Menu

Вулканизм океанических платформ

Изучение вулканизма как индикатора тектоники позволяет произвести сопоставление континентальных и океанических структур, сопряженных с вулканизмом, что способствует уточнению представлений о строении дна океана. Основой для такого анализа являются типические структурные условия, в которых проявляются разные типы вулканической деятельности и образуются связанные с ней породы. Главные из этих условий следующие:

1) сопряженность вулканизма с одновозрастными с ним тектоническими структурами;

2) структурный контроль вулканизма зонами растяжения, обусловленными тепло-массопереносом к земной поверхности;

3) сопряженность вулканизма с вулкано-тектоническими рифтами и кольцевыми структурами;

4) отсутствие вулканизма в опускающихся (щелевых) рифтах и прогибах с пониженным тепловым потоком;

5) наличие мобильных вулканических поясов эпигеосинклиналь-ного орогенеза с известково-щелочными типами магм в качестве конструктивной границы между континентальными платформами и древними океанами, для которых не характерны эти типы магм;

6) отсутствие магматических процессов на деструктивной границе между континентами и молодыми океанами, проходящей по вертикальным сбросам, образование континентальной флексуры; наличие трещин растяжения, в местах, где флексура сложена базальтовыми покровами, заполненных дайками, одновозрастными обрушению;

7) однотипность структурных условий излияний толеитовых и щелочных базальтов на континентальных и океанических платформах.

Можно выделить следующие главные типы вулканических поясов и их возможные аналоги на океанических платформах:

1) вулканические пояса зпигеосинклинальных орогенов на ранних стадиях формируются на океанической коре, заканчивают свое развитие на континентальной коре в мобильной зоне между континентами и океанами;

2) вулканические пояса эпиплатформенных орогенов на континентах и на океанических платформах образуются на разных структурных и гипсометрических уровнях, имея существенные отличия: на континентах они сопровождают завершающие этапы вулкано-тектонического рифтогенеза (глыбовые горы), на океанических платформах связаны с завершением телескопированного рифтогенеза, образующего структуры молодых океанов (срединно-океани-ческие хребты);

3) вулканические пояса, пересекающие границы континентальных и океанических платформ, связаны с рифтовыми структурами, унаследованными от структур эпохи обрушения молодых океанов;

4) вулкано-тектонические сводово-глыбовые нагорья континентальных платформ имеют аналогов на океанических платформах вне срединно-океанических хребтов в виде гораздо более крупных поднятий, например, поднятия Дарвина, Восточно-Тихоокеанского и др.

Механизм вулкано-тектонических поднятий, сопровождавших платформенные излияния плато-базальтов, вероятно, аналогичным образом должен быть сопоставлен с механизмом образования крупных талассократонных поднятий.

Вулканические пояса Тихого океана

В Тихом океане вулканов значительно больше, чем в других океанах, и это может быть сопоставлено с первичной океанической структурой дна этого океана. Крупнейшие формы рельефа, не считая вулканических Кордильер островных дуг на периферии океана, здесь имеют вулканическое происхождение.

Рельеф центральной части Тихого океана образован широкой возвышенностью, представляющей собой лавовое плато с поднимающимися над ним вулканами. Это поднятое подводное вулканическое нагорье, однако, в прошлом возвышалось над поверхностью океана и постепенно опустилось в связи с прекращением на нем вулканической деятельности.

Рис. 50. Предполагаемое развитие поднятия Дарвина. По Г. У. Менарду, 1966 г..

I — широкое воздымание океанической земной коры и мантии в мезозойское время, сопровождаемое грандиозным вулканизмом, вначале подводным, позднее на обширных архипелагах; II — прекращение вулканизма в кайнозое и погружение с образованием многочисленных гайотов и атоллов, В некоторых районах поднятие и вулканизм продолжаются до настоящего времени

1 — район, занятый архипелагами в мезозое; 2 — современное расположение гайотов и атоллов; 3 — зоны разломов; 4 — изобаты глубин океана в мезозое, в км

Поднятие Дарвина является вулкано-тектоническим сводом,, сходным по глубинной структуре с Восточно-Тихоокеанским поднятием, с приподнятым под ним сводом мантии. Не уступает поднятие Дарвина и в размерах, занимая площадь около 40 млн. км2 (рис. 50). Не трудно заметить, что эта площадь во много раз превышает размеры известных на современных континентах площадей базальтовых и долеритовых покровов.

Согласно Г. У. Менарду, одновременно с поднятием Дарвина возникли разрывы земной коры, и в центральной части поднятия образовались продольные хребты и депрессии. В мезозое вулканическая деятельность достигла наибольшего объема в этом районе и над поднятием образовались многочисленные вулканы, вершины которых поднимались над поверхностью океана. Погружение свода в кайнозое связывается с весом накопившейся мощной толщи лав,, а также, вероятно, обусловлено вулкано-тектоническими обрушениями при опустошении магматических очагов и прекращении тепло-массопереноса к земной поверхности. Многие вулканы потухли и после морской абразии образовали банки, лежащие ниже поверхности океана на незначительной глубине.

Аналогичное по структуре вулкано-тектоническое поднятие, по предположению Г. У. Менарда, расположено в Меланезии, между желобом Тонга и Австралией. О погружении этой площади после эпохи вулканизма свидетельствуют гайоты Тасманова моря и поверхности выравнивания, опущенные на небольшие глубины.

Структура под рассмотренными поднятиями земной коры, согласно сейсмическим исследованиям, характеризуется скоростями сейсмических волн, отвечающими верхней мантии, очевидно, приподнятой.

Не имеется достаточных оснований для уверенности в существовании на океаническом дне областей площадных вулканических излияний в новейшее время. Все вулканы связаны со структурным рельефом подводных вулканических хребтов и поднятий. Все это свидетельствует в пользу чрезвычайной подвижности океанического дна во время активного вулканизма, очевидно, связанной с орогенезом на океанических платформах.

Большая часть впадин Тихого океана лишена вулканов. Все вулканы связаны с эпохой тектонической активизации позднемезо-зойско-раннекайнозойского времени. Вулканические группы образуют острова, приуроченные к крупным поднятиям океанического дна. По данным Г. У. Менарда (1966), в мезозойское время в северозападной части Тихого океана существовала большая группа активных вулканов, протягивающаяся в широтном направлении.

В среднем мелу были приподняты под водой вулканические острова восточной части этой группы, но позднее они опять скрылись под уровнем океана. В эоцене образовались вулканические архипелаги Маршалловых островов, Туамоту, острова Гилберта, Каролинские, а также Гавайские. В течение палеоген-неогенового времени многие из этих вулканических групп были подняты в виде вулкано-тектонических хребтов. Конец неогена — четвертичное время является периодом мощного вулканизма, проявляющегося во всех структурных областях мира, в том числе и на активизированных структурах океанической земной коры.

Окраины Тихого океана, обрамленные островными дугами, зачастую еще не поднявшимися выше уровня океана, имеют особенно резко расчлененный рельеф, где вулканические подводные Кордильеры занимают определенное структурное положение.

Обычно они отделены от океанических глубин глубоководным рвом и внешней тектонической островной или подводной грядой.

Лишь за этим барьером располагается собственно-вулканическая островная гряда. На ее континентальном обрамлении иногда расположены глубокие впадины, изобилующие подводными вулканами.

Вулканы расположены беспорядочно на площадях широких океанических поднятий, а также в виде рядов, связанных с линейными тектоническими структурами, гайот и абиссальных холмов— вулкано-тектонических структур, сопровождающихся поднятием дна.

Наиболее типичны для Тихого океана щитовые вулканы, среди которых хорошо изучены вулканы подводного хребта Гавайских островов. Эти вулканы обычно продолговатой эллиптической формы, зависящей от протяженности рифтовых зон, к которым приурочены излияния. Скопление нескольких одновременно действующих вулканов — «щитовой пучок» — определяет неправильные очертания отдельных островов. Вулканы круглой формы возникают при преобладающих излияниях из центрального кратера и расположенных симметрично относительно вершины радиальных трещин, из которых лавы равномерно растекались по склонам.

Вулканические группы образуют острова округлых, овальных и прямоугольных очертаний, зависящих от структуры фундамента, контролирующей вулканическую деятельность. Эти структуры образованы трещинами игнисептами (по Р. Дели), выраженными более или менее четко в виде грабенов или рифтов, простирающихся на тысячи километров. В восточной части Тихого океана простирание этих разломов близко к широтному.

По геологическим и геофизическим данным выявляются следующие соотношения между расположением вулканов и разломов.

Наибольшее количество подводных вулканов находится в районе разлома Кларион. По данным Г. У. Менарда (1966), этот разлом является узким грабеном широтного направления, перекрытым в восточной части вулканическими постройками. Возможно, что разлом пересекает структуры материка и переходит в широтный вулканический пояс в Южной Мексике.

Такая широтная зона нарушений была отмечена еще А. Гумбольдтом и, по его мнению, может быть прослежена на востоке, на вулканических островах. Вдоль зоны разлома расположено несколько вулканических островов, из которых о. Бенедикта является действующим вулканом. Разлом Меррей в западной части представляет собой грабен; в 100 км к югу от него протягивается вулканическая цепь Безлунных гор.

Самый северный из субширотных разломов — Мендосина прослеживается в Тихом океане на протяжении 1000 км, а в его восточной части разломы связаны с тектоникой Северной Калифорнии. Уступ разлома у побережья около мыса Мендосина обращен к северу, а в океане подводный разлом образует уступ высотой более 3 км, обращенный к югу. Предполагается горизонтальное смещение по разлому на 80 км, аналогичное наблюдаемому в районе Сан-Андреас.

Гавайские острова

По геофизическим данным допускается возможность связи вулканических островов с глубинной структурой крупных разломов. Особенно многочисленные исследования проведены в районе Гавайских островов, которые протягиваются в виде вулканических хребтов в северо-западном направлении через центральную часть Тихого океана на расстоянии 2400 км. В северо-западной части этого хребта вулканизм иссяк. Здесь потухшие вулканы погрузились на океаническое дно и являются фундаментом для коралловых рифов. Активность вулканизма смещается в юго-восточном направлении, от о. Куре, где вулканы действовали в палеогене, до о. Гавайи, где они действуют и в четвертичное время. На острове Гавайи щитовые действующие вулканы образуют пять вулканических центров. Эта группа вулканов является последней по времени образования.

РИФТЫ ГАВАЙСКИХ ОСТРОВОВ. По магнитным аномалиям можно судить о глубинной структуре вулканов, которая интерпретируется в виде разломов типа рифтов в верхней мантии и в базальтовой коре. По этим рифтам интрудировали основные породы, проявляющиеся в виде магнитных аномалий (Malahoff, Wollard, 1966).

Первичные рифтовые зоны начинаются на востоке в зоне разломов Молокаи, наложенных на них в связи с вулканическими вертикальными движениями, и пересекают Гавайские острова. Зона разломов Молокаи протягивается от подводных гор Калифорнийского залива до Гавайской впадины, но здесь в рельефе она уже не выражена. Выделяются два направления глубинных рифтов: широтное, соответствующее зоне разломов о. Молокаи, и западно-северо-западное — восточно-юго-восточное — более древ-

Рис. 51. Схема первичных рифтовых зон и зон вулканических трубок Гавайских

островов. (Malahoff, Wollard, 1966)

1 — первичные рифтовые зоны; 2 — зона вулканических трубок

нее, так как оно срезано направлением широтных разломов о. Молокаи. Расположение первичных, глубинных рифтов не ограничивается островами; они прослеживаются по магнитным аномалиям и в океане.

Первичные подкоровые рифты Гавайских островов не пересекаются между собой, а образуют три зоны: Колоа, Кауаи и Уойтеа (рис. 51). В рельефе поверхностных вулканических сооружений глубинные рифтовые зоны не выражены. Линейные вулканические рифты и вулканические жерловые зоны близкой к изометрической формы совпадают с выводящим магматическим каналом вулканического щита.

Жерловая зона Колоа площадью более 100 км2 и жерловая зона Северного Кауаи площадью более 200 км2 не связаны с центральным вулканом. Предполагают, что при формировании этих рифтовых зон магма вторгалась в зоны трещин, связанных с магматическим резервуаром и поверхностью, вследствие чего дайко-вые серии приурочены к зонам, лежащим в пределах первичных рифтов. Положение рифтовых зон определялось в ряде случаев по группировке даек и шлаковых конусов (острова Оаху Нии-хау).

На острове Гавайи выделяются четыре первичные рифтовые зоны: Кохала (к югу от нее находится вулканический центр); Ма-уна-Кеа, связанная с жерлами Мауна-Кеа и Хуалалаи; Мауна-Лоа и Килауэа.

Помимо глубинных рифтовых зон существуют поверхностные, выраженные в рельефе в виде рифтов, прорезающих щитовые вулканы, образованные при излияниях из первичных вулканических жерл. Эти рифты возникли в результате растяжения сводов вулканических куполов и не отмечаются магнитными аномалиями. Следовательно, щитовые вулканы в виде островов являются вторичными образованиями. Они наложены на первичные рифты океанической коры и в свою очередь разорваны рифтовыми поясами, на пересечении которых расположены кратеры и кальдеры.

Вулканические жерла выделяются в широтных аномальных зонах, не ограниченных островами, но продолжающихся в океане параллельно оси Гавайского хребта. Возможно, что эти рифты наложены на более древние, теперь уже закрытые разломы северо-западного — юго-восточного направления.

Исследования поверхностных рифтовых зон, в частности восточной рифтовой зоны Килауэа, имеющей ширину 3 км и протяженность 50 км, привели к выводу, что вследствие растяжения куполообразного поднятия по рифтовой трещине дно долины оказывается разбитым на узкие грабены. По ним из неглубоко залегающих магматических очагов поднимается магма, проникающая по трещинам) растяжения на поверхность.

Предполагается, что рифтовые разломы расчленяют щитовой вулкан на большие сегменты. Южный сегмент под влиянием гравитационных сил сползает со скоростью 10 см/год по направлению к океану. Этот процесс сопровождается небольшими землетрясениями с мелкими очагами.

Количество поверхностных рифтовых зон вулканических щитов Гавайских вулканов различно и определяется глубинной структурой вулканов.

На острове Гавайи вулкан Мауна-Лоа имеет две рифтовые зоны и большой кратер; вулкан Килауэа также имеет две рифтовые зоны, большой кратер и является наиболее активным; у вулкана Кохала три рифтовые зоны, проходящие через вершину (рис. 52). На острове Мауи вулкан Халеакала имеет три рифтовые зоны, вулкан Западный Мауи — две рифтовые зоны и серию радиальных трещин. С рифтовыми зонами связаны открытые трещины, шлаковые и лавовые конусы, из которых берут начало лавовые потоки. Некоторые рифтовые зоны выражены в рельефе нечетко и устанавливаются по группам рассеянных жерл и трещин, как на вулкане Мауна-Лоа. В ряде случаев на продолжении рифтовых зон, даже плохо выраженных в рельефе, регистриру-

Рис. 52. Карта вулканов Гавайских островов (Макдональд, 1933)

ются гипоцентры неглубоких землетрясений, например, на северозападном склоне вулкана Мауна-Лоа. К рифтовьщ зонам вулкана Килауэа приурочены горячие источники

ВУЛКАНЫ ГАВАЙСКИХ ОСТРОВОВ. Главнейшие вулканы Гавайских островов, образующие структурную надстройку над сводом подводного хребта, вытянутого в северо-западном правлении на 2400 КМ в центральной части Тихого океана расположены в нескольких тысячах километрах от районов альпийских складчатых зон. Поэтому они удобны для изучения структур вулкано-тектонического типа в вулканических поясах океанических платформ.

На основе геофизических исследований и изучения механизма извержений гавайских вулканов рассмотрена генетическая последовательность в развитии вулканизма на океанической платформе и разработаны гипотетические представления об этом процессе.

Недифференцированная первичная базальтовая магма проникала по подкоровым разломам из мантии через первичные рифты, отмеченные магнитными аномалиями, и заполняла резервуары на глубине нескольких километров под вулканами (во втором сейсмическом слое). В этих периферических вулканических очагах происходила дифференциация магмы и образование толеитовой и щелочной серий базальтовой магмы, формирующей гавайские вулканы в процессе периодических извержений, связанных с повышением давления в магматических резервуарах. Тепловой и магматический напоры при этом, очевидно, способствовали расширению и поднятию вулкано-тектонического хребта.

Рифты, образующиеся на первичных поднятиях океанической земной коры, представляли собой протяженные грабены на дне -океана. Позднее они были залиты лавами.

Щитовые вулканы, образующие ряды и «пучки», разбиты системой рифтовых долин того же направления, что и первичные рифты в земной коре (Stearns, 1946). По мере поднятия вулканов и выхода их вершин из океана формировались громадные сооружения современных вулканов, возвышающиеся на 8—9 км над дном океана. При этом структурные черты вулканических построек были обусловлены эволюцией периферических очагов вулканов.

В центральных частях вулканов образовались кальдеры, расположенные в пунктах пересечения более ранних, местами уже отмерших, разломов (северо-западного — юго-восточного простирания) широтными разломами.

Вулканическая деятельность, продолжавшаяся в течение четвертичного времени, в настоящее время сосредоточена в восточной части островов.

Древнейший щитовой вулкан на о. Кауаи в средней части Гавайского архипелага действовал в течение раннего и позднего плиоцена (возраст 5600 тыс. лет). К концу плиоцена образовался большой центральный кратер, после разрушения которого вновь возникла система грабенов, заполненных лавовыми потоками; после продолжительного покоя в течение плейстоцена он действовал вновь.

Вулканизм с течением времени переместился в юго-восточном направлении к берегам Америки. Возраст вулканов о. Оаху — 3,4 млн. лет, о. Молокаи—1,8 млн. лет, о. Мауи—1,3 млн. лет (Macdonald, 1961). Самые молодые вулканы в юго-восточной части архипелага образовали о. Гавайи, их возраст 800 тыс. лет. Они действовали в четвертичное время.

В настоящее время к кальдерной стадии относится действующий вулкан Мауна-Лоа с кальдерой Макуавеавеа 4,8x2,4 км на вершине, ограниченной уступом высотой до 180 м. Соседний к юго-востоку вулкан Килауэа иногда рассматривается как побочный, хотя и обладает крупной кальдерой и рифтовыми зонами. Для Мауна-Лоа в течение более ста лет (с 1832 г.) описано много извержений, относящихся к кратерным (центральным) и побочным (трещинным) излияниям.

В 1949 г. отмечалось центральное извержение, происходившее из кратера, возникшего на эруптивной трещине в кальдере Макуовеавеа.

В структуру вулкана Мауна-Лоа входят: щитовой вулкан, вытянутый вдоль рифтовой зоны; рифтовые зоны; кальдера Макуавеавеа; круглый кратер в юго-западной части кальдеры диаметром 1 км; кратер на 30 м ниже дна кальдеры; два кратера расположены в южной части кальдеры (см. рис. 52).

В 1950 г. произошло извержение на фланге в юго-западной рифтовой зоне Мауна-Лоа. Возникли трещины длиной до 3 км на высоте около 3000 м над уровнем моря и было излито большое количество лавы, образовавшей несколько потоков, достигших берегов океана. Извержения из трещин сопровождались образованием шлаковых конусов.

Щитовые вулканы гавайского типа отличаются от исландских щитовых вулканов громадными размерами и являются крупнейшими после лавовых плато вулканическими сооружениями Земли.

Высота Гавайского вулкана вместе с подводным цоколем достигает 10 км при ширине в несколько сотен километров. Угол наклона его склонов 4—6°, что также меньше, чем у вулканов исландских.

На вершинном плато, отличающем вулкан гавайского типа, находится колодцеобразный кратер с крутыми стенками 4X5,5 км. Он окружен ступенчатыми уступами сбросов обрушения (рис. 53).

Рис. 53. Образование сбросов обрушения кальдеры Килауэа. Чаша Галемаумау

и часть обрыва кальдеры Килауэа, свидетельствующие о расширении кальдеры

путем овальных сбросов. По Макдональду

Гавайские вулканы превосходят в размерах исландские, и гидростатическая лавовая колонна не достигает кромки кратера. Лавы, не заполняя кратер-кальдеру, изливаются по трещинам радиальных рифтовых зон.

Продукты рыхлых извержений образуют небольшие шлаковые конусы на склонах вдоль рифтовых зон, их ничтожно мало по сравнению с лавами. Щитовые вулканы Тихоокеанских островов и подводные щитовые вулканы по размерам приближаются к гавайским.

Щитовые вулканы образованы в основном многочисленными трещинными излияниями, в связи с чем в узких рифтовых зонах широко распространены нормальные прямоугольные сбросы, возникающие при поднятии и растяжении зон.

На пересечении рифтовых зон формируются кальдеры и кольцевые структуры, связанные с глубинной структурой вулканов. Здесь развиты концентрические, дуговые и прямоугольные сбросы. По окраинам щитовых вулканов встречаются сбросы, обращенные уступами к океану, не четко выраженные, но достигающие 10 км протяженности и связанные с зонами растяжения и гравитационного вулкано-тектонического оползания.

Дайки в гавайских вулканах встречаются на островах Ленаи, Мауи и Оаху. Серии даек шириной 2—5 км приурочены к рифтовым зонам, определяющим их простирание. Штоки и некки — 300— 900 м, в поперечнике сложены базальтами, расплавы которых поднимались по узким прямым разломам и жерлам вулканов.

Системы даек на о. Оаху выходят в общей первичной рифтовой зоне Вайанае.

Дайковая зона о. Ниихау имеет то же простирание, что и первичная рифтовая зона, а группа даек расположена в жерловой зоне площадью 8X8 км. Иногда дайки связаны с залегающими неглубоко куполами, например, с куполом Халеакала на о. Мауи. Система даек кратера Кулаи на о. Оаху интрудирована более молодыми дайками. Многочисленны дайки размером от нескольких сантиметров до 1 л в кратере вулкана Вайанае.

Направления векторов магнитных аномалий совпадают с Гавайским хребтом, но отличаются от направлений современных рифтовых зон (последние не отражаются в магнитных аномалиях). На этом основании предполагается существование крупных интрузивных тел, сложенных породами мантии, внедрившимися в глубинные рифтовые зоны океана.

Глубоко уходящие структурные связи вулканизма с земной корой выражаются как во влиянии структуры фундамента на расположение и структуру вулканов, так и в обратной зависимости и влиянии структуры и нагрузки вулканических сооружений на земную кору. Это позволяет характеризовать вулканизм как процесс, органически связанный со структурной жизнью земной коры.

Прежде всего следует подчеркнуть, что вулканизм сопровождался крупными вертикальными перемещениями земной коры дна океана. По данным Г. У. Менарда, платформа на подводном склоне острова Оаху находилась в миоцене на уровне моря, а ныне погружена на глубину 500 м. Эта платформа служит основанием двух крупных щитовых вулканов, образовавшихся в плейстоцене после длительного затишья вулканизма.

В архипелаге вулканических островов Табуай наряду с недавно действующими вулканами имеются гайоты с широкими плоскими вершинами, опущенными ниже уровня океана на 1500 м. Здесь два периода вулканической деятельности разделены длительным периодом покоя и погружения.

Погружение вулканических островов сопровождается заселением их вершин кораллами, образующими рифы большой мощности— на острове Эниветок 1400 м (Lad a. Schlanger, 1960). При этом вулканические хребты обычно отличаются вулканизмом на одном из флангов, что связано с миграцией вулканических извержений. Потухшие вулканы другого фланга опускаются, обрастая глубоко погружающимися атоллами. 13*

Г. У. Менард отмечает несколько стадий развития вулканических групп Тихого океана, отличающихся структурой и морфологией вулканических сооружений, расположенных вдоль линейных разломов:

1) высокие подводные вулканы (2—3 км), не соприкасающиеся основаниями (Безлунные горы);

2) вулканы, соприкасающиеся основанием, образующим общий цоколь для всей группы, вытянутой в виде хребта (подводного);

3) вулканы, слившиеся основаниями, образующие крупный подводный хребет эллиптической формы (Маркизские острова);

4) многочисленные вулканы и кратеры, покрывающие хребет, образующий обширное сооружение, подобное Гавайскому хребту.

Влияние глубинной структуры на структуру отдельных вулканов Гавайских островов выражается в ориентировке и форме вулканических щитов. При этом на овальную форму вулканов, вытянутых вдоль глубинных рифтов, накладывается влияние соседних вулканов, расположенных группами.

К структурам, образованным под влиянием давления вулканических сооружений на фундамент, относятся кольцевые депрессии под вулканическими сооружениями и окружающие их валы или дуги (Yenning Meinesz, 1948; Dietz, Menard, 1953).

Такие депрессии отмечаются вокруг Гавайских островов, Имперских подводных гор и в других подводных и надводных вулканических группах, а также и в связи с островными дугами.

Пологий вал, окружающий периферический ров Гавайских островов, имеет ширину около 100 км и охватывает дно океана на расстоянии около 370 км от вулканов. При этом дно рва опущено ниже общего уровня дна океана. Крупные архипелаги вулканических островов окружены низкими валами шириной несколько сотен километров и рвы являются локальными депрессиями в этих валах. Наложенные на периферический вал разломы напоминают перо, стержнем которого является ось вала. Эти разломы возникают при растяжении коры в результате вулканической деятельности.

Вулканические пояса срединно-океанических хребтов

В рифтовую систему Мира на океанических платформах входят рифтовые долины срединно-океанических хребтов, не уступающие по активности тектонических процессов орогенным поясам континентов. По морфологии и размерам срединно-океанические хребты также соразмерны с континентальными горными системами. Кобер рассматривал срединно-океанический хребет как оро-ген, но напрасно искал в нем черты геосинклинального происхождения.

Для срединно-океанических хребтов Атлантического и Индийского океанов характерно медианное положение и обрамление со стороны континентов берегами деструктивного типа. Расположение гетерогенных структур дна океана указывает на проявление все более молодых движений по направлению от деструктивного побережья к срединно-океаническим хребтам.

Ряд поднятий дна океана имеют континентальное продолжение и могут рассматриваться как блоки погрузившихся и в разное время поднятых континентальных глыб, обусловливающих гетерогенное строение океана. Рельеф срединно-океанических хребтов имеет грядовый тип и тектоническое происхождение с центральной рифтовой долиной не сквозной, но разбитой поперечными разломами (ущельями) и поднятыми блоками на отдельные котловины, столь глубокие, как котловины океана.

Срединно-Атлантический хребет S-образно изогнут параллельно берегам континентов на участке от 50° с. ш. до 55° ю. ш. У 22° с. ш. Центральная рифтовая долина имеет глубину 4120 м и делится поперечной седловиной глубиной 3400 м.

Склоны хребта сложены главным образом изверженными породами (базальтовыми, габбро, ультраосновными). Осадки незначительной мощности встречаются во впадинах. По обе стороны хребта протягиваются поперечные поднятия, разделяющие котловины дна океана.

С поперечными разломами связаны тектонические сдвиги, к которым приурочены глубокие впадины (например, впадина Ро-манш). Повышенный тепловой поток, сейсмичность (до глубин 40—60 км), молодые тектонические движения характеризуют режим центральных частей срединно-океанических хребтов — рифтовых долин и горстово-сводовых поднятий, образующих острова и поднятые хребты (рис. 54).

О подводном вулканизме центрального грабена хребта на дне океана данных мало; на значительном протяжении он, вероятно, испытывает современное опускание и не имеет вулканов.

Данные о тепловом потоке, повышенном в несколько раз по сравнению с нормальным, связаны главным образом с поперечными поднятиями — перемычками рифта, к которым приурочена вулканическая деятельность, а также с островами. Особенно

Рис. 54. Вулканы и землетрясения Срединно-Атлантического хребта. По Г. У. Менарду

1—вулканы; 2.— эпицентры землетрясений; 3 — контуры срединно-океанического хребта

хорошо изучены вулканы в центральном грабене Исландии, где также отмечается аномально высокий тепловой поток.

Исследования рифтовых долин океанов приносят много неожиданностей, трудно объяснимых. В частности, неожиданна предполагаемая связь теплового потока с зонами выхода будинирован-ных гипербазитов. В противоположность этому гипербазитовый пояс островных дуг лежит в зоне аномально низкого теплового потока.

Строение рифтовых долин срединно-океанических хребтов еще мало изучено. Пробы базальтов и гипербазитов взяты преимущественно со склонов хребтов и перемычек, разделяющих рифтовые долины. Поэтому утверждение, что гипербазиты занимают центральное положение в структуре и выжимаются из мантии через рифтовую долину, преждевременно. Судя по их будинажу и сходству с тектонической формацией гипербазитов островных дуг, не связанных с современным вулканическим поясом, не исключена возможность отнесения гипербазитов срединно-океанических хребтов к зонам сжатия на флангах рифтовых структур.

Острова, расположенные в северной части Срединно-Атлантического хребта (Исландия, Ян-Майен), характеризуются современным вулканизмом, приуроченным к осевой зоне хребта. Эти острова являются наиболее молодыми поднятыми структурами. Их можно рассматривать как вулкано-тектонические поднятия, осложненные грабенами, к которым приурочена вулканическая деятельность.

Далее, на пересечении Срединно-Атлантического хребта с порогом Ньюфаундленд—Канарские острова и на Азорском своде (350X600 км), поднятом на восточном склоне хребта, возвышаются молодые действующие и потухшие вулканы Азорских островов. Их структура связывается с зонами разломов северо-восточного направления (ряды островов) и северо-западного, по которому вытянуты острова в главных рядах.

Вулканы располагаются эшелонированно на главном Азорском своде, образуя второстепенные поднятия типа щитовых вулканов, с крупными кальдерами обрушения (до 10 км в диаметре) на островах Сан-Мигел, Терсейра, Грасьоза и трещинными извержениями (о. Сан-Жоржи).

Современные извержения происходят на склонах щитовых вулканов в виде образования побочных куполов (о. Фаял в 1957г.). В кальдерах проявляется фумарольная деятельность. Типичны извержения щелочных базальтов океанического типа.

Рис. 55. Вулканический рифт Исландии. По Тораринссону

1 - ; 2 — трещинные излияния; 3 — щитовые вулканы; 4- пояс четвертичного вулканизма, разломы; 5 — ледники

В южной части Срединно-Атлантического хребта расположен щитообразный базальтовый подводный вулкан о. Вознесения с конусом высотой 859 м и трахитовыми куполами. Молодые лавовые потоки из кратеров изливались на склонах вулкана.

Острова Тристан-да-Кунья образованы щитовым базальтовым вулканом (высота 2060 м, диаметр 15 км), расположенном на восточном склоне Срединно-Атлантического хребта, представляющем поднятое лавовое плато. Вся группа вулканов сложена базальтами, трахитами и туфами, подобно другим вулканическим островам южной Атлантики (о. Буве и др.)- Излияние базальтов произошло в 1961 г.

Исландия является приподнятым над дном Атлантического океана блоком, находящимся на простирании центральной риф-товой долины подводного Срединно-Атлантического хребта, выраженной в структуре острова в виде грабена (рис. 55).

Таким образом, здесь, как и в островных дугах Тихого океана, сочленяются структуры, находящиеся на разных стадиях развития.

Вулканизм подводной рифтовой долины еще мало изучен. Судя по имеющимся данным, действующий подводный вулкан к югу от Исландии расположен на цоколе острова. Что касается вулканизма рифтовой зоны, т. е. самой Исландии, то это чрезвычайно активная зона, являющаяся своеобразной провинцией четвертичных действующих вулканов. Здесь отчетливо рисуется сужение пояса вулканизма с неогена, когда вулканические излияния охватывали весь остров, к четвертичному времени, когда вулканизм был ограничен рифтовым поясом.

Полагая, что Исландия палеогенового времени входила в состав Тулейской вулканической провинции северной части Атлантического океана, естественно думать, что остров является сохранившейся над океаном глыбой базальтового плато, в значительной части погрузившегося на дно Атлантического океана. В таком случае разлом Срединно-Атлантического хребта явился наложенной структурой, пересекшей разностадийные блоки фундамента. Другой путь исследования приводит к заключению о структуре Исландии, как приподнятой части Срединно-Атлантического хребта, определившей выход на поверхность океана этой грандиозной орогенной системы.

Являясь частью поднятия Срединно-Атлантического хребта, Исландия испытала в связи с кайнозойским вулканизмом цикличные тектонические движения. К началу эоцена остров в виде блока земной коры был выведен на поверхность океана (по-видимому, в окружении значительной территории суши). Покровы базальтов и долеритов, изливавшиеся в связи со сводово-глыбовыми движениями, переслаивались с бурыми углями.

После распада и обрушения по разломам обширной Тулейской суши в миоцене вулканизма не было. В начале плиоцена наступило новое сводообразование и вдоль оси срединно-океанического хребта возник ступенчатый грабен сложной структуры и с признаками растяжения на своде, прорезающий с юго-запада на северо-восток весь остров. В четвертичное время этот грабен испытал дифференцированные опускания до 1 км. На его дне, имеющем ширину 120—260 км и сужающемся к северу, до настоящего времени происходит деятельность вулканов. Здесь же отмечен аномально высокий тепловой поток и выходят высокотемпературные воды.

Осевая магнитная аномалия Срединно-Атлантического хребта совпадает с Исландским рифтом, свидетельствуя в пользу единства этих структур. К югу от рифтовой зоны поднимается подводный хребет Рейкьянес, продолжающий Срединно-Атлантический хребет и являющийся также срединным поднятием рифтовой зоны Атлантического хребта.

Рис. 56. Схема морфологии щитовых (1) и горстовых (2) вулканов Исландии (Jones, 1969)

Сейсмичность и вулканизм не ограничиваются рифтом Исландии и прослеживаются вдоль оси структуры (подводные базальтовые извержения у южных берегов Исландии) на юго-восточном склоне Срединно-Атлантического хребта в 20 км от о. Вестман. Молодые вулканы о. Ян-Майен (71° с. ш.) на продолжении Центрального грабена Исландии к северу связаны с поднятием, расположенным северо-восточнее подводного трога Исландия—Гренландия.

Блоки Тулейской суши, лежащие вне осевого пояса Срединно-Атлантического хребта, лишены современного вулканизма (например, Фарерские острова), где траппы, изливавшиеся до конца палеогенового времени, переслаиваются с эоценовыми бурыми углями и их мощность достигает 4300 м.

Крупнейшими вулканическими структурами Исландии являются палеоген-неогеновые базальтовые покровы (молодые базальты, представляющие собой трещинные излияния, палагонитовые базальты, туфы и подушечные лавы, излитые при подводных извержениях щитовых вулканов). Широко распространены вторичные кратеры, формирующиеся на лавовых покровах при высоком уровне грунтовых вод.

В Исландии известно 140 вулканов, из которых 26 действующих. Наиболее распространен исландский тип щитовых вулканов. Щитовой вулкан исландского типа значительно меньших размеров, чем гавайский. Это плоский щит, с большим кратером, окруженным лавовым валом. Сложен он базальтовыми потоками с углами склонов 1—10° (Коллота-Дингья, Трелла-Дингья; диаметр 15 км, высота 1490 м; рис. 56).

При сходстве в основных чертах строения с гавайскими щитовыми вулканами исландские щитовые вулканы наряду с небольшими размерами (6 км) имеют средний угол склона 6—8°. Кратер до 0,5 км диаметром окружен кратерным кольцом высотой 10—15 м с углом склона 30°. Эти вулканы, ныне не действующие, в отличие от гавайских не имеют признаков боковых излияний. Извержения их закончились на стадии центральных кратерных, и в заключительные этапы они фонтанировали, разбрызгивая из озера жидкую лаву, образовавшую краевые валы, сложенные пемзой и стекловатым базальтом.

Встречаются трещинные вулканы с рядами кратеров. Трещинное извержение вулкана Лаки (1783г.) — классический пример исторических извержений вдоль трещины длиной 30 км.

Интересен особый тип вулканов Исландии — вулканические горсты, описанные Рекком. Это сложенные базальтами плоскогорья, в центре которых находятся вложенные друг с друга кальдеры обрушения. Горсты выдвинуты в зоне разломов современного вулканического пояса (см. рис. 56).

В развитии горстовых гор Исландии можно выделить несколько этапов: а) образование послеледникового щитового вулкана, дислоцированные погружающиеся глыбы которого сохранились поныне; б) образование прямоугольного горста; в) провал Аскья-кальдеры по внешним параллельным системам разломов; г) лавовые излияния на дне кальдеры из краевых кратеров, расположенных на меридиональных и широтных системах трещин разломов; д) извержение из юго-восточных кратеров Рудлова и Аскья.

Овальный провал кальдеры Кнебеля образовался не ранее 1875 г., в связи с извержением кратера Аскья. Глубина кальдеры 230 м, и озеро в ней теплое.

Ранее считалось, что в Исландии вулканы изливают только базальты. Сейчас известно, что не менее 10% лав представлено кислыми породами, образующими экструзивные купола, пластообраз-ные залежи, игнимбритовые потоки.

ИНДИЙСКИЙ СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИИ ХРЕБЕТ. Вдоль гребней этого хребта прослеживаются пояса расчлененных рифтовых ущелий, не образующих сплошных долин, но расположенных кулисообразно и под углом к срединно-океаническому хребту.

В Аравийско-Индийском хребте, простирающемся с юго-востока на северо-запад, наиболее глубокая меридиональная риф-товая долина проходит под углом 35° к его оси.

В северной и южной частях дно рифтовой долины плоское, шириной от 2 до 10 км, разделенное порогами на несколько депрессий; их относительная глубина достигает 1000—1500 м. В южной части долины на плоском дне возвышается подводный вулкан с относительной высотой 1500 м.

Рифтовая долина на расстоянии 8—10 км по простиранию расчленена высокими хребтами, образующими высокие уступы. Наиболее молодые по возрасту и тектонически активные рифты расположены на гребне хребта, они почти лишены осадков, а на склонах появляются более древние рифты, заполненные осадками.

Морфология хребтов различна. Они образуют как параллельные короткие гребни, так и широкие вершинные поверхности. Желоб Витязя (5544 м) имеет крутые склоны и является телескопи-рованным грабеном юго-западного—северо-восточного направления. Юго-восточный хребет, ограничивающий желоб, широкий и массивный, а северозападный представляет собой узкий гребень. Поперечные разломы не имеют в морфологии хребта большого значения.

Тепловой поток связан с блоковой тектоникой рифтовых гряд; наиболее низкий тепловой поток (0,8 мкал/см/сек2) на дне рифтовых ущелий, повышенные его значения (3,5 мкал/см/сек2) относятся к рифтовым грядам. Последние следует рассматривать как молодые вулкано-тектонические поднятия, к которым и приурочены магнитные тела (величина аномалий 300—650 гамм), лежащие близ поверхности дна, сопоставимые с размерами гряд. В этих грядах выходят широко распространенные молодые базальты и ультраосновные породы.

Лавовые потоки высокоглиноземистых, толеитовых и субщелочных оливиновых молодых базальтов заполняют дно рифтовых ущелий.

На гребнях хребтов залегают палеотипные долериты (вероятно, останцы плато-излияний верхнего мела), ультраосновные породы — серпентинизированные гарцбургиты (60%), лерцолиты (30%), перидотиты (дуниты), сходные с альпинотипными гипер-базитами островных дуг и континентов, где также отсутствуют пироксениты и троктолиты.

Выделяются коровые блоки, сложенные базальтами, габбро, долеритами с более низкой сейсмичностью и тепловой активностью, и мантийные, сложенные преимущественно ультраосновными породами с повышенной сейсмичностью и тепловой активностью (Виноградов и др., 1969). Сейсмичность гребней ультраосновных пород делает их сходными с сейсмо-тектоническими поясами островных дуг, где также выходят ультраосновные породы. Однако тепловые характеристики не совпадают: сейсмо-тектони-ческие пояса островных дуг имеют аномально низкий тепловой поток.

Связь структуры Индийского океана с Азией подчеркивается разломами Мальдивско-Лаккадивского подводного хребта, сложенного в основании опущенными деканскими траппами; сейсмичность разломов распространяется из океана на континент.

Вулканические пояса поперечных рифтовых структур (океан—континент)

Камерунский вулканический пояс принадлежит к зоне эпиплат-форменной активизации, которой захвачены континентальная и океаническая платформы.

Более чем на 1000 км выражен в рельефе Камерунский грабен или рифт с приподнятым западным крылом. Он пересекает как область океанического дна, образуя биссектрису угла Гвинейского залива, так и Африканский щит, протягиваясь по направлению к оз. Чад (рис. 57). На континенте это область глубокого погружения докембрийского фундамента, расширяющаяся в сторону океана и вздымающаяся к северо-востоку, к оз. Чад. В этом отличие Камерунского разлома от Африканских рифтов, образованных на сводообразном выходе докембрийского фундамента. Таким образом, в районе Камерунского грабена преобладают тенденции погружения фундамента, что придает структуре сходство с авлакогеном. Камерунская впадина, связанная с этим погружением фундамента, ограничена крутыми сбросами с амплитудой опускания по ним до 1 км. Эта поперечная к границе континента система разломов северо-восточного направления была заложена в мезозойскую эпоху в период деструктивных обрушений, в результате которых также сформировалось побережье Атлантического океана.

В прибрежных прогибах у берегов Африки комплекс древнего основания погружен, как показали результаты сейсморазведки, не менее чем на 3 км. Здесь выявлен крутой изгиб границ

Рис. 57. Вулканы и вулкано-тектонический рифт Камеруна

1— рифтовая долина; 2 — разломы; 3 — вулканы

докембрийского основания, в прогибах которого известны мощные толщи, накапливавшиеся, по крайней мере, с верхнего мела.

Континентальный уступ западного побережья Африки, отличающегося на значительном протяжении прямолинейностью и близостью к берегу глубоководных участков океана, имеет сбросовое происхождение.

Здесь известны интрузии и дайки долеритов домелового возраста, часто имеющие простирание, близкое к направлению береговой линии, и, вероятно, связанные с прибрежными флексурами, как это наблюдается в Восточной Гренландии.

Вся история позднемезозойского геологического развития окраины континента была связана с опусканиями крупных континентальных глыб на дно Атлантического океана. С Камерунским грабеном, вероятно, унаследовавшим направление одного из деструктивных разломов, сопряжена группа расположенных вдоль него вулканических островов. Среди них о. Фернандо-По, отчлененный от континента неглубоким проливом. Судя по строению фундамента он относится к материку. Далее в Атлантическом океане поднимаются острова Принсипи, Сан-Томе, Аннобон. Завершает этот ряд вулканов остров Святой Елены, возвышающийся на подводном Гвинейском плато. Приподнятый над дном океана Гвинейский порог связан с разломами того же направления и соединяется с Срединно-Атлантическим хребтом, разделяя Гвинейскую и Ангольскую котловины.

Большинство вулканов, связанных с грабеном Камерун, относятся к действующим, но сейсмичность этого района невелика, хотя и отмечается на всем протяжении грабена, вплоть до оз. Чад, свидетельствуя о продолжающихся здесь тектонических движениях.

Землетрясения происходят 6—10 раз в год с интенсивностью, находящейся на уровне сейсмичности гор Атласа Северной Африки. Глубина гипоцентров землетрясений находится в пределах 100 км, что соответствует по характеру землетрясений сейсмичности рифтовых структур континентальных платформ и срединно-океанических хребтов.

Вулканы образованы в грабене, морфологически хорошо выраженном возле вулкана Камерун. Здесь у побережья Атлантического океана также хорошо выявляется молодое поднятие, с проседанием которого связан ступенчатый грабен и кальдеры проседания Эбога и Эленгум.

Помимо берегового сбросового обрыва около 250 м высотой, молодые береговые отложения подняты на высоту 100 м, а реки обрываются водопадами в Атлантический океан с крутых уступов.

Стратовулкан Камерун поднимается над низменностью, лежащей у берега моря, образуя эллиптический конус с диаметрами основания 50 и 35 км (объем лав 1400 км 3). К северо-востоку вдоль грабена протягиваются обширные лавовые покровы, излитые из молодых кратеров и останцы лавовых плато внутренней части Африки. Крупные кальдеры обрушения описаны в этом районе Б. Жезом. Конус вулкана Камерун сложен неогеновыми и четвертичными лавами, он имеет четыре активных и девять потухших вершин (годы извержений 1909, 1922).

Соседний разрушенный вулкан Этинде (2000 м) относится по возрасту к позднему мелу (сеноман). Это наводит на мысль, что разлом Камерун функционировал продолжительное время. В настоящее время он пересекает океанические и континентальные глыбы платформы, но в прошлом мог являться примером структуры, развитой на континентальном щите и разорванной вкрест простирания деструктивными сбросами, при обрушении атлантического побережья Африки.

Таким образом, разлом Камерун является связующим звеном между Атлантической платформой и Африканским щитом и после обрушения части Африканского континента и образования океанической платформы продолжал оставаться активной вулкано-тектонической структурой, свидетельствующей о принципиальном тождестве процессов вулканизма на континентальных и океанических платформах. При этом в результате орогенеза в этой части дна Атлантического океана образовался Гвинейский порог, являющийся отрогом срединно-океанического хребта.

Вулканы талассократонов вне срединно-океанических хребтов

По структурному положению эти вулканы занимают место между вулканами континентальных платформ и срединно-океанических хребтов, располагаясь на континентальных глыбах, опущенных на океаническое дно.

Структурно-морфологические черты и состав лав вулканов этих областей сходны.

В ряде случаев вулканы образовались на разломах и в грабе-нах; пересекающих одновременно континентальные и океанические платформы, продолжающиеся в континентальные орогены (Канарские острова). В них проявляются также черты, характерные для океанических валообразных поднятий.

По составу лав здесь наряду с океаническими базальтами, сходными с континентальными, встречаются андезиты орогенных областей. В Атлантическом океане к числу таких вулканов относятся Канарские острова, острова Зеленого Мыса, Святой Елены.

Канарские острова. Западная группа островов расположена на коре океанического типа с выходами в фундаменте меловых пород, а восточная на континентальной коре с выходами в фундаменте палеозойских (?) пород. Осадочные породы вплоть до морского среднего миоцена образуют складчатую структуру, являющуюся подводным продолжением горной системы Атлас (Африка).

Морфологически и структурно вулканы западной группы островов представлены огромными кальдерами, действовавшими особенно интенсивно в плейстоцене, но характеризующимися и в настоящее время мощными извержениями. Это — щитовые вулканы с побочными кратерами (Фузртевентура), крупные кальдеры (о. Пальма) с конусовидными вулканами Роко-де-лос-Мучачос (2631 м), Тенерифе с вулканом Пико-де-Тейде (3718 м).

Восточная группа вулканов на континентальной отмели отличается меньшими размерами и трещинными извержениями вулкана Лансерот с образованием на трещине побочных конусов.

Острова Зеленого Мыса также являются архипелагом вулканов, воздвигнутых на древнем складчатом основании, с молодыми вулканами, сложенными базальтами и щелочными трахитами.

Остров Святой Елены образован двумя щитовыми базальтовыми вулканами (798—818 м), поднимающимися с глубины 4 км на подводном Гвинейском плато в 600 км от Срединно-Атлантиче-ского хребта. Остров расположен на юго-западном продолжении тектонической линии Камеруна, с которой связана структура Гвинейского поднятия.

Базальтовые излияния этих гигантских палеоген-неогеновых вулканов намного древнее вулканической деятельности в Средин-но-Атлантическом хребте (базальты 11,3 млн. лет; поздние потоки 8,5—9,6 млн. лет). Ксенолиты древних невулканических пород не обнаружены.

К блокам континентального типа, поднятым над дном Атлантического океана, следует отнести острова Бермудские, Мадейра, вероятно, представляющие собой части уступов древних рифто-вых долин, постепенно сужавшихся в течение верхнего мезозоя— эоцена по направлению к центральной части океана, где в неогене образовалась рифтовая долина Срединно-Атлантического хребта.

На этих островах отсутствуют признаки неогеновой и четвертичной вулканической деятельности, характерной для вулканических островов Срединно-Атлантического хребта, но известны древние долериты, вероятно, принадлежащие к излияниям континентальных платформ. Подобное же происхождение, возможно, имеют и

Сейшельские острова Индийского океана, имеющие континентальную земную кору, но к югу, вдоль Маскаренского хребта, изменяющуюся на океаническую.

В Индийском океане вне срединно-океанического Индийского хребта расположен остров Реюньон с щитовым вулканом гавайского типа (Питон-де-ла-Фурнез). Вулкан увенчан четырьмя теле-, скопированными кальдерами, образовавшимися в результате обрушения по концентрическим разломам.

Последние материалы

Заключение (Грунты)

При построении курса учитывалась необходимость его использования для различных гидротехнических специальностей и специализаций. В качестве основной части для студентов всех гидротехнических специальностей следует считать обязательным прочтение гл. 1—7. В гл. 8...

25-08-2013 Просмотров:5370 Грунты и основания гидротехнических сооружений

Представления о решении задач нелинейной механики грунтов

На современном этапе развития нелинейного направления механики грунтов оформились два основных подхода к решению практических задач расчета грунтовых оснований и сооружений: нелинейно-упругий и упругопластический (А. К. Бугров, С. С. Вялов...

25-08-2013 Просмотров:8483 Грунты и основания гидротехнических сооружений

Прочность грунтов при сложном напряженном состоянии

Для сред и материалов, обладающих сплошностью, предложено много различных условий прочности. Для оценки прочности грунтов наиболее широкое распространение получило условие Мора—Кулона (2.38), не содержащее промежуточного главного напряжения а2 и тем...

25-08-2013 Просмотров:5230 Грунты и основания гидротехнических сооружений

Еще материалы

Загальні відомості про тунелі й способи …

По призначенню підземні споруди підрозділяють на тунелі на шляхах повідомлення (залізничні, метрополітени, пішохідні); гідротехнічні (у комплексах гідровузлів, водопостачання, меліорації), промислові, гірничопромислові (водотоки, колектори й ін.) і спеціальні тунелі. Будують тунелі...

30-05-2011 Просмотров:6052 Інженерна геодезія

Изоморфизм и атомные замещения.

 Изоморфные минералы1 обладают одинаковой кристаллической структурой, т. е. пространственное расположение их атомов в основных структурных ячейках оказывается идентичным, хотя отдельные атомы могут полностью или частично относиться к разным видам. Изоморфные...

13-08-2010 Просмотров:6625 Генетическая минералогия

Исследование структуры минералов. Введен…

В гл. 2 мы говорили о химических свойствах минералов, задаваясь вопросом, почему минерал имеет четко определенную химическую формулу и какие причины приводят к вариациям его химического состава. В гл. 3...

13-08-2010 Просмотров:5902 Генетическая минералогия