповерхня флангових зон поступово ховається під океанічними відкладами, товщинаяких стає усе більш могутньою, починається з усе більш древніх шарів івідповідно підстилається більш древніми базальтовими покривами. Зниженняповерхні внутріокеанічних хребтів до їхньої периферії пояснюється поступовимохолодженням і відповідно збільшенням щільності і зменшенням обсягурізновікових магматичних комплексів, що формувалися на різних стадіях процесуспрединга по мірі їхнього віддалення від активної гребеневої зони.
Характерною рисоюструктури спредингових океанічних хребтів, що відрізняє їх від рифтових зонконтинентів, є наявність гребеневих і флангових зон. Морфологічно вони можутьбути виражені у вигляді вузьких жолобів, чи уступів вузьких гребенів, а в планіспостерігається стрибкоподібний зсув по цих розломах осьової зони й одновіковихелементів флангових зон у суміжних сегментах спредингових хребтів, що створюєілюзію їхнього наступного відносного переміщення по зрушенню (мал. 2). Удійсності, трансформні розломи являють собою відносно древні тектонічніструктури, що розділяли сегменти цих хребтів, а осі спредингу в останніх непродовжувалися безупинно в сусідні сегменти, але з моменту закладеннязнаходилися в них на відстані від декількох до кількох сотень кілометрів одинвід одного.
Результатиглибоководного буравлення і геофізичних досліджень показують, що на деякихділянках внутріокеанічних рифтовых хребтів процес спрединга почався ще впізньоюрську епоху (близько 160-140 млн. років тому ), але по більшій частині вранньокрейдову (між 140-100 млн. років тому ) чи пізньокрейдову епоху (100-65 млн.років тому ) і продовжувався протягом усього кайнозою. На відміну відконтинентального рифтогенезу, що проявився окремими переривчастими імпульсами,спрединг відбувався майже безупинно, але в часі швидкість його неодноразовозмінювалася. Найбільш висока середня швидкість спрединга була в пізньокрейдовуепоху, а в кайнозої вона в цілому, хоча і з коливаннями поступово знижувалася,але в останні 10 млн. років знову помітно зросла. Згодом положення осей зонспрединга, які активно розвивалися, також трохи змінювалося, деякі з нихвідмирали (наприклад, зони спрединга Лабрадорського і Тасманового морів), інші,навпаки, поступово подовжувалися, як би проростали по простяганню, третістрибкоподібно зміщувалися убік паралельно своєму первісному положенню,четверті змінювали своє орієнтування. Особливо різкі перебудови тектонічногоплану активних зон спрединга спостерігалися в Індоокеанській області.
Процес спредингаможе починатися в регіонах, що спочатку мали як континентальну, так і океанічнукору. Так, у другій половині мезозою існуючий тоді єдиний гігантськийсуперконтинент Пангея розколовся на кілька великих уламків ‑ нинішніхконтинентів, між якими в результаті тривалого спредингу утворилися западинисучасних Індійського, Атлантичного і Північного Льодовитого океанів. При цьомуспредингу безпосередньо передувало і частково супроводжувало його початковоїстадії широкий розвиток континентальних рифтових зон і рифтових систем(головним чином юрських і ранньокрейдових), фрагменти яких збереглися в межахпівнічно-західної окраїни Європи, Африки, Південної Америки, Індостану,Австралії й Антарктиди. У цих регіонах у ході свого розвитку деяківнутріконтинентальні рифтові зони перетворилися в міжконтинентальніембріональні спредингові зони, а останні надалі ‑ у спредингові поясиокеанів.
Однак у межахТихого океану, ложе якого, на думку більшості дослідників, як величезний регіонз 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 сталиформуватися лише в другій половині чи наприкінці мезозою, тобто не раніш170-150 млн. років тому, процесу рифтогенеза, що переросли у великомасштабнийспрединг, очевидно, піддалася більш древня кора океанічного типу. Спрединговіпояса, безсумнівно, мають дуже глибокі корені, що ідуть у глиб усієї верхньоїмантії (до глибин 600-700 км), а частково й у нижню мантію, а їхній розвиток,імовірно, контролювалося процесами, що відбуваються у верхньому, рідкому ядрі іна границі ядра і мантії Землі (2900 км). Результати новітніхсейсмотомографічних досліджень, що дозволяють просвічувати надра Землі аж доповерхні ядра, показали, що під усіма спрединговими поясами верхня мантія, апід деякими з них також нижня мантія чи її верхня частина характеризуютьсяаномально зниженими (для відповідних глибин) швидкостями проходження сейсмічниххвиль, що вказують на знижену щільність і підвищені температури. Це дозволяєприпускати під цими поясами висхідні потоки тепла і глибинного матеріалу.
Недавно буловстановлено, що частота інверсій полярності геомагнітного поля, що генеруєтьсяв зовнішньому, рідкому ядрі Землі і на його границі з мантією й в основномузалежить від процесів, що відбуваються в них, [11], у часі істотно варіювала[16], і ці зміни, принаймні протягом останніх 180 млн. років, добре корелюютьсяз глобальними змінами інтенсивності спрединга, континентального рифтогенеза,базальтового вулканізму і деформацій стиску в земній корі, а також зевстатичними коливаннями рівня Світового океану, що відбивають зміни форми йогодна і земної поверхні в цілому [16, 17]. Виявилося, що фазам частішаннягеомагнітних 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 фаздосить різкого (до 50-100 м) падіння рівня Світового океану. Навпаки, фазам, щовідрізняються більш рідкими геомагнітними інверсіями чи їхньою повноювідсутністю (тривалістю від 1-2 до 10- 20 млн. років), відповідають глобальніфази прискорення спрединга, активізації континентального рифтогенеза, базальтовоговулканізму, ослаблення деформацій стиску і підйому рівня Світового океану.Таким чином, можна припускати, що інтенсивність спрединга і континентальногорифтоутворення в часі в кінцевому рахунку контролюється ходом процесів, щопротікають у самих глибинних частинах Землі.
Безперечнісвідчення спрединга океанічної кори в масштабі, подібному тому, у якому вінвиявлявся в останні 150 млн. років, у більш древні епохи історії Землівідсутні, більш того, поки достовірно невідомі навіть порівняно невеликі ділянкибільше древньої, тектонічно не деформованої океанічної кори. Однак це неозначає, що спрединг у більш ранні епохи не мав місця. Навпроти, у внутрішніхзонах рухливих (геосинклінальних) поясів Землі, принаймні протягом останньогомільярда років, неодноразово відбувалися процеси розсування континентальноїкори і утворення глибоководних басейнів з корою океанічного чи близького донього типу, однак час їхнього існування, як правило, не перевищував десятки чи сотнімільйонів років, оскільки спрединг у них швидко припинявся, і континентальніблоки знову починали зближатися і зрештою майже чи стулялися навіть насувалисяодин 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, тектонічномурозлінзуванню, перетиранню і часто також насувався на один з її бортів. Питанняпро первісну ширину подібних офіолітових зон у момент їхнього максимальногорозкриття викликає гострі дискусії. Частина дослідників припускають, що їхняширина не перевищувала десятків чи кількох сотень кілометрів (подібно сучаснимзародковим зонам спрединга в осьовій частині Червоного моря і глибоководнихзападин деяких окраїнних морів), інші ж допускають, що вона могла досягатидекількох тисяч кілометрів і не уступала ширині спредингових поясів Індійськогой Атлантичного океанів, і вважають, що подібні їм басейни з корою океанічноготипу могли існувати принаймні вже не менш 1 млрд років тому. Однак такеприпущення викликає великі сумніви, оскільки на відміну від недовговічних зон зкорою океанічного типу, що виникали, а потім закривалися в геосинклінальнихпоясах, западини сучасних Атлантичного й Індійського океанів існують уже більш150 млн. років, а спрединг у них не тільки не припинився і тим більше неперемінився зближенням їхніх бортів, але навіть підсилився в останні 10 млн.років. Крім того, породи офіолітових зон і кори сучасних океанів трохирозрізняються петрохімічно.
Більш імовірно,що величезні спредингові пояси сучасних океанів, хоча і являють собоютектонічні структури, родинні спрединговим зонам геосинклінальних поясів іконтинентальним рифтовим зонам і рифтовим системам, разом з тим відрізняютьсявід них за своїми розмірами, масштабом розширення і розсуванням кори на ранніхстадіях розвитку, геологічному часу появи і тривалості розвитку структуркожного з цих типів: проторифтові зони континентів, що випробували наступнийстиск, виникли уже 2,5-2 млрд. років тому, перші континентальні рифтові зони,які не піддалися значному пізнішому стиску (авлакогени), близько 1,5-2 млрд. роківтому, перші офіолітові спредингові зони в геосинклінальних поясах з помірниммасштабом розсування континентальних блоків і їхньою наступною колізією ‑близько 1 млрд. років тому і, нарешті, величезні по довжині і масштабутриваючого і сьогодні розсування кори спредингові пояса в більшості сучаснихокеанів — близько 150 млн. років тому, а в області Тихого океану, трохи раніше.Це не виключає того, що спрединг, що протікає в сучасних океанах, у майбутньомуприпиниться і навіть може перемінитися зближенням їхніх континентальних блоків.
У формуванніокеанічної кори визначальну роль відігравав вулканізм. Кора сучасних океанівмолода і була утворена протягом мезозой-кайнозойського часу. В основі процесуформування океанічної кори лежать два взаємопов’язаних механізми: надходженнярозплавів толеітових базальтів з астеносфери на поверхню Землі в рифтових зонахсерединно-океанічних хребтів і спрединг, який обумовлює це надходження. Причинаобох процесів ‑ конвективні потоки в мантії.
Наявні геологічніі 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 шарформується лайковим комплексом і представлений гарбовими породами, щоутворилися шляхом розкристалізації розплавів толеітових базальтів. Нижньою границеюцього шару служить границя Мохоровичича, на якій швидкості подовжніх сейсмічниххвиль скачко подібно збільшуються до значень 7,9-8,2 км/с.
Підстилаєокеанічну земну кору надастеносферний шар верхньої мантії, що разом з земноюкорою формує літосферні плити. Дайковий комплекс нижнього шару океанічноїземної кори збагачений важкими мінералами, продовжується в літосфері аж доастеносфери. Як уже відзначалося, сумарна швидкість розсування літосферних плитпо обидва боки від осей серединно-океанічних хребтів складає від 2-6 до 14-16см/рік [15]
Напочатку геологічної історії вулканізм на Землі був, повсюдним. У результатійого проявів уся Земна куля покрилася базальтовою корою. Базальтова поверхняЗемлі була подібна до сучасної поверхні Місяця або Марса, на яких материковакора не утворювалася через недостатню кількість вільної води.
Помірі поглиблення процесу диференціації речовини мантії та, ймовірно, дальшогоохолодження планети глобальний площинний вулканізм слабшав, поступовозмінювався на центральні і тріщанні виверження. Активна вулканічна діяльністьзосереджувалась у місцях слабини та деформацій земної кори, зумовленихтектонічними рухами. Тектоно-вулканічні утворення такі, як підняття, розломи,тріщини та пов'язані з ними вулкани, стали найважливішими структурними формамиокеанічної земної кори. Свій визначальний стан ці структури зберігають і всучасних умовах дна океану.
Головнуособливість базальтового шару земної кори становить висока питома вага тавелика щільність гірських порід, з яких він складається. Різноманітність порідбазальтової кори незначна, складаються вони зі сполук небагатьох хімічнихелементів і важких мінералів. Переважають основні сполуки магнію, кальцію,калію (табл. 1)[8].
Таблиця1. Склад порідокеанічної земної кори, %Сполуки-окиси
Кремнію Sі02 43,60 50,00 40,49 47.96 51,08
Титану Ті02 0,72 1,29 0,02 2,02 1,03
Алюмінію А12О3 4,72 16,48 0,86 15,39 17,28
Заліза Fе203 4,62 4,22 2,84 5,75 4,27 Заліза FеО 8,01 6,80 5,54 5,85 7,42 Марганцю МnО 0,14 0,23 0,16 0,18 7,53 Магнію МgО 24,80 6,30 46,32 6,31 4,52 Кальцію СаО 12,20 9,75 0,70 8,77 10,55
Натрію Na2O 0,73 2,7 0,101 3,32 2.08
Калію К2О 0,38 1,24 0,04 1,64 0,68
Вода Н2O 0,60 1,17 2,88 ‑ 0,64
Фосфору Р2О5 0,21 0,36 0,05 0,45 ‑
Ультраосновніпороди характеризуються, зокрема, високим вмістом сполук кремнію (силіцію) тамагнію. За цією ознакою базальтову земну кору, в складі якої переважаютьосновні та ультраосновні породи, ще зватимуться ‑ від початкових літерназв силіцію й магнію. Відповідно, материкову кору, в складі порід якоїпереважають сполуки силіцію та алюмінію, називають сіаль.
Родоначальноюмасою сима є речовина мантії. Тепер доведено, що ця речовина — первісна гірськапорода протоліт, або пракамінь — за складом подібна до речовини Місяця такам'яних метеоритів. Це свідчить про матеріальну єдність Космосу. У процесірозігрівання, плавлення, вулканогенної диференціації, подрібнення та виверженняна поверхню Землі з п рака меню мантії утворюються різні ультраосновні таосновні породи. Всі породи сима мають споріднений склад. Кількіснеспіввідношення складових сполук у них дещо міняється в залежності відконкретних умов тиску, температури тощо. Під час виверження окремих типівосновних та ультраосновних порід.
Нанаведених даних про покривне залягання різних за віком поверхневих мас базальтуґрунтується геофізична гіпотеза розростання дна океану. Найважливіші положенняїї такі. Будова сучасного ложа та утворення водних мас океану почалися всередині мезозойської ери і тривають у сучасних геологічних умовах. Основуцього процесу становлять уявні конвекційні теплові, горизонтально спрямованітечії, які переміщають великі плити земної кори. У надрах Землі відбуваєтьсяскладна диференціація магми, вилучення газів, води, формування вулканічнихвогнищ та переніс тепла, що спрямовані вертикально до земної поверхні.Конвекційний переніс тепла, зумовлений нерівномірним нагріванням, призводить дотеплових розрядів у вигляді вулканічних вивержень. Розігріті маси (дайки)базальтової речовини в осьовій частині Серединного хребта втискуються в породипокрівлі, на зразок клину розривають та розсувають їх. На місці розривів утворюютьсярубці з нової базальтової кори. У процесі розростання в такий спосібнайдавніші, мезозойські ділянки базальтового ложа ніби були поступово відсунутіаж до підніжжя материкового схилу.
Всіконтинентальні рифтові зони, що активно розвиваються чи ті, що недавнопризупинили свій розвиток були закладені не раніше 40-50 млн. років тому (тобтов середині палеогенового періоду), а деякі з них ‑ навіть в останні 5-10 млн.років, тобто в другій половині неогенового періоду, коли відбулася різкаглобальна активізація рифтогенезу і спредингу. Як видно на мал. 2, сучасні іновітні рифтові зони і їх системи відомі на всіх континентах, крім Австралії.Вони виникли в двох різних тектонічних обстановках: 1) у відносно стабільнихобластях 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 оточуєзападину Тихого океану (Циркум-Тихоокеанського), де сильний горизонтальнийстиск земної кори перемінився наприкінці кайнозою перевагою її горизонтальногорозтягання (Кордільєрська, Андська, Східноазіатська й інші рифтові системи).Накладені на платформи й орогенічні пояси рифтові системи (відповідноепіплатформенні і епіорогенні) поряд із загальними рисами будови і розвиткумають істотні відмінності [18].
Геофізичнідослідження показали, що континентальна кора, товщина якої в середньому складає30-50 км, піддається в рифтових зонах розтяганню і загальному відносному потоншенню:в епіплатформенних рифтових зонах вона звичайно не перевищує 10-20%, але вдеяких епіорогенних рифтових зонах досягає 30-50%. Процес горизонтальногорозтягання по-різному виявляється в різних частинах континентальної кори взв'язку з розходженнями їх реологічних властивостей. У нижньої, більш нагрітоїі пластичної частини кори він приводить до її пластичного розтягання ізагального потоншення з утворенням шийки, а в більш холодній і тендітнійверхній частині – до розвитку системи тріщин і розривів, що розсікають її накілька блоків, взаємні переміщення яких в обстановці загального горизонтальногорозтягання, поперечного чи діагонального стосовно осі рифтової зони у підсумкутакож призводять до потоншення верхньої частини кори й утворення чітко виражениху рельєфі поверхні більш-менш глибоких лінійно-витягнутих западин (мал. 6).Границя нижньої (пластичної) і верхньої (більш тендітної) частин кори можепроходити на різній глибині в залежності від інтенсивності теплового потоку змантії Землі під різними рифтовими зонами, але в цілому остання перевищує такупід сусідніми з ними ділянками континентів від декількох десятків відсотків додвох разів і більше.
Спочаткупередбачалося, що найбільш розповсюдженими типами структурних форм рифтових зонє грабени, тобто відносно опущені, подовжені, більш-менш симетричні впоперечному розрізі блоки, відділені від сусідніх, грабенів розривами ‑нормальними скидами, або східчасті грабени, обмежені з кожної сторони«східцями» з декількох скидів, або, нарешті, комбінації з декількохвзаємопаралельних грабенів, розділених горстами, тобто відносно (чи абсолютно)піднятими блоками, обмеженими нормальними скидами ‑ так званої клавіатуриблоків.
У дійсностівиявилося, що для континентальних рифтових зон найбільш характерні асиметричніі східчасті грабени чи напівграбени, похилі днища яких лише з однієї сторони обмеженікрутим скидом чи східчастими скидами, а також системи з декількох чи навітьбагатьох односторонньо нахилених блоків ‑ напіврабенів чи напівгорстів.При цьому комбінації структурних форм типів, позв'язані взаємопереходами, найбільшхарактерні для деяких епіорогенних рифтових зон, що розвиваються в умовахбільшого 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 іподіляючих їхніх розривів, які розвиваються в умовах горизонтального розтяганнярифтових зон чи рифтових систем, часто служать відносно положисті, навітьсубгоризонтальні поверхні тектонічних зривів ‑ детачментів, на більшійчастині площі рифтові зони відділяють верхню (тендітну) від нижньої(пластичної) частини кори, але в крайовій частині рифтові зони набувають характерскидів, що стають усе більш крутими в міру наближення до земної поверхні. Такуж ковшеподібну в поперечному розрізі, виположену з глибиною форму мають ібагато інших розломів у рифтових зонах ‑ скиди, що зливаються внизу зповерхнею головного зриву (детачмента) чи загасаючі донизу усередині верхньої,тендітної частини кори.
Довжинакайнозойських континентальних рифтів звичайно виміряється кількома сотнямикілометрів, їхніх гірлянд (рифтові зони) ‑ багатьма чи сотнями, чи навіть1-2 тис. км, а довжина рифтових систем (чи рифтових поясів) може досягатидекількох тисяч кілометрів (наприклад, Африкано-Аравійської рифтової системи до6-7 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 нихокремих рифтових западин) може досягати 100-150 км, а рифтових систем, що складаються з декількох субпараллельных рифтових зон, ‑500-1000 км.
Амплітудивертикальних зсувів блоків кори по найбільших похилих скидах чи декількохзближених східчастих скидах на бортах окремих грабенів, а також горстівусередині деяких рифтових зон, наприклад горсту Рувензорі в Танганьїкськійрифтовій зоні у Східній Африці, вираженого в рельєфі у вигляді вузького хребтаабсолютною висотою до 5 км, можуть вимірюватися декількома кілометрами (інодідо 5-10 км). Однак відносна глибина рифтових западин у рельєфі звичайно буваєзначно меншою (не більш 2-3 км), тому що в процесі просідання вони частковозаповнюються товщами відкладів (а нерідко і вулканічними продуктами),потужність яких може досягати декількох кілометрів (у Байкальському рифті більш 5 км).
Амплітудагоризонтального розтягання кори в окремих рифтових западинах і рифтових зонахваріює від 5-10 до 30-40 км, а сумарна амплітуда розтягання в деяких рифтовихсистемах може досягати 100 і навіть кілька сотень кілометрів (у Кордільєрськійрифтовій системі). Поздовжні розломи рифтових зон можуть мати не тільки істотновертикальну (скидову), але і горизонтальну зсувну компоненту, а в деяких з них,наприклад у Левантинській рифтовій зоні на північному закінченні Африкано-Аравійськоїрифтової системи, вона навіть різко переважає над скидовою і досягає 100 км.
У плані рифтовізападини і рифтові зони часто мають колінчату форму, що згинається, (ізвзаємним паралелізмом крайових розломів), в основному обумовлену пристосуваннямїхньої конфігурації до структурних особливостей древнього субстрату. Убезпосередній близькості до рифтовых западин їхнього борта («плечі»)нерідко бувають трохи піднятими (у вигляді напівгорстів чи напівзводів) порівняновисотним рівнем, які обрамляють рифти територій, що створює враження (не завждиправильне) про виникнення рифта в приосьовій частині зводу.
Розвиток рифтів,рифтових зон і рифтових систем з моменту їхнього закладення протікаєнерівномірно, активізуючись під час коротких фаз, розділених фазами ослабленнячи припинення рифтогенезу. Звичайно воно супроводжується вулканічнимививерженнями, у епіплатформенних рифтових зонах і рифтових системах ‑ зперевагою продуктів луго-основного і ультраосновного складу, а в епіорогенних ‑з контрастним сполученням кислих і основних продуктів. Вулканізм можевиявлятися далеко не на всій площі рифтової зони, на різних стадіях рифтогенезу,а масштаб супутніх рифтогенезу магматичних проявів у різних рифтових зонахколивається в дуже широких межах: сумарний обсяг його продуктів може складативід 1 тис. км3 і менше в одних рифтових зонах до десятків і навітькількох сотень тисяч кубічних кілометрів в інших (наприклад, в Ефіопській іКенійській рифтовій зоні Східної Африки).
По відносній ролівулканізму і сполученими з нею особливостями будові і розвитку континентальнихрифтових зон серед них можна розрізняти два крайніх типи, пов'язанихпоступовими переходами: зводо-вулканічний і невулканічний чи слабовулканічний.
1. Розвиток зводо-вулканичнихрифтових зон (тектонотип ‑ Кенійська рифтова зона у Східній Африці)починається з утворення великого овального зводового підняття земної кориунаслідок виникнення під ним, у самій верхній частині мантії, під впливомпідвищеного теплового потоку лінзи аномально розігрітого, розущільненого ічастково розплавленого матеріалу — «рифтової подушки». У результатіпоступового витріщування зводу в його корі в умовах розтягання виникаютьглибокі тріщини і майже вертикальні розломи, що проникають донизу аж домагматичних вогнищ у «рифтовій подушці» і служать каналами длярозплавів, що піднімаються з них і частково сягають земної поверхні (мал. 7).Зводове підняття й особливо його приосьова зона стають ареною могутніх наземнихвулканічних вивержень продуктів переважно луго-основного складу [23]. Частковеспорожнювання глибинного магматичного вогнища призводить до просідання і навітьобвалення блоків кори в приосьовій зоні зводового підняття й утворення рифтовоїзападини, що звичайно має форму асиметричного східчастого грабена чинапівграбена (мал. ). Після цього вулканічна активність в основномузосереджується усередині рифта, подальше просідання і розширення якоговідбуваються разом з новими імпульсами вивержень.
Тектонічно-магматичнийпроцес формування зводо-вулканічної рифтової зони, пов'язаний з виникненням ірозвитком локальної області розігріву і розщільнення у верхах мантії (гарячоїплями) під впливом підйому з нижньої мантії чи навіть від поверхні зовнішнього,рідкого ядра Землі струменя аномально нагрітого глибинного матеріалу(мантійного плюмажу), нерідко умовно називають «активнымрифтогенезом». Цей процес, якщо він не супроводжується деякимгоризонтальним розширенням кори в межах великої області чи навіть усієїповерхні Землі, може викликати розтягання і рифтоутворення лише у відносновузькій приосьовій зоні вулканоактивного зводового підняття.
2. Розвиток непов'язаних зі зводами, невулканічних чи слабовулканічних рифтових зон(тектонотипи ‑ Байкальська і дуже схожа на неї Танганьїкська рифтова зонау Східній Африці) починається з виникнення вузьких і неглибоких подовженихприрозломних западин, що заповнюються тонкоуламковим, але в міру поглиблення іпояви уздовж їхніх бортів крайових підняттів поступово грубіють матеріалом.Імпульси просідання і розширення рифтових западин супроводжуються переміщеннямипо великомасштабних крайових внутрішніх похилих скидах і могутніх землетрусахіз сейсмічними вогнищами у верхній тендітній частині кори, який указує нагоризонтальне, поперечне чи діагональне розтягання осі рифта.
/>

Мал.  Модельглибинної будови «зрілої» континентальної рифтової зони в поперечномурозрізі.
Горизонтальністрілки показують напрямок горизонтального розтягання кори і верхньої мантії;вертикальні — підйом верхньої мантії й аномально підвищений тепловий потік підрифтовою зоною
Вулканічні проявиабо відсутні, або незначні, локальні і приурочені головним чином до перемичокміж окремими рифтовими западинами чи до флангів рифтових зон. Утворення слабко ‑чи невулканічних рифтових зон приблизно пов'язують із процесом горизонтальногорозтягання великої області континентальної кори, приблизно поперечного допростягання рифтової зони чи, можливо, деякого загального розширення поверхніЗемлі у відповідну епоху, що умовно називається «пассивнымрифтогенезом». Прояви вулканізму (якщо вони мають місце) починаються не дозакладення рифтових западин, а після їхнього виникнення і можуть бути поясненіутворенням «рифтової подушки» у верхах мантії і вогнищ плавлення вній внаслідок адіабатичного підвищення температури при зниженні тиску в зонірозтягання під рифтовими зонами.
Цілком ймовірно,що найбільш сприятлива для виникнення і розвитку континентальних рифтових зонтака геодинамічна ситуація, коли горизонтальному розтяганню, пов'язаному зобстановкою регіонального чи глобального розширення земної кори, піддаєтьсярайон «гарячої плями», у якій верхня частина мантії під впливоммантійного плюмажу виявиться аномально розігрітою і пластичною. У такихобластях здійснюється як би синтез процесів, абстрагованих у моделях активногоі пасивного рифтогенезу, і рифтоутворення протікає найбільше могутньо.
Пропоходження земної кори існує багато суперечних уявлень. Найпоширеніші гіпотези:виплавляння та подрібнення-материків; острівного тектоно-вулканічногопоходження та розростання материків.
Основигіпотези виплавляння склалися в минулому столітті. Зміст її передає класичнепорівняння земної кулі з горном, в якому з руди виплавляють залізо. В процесірозігрівання важкий розплавлений метал осідає, а легкий шлак піднімається, охолоджуєтьсяу вигляді кірки. Утворення земної кори порівнюється з утворенням шлаковоїкірки.                                                                                                                                                    *Щ
Сучасніприхильники гіпотези виплавляння для її підтвердження використовують досягненнягеохімії та геофізики. Виплавляння вважається одним із проявів загальноїглибинної диференціації речовини мантії, що відбувається вибірково, залежно відтермодинамічних умовПриймається, 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, утворивсясуцільний шар граніту. На Землі ніби існував єдиний материк. У ходігеологічного розвитку він подрібнився. За одними уявленнями це сталося урезультаті розломів материка на частки та розповзання або дрейфу розрізненихчастин по підкоровій речовині. Таке припущення покладено в основу сучасноїгіпотези мобілізму ‑ рухомості материків. Причиною дрейфу вважаєтьсяобертовий рух Землі навколо осі та породжувані ним відцентрові сили. За іншимваріантом гіпотези мобілізму причиною дрейфу материків є течії підкоровоїречовини. Уламки материків плавають на ній, наче крига на воді.
Заостанні десять років розроблено ще один варіант гіпотези мобілізму ‑ новуглобальну тектоніку [5]. Причиною розповзання материків за цією гіпотезою єпоширення Землі, зокрема, розростання океанічного дна. Материки ламаються тарозсуваються напором земних мас з глибини. Поширення дна океану вважаєтьсятакож причиною підняття гір.
Гіпотезапоширення Землі протистоїть існуючій з минулого століття гіпотезі контрактації ‑ стиску Землі врезультаті охолодження. Протилежні гіпотези — контракції та поширення Землі —ґрунтуються на одних і тих же термодинамічних умовах земної кулі. Обидві вонине зважають на реальні геологічні факти складу та структури земної кори,пояснювати які покликані [7].А*Ь~
Заіншими уявленнями, подрібнення єдиного суцільного гранітного шару на Землі сталося врезультаті тектонічного розчленування та поглинання базальтовою речовиноюопущених блоків гранітного шару. Процес поглинання основною (базитовою) речовиноюгранітних мас відомий під назвою базифікації. Вона вважається оборотнимпроцесом виплавляння сіалю, а утворення ложа Світового океану ‑результатом базифікації гранітного шару. Штучність гіпотези базифікації очевидна.Крім того, вона виходить з помилкового твердження про загальну оборотністьпроцесу перетворення мінеральної речовини Землі.
Існуванняі розвиток матеріальної маси Землі відбувається в умовах обертового руху їїнавколо осі. В цьому русі склалася куляста форма еліпсоїда планети, зумовленавзаємодією полярного ущільнення або стиску і екваторіального поширення.Підпорядкована цим похідні форми тектонічних рухів є джерелом внутрішніх силусіх геологічних процесів. Космічна речовина, з якої складається Земля, в процесіформування планети безперервно ущільнювалася, розігрівалася і спікалася.Відбувалася й відбувається гравітаційна, теплова і геохімічна диференціаціяречовини. Виявленням або формою загальної диференціації речовини є вулканізм.
Вулканічнийпроцес — космічне явище, що відбувається на всіх небесних тілах Сонячноїсистеми та поза межами. За фізико-геологічними ознаками вулканізм — це процесвиверження розплавленої глибинної речовини планети на поверхню, розрядка напругстиску та розігрівання. Підраховано, що за час геологічного існування Землімаса виверженого вулканами матеріалу дорівнює масі всіх материків [12].
Яквипливає з природних закономірностей поширення та будови земної кори, стискЗемлі зумовлює загальне опускання її поверхні, а накопичення вивержених зглибин вулканогенних продуктів у певних місцях утворює підвищення, вулканічнігори
Вулканогенніглибинні продукти диференціації речовини мантії — це єдине джерело матеріалудля 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. Врезультаті цієї взаємодії створюються різні осадочні породи. Прикладивсеосяжного перетворення вулканогенного матеріалу в осадочні гірські породиможна спостерігати на будь-якому вулкані та вулканічному острові й простежити внаверстуваннях земної кори порід різного віку.
Мипростежили зміни складу, форм залягання та рельєфу мінеральних мас відпланетарної речовини базальтового ложа океану до материкових гірських масивів.Розвивалася материкова кора в різних частинах земної кулі, на різних етапах їїіснування, але в такій незмінній послідовності: підводні вулканічні утворення —вулканічні острови — острівні дуги — океанічні острови, міні материки(мікроматерики) — материки.
Сучаснийвигляд нашої планети, розподіл суші й моря на ній, рельєф і структура материківє свідченням послідовного та необоротного переходу сима в сіаль, океанічноїкори в материкову. Перехід відбувається в загривах вулканічних вивержень.Грандіозні вулканічні споруди серед безмежного моря та на гірських хребтахстоять віковічними свідками підняття суші з глибини Світового океану.

РОЗДІЛ 2.
2.1Серединно-океанічні хребти і рифтові зони Світового океану
2.1.1Між материками Європи і Африки на сході та Америки на заході лежить Атлантичнийокеан. У меридіональному напрямку він простягається від Арктики до Антарктиди.Площа його ‑ 93,6 млн. км2 (за іншими даними ‑ 91,14млн. км2), середня глибина ‑ 3926 м. Береги океану ‑ це обламані та розмиті морем краї материків. Обриси африканського тапівденно-американського берегів Атлантичного океану дивовижно подібні [3].
Океанніби виповнює тріщину між розламаними та розсунутими частинами суші, а місцемрозсування слугує Серединно-Атлантичний хребет став відомий у своїй північнійчастині ще в 50-х роках минулого сторіччя, але докладне його вивчення, щозаклало основи уявлення про єдину планетарну систему серединно-океанічниххребтів, було проведено лише в 1953-1963 р., у результаті чого він був описанийу роботах Б. Хейзена і його співробітників.
Потімрадянськими дослідниками він був простежений до півночі від Ісландії.
Глибинаокеану над Серединним Атлантичним хребтом ‑ 2000 — 3000 м. Окремі частинийого виступають над рівнем води, утворюючи океанічні острови. Середня ширинахребта ‑ понад 1000 км. На схід і захід від нього лежать глибокіулоговини дна Атлантичного океану: Норвежська, Європейсько-Африканська,Північно-Американська, Африканська, Бразильська іАнтарктико-Атлантико-Індійська. В них глибина океану місцями перевищує 6000 ‑ 7000 м. До океанічних улоговин хребет знижується круто. На його схилах виявлено2 ‑ 3 рівні підводних плато, поділених високими уступами [13].
ГребіньСерединного Атлантичного хребта має поздовжні розломи. По ньому проходитьзападина (грабен, або рифт), розміщена між розломами. Глибина рифту перевищує 2000 м, ширина його ‑ приблизно 30 км, схили його сильно розчленовані. Місцями вздовж ньогорозташовані вулкани. З продуктів вулканічних вивержень на рифті Серединногохребта, в Північній частині Атлантичного океану утворився острів Ісландія. Рифтіноді подвоюється або зникає. Змінюється також його глибина. За походженнямрифт ‑ розрив земної кори, викликаний, на думку одних дослідників, їїрозтяганням, а інших ‑ стиском.
Уструктурі Серединного Атлантичного хребта важливе значення мають численніпоперечні розломи. Деякі з них простягаються на велику відстань простежуютьсяпід материками. Поперечні розломи поділяють Серединний хребет на багато блоківта масивів. Удовж розломів розрізнені частини хребта часто пересунуті на значнувіддаль, зокрема в екваторіальній частині Атлантичного океану ‑ на кількасот кілометрів у західному напрямку.
Поперечнірозломи часто з'єднують хребти з острівними дугами. Вони являють собою граничніутворення між такими глобальними деформаціями земної кори, як гірські кряжі,острівні дуги, рифти та блоки, що ніби вклинюють або трансформують їх одні водні. Такі розломи мають назву трансформні.
Утворенняпоперечних, переважно широтних, розломів Серединного хребта ще не знайшлодостатнього з'ясування. Гіпотеза острівного утворення та розростанняматерикової земної кори пояснює виникнення поперечних розломів широтногопростягнення взаємодією сил полярного стиску та екваторіального розтяганняземної кулі в процесі обертання її навколо осі. Розтягнення земної кори векваторіальній зоні вважається також головною причиною зсувів блоківСерединного хребта у широтному напрямку.
Геологічна будоваСерединного Атлантичного хребта, за даними геофізичних досліджень і буріння,виконаних в останні роки, характеризується такими особливостями. В осьовійчастині цього підводного підняття осадовий шар відсутній або має дуже малупотужність (десятки метрів). Прихильники гіпотези розсування океанічного днапояснюють це тим, що кора тут молода й осадки поверх неї не відкладалися. Однаквідсутність осадового шару в приосьовій частині Атлантичного хребта пояснюєтьсянасамперед тим, що цей підводний хребет значно вилучений від джерел зносу.Осадки, що зносяться з континентів, накопичуються в глибоководних улоговинах іна хребет, що піднімається, не попадають. Відсутність осадків можна пояснити ітим, що осадові утворення поховані на хребті під лавами, що вилилися на них.
Гребінь хребтаскладається з базальту. У центральній частині рифту вік його визначають відсучасного до 18 млн. років. Подекуди виявлені важкі ультраосновні породи —серпентизовані перидотити, які місцями чергуються з блоками габро та базальту істановлять, так званий другий сейсмічний шар у корі серединно-океанічних. Уцьому переконують результати глибоководного буравлення. Однак до другого шарувходять лежачі між шарами лав осадові породи. В другому шарі можуть бути ісильно серпентізовані ультра основні породи, що укладаються по фізичнихвластивостях в той інтервал швидкостей, що властивий другому шару океанічної кори.
Якими ж породамискладний третій шар серединно-океанічних хребтів? Це, мабуть, саме складнепитання. Дотепер залишається неясним, яка потужність третього шару підсерединно-океанічними хребтами. Гравіметричний вимір показує, щосерединно-океанічні хребти характеризуються мінімумом сили ваги в редукціїБуге. Це може свідчити про те, що хребтам властиве потовщення кори. Деякісейсмічні дані це підтверджують. Так, під островом Ісландія, розташованому наАтлантичному підвідному хребті, потужність кори досягає 40 км. Однак на деяких інших ділянках того ж підвідного хребта стовщення кори не виявлено.
Аналізгеологічної історії Північної Атлантики переконує, що серединно-океанічніхребти, хоча б частково, були закладені там, де раніше бувгеосинклінально-складчастий пояс. Отже, під другим шаром, що складається зперешаровування базальтів і осадових порід, повинні бути метаморфізовані породидревнього геосинклінального пояса [13].
/>

У деяких випадкахзразки таких порід, що виступають серед більш молодих утворень, виявлені наостровах. У Серединно-Атлантичному хребті це найдавніші ультраосновні породи(перидотити) з островів Святого Петра і Святого Павла, метаморфізованібазальтоїди, зібрані в декількох місцях у гребневій зоні хребта, основні ікислі 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, алевролітипалеозойського віку драговані «Академіком Курчатовим» з поверхніхребта до півночі від Ісландії. Геосинклінальний комплекс відкладів, що складаєоснову серединно-океанічного хребта, повинний досягати значної потужності (10-15 км і більш), і ним, можливо, складене все потовщення третього шару під підводним хребтом.
Крім характерноїдля океану кори океанічних улоговин і серединно-океанічних хребтів, поширені йінші типи кори, властиві островам, западинам, підводним плато, острівним,дугам, обмеженим глибоководними жолобами.
Потокита покриви базальту, вивержені в сучасну епоху й недавно. Неодноразово на осісерединного хребта знаходили пліоценові і навіть міоценові відкладення,зцементовані базальтовою лавою На схилах Серединного Атлантичного хребтазалягають базальтові маси вивержені раніше. Чим ближче до материка, тим вонистаріші. Найдавніші базальти залягають біля материка Північної Америки. Вонивкриті осадочними відкладами середньоюрського віку.
Розсуванняабо розростання океанічного дна почалося понад 165 млн. років тому. Швидкість йогозмінювалась від 0,3 до 6,0 см./ рік. Дно Атлантичного океану на 30° північноїшироти розростається з постійною швидкістю 2 см/рік.
Розростанняокеанічного дна, за уявленнями прибічників неомобілізму, є однією з причин дрейфуматериків. Спрощено це замальовується так. Земна кора Атлантичного океану разоміз Серединним хребтом пересувається на захід до Антильських островів. Ще даліна захід вона заглиблюється під материк Америки й зникає. Одночасно на схід відСерединного хребта земна кора Атлантичного океану впирається у материк Африку,зрушує його на схід. Виходить, що розростання дна океану відбувається лише насхід від Серединного хребта, який переміщується на захід.
Серединнийхребет Атлантичного океану вивчений найбільш детально. Він простягається вздовжосі на всю довжину океану і на півночі за материковим схилом з'єднується зпідводним хребтом Північного Льодовитого океану. Звідти, вигинаючись, із заходуобходить острови Шпіцберген, простує до Ісландії й далі — до Азорськихостровів. Між ними та Ісландією виникає відгалуження Атлантичного Серединногохребта у напрямку Девісової протоки між Гренландією та Лабрадором. Вонотягнеться також у напрямку на Гібралтар центральній частині Атлантичногоокеану, між Азорськими островами та екватором (острів Сан-Паулу). Серединнийхребет утворює велику дугу, опуклу на захід до Центральної Америки. У Південнійчастині Атлантичного океану він простягається в напрямку островів Вознесіння,Трістан-де-Кунья та Буве. В цьому районі є відгалуження хребта, щопростежується до Південно-Антильських островів. Далі Атлантичний Серединнийхребет повертає на схід, з півдня огинає Африку й з'єднується з СерединнимІндійським хребтом.
По сучаснихуявленнях, серединний хребет між Шпіцбергеном і Гренландією своїм східнимсхилом примикає до материкового підніжжя і простягається у вигляді вузькогогребеня, розбитого поздовжніми дислокаціями типу рифтів і ускладненогопідводними вулканічними піками. Зона хребта збігається з поясом епіцентрівземлетрусів. Південніше Шпіцбергену простягання хребта міняється змеридіонального на субширотне.
Меридіональнийпівнічний відрізок хребта одержав найменування хребта Кніповича, субширотнаділянка ‑ хребет Мона. Цей хребет значно ширший, у зводі його чітковимальовуються рифтові морфоструктури, хребет розбитий також декількомапоперечними розломами. Найбільш значний з них ‑ розлом Ян-Маєн, вінсупроводжується підводними і надводними вулканами. Південніше о. Ян-Маєнрозташована наступна ланка системи ‑ хребет Кольбейнсей. Він стикаєтьсяіз шельфом Ісландії і рифтова зона його продовжується на поверхні Ісландії увигляді Великого Ісландського грабена, борти і дно якого засіяні вулканами.
ОстрівІсландія утворився шляхом нарощування базальтового Серединного хребта продуктамивулканічних вивержень [1]. З них складається плоскогір'я, підняте на 400—600 м надрівнем 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 збудовою прилеглих підводних частин Серединного Атлантичного хребта. Там і тамцоколь і нижній ступінь складають базальти найстарішого віку. Ступені над ними— з базальтових покривів молодшого віку а наймолодші лави сучасних виверженьзосереджені вздовж рифту. Це приклад нарощування вулканічних хребтів шляхомпослідовного накопичення вулканогенного матеріалу, а не розсування океанічногодна продуктами нових вулканічних вивержень, як твердять деякі сейсмологи.Осадкоутворення на острові відбувається дуже інтенсивно. Джерелом матеріалу длянових верств осадочних порід є величезні викиди крихкого вулканогенногоматеріалу, який переробляють лід та льодовикові води.
Продовженнямсерединно-океанічної системи до півдня від Ісландії є хребет Рейк’янес.Серединно-океанічний хребет тут сильно розширюється. Уздовж розломіврозташовані підводні вулкани, один з них викидався в 1963 р., у результаті чоготут утворився новий острів ‑ Сюртсей. Приблизно на широті Ірландії хребетрозсічений поперечними розломами Рейк’янес і Гіббса, до останнього приуроченагрупа підводних гір Фарадея. До півдня від них починається Північно-Атлантичнийхребет, який до Азорських островів має майже меридіональне простягання.Азорський вулканічний масив розташований у зоні однойменного поперечногорозлому, який прослідковується від підводної окраїни Північної Америки доПіренейського півострова. Південніше затоки Мейн із цією зоною розломівгенетично 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 найбільшактивних вулканічних зон в Атлантиці. У 1957 р. тут відбулося велике підводневиверження, у результаті якого утворився новий вулкан Капеліньюш.
До півдня відАзорських островів розташована група підводних вулканічних гір Грейт Метеор(гори Платона), що утворюють поперечний гребінь на східному фланзі серединногохребта. Рифтова зона тут до 18° пн. ш. має південно-західне простягання. Хребетперетинається декількома широтними розломами, з них найбільш велика зонарозломів ‑ Атлантис. Південніше, до екватора, простягання хребтаміняється на південно-східне. У районі екватора хребет січе цілий ряд розломів,по яких окремі сегменти серединно-океанічного хребта зрушені по відношенню одиндо одного в східному напрямку. З найбільшими з цих розломів пов'язані глибокіпоперечні 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 собоюсамотню скелю перидотиту, що піднімається над рівнем моря на сотню метрів. Вікперидотитів на о. Сан-Паулу ‑ 835 млн. років
До півдня відекватора простягається Південно-Атлантичний хребет, що зберігає в ціломумеридіональне простягання. Поперечних січних розломів тут значно менше, ніж уПівнічній півкулі. Хребет сильно розвинутий у ширину, займаючи більш 1/3загальної площі дна океану. З великими поперечними розломами пов'язані осередкисучасного чи недавнього вулканізму (о-ва Вознесіння, Св. Олени,Тристан-да-Кунья).
У районівулканічного острова Буве, приблизно на широті 55° пд.ш. простягання хребтаміняється на субширотне, і Серединно-Атлантичний хребет переходить вАфрикансько-Антарктичний, що відрізняється меншою висотою і шириною, алезберігає рифтову структуру гребеня. Він обгинає Південну Африку і простягаєтьсядалі в Індійський океан.
Рифтова зонаСерединно-Атлантичного хребта на всій його протяжності від Норвезького моря доо. Буве збігається з поясом епіцентрів землетрусів, що продовжується далі допівночі, вже в Північному Льодовитому океані, і до сходу від о. Буве, уздовжАфрикансько-Антарктичного підняття. Серединно-Атлантичному хребту притаманнітакож лінійні магнітні аномалії, на думку більшості дослідників найбільшхарактерні для серединно-океанічних структур. Сейсмічні дослідження показуютьненормально високі швидкості пружних хвиль під рифтовою зоною хребта, агеотермічні ‑ високі значення теплового потоку. Таким чином, Серединно-Атлантичнийхребет має всі типові геофізичні особливості, властивими цьому типу планетарнихморфоструктур. У результаті драгування в рифтових зонах були виявленіультраосновні породи і габро. Аналогічні результати були отримані також і придрагуванні 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, вказуєзначна потужність осадового шару і, очевидно, "іншого" шару на дніцієї западини. Зсув окремих сегментів хребта по розломах, у тому числі і порозлому Романш, здавалося б, суперечить цьому уявленню, але цілком припустимо,що при дуже давньому закладенні розлом продовжує бути досить активним.
2.1.2 Тихий океанє найбільшим водним басейном на Землі. Він розміщений між материками Азії,Австралії та Америки. Його площа ‑179,68 млн. км2, середняглибина 3981 м. Він має округлі обриси, довша вісь його становить майжеполовину довжини земного екватора, коротша ‑ сягає 13000 км. Тихий океанмає структурні береги, видовжені у напрямку простягання узбережних гір.Нерівності земної поверхні у ньому від западин дна до вершин прилеглих гірперевищують 14000 м [3].
Серединнийхребет у Тихому океані знаходиться в східній частині його. Від Індійського хребта вінтягнеться на схід, з півдня обходить Австралію, простягається на північний східчерез о, Пасхи до Каліфорнії. Далі система підводних паралельних хребтів іжолобів простежується до Аляски. У Тихому океані планетарна системасерединно-океанічних хребтів представлена Південно-Тихоокеанським іСхідно-Тихоокеанським хребтами. Поділ на ці два хребти зовсім умовний. Власнекажучи це єдина структура, що характеризується зводоподібною будовою, з дужевеликою шириною (до 2000 км), розбита січними розломами на ряд параллелепіпедальнихсегментів, зміщених у латеральному напрямку відносно один одного. Рифтоваструктура осьової зони тут виражена слабкіше, ніж у Серединно-Атлантичномухребті, але інші характерні риси серединно-океанічних хребтів ‑ великащільність земної кори під гребенем, сейсмічність, вулканізм високі значеннятеплового потоку, лінійні магнітні аномалії, розвиток ультраосновних порід урифтовій зоні ‑ виявляються дуже яскраво. Цікава особливістьПівденно-Тихоокеанського хребта ‑ участь метаморфічних сланців у йогогеологічній будові.
Північнішеекватора Східно-Тихоокеанський хребет помітно звужується. Чітко вираженарифтова структура хребта. У східній переважають великі глибоководні улоговини,які місцями прилягають до підніжжя материкового схилу Америки. Схили хребтамало виразні, тому його часто приймають за Східно-Тихоокеанське підняття. Тутвиявлено систему поперечних розломів близько до широтного напрямку, розміщенихміж Алеутськими та Маркізькими островами. Найбільші розломи Кліппертонпроходять в екваторіальній зоні океану. Простягаються від берегів Америки доцентральної частини океану в напрямку островів Лайн. У районі цього архіпелагурозломи ложа вкриває вулканічний покрив, за межами якого на продовженнірозломів розміщені глибокі жолоби. В районі острова Фенікс виявленийтектонічний уступ висотою понад 2000 м. По уявленнях американських учених(Менард, 1966;), у районі Каліфорнії серединно-океанічна структура поширюєтьсяна материк, захоплюючи гірський Далекий Захід США і західну частину Канади. Зцим пов'язується утворення найбільшого активного розлома Сеіт-Аідреас, депресійСакраменто і Йосемітської долини, брилових структур великого Басейну, Головногорифта 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.
Крімсерединно-океанічних хребтів в абісальній області Тихого океану є ряд іншихнайбільших гірських систем, але їх за будовою земної кори варто відносити доложа океану.
2.1.3Між 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].
Серединнийхребет Індійського океану є продовженням Атлантичного, з яким з'єднується врайоні улоговини Атульяс на південь від Африки. В Індійському океані хребетпростягається на північний схід у напрямку о. Родрігес, а на південь від нього— розгалужується: одна вітка тягнеться в напрямку о. Макуорі й далі в Тихийокеан, друга (власне Серединний хребет Індійського океану) пролягає на північдо о. Чагос, потім — на північний захід в Аденську затоку і Червоне море. Вцьому районі рифт Серединного хребта Індійського океану з'єднується зматериковим рифтом або зоною Великих розломів Східної Африки. На північ відостровів Чагос тягнеться Мальдійський хребет. У центральній частині Індійськогоокеану від Серединного відходить Південно-Східний Індійський хребет. Серединнийхребет поділяє Індійський океан на західну та східну частини, будова дна якихістотно різниться. В західній частині його вона подібна до структури днасхідної частини Тихого океану. Серединний хребет Індійського океану, як іАтлантичного, розчленований поздовжніми та поперечними розломами. З рифтамипов'язані діяльність вулканів, виверження базальтів.

/>

Угеологічній будові дна Індійського океану, крім молодих базальтів, виявленімасиви давніх, сильно серпентинізованих перидотитів, габро та зеленокам'янихпорід. На Сейшельських островах відомі інтрузії гранітоїдів. Знахідкистародавніх кристалічних порід на Дні Індійського океану розглядають, яксвідчення того, що ніби на його місці існував материк, який пізніше бувподрібнений і знищений у процесі дрейфу материків.
Основуорографічного каркаса дна Індійського океану утворює системасерединно-океанічних хребтів. Вона починається на південному-заходіЗахідно-Індійським хребтом, що має північно-східне простягання іхарактеризується усіма відмітними ознаками рифтогеналі ‑ високим ступенемсейсмічності, підводним вулканізмом океанічного типу і рифтовою структуроюгребеня. На східному схилі цього хребта розташовані два великих вулканічнихмасиви, що виступають над водою. Їхньої вершини утворюють острова Принс-Едуарді Крозе.
На широті близько20°, на схід о. Родрігес, цей серединний хребет змикається зАравійсько-Індійським і Центральноіндійським хребтами. Аравійсько-Індійськийхребет у даний час вивчений набагато краще інших серединно-океанічних хребтів.Тут чітко виражена рифтова структура гребньової зони, установлений лінійнийрозподіл магнітних аномалій, сейсмічність, виходи ультраосновних порід на дні,тобто всі характерні ознаки рифтогеналей.
Повинні бутизгадані 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 відСокотри серединний хребет перетинає зона розломів Оуен, що починається на дніСомалійської улоговини і потім продовжується до півночі від серединного хребта.З нею пов'язаний підводний хребет Меррей, що на відміну від інших підняттівложа океану, сейсмічний. Це зближає його з хребтами серединно-океанічноїсистеми. Хребет Меррей прослідковується аж до шельфу Пакистану. По географічнимданим розлом Оуэн продовжується і на шельфі, очевидно, змикаючись з зоноюрозломів Кветта, що відокремлює гори Белуджистана від Індо-Гангської депресії.
По розлому Оуенсерединно-океанічний хребет зрушений до півночі. Далі Аравійсько-Індійськийхребет приймає майже широтне простягання і змінюється рифтово-бриловимиструктурами дна Аденської затоки. У західній частині Аденської затоки системарифтів роздвоюється — південна гілка вторгається в межі Африканського материкау вигляді Східноноафриканських рифтів, а північну гілку утворюють рифтиЧервоного моря, затоки Акаба, Мертвого моря і Лівану.
В осьовомуграбені Червоного моря були виявлені могутні виходи гарячих (до 70°) інадзвичайно солоних (до 300‰) ювенільних вод. Донні відклади Червоного моря тутпросочені солями, що випали з цих концентрованих розсолів, що утворюютьсвоєрідні породи типу евапоритів. Відзначається високий вміст рідкісних металіву цих відкладах, зокрема міді.
Наступною ланкоюсистеми серединно-океанічних хребтів є Центральноіндійський хребет. Вінпростягається на південний схід від місця зчленування Західно-Індійського йАравійсько-Індійського хребтів до району островів Амстердам і Сен-Поль, деАмстердамською зоною розломів відокремлюється від ще однієї ланкисерединно-океанічної системи в Індійському океані ‑Австрало-Антарктичного підняття. Центральноіндійський хребет має будову,подібну з Аравійсько-Індійським. Австрало-Антарктичне підняття морфологічноближче до серединно-океанічних піднять Тихого океану. Це широке валоподібне підвищенняокеанічного дна, витягнуте з заходу на схід, з помірковано розчленованоюповерхнею. Переважає низькогір’я і горбкуватий рельєф. На більшій частиніпідняття рифтові долини відсутні, але в східному сегменті підняття вони доситьчітко виражені. Ця частина підняття розбита численними меридіональнимирозломами, по яких сегменти хребта, що утворилися, сильно зрушені до півдняодин відносно одного, і в плановому зображенні додає всій цій частині хребтаспецифічний малюнок, що нагадує сходи. У середній частині підняття роздробленеширокою зоною меридіональних розломів [10].
У межах ложаІндійського океану є також ряд хребтів і підняттів. Серед них Мадагаскарські іМозамбікські підняття, складені материковою корою, які відносяться до структурпідводної окраїни материків, а також хребти Меррей і Мальдівський. У західнійчастині океану виділяються також Маскаренський і Амірантський хребти. НазваМаскаренський хребет не зовсім вдала, тому що з Маскаренських островів тількиодин ‑ Маврикій — орографічно пов'язаний з ним. О. Реюньйон являє собоюізольований вулканічний конус, а о. Родрігес ‑ частина гребеня невеликогобазальтового хребта широтного напрямку. Амірантський хребет по своїх контурах,а також по глибоку жолобу нагадує острівну дугу, але, як показують геофізичнідослідження, він складений базальтовою корою. Хребет сейсмічний. СаміАмірантські острова ‑ коралової будови, насаджені на вершини хребта. Найого східному схилі розташований атол Дерош ‑ класичний підводний атолправильної кільцеподібної форми.
До сходу відМальдівського хребта, паралельно йому, розташований невеликий хребет Ланка, аще 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 своїйструктурі він може бути віднесений до брилових хребтів і складений океанічноюкорою. Приблизно проти його середньої частини до сходу відходить підняттяКокосових островів, що складається з декількох вулканічних груп, розділенихдосить глибокими проходами. Вершини Кокосових островів увінчані кораловимиатолами, а о.Різдва, також розташований на цьому хребті, являє собою піднятийдревній атол, з абсолютною висотою 357 м.
На Сейшельськійбанці і однойменних островах, розташованих у північній частині цього хребта, євиходи гранодіоритів, вік яких 600 млн. років.
Від південногозакінчення Східно-Індійського хребта майже під прямим кутом відходить на східЗахідно-Австралійський хребет складного рельєфу, який складається зплатоподібних піднять, що чергуються і різко виражених гряд, очевидно,тектонічного походження. За даними американських дослідників, цей хребетскладений корою материкового типу потужністю близько 20 км, під осадовим шаром залягають породи з щільністю, що відповідає гранітам. На схилах хребтадрагою підняті уламки долеритів, близьких за будовою до тих, що відомі вТасманії. Потужність кори тут близько 12 км, кора звичайна базальтова. Що ж стосується долеритв, те вони характерні для океанічних структур.
У південнійчастині океану великими орографічними елементами є вулканічне плато Крозе йАмстердам і елементи підводної окраїни материка ‑ хребет Кергелен і Гуннерус.
2.1.4Північний Льодовитий океан оточує Північний полюс. Він омиває північні берегиЄвропи, Азії та Північної Америки й з'єднується звуженими протоками зАтлантичним і Тихим океанами. Площа Північного Льодовитого океану близько 13,1млн. км2 [3].
Вузька улоговиналожа океану, що прилягає до Баренцевоморського і Карського шельфів, має назвуулоговини Нансена. Максимальна глибина її 5449 м. Дно улоговини зайняте плоскою абісальною Баренцевою рівниною. З півночі її обгороджуєсерединно-океанічний хребет Гаккеля, що є північним продовженнямСерединно-Атлантичного хребта. Для нього характерне кулісоподібне розташуваннярифтових гребенів і долин, з відносною глибиною розчленовування до 3000 м. Місцями піднімаються окремі вершини, вулканічного генезису. Хребет відрізняється малоюшириною ‑ власне кажучи, він представлений тут тільки рифтовою зоною.Фланги хребта, подібні тим, що відзначені для серединних океанічних спорудженьінших океанів, відсутні. У рельєфі дна хребет Гаккеля чітко виражений приблизнодо 120° сх. д. Хребту Гаккеля властиві смугові магнітні аномалії, витягнуті пойого простяганню, причому для осьової зони значення позитивних аномалійдосягають 700 гам, що, очевидно, вказує на присутність виходів ультраосновнихпорід у рифтових тріщинах.
/>

Подібний«зебровидний» малюнок аномальних полів відзначений і на дні улоговин,що підходять впритул до хребта Гаккеля, а також на продовженні східногозакінчення хребта, з чого можна зробити припущення, що фланги хребта і йогосхідне продовження занурені і поховані під товщами відкладів. Виміри тепловогопотоку в рифтовій зоні показали значення більше 3 мккал/см2 у рік.
До рифтової зонихребта Гаккеля приурочені епіцентри землетрусів. Цей сейсмічний пояспродовжується далі до сходу у вигляді системи Колимо-Алеутських розломів. Іншепродовження цієї системи ‑ Верхоянські глибинні розломи, дислокаціїАлданського щита і Байкальської гірської країни.
Північніше хребтаГаккеля простягається улоговина Амундсена з максимальною глибиною близько 4490 м, У західній її частині рельєф абісально-горбистий, центральна ж і східна частини зайнятіплоскою 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 підвідкладами в улоговинах Нансена й Амундсена виявляється товща порід, десейсмічні швидкості складають 5-6 км/с. З цього робиться висновок проприсутність тут гранітного шару і про вторинне походження цих улоговин. Великийдіапазон зазначених швидкостей може в однаковій мірі говорити і про присутність«другого», а не гранітного шару.
Звернений доПівнічної Америки край улоговини Амундсена примикає до наступного великогоорографічного елементу дна Північного Льодовитого океану ‑ хребтуЛомоносова. Мінімальна глибина над ним 489 м., відносна висота хребта ‑до 3000 м. Цей хребет починається поблизу Землі Гранта і примикає доматерикового схилу підводної окраїни Азіатського материка приблизно навпротиНовосибірських островів. Я.Я. Гаккель і ін. (1968) описують цей хребет якмасивне брилове лінійно витягнуте спорудження з крутими схилами розчленованимипідводними каньйонами, і вирівняною верховою поверхнею. Гребінь хребта покритийвідкладами потужністю до 300 м. Серед уламків порід, зібраних з його поверхніпоряд з базальтами і долеритами були виявлені також кристалічні вапняки,кварцити н ортогнейси, аналогічні архейсько-протерозойським і рифейськимпородам Землі Гранта. З цього був зроблений висновок про те, що хребетЛомоносова – складчасто-брилова система каледонського віку складена короюматерії нового типу. Сейсмічні дослідження, виконані з дрейфуючої станціїАльфа, показали на всьому шляху його проходження океанічний тип кори. Ще ранішетакий же висновок був зроблений Дж. Олівером, який спостерігав за поширеннямповерхневих сейсмічних хвиль, хвилеводом для якого служить гранітний шарматерикової кори. Виявилося, що хвилі цього типу не реєструються в областіАрктичного басейну, хоча відмінно записуються на шельфі.
За хребтомЛомоносова розташована смуга ложа океану з дуже складним рельєфом. Доматерикового схилу Землі Гранта примикає плато Північ, з мінімальними глибинами 1500 м, з численними короткими гребенями, розділеними западинами й окремимиконусоподібними вершинами (підводна гора Остенсо й ін.). Східним продовженнямцієї морфоструктури служить плато Альфа, що має також брилове розчленовування.Південно-західний край плато Альфа піднімається по глибокому розломі й утворюєбриловий хребет Менделєєва. Одним закінченням цей хребет приєднується досереднього відрізка хребта Ломоносова, а іншим ‑ до Чукотськогоаван-шельфу.
2.2Континентальні рифтові зони.
2.2.1Східно-Африкансько-Аравійський рифтовий пояс
Древній континентАфрики починаючи з олігоцену піддавався сильному дробленню і деформаціям зутворенням величезних рифтових западин і зводових піднять. Це обумовилорозвиток молодого вулканізму в більших масштабах, ніж на інших континентах. Насході Африки сформувався Східно-африкансько-аравійський рифтовий пояс, демолодий вулканізм проявився в максимальних масштабах і виникла так звана Високавулканічна Африка. На території Сахари ‑ процеси активізації древньоїплатформи виразилися переважним розвитком великих і малих підвищень,ускладнених горстами і грабенами. Такі зводи Дарфур, Тібесті, Ахаггар і ін. Зними також був пов'язаний сильний розвиток молодого вулканізму, утвореннявеличезних вулканів [9].
Прояви молодоговулканізму в кожному з районів мали свої особливості. Однак для всієї Африкибуло характерно головним чином розвиток базальтів як толеітової, так і лужноїмагми.
Варто такожпідкреслити контрастне чергування базальтів з кислими лавами (до ліпаритіввключно) з утворенням великих ігнімбритових покривів.
Так, самі великівідомі континентальні вулкани розташовані в Африці. приурочені до областіВеликого Африканського грабена, що простягається на тисячі кілометрів довеликих озер, які розкинулися в рифтових долинах. Це озера Альберт, Ківу,Танганьїка і Ньяса. Уздовж рифтових долин витягнуті гірські гряди, висота якихмісцями 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 їхніхкратерах довгі роки зберігалися лавові озера. Лавове озеро Н’ямлагіри зниклопід час великого виверження цього вулкана в 1938-1940 р. На вулкані Нірагонголавове озеро продовжує існувати. Небагато діючих вулканів відомо в районіЧервоного моря. У дуже недалекому минулому вулкани діяли на Аравійськомупівострові. [Мархинин]
Система осадовихбасейнів рифтових грабенів Східної Африки відрізняється переважно малимипотужностями осадових товщ. Однак, усупереч широко розповсюдженій думці пронеотектонічну природу цих грабенів, у тих, де проведені географічні зйомки ібуравлення, виявляються ознаки значно більш древнього закладення. Особливопоказовий 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 встановленанафтогазоносність усіх трьох поверхів.
У зональностірозміщення й особливостях розрізів басейнів Африки чітко виявлений її поділ навелику північну сублавразійську і меншу південну гондванську частини. Загальніобсяги седиментосфери Африки відносно невеликі. У її межах виділяється лишеодна Північно-африкансько-Середземноморська велика область седиментації площеюоб’ємом 10 млн км3.
Звичайновважають, що грабен Суданської зони занурень закладений в крейдовому періоді іпо них здійснювався зв'язок Середземного моря з Гвінейською затокою. Однак уграбенах Гао і Чад відзначена присутність юрських лагунових відкладень.Верхньоюрські відкладення, що включають вапняки з морською фауною потужністюблизько 500 м, установлені на крайньому північному сході синеклізи Конго.Представляється дуже ймовірним розвиток юрських відкладень і в осьових частинахграбенів Верхньонільської синеклізи. У такому випадку морськіверхньоюрсько-крейдові відкладення грабенів Судансько-Нігерійської зонипрогинань резонно розглядати як продовження в глиб Африки Сомалійськогоморського 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 доолігоценовим специфічним прирозломним спорудженням уздовж південних рубежівседиментаційних областей, що тяжіють до лавразидів. Лише більш південні райониАфрики протягом усього фанерозою безсумнівно належали Гондвані. Седиментаційніпроцеси в смузі між Суданською зоною прогинань і Середземномор'ям відрізнялисясвоєрідним розвитком. У періоди загально-тектонічних занурень і євстатичнихпідвищень рівня моря тут переважали морські відкладення лавразійсько-тетичноготипу, принесені трансгресіями від окраїн у глиб континенту, а в теократичні ільодовикові періоди тут домінували умови седиментогенеза, подібні з внутрішнімирайонами Гондвани.
Східно-Африкансько-аравійськийрифтовий 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 зцих систем відрізняється своєрідністю новітнього вулканізму, але для усіххарактерний яскраво виражений лужний вулканізм, властивий областямпостплатформенної активізації континентальної земної кори.
Ньяса-Танганьїкськарифтова гілкапростягається від берегів Мозамбікської протоки на півдні, до р. Білий Ніл напівночі і має довжину біля 2500 км. За даними Е.Е. Мілановського [], великачастина цієї рифтової гілки розташована в межах Убендійськоїранньопротерозойської і накладеної на неї Карагве-Анколійської середньорифейськоїскладчастих систем.
Ньяса-Танганьїкськагілка була ареною розвитку вулканізму наприкінці тріасу і початку юри, у раннійкрейді, у неогені й антропогені. Вулканізм був пов'язаний з формуваннямграбенів, вулканічна гілка в даний час складається з багатьох великих і дрібнихграбенів. Найбільш великі: Ширва, Ньяса, Руква, Танганьїка, Ківу,Едуард-Джордж, Семлікі й Альберт, Альберт-Ніл. Одні частини цих грабенівзайняті великими озерами, інші ‑ могутніми новітніми, у тому числі івулканогенного типу.
Грабенивідносяться до щілиноподібного типу і не супроводжуються широкими підняттямикраєвих напівзводів, що спостерігається в Кенійсько-Ефіопській рифтовій гілці.Лише в середній частині гілки, в Руанда-Бурунді є широке зводове підняття, якеросте з палеогена. Саме до цього зводу і приурочені найбільш інтенсивні проявиновітнього вулканізму.
Новітнійвулканізм проявився в Ньяса-Танганьїкській рифтовій гілці в декількохроз'єднаних територіях у вулканічному районіні Рунгве, оз. Ківу, горстуРувензорі.
Кенійська рифтова гілка простягається на 2000 км від східного берега озера Ньяса у вигляді положистої дуги, опуклої на північний схід, проходить до Червоногоморя. Підрозділяється на двоє: Кенійську, чи рифт Грегорі, і Ефіопську. У межахрифта Грегорі можна виділити кілька великих структур [Милановский, 1974]. Відсхідного берега оз. Ньяса на північний схід простягається рифтово-горстоваструктура долин Рухуху і Кіломберо. Східніше ‑ Масайське підвищення зрифтом долини Пангані (Руву). Далі на північ розташована складна система вузлівперетинання рифтів Еясі-Натрон і Балангіда-Маньяра. Східніше неї знаходитьсяпоперечна рифтова структура Мір-Кіліманджаро, за якою простягаєтьсямеридіональна рифтова система Магаді-Наіваша-Барінго і поперечна до неї широтнарифтова структура Кавірондо-Кенія. Ще північніше ‑ рифт оз. Рудольф, а заним Ефіопський рифт.
Навідміну від західної Ньяса-Танганьїкської рифтової гілки в рифті Грегорі йЕфіопському рифті сформувалися великі новітні підвищення. Їхнє утвореннясупроводжувалося могутнім вулканізмом з кінця олігоцену. Рифти тут менш глибокіі більш широкі, ніж у Ньяса-Танганьїкській гілці.
Умежах рифта Грегорі новітній вулканізм пройшов шість стадій розвитку. Уранньому і середньому міоцені відбулось тектонічне опускання і відокремленняцього рифта від Ефіопського, масові тріщинні виливи базальтів, що утворилимогутні лавові покриви потужністю від 400 до 1000 м. Сформувалися великі (до 40 км у дм.) щити, складені лужними лавами — фонолітами інефелінітами. В даний час ці вулкани збереглися погано.
Длярайону перетинання рифтів Еясі-Натрон і Баландіна Ман’яра характерна складнатектонічна структура, сильне дроблення докембрійського фундаменту, що обумовилоінтенсивний розвиток вулканізму. Він розвивався з раннього пліоцену.Максимальний розвиток одержав у пізньому пліоцені. Південна ділянка розвиткувулканізма ‑ рифт Балангіда-Ман’яра, де є трохи великих вулкагів: Хананг,Квараха й ін.
Приблизнона 3° пд.ш., між Кенійським і Масайським підняттями, простягається поперечназона прогинів і грабенів Міру -Кіліманджаро. Для зони характерний могутнійрозвиток новітнього вулканізму. Сформувалися великі вулканічні масиви Міру іКіліманджаро. Це найбільший в Африці вулканічний масив. Його дм. 100 і 80 км, а обсяг вулканогенних товщ становить більше 3000 км3. Являє собою три вулкани, щотісно злилися: Мавензі, Шира, Кібо.
Наперетині рифтів Еясі-Натрон, Балангіда — Маньяра і поперечної зони Кіліманджаро‑ Меру розташоване велике щитовидне підняття – Кратерне нагір’я. Воноскладене пізньопліоценовими і ранньоплестоценовми породами базальтової серії. Нижнійгоризонт серії складають базальти, трахібазальт, трахіандезити, фоноліти.Обидва ці горизонти сформувались в результаті діяльності низки крупних щитовихвулканів (Ембагаі, Нгоронгоро) і стратовулканів (Лемангрутрут, Олдеані, Лул — Маласін-Олширва).В плейстоцені Кратерне нагір’я було нарощене по північно-східному краюстратовулканами Кірімасі і Ол – Доіньйо-Ленгаі.
СьогодніКратерне 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 іОлдеани, що злилися між собою. У центрі нагір'я розташовується гігантськакальдера Нгоронгоро
Ефіопська рифтова гілка Східно-Африканської рифтової системи являє собою продовженняна північ Кенійської рифтової гілки. Вона перетинає Ефіопське новітнє нагір’я,що приблизно в три рази перевершує Кенійське по ширині. Амплітуда новітніхпідняттів Ефіопського нагір’я 2000 м, що перевищує амплітуду новітньогопідняття Кенійського зводу (1500 м). Ефіопська рифтова гілка складається зголовного Ефіопського рифта на півдні, депресії Афар і Данакільського грабена ігорсту 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 Сомалійськогоплоскогір'я, від центральної його частини, чи Ефіопського нагір'я. По східномукраї Головного Ефіопського рифта Вонджі. До нього і приурочені проявичетвертинного вулканізму в Головному Ефіопському рифті [6].
Великірозміри Ефіопського зводу і велика амплітуда його новітніх підняттів обумовиливеликі обсяги новітніх вулканічних порід. Їхній обсяг 350-400 тис.км3.Вулканізм розвивався тут з еоцену. На півночі і з міоцену ‑ на півдні. Урозвитку новітнього вулканізму в межах Ефіопського рифта виділяють п'ять стадій(серій).
1. Траповасерія (еоцен-олігоцен).
Траповийвулканізм із тріщинними виливами базальтів, що утворюють обширні покриви впівнічній і центральній частинах Ефіопського зводу. Ними складені деякі частинилавових плато в районі оз. Тана і на північ від головного Ефіопського рифта.
2.Серія щитових вулканів (міоцен). Перехідний характер вивержень від тріщинногодо 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 півдніСомалійського плоскогір'я (гори Мендебу, чи Орохо). Вище по геологічномурозрізі базальти змінюються трахібазальтами, трахіліпаритами і пантеллеритами(тобто кислими породами), що утворюють ігнімбритові покриви.
Серіїщитових вулканів у депресії Афар приблизно відповідають товщі древніх покривнихбазальтів Афара, хоча нижня частина відноситься до древнього, олігоценового, віку.Ця товща потужністю до 4-5 км заповнює депресію Афар;
3.Ігнімбритова серія (пліоцен).
Масовітріщинні викиди пірокластів кислої сильнолужної магми біля західного бортаГоловного Ефіопського рифта. У південній і центральній Ефіопії сформувавшивеличезні покриви пантелеритових ігнімбритів. Вони утворюють верхні частинивулканічних товщ Ефіопського нагір'я біля Аддис-Абеби, оголюються в бортахрифта в районі оз. Авуоа і Звай;
4.Серія Аден (плейстоцен).
Зосередженнябазальтового вулканізму в межах Головного Ефіопського рифта й у депресії Афар.Відзначається зв'язок цих вивержень з поперечними до рифту розломами по якихпрояви 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, зайнятомудолиною р. Голубий Ніл;
5.Кислі породи серії Аден (голоцен-сучасний вік). Перевага центрального типувивержень кислої пантеллерит-комендитової асоціації. Ці породи утворюютьстратовулкани. Північніше депресії Афар ці вулкани зустрічаються також уздовжрозломів, що січуть дно депресії.
Умежах Ефіопської рифтової гілки можна виділити чотири вулканічних райони: 1)Головний Ефіопський рифт, 2) депресію Афар, 3) Ефіопське нагір'я, 4)Сомалійське плоскогір'я.
ГоловнийЕфіопський рифт починається північніше оз. Стефані (5° пн.ш.) і простягаєтьсядо 9° пн.ш., де переходить у південне закінчення депресії Афар. Поперечнівулкано-тектонічні перемички розділяють Головний Ефіопський рифт на рядулоговин з відносно великими озерами в них. Такі оз. Чамо, Абая (Маргерита),Авуса, Шала, Хора-Абьята, Лангана, Звай. Рівні води в озерах коливаються вмежах 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.
ДепресіяАфар на півночі Ефіопії ‑ південне продовження рифтової зони Червоногоморя, від якої депресії відділена горстом Данакільських гір Земна кора в межахдепресії 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 тутзалягає четвертинна вулканогенна серія Аден.
Унедавньому геологічному минулому депресія Афар була затокою Червоного моря, щорегресувало звідси близько 80 тис, років тому. Тому деякі вулкани виникали впідводних умовах.
Спочаткувідбувалися тріщинні, а потім центральні виливи диференційованої базальтовоїмагми (диференціація від базальтів до ріолітів). У структурному відношенні длядепресії характерна складна система великих і малих грабенів.
Новітнійвулканізм проявився по системах молодих грабенів. Останні стадії його розвитку(кислі породи серії Аден) були характерні лише для північного закінчення системиграбенів Вонджі і для грабенів Данакільської депресії (базальти).
Усистемі грабенів Вонджі розташовані вулкани: Габіллема, Асмара, Мелале, Аррале,Алаіта, Афдера, Амарті, Соркала, Дуббі. У грабенах Данакільської депресіїзнаходяться вулкани.: Уммуна (Умнуна), Ерта-Але, Габулі, Бори-Елі, Кебріт-Але,Алід.
Ефіопськенагір’я ‑ це лавове нагір'я, що відповідає привершинній частиніЕфіопського новітнього зводу. Рельєф був утворений тріщинними лавовими виливамиеоцен-міоценової (на півночі) і олігоцен-пліоценової (на півдні)системи. Зісходу нагір'я обірване Головним Ефіопської рифтом і депресією Афар. З західноїсторони обмежується грабеном, у якому розташоване оз. Тана. Відміткицентральної частини нагір'я від 3500 до 4600 м.
Древнявулканогенна поверхня нагір'я сильно розчленована ерозією рік Голубий Ніл(Аббай) на півдні і Такказе на півночі. Новітні тектонічні підняття і сильнаерозія виявили в рельєфі еоцен — міоценові й олігоцен-пліоценові вулканічніщити. В даний час на докембрійському фундаменті і частково на крейдовихпіщаниках у межах нагір'я залягає трапова серія. Найбільш древніми тут єріоліти (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 нанагір'ї присутні базальти серії Аден. З півдня на північ можна виділити в межахнагір'я наступні вулкани: Майгудо, Зикуала, Чембібіт, Карні, Рас-Дашан.
Сомалійськеплато являє собою східний схил Ефіопського новітнього зводу, відрізаний ГоловнимЕфіопським рифтом від центральної частини зводу. Уздовж бортів рифта попівнічно-східних розламах у міоцені виникли ланцюги щитових вулканів. Злившисьосновами, вони утворили лавові плато. Денудація, що нерівномірно проявилася,відокремила окремі вулканічні щити у рельєфі. Між басейном р. Уабі-Шебеллє, щовпадає в Індійський океан, і басейнами рік, що впадають в озера на днище рифта,залишився звивистий ланцюг вулканічних плато. У їхніх межах можна виділитивлк.: Бату, Інколо, Какка, Чіллало, Беда, Гугу, Гугу-Магха.
Червоне море і північна зона його рифтів. Западина Червоного моря площею 450тис. кв. км протягається на 1932 км між древніми піднятими блоками Африканськоїй Аравійської платформ. У межах рифтової западини, що розсовується і має ширинудо 350 км, вкладені один в одний кілька грабенів. Наймолодший з них почавформуватися 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 западинпіднімаються гарячі вулканогенні води, що формують на дні моря рудні молодіострови-вулкани. По тріщинах у ряді западин піднімаються гарячі вулканогенніводи, що формують на дні моря рудні родовища.
Напівдні рифт Червоного моря зчленовується з рифтом Аденської затоки, а такожускладнюється діагональними рифтами Афарської западини, що була раніше затокоюЧервоного моря [19].
ЗападинаЧервоного 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 пліоценовогоі плейстоценового віків. Можна виділити наступні головні райони розвитку рифтовихзон: 1) зона Червоного моря, 2) південний берег Аравійського п-ова, 3) західнийберег Аравійського п-ова, 4) рифтовая зона р. Йордан і Сірійських плато.
РифтЧервоного моря являє собою частину Афро-Сірійського розлому, що йде черезАденську затоку, Червоне море і Ейлатську затоку до Мертвого моря. Дно рифтовоїчастини складається з базальтів, не покритих осадовими породами, тобто цемолоде дно. У напрямку від поздовжньої осі моря до берегів шар осадових порідтовщає. Це говорить про те, що рифт є місцем розходження Африки й Аравії. Їхнєрозсування почалося приблизно мільйонів двадцять років тому і продовжуєтьсязараз зі швидкістю 0,5-2 мм у рік. Молодість земної кори в районі Червоногоморя проявляється в значній сейсмічності. Велика частина епіцентрів землетрусівприурочена до осьового жолоба в південній частині моря. Гарячі породи верхньоїмантії лежать дуже близько до дна моря.
Західнийкрай 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 плейстоценовоговіків. Відбувалася диференціація базальтів до дацитів, що утворили лавові плато‑ харрати (арабск.). На плато насаджені по розломам численні невеликі вулкани
Йордансько-Сірійськазона рифтів являє собою північне продовження рифтів Червоного моря. Рифтепростягнулися 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. Молодіпліоценові і плейстоценові вулкани приурочені до східного борта рифтів.

2.2.2 Рифтовізони Євразії
Через Євразію ззаходу на схід простягається переривчастий пояс у якому континентальналітосфера пройшла новітню активізацію. Вона проявилася в інших формах, ніж уСхідній і Північній Африці. Рифтоутворення не одержало (за виняткомЧарсько-Байкальсько-Хубсугульської зони) сильного розвитку. Активізація була обумовленадиференційованими переміщеннями невеликих літосферних блоків, а не літосфернихплит, як в Африці. Загальною причиною переміщень цих блоків деякі дослідникивважають зближення Євроазіатської літосферної плити з Африканською йІндійською. У результаті цього розвинулися зсувні деформації літосфери порозломах, де місцями проявився базальтовий вулканізм. Однак більш ймовірнімісцеві підняття астеносферних лінз із розтіканням їх уздовж глибинних розламівз розсувами і зрушеннями літосферних блоків. Утворення новітніх зводів ірозвиток вулканізму були різні. В так званій герцинській Європі процесипов'язані з формуванням альпійської складчастості в зоні Тетіса. На сході – вСаянах, Прибайкаллі і далі на схід ‑ головна причина розвитку новітньоговулканізму ‑ підняття астеносферних лінз.
Ще на схід,уздовж берегів Тихого океану, розташовані платформи, активізовані в мезозої ікайнозої. Їхня активізація пов'язана з підсуванням Тихоокеанської літосфери підконтинентальну, з формуванням вулканічних поясів крейдо-палеогенової системи.Однак новітній вулканізм не мав прямого зв'язку з ними і розвивався автономно[20].
Для базальтовихмагм активізованого пояса характерні їхній лужні різновиди. На заході це лужнібазальти, трахіти, фоноліти, що асоціюються з кислими лавами. Тут відзначаєтьсястрокате чергування калієвих і натрієвих базальтів. На сході калієві і натрієвіпороди роз'єднані.
Загалом можнавиділити два типи зводових підняттів новітнього вулканізму. Це крайові ісерединні зводи.
Західно-Європейська система зводів і рифтів
Молоді і древніплатформи Євразії пройшли, починаючи з олігоцену значну активізацію. Вонапроявилася в утворенні рифтів, східчастих гірських зводів і міжгірськихзападин. У Західній і Центральній Європі ці процеси були пов'язані з альпійськимгоротворенням. Вони обумовили виникнення Французько-Чеської системи рифтів зізначними проявами біля них молодого вулканізму. Від Ліонської затокиСередземного моря до Судетських гір, по території Франції, Німеччини і Чехії на 1500 км простягається дугоподібна система активізованих зводів кайнозойськоговіку. Вона складена Центральним Французьким масивом, Рейнським зводом, Чеськиммасивом, Судетським гірським зводом і пов'язаними з ними грабенами. Виділяютьсятри області проявів молодого вулканізму: Центрально-Французька, Рейнська,Чешсько- Силезька.
Центральнийфранцузький масив являє собою брилу, складену палеозойськими складчастимипородами, прорваними гранітами. Брила сильно роздроблена молодими розломами,перетворена в східчастий звід, ускладнений грабенами ‑ Ронським, Форез,Лимань. З півдня масив обірваний приморською грабеноподібною западиною. Грабениформувалися з кінця олігоцену й у міоцені. Головна фаза формування Центральногомасиву була в пліоцені. Тоді уздовж розломів, що простягаються смугою з півдняна північ, проявився молодий вулканізм. Це Лангедок-Кос, Канталь, Мон-Дор,Шен-де-Пюі. На схід цієї смуги розташований вулканічний район Куарон-Веле. Вулканиє у грабенах, особливо в грабені Лимань.
Рейнський звідускладнений системою грабенів: Верхньорейнським, Нижньорейнським і Гессенським.Грабени у свою чергу ускладнені поперечними розломами. З ними пов'язані проявимолодого вулканізму. Райони його утворюють переривчасту Північно-Рейнськувулканічну дугу. Це плато Айфель, плато Пелленц, гори Зібенгебірге, платоВесгервальд, Фогельсберг, Високий Рен.
Плато Айфельрозташоване між ріками Мозель і Ар. Воно складене складчастими породамидевонського віку, розбитими розломами субширотного напрямку. З розломами пов'язаніпрояви молодого вулканізму. Розрізняють чотири фази його прояву:
1) вулканічніпліоценові базальтові куполи, 2) шлакові плейстоценові конуси, 3) голоценовімаари, 4) вуглекислі газові струмені- мофети.
Плато Пелленцвідоме за назвою оз. Лаахерзе. Воно знаходиться на західному борті грабенадолини р. Рейн. Тут велике число шлакових конусів, розташованих навколо мааруЛаахерського озера. Довжина плато 35 км, ширина 25 км. Вулкани розташовані по розломах двох систем: північно-західної і північно-східної. Вулканізмвідрізняється тут більш кислим складом продуктів, ніж у західному Айфелі.Найбільш цікавим є маар Лаахерзе і зруйновані стратовулкани в йому районі. Чешсько-силезькавулканічна дуга простягається на 600 км через Рудні гори з грабеном р. Огрже, Чеські Середні гори, Лужицькі гори… Молодий вулканізм проявивсянерівномірно. Максимальна активність його була приурочена до Доуповских гір іЧеських Середніх гір. В цих межах він розвивався протягом трьох фаз. Перша зних – в кінці олігоцену і початку міоцену – була головною. Третя фаза припадаєна пліоцен і ранній плейстоцен, коли відбувалися виливи ультраосновних лав, апізніше олівінових базальтів. В результаті сформувались як крупні так іневеликі вулкани. Так, в Чеських Середніх горах вулкани приурочені до невеликихграбенів. 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 НизькомуЄсенику вулкан Вельки Роудін (780 м). Це руїни середньоплейстоценовогостратовулкана площею 8 кв. км.
Саяно-Байкало-Хубсугульська система гірських зводів і рифтів
Натериторії Азії процеси активізації виразилися у формуванні дугоподібних системгорнах зводів, рифтів і міжгорських западин. Це Саяно-Байкало-Хубсугульськасистема.
Байкальськагірська система. У географічному відношенні це досить визначений і самостійнийрегіон. Обмежений з півночі і з заходу — Середньосибірським плоскогір'ям, зісходу — Алданським нагір'ям і Становим хребтом, з південного сходу ‑ горамиДжидинськой країни, Західного і Східного Забайкалля. Площа Байкальськоїгірської системи складає 575 тис. км2. До складу Байкальськоїгірської системи входять наступні географічні райони: Західне, Східне, ПівденнеПрибайкалля, Північно-Байкальське нагір'я, Патомське нагір'я, Вітімсьоеплоскогір'я, Олекмо-Вітімська гірська країна. Територія регіонухарактеризується значною піднесеністю над рівнем моря і переважно гірськимрельєфом. У плані розрізу (через весь регіон) буде спостерігатися загальнезниження зі сходу на захід. Найнижчою відміткою є рівень озера Байкал (456 м), найвищою ‑ вершина м. Мунку-Сардик (3491 м). Практично на всій території переважаютьсильно розчленовані середньовисотні гори (сопки). Більшість хребтів регіону маєпорівняно м'які обриси з плоскими, вирівняними процесами тривалої денудації,вершини. Рівнинні поверхні зустрічаються лише в тектонічних западинах і долинахвеликих рік. На геологічну будову (особливо в районі Байкальського рифта)великий вплив зробили розривні порушення земної кори, що мають переважнопівнічно-східний напрямок. Звертає на себе увага велика сучасна тектонічнаактивність Байкальської гірської системи з погляду загальне планетарноїактивності. Узагалі, Байкальська гірська система відноситься до молодоїсейсмічно активної області. Тектонічна активність виявляється у виглядіповільних опускань (до 30 мм у рік) і підняттів берегів Байкалу, а такожінтенсивних землетрусів, що досягають 8-10 балів, наприклад, самий великийземлетрус(Саганське) від 11-12 січня 1862 року, коли під воду пішла частинапридельтової ділянки р.Селенга площею близько 260 км2 з декількомаселами [22]. Окинське плоскогір’я знаходиться у східній частині Східного Саяна,в Окинській міжгірській западині (верхів'я р. Оки) Наприкінці міоцену тут буливиливи олівінових базальтів, що утворили лавові покриви на місцевих вододілах,на вододілі рік Віспи і Китоя. У долинах є базальтові потоки і голоценовіконуси.
Забайкальсько-Становенагір’я ‑ це ряд молодих зводів, ускладнених рифтовими западинами. Напівденному-заході ‑ Тункинський рифт, Гусино-озерський і Джидинськийграбени. На північному сході ‑ баргузинський і Верхньоангарський грабени,що ускладнюють Байкальський рифт. Ще далі на північний-схід ‑ звідСтанового нагір'я з Муйським і Чареким грабенами. У верхньому допливі р. Вітімпростирається Вітімське плоскогір'я з зародковими грабенами на ньому. Базальтовийвулканізм проявився в цій системі зводів і грабенів дуже нерівномірно протягомдекількох фаз. Виливи базальтів відбувалися в прогинах у міоцені ще доформування грабенів.
Прихубсугулляпримикає до Тувинського нагір'я, Східного Саяну і Забайкалля. Це новітнійсхідчастий звід з меридіональне орієнтованими рифтами Дархатским іХубсугульским. В останньому знаходиться оз. Хубсугул. Молодий вулканізм тутпроявився у формах, подібних із Забайкаллям. На вододілах Прихубсугулля є базальтовіпокриви. Так, на східному березі оз. Хубсугул близько 60 роз'єднанихбазальтових покривів із загальною площею 1500 кв. км. У джерелах р. Муренрозташований базальтовий щитовий вулкан площею 36 кв. км. У долинах рік євиливи базальтів. Такі базальти поширені в долині р. Шишхид-Гол в оз. Дод-Нур.Потужність їх 150 — 200 м. Вони мають пізньопліоценовий іплейстоцен-голоценовий вік. Базальти Прихубсугулля різноманітні: олівінові,олівін-піроксенові, трахітоідні.
2.2.3 Рифтовізони Американського континенту
СистемаКордільєр і міжгірських рифтів займає біля третини площі Північної Америки. Вонапростягається на 9000 км від Карибського до Берингового моря. Її ширинаколивається на 800 до 1600 км. Ця система розвивалася 700 млн. років, ізпротерозою, але остаточно сформувалася в сучасному вигляді тільки в останні 2 — 3 млн. у пліоцені і плейстоцені. Однією з головних особливостей формуванняКордільєр і рифтів Північної Америки на пліоцен-сучасному етапі є сильнедроблення древньої континентальної земної кори. Вважається, що північна частинарозташованого на дні Тихого океану Східно-Тихоокеанського підняття знаходитьсяпід західною частиною континенту (під Кордільєрами і Скелястими горами).
У межах ПівнічноїАмерики виділяють три великі вулканічні провінції: Південну, Середню іПівнічну. Південна обмежена розломами Кларіон на півдні і Мерей ‑ напівночі. Вона охоплює територію Мексики. Середня розташована між розломамиМеррей на півдні і Льюіс-Кларк ‑ на півночі. До неї входять Кордільєри ірифти на заході континенту. Північна провінція охоплює басейни рік Фрейзер уКанаді і Юкон на Алясці.
Меридіональнарифтова зона Ріо-Гранді, зайнята долиною р. Арканзас і р. Ріо- Гранді,простягається уздовж східної границі плато Колорадо. Це зона інтенсивноїновітньої активізації платформи. Довжина її 800 км, ширини ‑ 15 — 60 км. У ній розвивається молодий вулканізм. У крайових частинах зонипоширені толеітові базальти і продукти їхньої диференціації. У внутрішнійчастині розвинуті лужні базальти. Вулканізм розвивався протягом декількохциклів, починаючи з олігоцену і захоплюючи плейстоцен. Найбільш типові районивулканізму ‑ гори Сан-Хуан, район кальдери Валліс у горах Джемец, гориТейлор.
У межах Сьєрра-Мадре поширені мезозойсько-ранньокайнозойські складчастікомплекси 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 татеригенним флішем верхнього палеозою. Мезозойські комплекси складені тріасовимиі 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 закінчуютьгірські споруди. Складчаста структура зони складна: у східній частині зперекинутими на схід складками і насувами, на заході – блоково-складчаста.Складчаста зона Західна Сьєрра-Мадре тягнеться від північних кордонів Мексикидо Трансмексиканського вулканічного поясу і складена вулканічними гірськимипородами пізньої крейди та кайнозою андезитового і базальтового складу в нижнійчастині, дацитовими і ріолітовими ігнімбритами у верхній. З крейдовими ітретинними інтрузіями кислого і середнього складу, що проривають ці вулканічніпороди, пов'язані родовища мідних, свинцево-цинкових і срібних руд. Сонорськийблок, розташований між Західною Сьєрра-Мадре і Каліфорнійською затокою,складений докембрійськими метаморфічними гранітоїдами, що перекриваютьсядрібноуламковими та карбонатними товщами кембрію, вище за які місцями залягаютькарбонатні породи ордовика-карбону і теригенні породи карбону-пермі.Мезозойські відклади представлені верхньотріасово-нижньоюрськими частковоморськими і вугленосними уламковими породами, що перекриваютьсякарбонатно-уламковими і вулканогенно-уламковими утвореннями крейди. Третинніконтинентальні і вулканічні формації завершують розріз, характерний дляСонорського блоку. Відомі штоки гранітів крейди, третинних діоритів ігіпабісальних порід, з якими пов'язані мідно-порфірові родовища. Блок півостроваКаліфорнія складений гранітоїдним батолітом, на захід від якого простягаєтьсясмуга інтенсивно дислокованих порід мезозою. Ці утворення перекритіпізньокрейдовими уламковими і третинними морськими і вулканогенними відкладами.Складні складчасто-насувні структури перетнуті скидами, що формують рифтКаліфорнійської затоки. Палеозойська складчаста споруда Південна Сьєрра-Мадрепростягається від Трансмексиканського вулканічного поясу вздовж Тихоокеанськогоузбережжя Мексики. Вона складена докембрійськими і палеозойськими породами,місцями перекритими пізньотріасово-ранньоюрськими континентальнимивулканогенно-осадовими товщами, морськими юрськими відкладами і неузгодженозалягаючими на них альб-сеноманськими і сеноманськими глинисто-карбонатними іфлішевими породами. Характерні неогенові та молодші вулканіти.

РОЗДІЛ 3.
3.1Місце «Теорії літосферних плит та рифтогенезу» в структурі поурочногопланування
Урезультаті вивчення фізичної географії в VІІ класі учні опановують значнийобсяг геологічних знань, а серед них тема: Літосфера і рельєф Землі.
Навчальніпрограми VІІ класу геологічним знанням приділяють значну увагу як у загальномуфізико-географічному огляді, так і при характеристиці природних умов іприродних ресурсів різних територій, відводячи на їхнє вивчення в середньому до23-25% навчального часу. Покращенням якості нових програм є посилення пояснювальногоелемента в навчанні. Тепер у VІІ класі потрібно не тільки перелічити формирельєфу території, що вивчається але і розповісти про причини їхньоговиникнення і безперервності зміни, пояснити закономірності розміщення формрельєфу. Посилення пояснювального моменту в навчанні підвищило роль геологічнихзнань, що, у свою чергу, створило умови для їх поглибленого вивчення,постановки проблемних питань, використання різноманітних видів навчальногоустаткування [14].
Розглянемообсяг, який повинні опанували учні в результаті вивчення теми " Літосфераі рельєф Землі.":
1. Будова материкової іокеанічної земної кори.
2. Гіпотези походження материківі океанів.
3. Літосферні плити і причини їхруху.
4. Зони субдукції і спредингу.
Метауроку:
vпознайомити учнів з причинами сучасного виглядуматериків і причинами схожості природи материків;
vСформувати навики роботи з картою;
vСформувати вміння проводити глибокий аналізгеографічних карт і вміння на основі аналізу робити висновки;
vСформувати уявлення про цілісність світу.
Хід уроку
Спочаткуучням пропонується уважно вивчити фізичну карту світу і звернути увагу наконтури материків. Потім за допомогою навідних запитань підвести їх донеобхідних результатів спостережень. Після чого запропонувати їм зробитивисновок про причини збігу контурів материків.
Учительдоповнює відповіді учнів у вигляді лекції або розповіді. Після вивченнянавчального матеріалу спочатку проводиться бесіда з метою перевірки ікоректування знань.
Закінчившививчення теми, учні виконують практичну роботу: нанесення на контурну карту рифтовихзон.
Такимчином, геологічні поняття в VІІ класі поглиблюються, розглядаються на більшвисокому рівні, однак, з огляду на пропедевтичний характер геологічних знань,програма не орієнтує вчителя на їхнє усеосяжне вивчення. Тому для тих учнів, щозацікавилися вивченням географії, можуть бути запропоновані питання дляпоглибленого вивчення, у процесі роботи над яким вони удосконалюють знання,займаючись геологічною самоосвітою.
Дітямзадається домашнє завдання в якому вони повинні підписати на контурній картінайбільші літосферні плити.
3.2Методи вивчення теми
Упідготовчий період основна задача учителя полягає в тому, щоб викликати в учнівпізнавальний інтерес до вивчення геології, але з початку занять зусилля вчителяповинні бути спрямовані на формування основних понять геологічної науки. Узв'язку з цим виникають визначені вимоги до методів навчання по організаційнимформам, у яких вони протікають. Чим досконаліші методи і форми організаціїнавчання, чим ідеальніше вони відповідають змісту освіти, тим вища якістьзнань, навичок і умінь і активніший пізнавальний інтерес до вивчення предмета[4].
Методинавчання визначають і направляють діяльність учителя по формуванню знань,навичок і умінь, а також мають на меті розвити творчі сили учнів, привчити їхдо самостійного рішення питань, виробити в них правильні погляди і переконання.
Значенняметодів навчання геології полягає в тому, що вони забезпечують засвоєння учнямитеоретичних і практичних основ геологічної науки; дозволяють краще зрозумітифізико-географічні процеси, що протікають у природному комплексі; сприяютьвихованню науково-матеріалістичного світогляду; розвивають спеціальніздібності, пізнавальні і професійні інтереси; збуджують і направляють прагненняучнів до самоосвіти.
Основнимметодом досліджень у вивченні обраної теми є аналіз отриманої інформації, якийзнаходять широке застосування в навчанні геології. Поняття про об'єкти і явища,які учням необхідно вивчити у межах цієї теми (літосферні плити, рифти) ібезпосереднє спостереження яких неможливо, формуються на основі широкогозалучення різноманітних засобів наочності. До того ж деякі з досліджуванихявищ, наприклад геологічна і тектонічна будова континентів, не можуть бутисприйняті безпосередньо і не піддаються зображенню на схемі, картині, макеті.Знання про них формуються на підставі вивчення спеціальних геологічних карт, щоє основним джерелом геологічної інформації.
Уформуванні геологічних знань учнів важливу роль грає живе слово вчителя, навчальнаі додаткова література, цифровий матеріал. Таким чином, джерелом геологічнихзнань учнів служить усне і друковане слово, натуральні і зображені предмети іявища.
Розглянемоосновні методи вивчення теми.
Уснийвиклад матеріалу. Матеріал по темі можна подати у вигляді лекції. Лекція – єнайбільш поширеним способом викладання інформації, тому що має великі методичній організаційні можливості в порівнянні з розповіддю і поясненням. По-перше, уструктурі лекцій переважає не оповідання, а розбір і узагальнення, що створюєумови для поглибленого розкриття геологічних явищ, законів і закономірностей.По-друге, лекція привчає уважно слухати, допомагає виявляти головне і короткоконспектувати зміст. По-третє, на лекції в порівняно короткий час можна викластизначний за обсягом і глибокий по змісту матеріал. По-четверте, лекція якметодичний прийом викликає великий інтерес в учнів
Розповідьі пояснення застосовуються як доповнення до лекції, але як самостійні методивикладу матеріалу фактично не використовувалися.
Необхідновраховувати, що школярі не вміють конспектувати лекції і самостійно виділятиосновні моменти змісту, тому необхідно: 1) записувати на дошці план лекції; 2)виділяти інтонацією важливе в змісті, акцентувати увагу, а іноді диктувативисновки; 3) оснащувати лекцію наочними приладами; 4) використовувати класнудошку для записів, складання малюнків, схем, графіків і т.д..
Тривалістьшкільної лекції не повинна перевищувати однієї години (45 хв). По темі«Земна кора» рекомендується ‑ шкільна лекція, де часткововикористовувалися розповіді, пояснення і бесіда.
Уході 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.      Поняттяпро геофізичні методи дослідження (гравіметрія, магнітометрія, сейсмометрія,електрометрія). Глибинне буравлення.
4.      Тепловийрежим Землі.
5       Агрегатнийстан речовини усередині Землі. Реакція речовини Землі на коливальні рухидовгого і короткого періодів.
6.      БудоваЗемлі. 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 типиземної кори.
8.      ПоверхняМохоровичича.
9.      Мантія.
10.    ЯдроЗемлі.
11.Поняття про геологічні процеси (ендогенних і екзогенних), що відбуваються наЗемлі.
Налекціях необхідно використати наступні посібники: схематичний розріз земноїкулі; схема поширення статичних хвиль у двошаровому середовищі; фізична картасвіту (на якій прапорцями мають бути відзначені райони передбачуваного іпочатого буравлення надглибоких свердловин); графік поширення температур ітиску усередині Землі; таблиця густини речовини Землі; порівняльна таблицяхімічного складу Землі і земної кори; схема розподілу підкіркової речовини піддном океану і під континентами.
Аналізпоставлених питань дає підставу зробити висновок що в ході заняття повинніформуватися нові і розвиватися, поглиблюватися вже наявні поняття. Так, поняттяпро фізичний стан і властивостях гірських порід відомо учням з курсу фізики,оболонки земної кулі вивчалися на уроках географії в 6 класі, хімічний складречовин ‑ на уроках хімії. Таким чином, у ході лекції вчитель можеопиратися на знання, отримані школярами в процесі вивчення основ інших наук.Тому можна намітити головні задачі.
Цільзаняття: поглибити і розширити знання учнів про будову, властивості і складЗемлі і земної кори, познайомити учнів з причинами сучасного вигляду материківі причинами схожості природи материків.
Бесіда- це метод навчання в якому застосовуються запитання і відповіді. Застосовуючицей метод, учитель може керувати процесом пізнання і направляти думку учнів наістотні ознаки досліджуваних геологічних об'єктів і явищ. Бесіда має багатопозитивних якостей, що сприяють успішному застосуванню її при вивченнібудь-якої теми.
3.3Наочні засоби навчання
знаходятьшироке застосування вивченні даної теми, тому що геологічна діяльністьприродних сил, які ми розглядаємо, протікає в планетарному масштабі, охоплюючиусі тверді оболонки і поверхню земної кулі, і вчителю в рідких випадкахпредставляється можливість спостерігати геологічні об'єкти, процеси і їхнінаслідки в природних умовах.
Застосуваннянаочних 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 ісинтез явищ, що спостерігаються. У процесі роботи з наочними засобами вчительсупроводжує демонстрацію поясненням, підкреслює основне, націлює увагу слухачіві т.д.
Роботуз формування уявлень і понять із залученням наочних приладів можна організуватив такий спосіб:
1.Опираючи на наочний матеріал, розкрити зміст поняття і запропонувати учнямзробити висновки. Достоїнство прийому полягає в порівняно простої організаціїроботи і глибокому розкритті поняття. Недолік прийому ‑ слабка активністьучнів.
2.Під керівництвом вчителя учні повинні самостійно аналізувати зміст посібника,розкривати поняття і поступово дійти висновку. Практика показує, що цей прийомдає кращі результати, однак його здійснення вимагає значних зусиль вчителя вперіод підготовки до заняття.
Упроцесі вивчення теми застосовується велика кількість наочних приладів: 1)настінні і світлові картини; 2) карти, схеми і т.д.
Розглянемонайголовніші особливості роботи з наочними приладами:
1.Робота з картинами. Картини знаходять широке застосування при вивченні теми, узв'язку з тим, що створюють в учнів зорові образи досліджуваних геологічнихоб'єктів і явищ. Геологічні картини покликані зіграти важливу роль у формуваннігеологічних знань, у зв'язку з чим необхідно їхнє своєчасне створення іпублікація.
Прийомивикористання картин у навчанні геології залишаються загально методичними(споглядання зображених на картині геологічних об'єктів і явищ, установленняпросторових чи тимчасових зв'язків з картою, аналіз змісту картин і синтезрозглянутих елементів) і не мають потребу в додатковому описі.
Увивченні теми можна застосувати картини рифтових зон Байкальської складчастоїсистеми, Африканської рифтової долини, тощо. Нерідко доцільне враження відкартин доповнювати малюнком на дошці, наприклад будова рифтової долини. Такиймалюнок як би поглиблює зміст картини, дозволяє різкіше підкреслити істотне впроцесі аналізу її змісту.
2.Робота з муляжами і моделями. Муляжі і моделі являють собою скульптурневідтворення природних геологічних об'єктів і явищ. Вони дають об'ємне, а інодіі динамічне представлення про досліджуваний об'єкт і явище і тому знаходятьшироке застосування в навчанні геології. Можна використати модель «Рухуземної кори»; що дозволяє не тільки створити зовнішній вигляддосліджуваного об'єкта, але і розкрити його істотні ознаки.
3.Робота з картами, схемами, графіками. Ці посібники, поряд з картинами іречовинним матеріалом також знаходять широке застосування в навчанні геології.До них можна віднести всі ті посібники, що передають в умовній формі реальніобрази геологічних об'єктів.
Зупинимосяна 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 ідинаміку багатьох геологічних об'єктів і явищ.
Так,наприклад, без застосування схем учнем було б дуже важко засвоїти огляд «Будовиземної кори».
Особливемісце займають блокдіаграми, тому що вони дають можливість умовними засобамипоказати просторове розміщення геологічних об'єктів і явищ, відкрити глибину іперспективу. Наприклад, застосування блок-діаграми платформних ігеосинклінальних ділянок суші значно полегшує засвоєння цих складних питань.
Безперечнимдостоїнством умовних наочних приладів є те, що вони дозволяють конкретизуватитой цифровий матеріал, що застосовується в процесі вивчення геології. Це впершу чергу відноситься до таких видів посібників, як графіки і діаграми.
Роботаз картографічним матеріалом ‑ один з найважливіших методів навчаннягеології. Приступаючи до вивчання географії, школярі в основному володіютьсистемою знань географічної карти, що дозволяє перейти до вивчення спеціальнихгеографічних карт. Система знань географічної карти має на увазі наявністькартографічних уявлень, розуміння карти й уміння виконувати картографічні роботив обсязі навчальних програм. Опираючись на картографічні знання учнів(картографічні проекції, градусна мережа, масштаб, топографічна основа),учитель розкриває особливості змісту спеціальних геологічних карт.
Доцільновикористовувати загальні геоморфологічні карти, що поєднують на одному листівсі основні характеристики рельєфу: морфологію, генезис і вік.
Працюючиз геоморфологічною картою, учитель на прикладі рельєфу окремих місць розкриваєскладні взаємини між ендогенними й екзогенними факторами рельєфоутворення, міжгеологією і географією, установлює загальні закономірності в розміщенні рифтовихзон.
Самостійнаробота учнів по вивченню нового матеріалу. Факультативні курси відкриваютьпростір таким формам організації навчання, що розгортають творчу ініціативушколярів, виробляють уміння самостійне використовувати джерела (книги, карти,статті, прилади і т.д. ) при вивченні різних питань, створюють умови для роботиз індивідуального плану. У першу чергу, це самостійна робота учнів по вивченнюнового матеріалу. Широко застосовуються наступні види робіт:
3.4Самостійне вивчення навчального матеріалу
Якщонавчальний матеріал знайомий учням з попередніх курсів, і може бути засвоєнийсамостійно, то він рекомендується для самостійного вивчення. Але самостійневивчення теми обов'язкове для всіх, а доповідь готує один учень (чи групаучнів).
Підготовкадоповіді ведеться за індивідуальним планом. Одержавши тему, учень протягомдекількох днів продумує зміст і план передбачуваної роботи, намічає зразковітерміни її виконання.
Післяобговорення з учителем план роботи затверджується. Підготовлена доповідьоформляється у виді окремої роботи, ілюструється, зміст його повідомляється начерговому занятті. Прочитана доповідь обговорюється членами групи, тому щозміст цієї теми вивчався школярами самостійно. Досвід показує, що доцільно такспланувати роботу, щоб хтось із учнів міг підготувати і доповідь.
Реферати,на відміну від доповідей, являють собою більш глибоке дослідження окремихпитань.
Упідготовці реферату бере участь, як правило, один учень. Робота над рефератомведеться протягом 2-3 місяців. Теми рефератів рекомендуються вчителем івибираються самими учнями.
Основнівимоги до реферату ‑ використання літературних джерел, правильнеоформлення, глибоке і всебічне дослідження.
Важливо,щоб кожен учень підготував реферат по тому чи іншому питанню.
Длярефератів можуть бути рекомендовані наступні теми:
1.      Сучасніуявлення про будову земної кулі.
2.      Глибиннірозломи земної кори.
Викладенаметодика опрацювання теми «Тектоніка літосферних плит» може успішнозастосовуватися в шкільному курсі географії і дозволить учням краще оволодітизнаннями про будову земної кори і механізми, які в ній відбуваються.

ВИСНОВОК
Тектоніка плит ‑сучасна геологічна теорія про рух літосфери. Вона затверджує, що земна кораскладається з відносно цілісних блоків ‑ плит, які знаходяться впостійному русіодн6а відносно одної. При цьому в зонах розширення(серединно-океанічних хребтах і континентальних рифтах) у результаті спрединга(англ. seafloor spreadіng ‑ розтікання морського дна) утворюється новаокеанічна кора, а стара поглинається в зонах субдукції. Теорія пояснюєземлетруси, вулканічну діяльність і горотворення, велика частина яких приуроченадо межіплит.
Вперше ідея прорух блоків кори був висловлений у теорії дрейфу континентів, запропонованоїАльфредом 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 геологіїокеанічного 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 сучаснутеорію тектоніки плит, що незабаром стала загальноприйнятою концепцією в наукахпро Землю.
За минулідесятиліття тектоніка плит значно змінила свої основні положення. Нині їх можнасформулювати в такий спосіб:
·          Верхнячастина твердої Землі поділяється на тендітну літосферу і пластичнуастеносферу. Конвекція в астеносфері ‑ головна причина руху плит.
·          Літосфераподіляється на 8 великих плит, десятки середніх плит і безліч дрібних. Дрібніплити розташовані в поясах між великими плитами. Сейсмічна, тектонічна і магматичнаактивність зосереджена на границях плит.
·          Літосферніплити описуються як тверді тіла, і їхній рух підкоряється теоремі обертанняЭйлера.
·          Існуєтри основних типи відносних переміщень плит
1.      розбіжність(дивергенція), выраженна рифтингом і спредингом;
2.      сходження(конвергенція) виражене субдукцією і колізією;
3.      зсувніпереміщення по трансформних геологічних розламах.
· Спредингв океанах компенсується субдукциєю і колізією по їхній периферії, причомурадіус і обсяг Землі постійні з точністю до термічного стиску планети (убудь-якому випадку середня температура надр Землі повільно, протягом мільярдівроків, зменшується). Сталість розмірів Землі безупинно спростовується, алеспроби доказу істотних змін розмірів планети недостатньо обґрунтовані.
· Переміщеннялітосферних плит викликано їхнім захопленням конвективними плинами вастеносфері.
Існує два принциповорізних види земної кори ‑ кора континентальна( більш древня) і кораокеанічна (не старше 200 мільйонів років). Деякі літосферні плити складенівинятково океанічною корою (приклад ‑ найбільша тихоокеанська плита),інші складаються з блоку континентальної кори, упаяного в кору океанічну.
Горизонтальнийрух плит відбувається за рахунок мантійних теплогравитаційних плинів ‑конвекції. Таким чином, рух плит ‑ наслідок переносу тепла з центральнихзон Землі дуже грузлою магмою. При цьому частина теплової енергіїперетворюється в механічну роботу з подолання сил тертя, а частина, пройшовшичерез земну кору, випромінюється в навколишнє простір. Так що наша планета вдеякому змісті являє собою тепловий двигун.

СПИСОК ВИКОРИСТАНИХДЖЕРЕЛ
1. АпродовВ.А. Вулканы. – М.: Мисль., 1982. – 367 с.
2. Богданов Ю.А.,Каплин П.А., Николаев С.Д. Происхождение и развитие океана М.,1978.
3. БондарчукВ.Г. Будова дна океану. – К.: Знання, 1975. – 47 с.
4. ГоловВ.П. Геология в средней школе. ‑ М.: Просвещение, 1972. – 96 с.
5. Деменицкая Р.М.Кора и мантия Земли. – М.: Недра, 1975. – 256 с.
6. ЄфремоваС.В. Магматические линии и кольца Земли.‑ М.: Недра, 1986. ‑ 85 с.
7. Жизнь Земли.Тектоника плит и землеведение. Сб. музея землеведения. – М.: МГУ, 1985. – 176с.
8. ЗахароваТ.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. Рельефдна Индийского океана. ‑ М., 1979.
11. Короновский Н.В. Магнитное поле геологического прошлого Земли // СоросовскийОбразовательный Журнал. 1996. № 6. С. 65–73.
12. Кэри У. В поискахзакономерностей развития Земли и Вселенной: История догм в науках о Земле: Пер.с англ. М.: Мир, 1991. 448 с.
13. ЛеонтьевО.К. Физическая география Мирового океана. – М.: Изд-во МГУ, 1982. – 200 с.
14. ЛюбарськийА. Про новий підхід до вивчення теми: «Походження материків і океанів укурсі шкільної географії» // Краєзнавство. Географія. Туризм. – 2001. ‑№44. Листопад.‑ С.15.
15. МархининЕ.К. Вулканизм. – М.: Недра,1985.‑ 288 с.
16. Милановский Е.Е. О корреляции фаз учащения инверсий геомагнитного поля, понижений уровняМирового 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 мезокайнозойскойгеодинамике//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 ОбразовательныйЖурнал. 1996. № 2. С. 74–81.
24. Хаин В.Е. Современнаягеология: Проблемы и перспективы // Там же. № 1. С. 66–73.
25. Энциклопедия длядетей. Т. 4. Геология. – сост. С.Т. Исламова. – М.: Аванта +, 1995. – 624 с.