Илийское вулканическое плато

Илийское вулканическое плато существовало около 100 миллионов лет на территории Семиречья в карбоновом и пермском периоде от 350 до 250 млн лет назад.

	Субвулканические (неизверженные) горные породы пермского периода. Каньон Чарын
Туфолавы, ранняя пермь ~290 млн лет. Горы Сары Озек, Центральное Семиречье
Пирокластические и субвулканические (коричневые) породы. Карбон. Бугуты	Пермские вулканиты. Горы Бугуты на левобережье Илийской долины
Слои вулканического пепла. Карбон. Катутау.	Частично сохранившийся палевулкан карбонового периода. Катутау. Правобережье долины Или

 

Валун гранодиорита

Когда я менял отрезок водопроводной трубы у себя под домом, то попался вот такой небольшой валун гранодиорита с жилкой эпидота. Ничем непримечательный камень. Однако, если вникнуть в историю вещества, слагающего валун, то ретроспектива в миллиарды лет в прошлое этого камня выглядит потрясающей.

Состав данного образца:
Полевой шпат микроклин – K[AlSi3O8]
Кварц – SiO2
Роговая обманка – Ca2(Mg,Fe,Al)5(Al,Si)8O22(OH)2
Эпидот – Ca2(Fe3+,Al)Al2(SiO4)(Si2O7)O(OH)
Во тьме миллиардолетий, о которых наука до сих пор почти ничего не знает, образовалось газо-пылевое облако, где взорвалась звезда – предшественница нашего Солнца. Ударная волна от взрыва уплотнила вещество, которое начало сгущаться под действием собственной гравитации. Потом центральная часть газо-пылевого сгустка схлопнулась  с образованием новой звезды – Солнца. Остатки газа и пыли вокруг звезды также постепенно сгущались и через 60 миллионов лет после рождения Солнца образовалась Земля. Спустя 10 млн лет образовалась и Луна. Планета разогревалась благодаря ударам астероидов, приливному взаимодействию с Луной, гравитационной дифференциации недр (то есть стеканию к центру планеты окислов железа), радиоактивному распаду элементов, а также вращению самой Земли. В результате этих процессов 4 миллиарда лет назад земные недра достигли достаточной температуры, при которой в земной коре могли формироваться интрузивные кислые породы – в том числе гранодиориты.
Но наш валун – это гранодиорит позднего ордовика (около 450 млн лет) и пока вещество из которого в будущем получится наш образец, пребывало в расплавленном состоянии первичной базальтовой (основной) магмы.
Около миллиарда лет назад порция магмы внедрилась в земную кору с образованием магматического очага, где расплав разделился на два слоя – нижний основной и средний, где скопились более легкие соединения обогащенные полевыми шпатами. Постепенно остывая и кристаллизуясь этот средний очаг превратился в интрузивный диоритовый массив. Еще спустя сотню миллионов лет массив был приподнят над поверхностью земли в виде невысоких скал посреди огромной песчаной пустыни. В течение ста тысяч лет диоритовые скалы разрушились до щебня, а потом и до песка под действием сильных суточных колебаний температуры и ветра, несущего песчинки. Диоритовый песок еще десятки тысяч лет сносился реками и ветрами в близлежащий Палео-Азиатский океан, где его подхватывали морские течения и откладывали в глубоководном желобе у края континента.
Прошло около 10 млн лет и пески с большей частью других осадков затянуло в земные недра на глубину 70км под действием субдукции – погружения океанической плиты под континент. На этих глубинах под чудовищным давлением и температурами песок превратился сначала в песчаник, а затем в метаморфические породы – гранулиты.
Через несколько сот миллионов лет покоя гранулиты стали подвергаться воздействию флюидальных потоков раскаленных газов и воды. Из гранулитов начали выплавляться легкоплавкие соединения с большой долей кремнезема (SiO2), которые очень медленно просачивались вверх в силу высокой температуры, обогащенности летучими соединениями и меньшего удельного веса, чем у окружающей породы. Этот процесс, длившийся миллионы лет, постепенно сформировал магматический очаг кислого состава, то есть богатый кремнеземом. Вновь шел процесс кристаллизации магмы с образованием теперь гранодиоритового массива, при этом массив продолжал подниматься вверх с переплавлением вмещающей толщи горных пород другого петрологического состава. Тем временем породы трескались, а по трещинам распространялись гидротермальные минеральные растворы, залечивающие трещины эпидотом.
Когда массив остыл и окончательно раскристаллизовался, движение прекратилось и вновь наступила фаза покоя на миллионы лет, пока 3 миллиона лет назад под действием горячих конвективных потоков под земной корой не началось горообразование с воздыманием Заилийского Алатау. Поднялись и гранодиориты в виде горы высотой 4 км. Гора росла одновременно разрушаясь. В какой-то момент с вершины упал обломок, который скатился на ложе ледника, где его в тот же день занесло снегом. Через несколько сотен лет обломок вытаял на несколько километров ниже, где его подхватил ледниковый ручей и бросил на дно озера у края ледника.
Через 50 лет озеро переполнилось и его воды размыв ледниковые отложения, сдерживавшие водоем, устремились вниз по ущелью, разрушая берега реки и увлекая с собой все больше камней. Но вот селевой поток выплеснулся на предгорную равнину, где разбегались, спасаясь от грозной стихии, мамонты, туры и зубры. Здесь поток и успокоился, отложив очередной слой валунно-галечников, песков и глины.
Через 20 тысяч лет на этом месте люди построили город, а еще через 160 лет я выкопал здесь этот гранодиоритовый валун.

 

 

Вулкан Олдоиньо-Ленгаи

Олдоиньо-Ленгаи – стратовулкан на севере Танзании извергает уникальные лавы карбонатитового состава: в основном это известняки богатые кальцием натрием и углеродом – ньеререит (Na2Ca(CO3)2) и грегориит (Na2K2CaCO3). Однако сам вулкан слагают базальты. Лава Олдоиньо-Ленгаи самая холодная на Земле, но при этом исключительно текучая. Происхождение её необычного состава неизвестно. Возраст вулкана оценивают в 350 000 - 400 000 лет. Высота вулкана над уровнем моря — 2962 м.
Большинство лав мира богаты силикатными минералами, а Олдоиньо-Ленгаи – единственный вулкан на Земле, извергающий лаву, наполовину состоящую из карбонатов натрия. Температура лавы около 500–600 °C (температура самой распространенной базальтовой лавы доходит до 1200°C). Эта температура настолько низка, что расплавленная лава днем выглядит черной или тёмно-коричневой, а не красной, как большинство лав, однако по мере остывания становится светлее, а спустя несколько месяцев становится почти белой. Однако через три часа после дождя, карбонатитовая лава становится белой как снег. Это явление вызвано минералогическими превращениями: ньеререит под действием воды превращается в пирссонит (Na2Ca(CO3)2·2H2O), а грегориит – в шортит (Na2Ca2(CO3)3) и нахколит.
Натрий, калий, хлор и прочие элементы вымываются из пород вулкана и сносятся к его подножию, где расположено озеро Натрон. Максимальная глубина озера – 3 метра, однако его площадь: 22 километра в ширину и 57 в длину. Вода в Натроне очень соленая, щелочная – со средним pH около 10–12 (pH обычной питьевой воды – 7). Температура воды из-за малой глубины днем часто достигает 40°C, а в горячих источниках северо-западного берега – 60°C.

Автор?	wikipoints.ru
wikipoints.ru	wikipoints.ru
tadviser.ru	Озеро Натрон. Автор?

 

Сплав по лавовому потоку

Единственный в истории сплав по реке лавы состоялся на Камчатке 2 ноября 1938 года, осуществленный вулканологами Ильей Ивановым и Виктором Попковым.

Камчатская вулканологическая станция. 1935 г. Слева направо — И. З. Иванов, В. Ф. Попков, А. Л. Кустов, В. И. Влодавец. Из архива Камчатской вулканологической станции

29 октября 1938 г. Попков и Иванов выехали на собаках на прорыв лавы в нижней части склона вулкана Ключевская Сопка и 2 ноября 1938 осуществили дрейф на движущейся корке лавы по лавовому потоку в ботинках с асбестовыми подошвами и подстелив асбестовый лист. 

Из дневника Попкова: "Мы решили перескочить через раскаленную кайму на темную корку. Бросив на раскаленную кайму увесистую глыбу остывшей лавы, мы убедились в том, что ее поверхность была достаточно прочной, чтобы выдержать вес человека. После таких предварительных «испытаний» я, держа Иванова за руки и соблюдая величайшую осторожность, ступил на раскаленную лаву. Должен отметить, что на мне были асбестовые башмаки. Почувствовав, что лава достаточно прочна, я отпустил руку Иванова и шагнул вперед. При этом часть своего веса я перенес на металлический жезл, который медленно погрузился в еще пластичную раскаленную лаву. Еще шаг — и я ступил на корку лавы, а за мной последовал и мой химик со своей лабораторией. Мы дрейфовали с примерно той же скоростью, что и расплавленная лава, и это дало нам возможность измерить в нескольких местах ее температуру и взять пробы газов. Проткнув жезлом раскаленную лаву на глубину 40см, мы погрузили в нее термопару, соединив последнюю с гальванометром. Измерения дали значения 860–870°.

Поток непрерывно всей своей массой равномерно, без рывков двигался на восток-северо-восток. Обрывки асбестового листа, которые мы обронили на поверхности раскаленной лавы, отстали от нас примерно на 1м из-за торможения лавового потока у края русла.

Мы не могли просто стоять на горячей движущейся корке, так как ее температура была 270—300°C, поэтому нам приходилось взбираться на угловатые выступы, чтобы ветер остудил наши асбестовые башмаки. Во время работы мы подстилали под ноги листовой асбест, и все равно нам приходилось часто стоять, подобно аистам, на одной ноге. На корке мы пробыли 1 час. Вместе с потоком мы проплыли от своей первоначальной точки более 2000 м и благополучно сошли на уже остывший поток."

 

Камчатка. Лава. Фото Михаил Вершинин

 

Ваалбара

Ваалбара (англ. Vaalbara) — один из древнейших (возможно древнейший) кратон (протоконтинент) на Земле, существовавший 3,6-2,8 млрд лет назад в архейском эоне. Его формирование началось 3,6 млрд лет назад, а завершилось 3,1 млрд лет назад. Раскололся примерно 2,8 млрд лет назад на кратон Kaapvaal, ныне слагающий значительную часть Южной Африки и кратон Pilbara, слагающий часть современной Северо-Западной Австралии.

Подтверждением того, что эти два кратона первоначально составляли единое целое является совпадение стратиграфической последовательности зелёнокаменных поясов и поясов гнейса между двумя кратонами. Кроме того геохронологические и палеомагнитные исследования показывают, что два кратона пережили циркулярное поперечное разделение под углом 30° примерно 2,78-2,77 миллиарда лет назад, что означает, что ~2,8 миллиарда лет назад они уже не соприкасались.

Каньон на Пилбара
Метеоритный кратер Вредефорт на Каапваале. Падение метеорита состоялось 2020 млн лет назад. Диаметр кратера 250км; диаметр астероида (метеорита) около 10км. Это крупнейшее импактное событие в истории Земли после ее образования, известное на сегодня. Фото NASA

 

Гвианское нагорье

Гвианское нагорье – возвышенность  на севере Южной Америки с характерными столообразными вершинами – тепуи, расположенными в западной части нагорья. Протяженность по широте: более 2000 км. Протяженность по долготе: более 700 км. Высочайшие вершины: Неблина (3014м) в Бразилии; Ауян (2950м) в Венесуэле с самым высоким водопадом в мире – 980м; Рорайма (2810м) на границе Венесуэлы и Гайаны.
Фундамент нагорья слагает древняя плита (кратон) возрастом формирования от 4 до 3 млрд лет. Кратон является северной частью Амазонии – архейского континента, представляющего собой древнейшую земную кору Южной Америки. Древнейшие породы кратона – гранито-гнейсы, гнейсы, зеленокаменные породы, амфиболиты, различные сланцы, филлиты, кварциты выходят на поверхность в северной части нагорья. Кратон прорывается магматическими комплексами гранитов, пегматитов, гранодиоритов, габбро, диабазов и андезитов. Архейский комплекс нагорья ограничивается с юга разломом Гури, к югу от которого залегают раннепротерозойские метавулканиты и граниты.
Мощность кратона до земной мантии изменяется от 50км в центре до 40км на юго-западе и севере.
В среднем протерозое в интервале 1800-1400 млн лет назад в западной части кратона отлагались осадочные породы, которые прорывались пластовыми дайками (силлами) габбро. Сегодня эти осадочные породы в виде сланцев, песчаников и конгломератов слагают тепуи.
В результате увеличения мощности Гвианского кратона за последние 1,5 млрд лет за счет сложной магматической деятельности на границе земной коры и мантии, происходил изостатический подъем этой архейской плиты, частично погруженной в полурасплавленную астеносферу (верхний слой мантии). Во время подъема нагорья происходил размыв осадочного чехла кратона с одновременным развитием разломов, рассекавших нагорье. В результате большая часть песчаниково-конгломератовых пластов была смыта, а оставшиеся фрагменты осадочных толщ в виде отдельно стоящих плосковершинных гор с отвесными стенами, возвышаются далеко друг от друга на большой площади региона, расчлененного тектоническими разломами.  

Геологическая хронология Гвианского кратона. В интервале 2000–1100 млн лет в течение 900 млн лет регион испытывал тектоно-магматическое затишье. В это время с 1800 до 1400 млн лет разрушалось древнее протерозойское Гвианское нагорье и накапливались валунно-галечники, пески, алевриты и глины, ныне слагающие тепуи в виде сланцев, песчаников и конгломератов	Неблина 3014м
Рорайма 2810м	Ауян 2950м
	Протерозойские песчаники
Скалы на Рорайме
Карстовые провалы на тепуи	В пещере на тепуи
	В пещере на тепуи. Кварцитовые образования, сформированные бактериями на подобии морских строматолитов

 

История формирования Тибетского нагорья

Неизвестная человечеству до середины 20 века история палеогеографии мира постепенно раскрывает свои загадки и чем больше наука узнает о тектоники плит, об этом во многом уникальном для планет явлении, тем больше впечатляют грандиозностью и сложностью внутренние геодинамические процессы Земли, которые проявляются на поверхности планеты в виде удивительных «путешествий» и трансформаций континентов и океанов.
Тектоническая история Тибета – пожалуй, наиболее выразительный пример таких геологических трансформаций. История этого нагорья, которое расположено в середине Азии и входит в состав Великой Центрально-Азиатской горной системы, весьма сложная и еще во многом не ясная, но в общих чертах геологической науке уже понятная.
Тибетское плато образует относительно ровную территорию площадью более 2 миллионов кв.км со средней высотой 4500м и с максимальной высотой 7111м – гора Ньенчен-Тангла.

Ньенчен-Тангла со стороны озера Намцо

Рост Тибета происходил в два основных этапа:
Первый этап длился всю мезозойскую эру и захватил первую эпоху кайнозойской эры – палеоцен. Это время охватывает 200 миллионов лет – с 250 до 50 млн лет назад.
Изначально литосферные плиты (литосфера – земная кора и самая верхняя и твердая часть мантии), составляющие современный Тибет, представляли собой архипелаг крупных и мелких островов на подобии сегодняшнего Зондского архипелага (Индонезия). Острова являлись осколками распадавшегося континента Гондвана, и были окружены ныне исчезнувшим океаном Тетис. Под воздействием течений частично расплавленного вещества земной мантии, плиты дрейфовали на север в сторону нового материка – Лавразия.
Примыкание одной за другой бывших гондванских плит – Цайдам, Сонгпан-Ганзэ, Цяньтан, Цилиань и Лхасской группы островов к окраине Южной Лавразии привело к первому эпизоду роста плато. При этом в месте столкновения Цилианя и Цайдама с Лавразией начали образовываться горные хребты – Кунь-Лунь и Нань-Шань.

Бассейн Цайдам сегодня – самая большая межгорная впадина внутри Тибета, средняя высота которой примерно на 2км ниже окрестностей, но плита начала опускаться только в конце мезозоя около 70 млн лет назад.
Однако при формировании Тибетского плато участвовали не только континентальные плиты, но океанические, то есть бывшее морское дно. Так на границе Цайдама с Кунь-Лунем обнажены горные породы, образованные в океанских условиях и выдавленные на земную поверхность при тектонической коллизии Цайдама с Лавразией и закрытии морского бассейна – части океана Тетис. Такие породы называются офиолитами. При этом большая часть океанической литосферы Тетиса была погружена (субдуцирована) под Лавразийский континент с последующей субдукцией фрагментов морских плит в глубины мантии, где они расплавляются до сих пор.

Плита Сонгпан-Ганзэ занимает большую часть центрального Тибетского нагорья. На западе плита ограничена разломами Алтын-Таг и Каракорум. Для Сонгпан-Ганзэ характерны монотонно чередующиеся морские отложения триасового периода мощностью до 15км. Отложения образовались в те времена, когда этот бывший остров был покрыт морем. Во время столкновения в позднем триасе Сонгпан-Ганзэ с Лавразийским материком триасовый комплекс отложений был значительно деформирован.
На юге Сонгпан-Ганзэ через шов (сутура) Цзинься граничит с плитой Цяньтан, под который была погружена южная окраина Тетиса. Возраст офиолитов вдоль шва Цзинься колеблется от 292 до 232 млн лет.
Вулканические островные дуги Юшу и Юдун маркируют двухфазное закрытие Тетиса во время триаса. Острова Тетиса сохранились на поверхности современного Тибета в виде магматических массивов, последовательно присоединенных к Тибету в процессе коллизий  – коллизия Юшу произошла между 244 и 224 млн лет назад, а Юдун между 219 и 195 млн лет. Закрытие южной части Тетиса закончилось погружением южного края Сонгпан-Ганзэ под Цяньтан. Как видим, мощи мантийных потоков хватает не только на захват и потопление тонких океанических плит, но и на погружение в недра планеты массивной материковой литосферы.

К югу от шва Цзинься плита Цяньтан образует центр Тибета. На западе плита простирается до Памира и Каракорума. Озерные осадки Цяньтана указывают на то, что западно-центральный Тибет находился выше уровня моря с середины мела и испытал значительное выравнивание (денудацию) до палеогена. Раннемеловое поднятие связано с продвижением на юг  Цяньтана на Лхасу с оценкой 100км смещения. Шов Бангонг-Ницзян отделяет Цяньтан от плиты Лхаса. Шов представляет собой сильно деформированный комплекс пород, состоящий из расчлененных офиолитов датированных 167-132 млн лет назад. Вулканический магматизм на юго-западном крае Цяньтана происходил от 185 до 84 млн лет и знаменует собой закрытие еще одного морского бассейна Тетиcа путем субдукции (погружения) на север. В ста километрах к югу от шва Бангонг северный надвиг Шикуаньхэ-Амдо, активный в эпоху эоцена (50-40 млн лет), объясняется поддвигом Лхасской плиты на север под Цяньтан.

Меловой период в Тибете характеризуется значительной морской регрессией – осушением. Регрессия связана с интенсивным сокращением (сжатием) Лхасы. Между поздним мелом и ранним кайнозоем сокращение составило около 150км. В бассейне Шигадзе кайнозойские отложения (вплоть до олигоцена) характеризуются речными фациями. В остальной части плиты кайнозойские континентальные отложения редки.
Лхасская плита отделена от Индии швом Инд-Ярлунг-Цангпо. Этот шов, лежащий в основе закрытия океана Тетис, подчеркнут сильно деформированным осадочно-морским комплексом верхней юры-среднего мела, надвинутым на Азию в виде гор. Здесь также присутствуют несколько офиолитовых массивов раннего мелового возраста. Эти офиолиты представляют собой остатки океана Тетис, который закрылся, по крайней мере, через две зоны субдукции, погружающихся в северную часть: в начале внутриокеаническая субдукция Кохистан-Ладакха и потом субдукция под Лхасу.
В последнее десятилетие исследования показали, что Тибет уже деформировался до начала столкновения Индии и Азии в период длительной докайнозойской истории. Прото-Тибетское плато занимало 50% современной поверхности плато в конце мелового периода. Кора Тибета к тому времени достигла мощности около 50-55км. Можно также предположить, что до столкновения Индии и Азии высота Прото-Тибета достигала высот 2500-3000м при локальных высотах до 4500м.

Эпоха эоцена 65 млн лет назад

Второй этап формирования Тибета происходит с эоценовой эпохи (50-40 млн лет назад) кайнозойской эры дор нашего времени.
Континентальные эклогиты Стак, Кагхан и Тасо-Морри в западных Гималаях имеют возраст от 46 до 55 млн лет и фиксируют начало субдукции Индийской плиты под внутри-океаническую островную дугу, затем под Южную Азию. Главным же событием палеогенового периода на эоцен-олигоценовом рубеже (34 млн лет назад) стало столкновение Индии с Евразией. Следствием этой коллизии явилось исчезновение океана Тетис и поднятие Гималаев.

Гора Кайлас, 6621м и Гималаи на дальнем плане

Погружение Индии под Азию оценивается сейчас в 1000км со стороны Тибета, что привело к сокращению плато примерно на 40%. Это дополнительное укорочение, которое привело к современной мощности земной коры этого региона в 70км и средней высоте 4500м над уровнем моря, компенсировалось реактивацией континентальных плит вдоль предыдущих сутур (швов) и равномерным укорочением коры.
Дальнейшее поднятие Тибетского нагорья предполагает ступенчато-субдуктивную модель с частичным отслоением верхнего (корового) слоя плит.
Большое число тектонических данных указывают на то, что центральная часть Тибета, от южного Цяньтана до Сонгпан-Ганзэ, находилась выше уровня моря со времен эоцена и, возможно, со времен мезозоя из-за последовательного столкновения островов Тетиса с Лавразией. Предположительно сжатие и укорочение верхней коры Тибетского нагорья было в основном завершено в начале миоцена около 20 млн лет назад.
Сильная магматическая активность на плато 52-51 млн лет назад интерпретируется как начало отрыва погруженной в мантию части Индийской плиты. От этой оторванной части отслоился легкий верхний слой, который через 6 млн лет всплыл в виде расплавленных магматических очагов под Тибет и частично проплавил Тибетскую плиту. Подобные сценарии, вероятно, происходили и в последующее время: Вдоль северной окраины Цяньтана магматический материал внедрялся во внутригорные бассейны между 50 и 30 млн лет с образованием вулканического пояса длиной 2000км; между 26 и 10 млн лет назад магматическая активность Тибетского нагорья концентрировалась в южном Лхасском блоке вдоль полосы длиной 1500 км.

Складчатость в Юго-восточном Тибете. Фото Zhouxin

Начиная с миоцена и до наших дней (последнее зарегистрированное извержение на Тибетском плато произошло в 1951г.), магматическая активность происходила в западном блоке Сонгпан-Ганзэ.
Геофизическая томография выделяет несколько аномалий, которые интерпретируются как погруженные литосферные плиты с более холодной температурой, чем окружающая мантия. Это относится к Индийской плите, которая опускается под Южный Тибет до сутуры Бангонг, а затем погружается вертикально. Другие более глубокие аномалии могут соответствовать фрагментам, оторванным во время предыдущих субдукций: аномалия на глубине 1000км интерпретируется как Тетическая океаническая плита, другие как отдельные фрагменты континентальной Индийской и Азиатской плит.
Сегодняшние средние высоты плато и толщина тибетской коры достигнуты за счет внутриконтинентальной субдукции при изостатическом подъеме нагорья. Утолщение тибетской коры происходит снизу за счет частичного проталкивания плит под соседние плиты вдоль зон обновленных швов. С помощью численного и аналогового моделирования было продемонстрировано, что при внедрении верхней коры в верхнюю мантию, кора не выдерживает горизонтальное напряжение, и деформация переходит от локализованной и плоской деформации к однородному и горизонтальному уплощению. При этом нижняя кора течет в боковом направлении.

Схема Гималайско-Тибетской орогенной системы

Укорочение нагорья происходило не вдоль одной из шовных зон, а за счет сочетания кратковременных внутриконтинентальных явлений субдукции и однородной деформации, частично перекрывающихся во времени с прогибами противостоящих плит, и с низкой деформацией, чем и объясняется отсутствие сильных тектонических нарушений на поверхности.
В итоге можно предложить трехступенчатый сценарий построения Тибетского нагорья:
Во время мезозоя последовательное наращивание плит Гондваны и Тетиса к южной окраине Лавразии привело к образованию Прото-Тибетского плоскогорья. Плоскогорье занимало поверхность более половины современного Тибета и имело среднюю высоту 2000-2500м. Затем, в начале индийско-азиатского столкновения, реактивация шовных зон с ограниченным продавливанием плит привела к небольшому сокращению плато, поднятию земной коры и проявлениям магматизма. Наконец, когда центральная часть Тибета достигла мощности коры, близкой к современной, силы плавучести плит становятся выше горизонтальных сил сжатия и деформация литосферы распространяется за пределы плато. Утолщение коры центральной части также спровоцировало крупное разрушение земной коры, которое привело к боковому выдавливанию плит Тибета.
Тибетская литосфера приспособилась к давлению Индийской плиты путем реактивации предыдущих внутриконтинентальных шовных зон. Каждая плита выдерживала сокращение своей площади в направлении север-юг максимум на 150км.

 

Солончаки Мангышлака

Впадина Карагие (минус 134м ниже уровня океана), Карынжарык (минус 83м), Каунды (минус 76м), Карашек (минус 56м), Ащысор (минус 38м), Большой Сор (минус 32м), Каракешу, Кайдак, Тузбайыр и другие – это крупнейшие впадины Мангышлака, образованные морскими течениями древнего Каспия, где как правило, располагаются солончаки (соры).
Климат Мангышлака засушливый. Реки отсутствуют. Существуют только сухие русла временных водотоков. Летом температура воздуха часто достигает 40 градусов; рекордная температура +47гр.С в тени зафиксирована в песках Карынжарык на юге региона.
Солончаки Мангышлака формируются не только в результате скопления и высыхания дождевых вод в понижениях рельефа, но и, большей частью, в условиях выхода подземной солоноватой воды в виде родников. Кроме того соль на поверхности впадин образуется в условиях близкого залегания грунтовых вод (глубина около 1,5м), которые поднимаются по почвенным капиллярам на поверхность. Вода испаряется, а соль, кристаллизуясь образует солевую корку на глинистых отложениях. Если уровень грунтовых вод опустится ниже 1,5м, то поднятие воды по капиллярам прекращается. Отложения глины формируются только за счет поверхностной работы дождевых вод. Солевая корка (слой) может быть занесена глиной в сезоны затяжных дождей. Отсюда можно сделать вывод, что солончаки Мангышлака имеют несколько солевых слоев в разрезе, погребенных под глинами.
Главным источником подземных вод солончаков, расположенных вдоль западного чинка (уступа) плато Устюрт, являются подземные реки плато. Подземные водотоки Устюрта сформировали около 50 пещер, некоторые из которых, возможно, имеют сквозной вид с выходами пещерных тоннелей в стене чинка. Но большая часть устюртской воды выходит на поверхность в виде источников в стороне или под солончаками. В остальных районах Мангышлака вода во впадины поступает с окружающей слабохолмистой равнины или с хребта Мангыстау высотой до 556м над уровнем моря.
Так образуются солончаки, частично покрытые слоем соли толщиной до нескольких десятков сантиметров с мелководными озерами глубиной до 20 см, редко превышающей полметра. В засушливый летний период озера Мангышлака всегда пересыхают. Вода в соляном озере сильно соленая и когда концентрация в воде достигает предельных значений, соль кристаллизуется и оседает на дно. В подводных условиях соль образует кубические кристаллы – это кристаллы галита (NaCl). Галит является основным минералом солевых слоев мангышлакских солончаков.

Солончак Тузбайыр. Отметка 5м на дне впадины тянется на 8км
Карынжарык
Солончаковое озеро Кайдак. При подъеме уровня Каспия озеро становится частью морского залива Мертвый Култук. Вода в Кайдак поступает главным образом из моря.	Солончаки западнее Кайдака. Фото Влад Ротмистров
Впадина Каунды	Впадина Карашек
	Карашек
Выход солей через глину	Ветер нагнетает воды соляного озера
Кристаллы галита	Под слоем соли переслаивание коричневых, черных и серых глин
Временный поток перекрыл соль тонким слоем глины. Карынжарык. Вид с высоты 500м	Глинянный такыр на солончаке
Через трещины на поверхность поступает соленая вода с глиной. Тузбаир. Вид с высоты 200м
Впадина Карагие с солончаком

 

История формирования Каспийской впадины

В данном регионе континентальной литосферы тектонические движения с формированием впадин и других структур рельефа происходили на протяжении, по крайней мере, последнего миллиарда лет. В данной статье представлен палеогеографический и геотектонический обзор последнего отрезка истории Каспия – времени образования современной Каспийской впадины залитой водами Каспийского залива океана Тетис и позднее водами внутриконтинентального Каспийского моря.
В начале юрского периода с началом распада Пангеи на месте современного Южного Каспия стал формироваться долгоживущий глубинный разлом – рифт, раскалывающий континентальную кору до мантийного фундамента до глубины около 40км. По мере раздвига коры в разлом внедрялись базальтовые расплавы, формируя субокеаническую кору впадины. Одновременно с процессом южнокаспийского рифтогенеза на дне зарождавшегося Каспийского залива океана Тетис откладывались морские осадки, древнейшие из которых имеют раннеюрский возраст.
Рифтогенез продолжался до эпохи эоцена палеогенового периода, то есть раскол континента в этом регионе закончился примерно 50 млн лет назад с образованием Южно-Каспийской котловины. Однако процесс погружения впадины во всех последующих эпохах не останавливался. Хотя в геологическом разрезе впадина и углублялась, глубины Каспийского моря не увеличивались, так как на дне впадины продолжалось интенсивное осадконакопление.
Начиная с олигоценовой эпохи палеогена около 30 млн лет назад в регионе Тетиса начался процесс закрытия (сжатия) океана под давлением конвективных течений в нижележащей мантии приблизительно на глубинах от 50 до 250км. Общее направление конвекции в районе Каспия, которое продолжается до нашего времени – с юго-запада на северо-восток. Соответственно в этом же направлении перемещается Иранская континентальная плита, ограничивающая Каспийскую впадину с юга. Это же конвективное течение формирует Кавказский хребет, сжимающий Южно-Каспийскую впадину с запада. С востока Каспийской впадины движению вышеуказанных плит противостоит Туранская плита, которая с одной стороны в меньшей степени подвержена влиянию конвективного потока с юго-запада, а с другой стороны испытывает небольшое давление конвективного течения с севера со стороны полуострова Мангышлак.

С конца палеогена прогибание Южного Каспия усилилось и темпы тектонического погружения не ослабевают до настоящего времени. Южно-Каспийская плита, поверхность которой слагает дно Южно-Каспийской впадины глубиной до 1043м ниже уровня мирового океана, погружается согласно мантийному течению под противостоящую с севера Средне-Каспийскую плиту - этот процесс начался в конце юрского периода. Поддвиг или погружение Южного Каспия под Средний Каспий аналогичен процессу океанической субдукции, однако в отличие от классической субдукции в океанах, здесь отсутствует магматический вулканизм. Это объясняется большей мощностью континентальной литосферы Среднего Каспия по сравнению с тонкими океаническими плитами, которые погружаясь в мантию расплавляются с образованием восходящих «капель» магматических расплавов, прожигающих противостоящие плиты. Кроме того субдукция в районе Среднего Каспия идет медленно, так что северная граница Южно-Каспийской плиты скорей всего еще не достигла мантийных глубин, где могла бы расплавиться.
Средне-Каспийская впадина (глубина 816м ниже ур. океана) это результат погружения Южно-Каспийской плиты и давления Кавказа с юго-запада. Кавказ надвигается на Средне-Каспийскую плиту в результате чего она прогибается. Под напором плиты Южного Каспия деформируются и приподнимаются многокилометровые осадочные пласты с образованием Апшеронской перемычки, разделяющей южную и среднюю впадину, при этом к северу от перемычки кора прогибается в результате того же субдукционного давления Южного Каспия. Деформация пластов вдоль линии субдукции (сутуры) нарушает равновесное и равномерное состояние газа и нефти в осадочных слоях впадины, в результате чего в вершинах выпуклых складкок (антиклинали) накапливаются газо-нефтяные залежи.
Северная часть Каспийского моря заливает юго-восточную часть Восточно-Европейской платформы – древнего континента архейской консолидации. Это самая мелководный регион моря – глубиной до 20м, но Северный Каспий является в то же время наиболее глубокой областью Каспийской впадины в геологическом смысле. Здесь архей-протерозойский фундамент Европы опускается до глубины в 25км и соответственно той же толщины здесь достигают метаосадочные и осадочные отложения – самые мощные в мире. Юго-восточная окраина Восточно-Европейской платформы ко времени формирования современной Каспийской впадины представляла собой шельф – пониженную часть континента, залитую морем. В настоящее время Восточная Европа испытывает столкновение, то есть коллизию со Средне-Каспийской плитой на юге и Скифской плитой на юго-западе по касательной. Скифия и Средний Каспий движутся на северо-восток-восток, а Восточно-Европейская платформа на юг. При этом мантийный слой Восточно-Европейской литосферы погружается под Средний Каспий, формируя в результате Северо-Каспийскую низменность земной поверхности над геологической Северо-Каспийской впадиной.
Таким образом, можно сделать вывод, что под Каспийским морем сходятся и погружаются конвективные течения мантии – с юга и запада более сильные, чем с севера и востока. Предположительный центр ячейки схождения конвективных течений и их погружения – даунвелинг располагается под Средне-Каспийской плитой, что, служит дополнительным и возможно основным фактором погружения плиты Среднего Каспия.

Разрез Южно-Каспийской впадины

 

Жёлоб Тонга – Кермадек

Впадина Горизонт - 10 794м	Глубочайшая впадина (10163м) желоба Кермадек - южной части желоба Тонга-Кермадек
Желоб Тонга - Кермадек и подводая цепь вулканов Луисвилл длиной 3500км (красная линия)	Стык вулканической цепи Луисвилл с желобом Тонга
Гора Каприкорн с вершиной на глубине 364м и подножием горы на глубине 8812м. Гора расположена на Южно-Тихоокеанской плите между северной частью архипелага Тонга и островом Алофа	Гора высотой 874м с глубиной подножия 9838м
300-метровые Черные курильщики на глубине 9650м	Эрратический валун на острове Тонгатапу, выброшенный волной цунами. На Тонга найдено семь таких коралловых валунов, достигающих высоты 9м и удалённых от побережья на 100-400м. theworldonaspoon.com

 

Арктида

Поздний плейстоцен представлял собой степную эпоху, которая характеризовалась наивысшим расцветом степей, но не современного типа, а сухих и гораздо более холодных. Эти степи, известные как тундростепь, являлись продуктивными пастбищами крупных травоядных, комплекс которых «во главе» с мамонтом получил название «мамонтовая мегафауна». Они образовывали единую евразийско-американскую зону, выходившую на арктический шельф, соединявшую континенты и простиравшуюся от Франции на западе до севера Аляски на востоке. Степи позднего плейстоцена занимали практически всё внеледниковое пространство Северной Евразии. Европейский ледник на востоке заканчивался в районе современного Таймыра, далее на восток находилось грандиозное степное арктическое окно на приморских равнинах и осушенном шельфе, служившее основным путем межконтинентальных миграций степной мегафауны.
Доминантами в мамонтовой фауне, включавшей десятки видов крупных животных, были мамонты, лошади и бизоны. Трансформация этого фаунистического комплекса на рубеже плейстоцена и голоцена совпала с резким потеплением и увлажнением климата, а также технологическим рывком человека.
После разделения Евразии и Северной Америки в голоцене лошади и бизоны достигли расцвета только на одном из континентов, причем лошади, сформировавшиеся в Америке и вымершие там, освоили евразийские степи, а равнинный бизон — потомок евразийского предка — стал самым многочисленным копытным в мире в американских прериях.
Спустя тысячелетия лошади все-таки вернулись в Северную Америку благодаря человеку. Легендарные свободные мустанги — это прямые потомки испанских лошадей.
В позднем плейстоцене в Центральной Арктике не существовало покровного оледенения, а развивалось подземное. Уровень Ледовитого океана был на десятки метров ниже современного, приморские равнины продолжались на сотни километров на север. Океан полностью сковывался льдом, в результате чего формировалась единая евразийско-американская арктическая суша — Арктида площадью не менее 4 млн кв. км, возможно распространявшаяся до Северного полюса по замёрзшему океану (Томирдиаро, 1980).

От позднеплейстоценовой обители мамонтовой мегафауны Арктиды сохранились лишь ее фрагменты на северо-востоке России на приморских равнинах и Новосибирских островах. Во влажном климате и под воздействием морского прибоя ее остатки продолжают активно разрушаться: вытаивать, «съедаться». Поэтому они получили у русских землепроходцев название «едома», в научной терминологии — лёссово-ледовая формация арктического типа.
Едома на 80–90 % состоит из ископаемого льда, остальные 10–20 % приходятся на армирующие ледяную толщу вертикальные столбы ископаемого мелкозернистого грунта — лёсса, изобилующего костными останками мамонтовой фауны, иногда с прослойками ископаемого торфа. В современном тундровом ландшафте едомы проявляются в виде отдельных пологих холмов высотой 20–40 м или цепи подобных холмов, покрытых байджарахами — конусообразными возвышениями, сложенными вышедшим на поверхность материалом лёссового столба по мере таяния и усадки окружающих льдов. На морских берегах под действием волнобойного разрушения образуются вертикальные обрывы, разрезы тела едомы, на которых видно её строение: гигантские стены льда с вертикальными грунтовыми столбами диаметром 2–3 м на расстоянии 8-12 м друг от друга.
Едомные разрезы разрушаются буквально на глазах: по льду текут по-весеннему дружные и мутные ручьи, из земляных столбов обнажаются костные останки мамонтовой фауны, часто роговые чехлы, фрагменты черепов и целые черепа бизонов.
Согласно эоловой гипотезе над замерзшим океаном образовалась область высокого давления с постоянным арктическим антициклоном со штилевым и солнечным центром, тяготевшим к Северному полюсу. По периферии антициклона в нижних слоях атмосферы дули сильные стоковые ветра, которые под действием вращения Земли смещались на запад. Постоянный исход холодного сухого воздуха компенсировался обратным всасыванием воздушных масс в более высоких слоях атмосферы. Над арктическими равнинами установился очень морозный ветреный климат с сухой и ясной погодой (Томирдиаро, 1980).
В результате эолового разрушения разных горных пород сильными ветрами постоянного антициклона в атмосферу поступало и переносилось огромное количество лёссовой пыли разных происхождения и гранулометрического состава, которая, всасываясь в центр антициклона, осаждалась в высоких широтах и служила грунтовой основой холодных степей (Томирдиаро, 1980).
В этих условиях, сложившихся около 80 тыс лет назад, началось образование едом — геологической основы Арктиды, причем рост ледяных тел и грунтовых столбов происходил синхронно благодаря специфическому полигонально-падино-валиковому или «сотовому» рельефу, который, зародившись из морозобойного растрескивания подстилающего грунта на полигоны, «соты», сохранялся на протяжении всего периода увеличения едомы. Едомное тело росло вверх за счёт расширения ледяных жил из морозобойных трещин в условиях поступления лёссовых осадков с их перераспределением с растущей вверх ледяной поверхности в пространства над полигонами, где формировались грунтовые столбы (Колпаков, 1982).
Около 80% горизонтального сечения едомы приходилось на ледяную толщу, которая в рельефе была выражена пологими валиками шириной порядка 8-12 м, покрытыми лёссовым чехлом. Через осевые морозобойные трещины в валиках ледяное тело получало влагу для своего развития. Валики образовывали полигональную сеть. Незаходящее солнце высоких широт и уникальное подземное орошение за счёт подтаивания льда создавали условия для процветания злаковой растительности лугового или лугово-степного типа даже при полном отсутствии летних осадков. Именно эта растительность, не покрывавшаяся в зимний период глубоким снегом, представляла собой арктическую степь, поддерживавшую стада мамонтовой мегафауны (Томирдиаро, 1980; Колпаков, 1982).
Между степными валиками располагались понижения — падины шириной порядка 2–4м. В них сносился и переоткладывался грунт с валиков, что приводило к росту грунтового столба под падиной, который был синхронен развитию валиков под действием специфического механизма, также регулировавшего ширину валиков и падин (Колпаков, 1994). В днищах падин за счет более высокого увлажнения образовывалась болотная и кустарниковая растительность. Если валики представляли собой главные пастбища стенной мегафауны, падины стали своеобразным уловителем их останков, а формировавшиеся под ними грунтовые столбы — их вместилищем.
Из грунтовых столбов едомных обрывов и байджарахов вытаивают костные останки, а порой — фрагменты и даже целые туши, значительная доля которых приходится на плейстоценового степного бизона. Во времена открытия и первых исследований Новосибирских островов там находили такое множество рогатых черепов бизонов, что даже было предложено назвать эту вновь открытую землю островом Буйвола.

Говоря о трансконтинентальных миграциях мамонтовой мегафауны, нельзя не отметить роль биогеографического шлюза, которую в плейстоцене выполняла Аляска. В холодные эпохи осушение Берингова пролива и арктического шельфа открывало миграционный путь между Евразией и Аляской, но разрастающийся североамериканский ледниковый щит делал невозможными перемещения между Аляской и другими регионами Северной Америки. В теплые эпохи, наоборот, Берингов пролив разделял для мегафауны Евразию и Аляску, но отступление североамериканского ледникового щита открывало путь из Аляски через Северо-Западные территории Канады на североамериканские Великие равнины. Таким образом, ни в холодную, ни в теплую эпохи плейстоцена мегафауна не могла пройти весь путь между североамериканскими Великими равнинами и Евразией.
По книге Сергея Левикина «Бизоны степей: История»

Едома. ysia.ru	Едома. Фото Андриан Кологилин
Скелет мамонта из Новосибирской области. Музей природы. Алматы. Казахстан	Плейстоценовый Bison latifrons. Museum of Natural History & Science, Cincinnati, Ohio, USA

 

Острова Канадских озер. Уникальная география изолированных миров

Уникальность некоторых озер Канады заключается в их внутренней географии.
Манитулин – крупнейший остров озера Гурон, одного из Великих озер Америки. Длина Манитулина, вытянутого в широтном направлении, около 129км. На Манитулине расположено крупнейшее в мире островное озеро на озерном острове – Маниту, растянувшееся на 19км. Кроме того на Маниту находятся еще небольшие острова.
Но еще интереснее география канадского озера Яткайед в провинции Нунавут. На этом озере, длиной 72км, есть остров, на котором есть озеро, на котором есть остров, на котором есть озеро длиной 213м, на котором есть 5-метровый островок. В Канаде есть и другие рекурсивные озера и острова подобные Яткайеду.
Такая запутанная география обусловлена ледниково-тектоническим происхождением канадских озер.

На острове Манитулин. wits-end.ca	Канадский Арктический Архипелаг. Озеро на острове Виктория с островом с озером на котором расположены 4 острова крупнейший из которых длиной 355м
213-метровое озеро с 5-метровым островком на Яткайеде. Фото Seth Greenland	Озеро Яткайед

 

Погружение пород океанической коры в мантию и их эксгумация на земную поверхность

При столкновении океанических литосферных плит с континентами обычно происходит погружение океанической литосферы под континентальные плиты – то есть субдукция. Процессы субдукции не обязательно происходят все время. Океаническая и континентальная литосфера могут долго находиться в сочлененном и спокойном состоянии. Однако спокойное тектоническое время обязательно заканчивается, после чего начинается процесс субдукции, либо обдукция – значительно реже происходящий процесс. Обдукция – это надвиг океанических плит на материки.
Повышенная вероятность возникновения обдукционных процессов возможна при сжатии океанских бассейнов между континентальными плитами. При особо сильных и быстрых тектонических сжатиях погруженные фрагменты плит могут выдавливаться обратно к земной поверхности, где они остаются в месте своего выхода на поверхность или продолжают некоторое время надвигаться на материковую плиту. Так происходит весьма редкое явление эксгумации – перерастание субдукции в обдукцию. Породы океанического происхождения, надвинутые на континенты или выдвинутые обратно из верхней мантии, называются офиолитами. Для комплексов эксгумированных пород характерен меланж – смесь раздробленных пород. В их составе присутствуют минералы, которые могли образоваться только на больших глубинах – порядка 50-100 километров.

Холмы сложенные эксгумированными комплексами в Восточном Казахстане в районе западнее Иртыша и Калбинского хребта. Геологически этот район представляет собой зону сочленения Казахстана и Сибири. В конце ордовикского периода 460 миллионов лет назад здесь начались процессы субдукции и обдукции. В карбоновом периоде  завершился процесс закрытия местного морского бассейна – произошло столкновение Сибири с Казахстаном в районе Алтая.

Эксгумированные эффузивные породы ордовикского возраста. Порода изначально образовалась предположительно в венде 600 млн лет назад в коре океанической литосферы, а затем около 450 млн лет назад была погружена при субдукции на глубины порядка 50км, где подверглась метаморфизму под действием высокого давления и температуры. Через несколько миллионов лет эти породы были вновь доставлены на поверхность в измененном виде.

 

Барханы

Барханы – серповидные в плане песчаные формы, расположенные перпендикулярно господствующему направлению ветра. Наветренный склон их длинный и пологий. Подветренный – короткий и крутой.  Вершинная часть обычно представляет собой острый гребень дугообразной формы. Высота барханов лежащих на горизонтальном основании от самой низкой точки подножия достигает 407м в иранской пустыне Лут, 405м в Гоби (пески Алашань), 368м в алжирской Сахаре, 350м в пустыне Намиб (Южная Африка). В Казахстане высочайшие барханы встречаются в юго-восточной части пустыни Таукум (между Или и Заилийским Алатау) достигая высоты 117м, однако самым высоким барханом страны является одиночный Поющий бархан высотой 130м на правом берегу Или между горами Большой и Малый Калкан. Одиночные барханы встречаются редко. Чаще барханы соприкасаются друг с другом образуя барханные цепи и гряды.

Высочайший бархан планеты - 407м в иранской пустыне Лут	Барханы в пустыне Лут. Иран
Пустыня Алашань (Внутренняя Монголия). Фото George Steinmetz	Второй по высоте бархан мира - 405м в Алашане
Пустыня Чарклык. Тибет. Бархан высотой 310м	Руб-эль-Хали - крупнейшая песчанная пустыня мира. Аравийский полуостров. Фото Джордж Стайнмиц
Пески в дельте Чарына (Алматинская область)	Эоловая рябь. Таукум (Алматинская область)
Бархан высотой 300м в западном Китае на границе с Восточно-Казахстанской областью (напротив села Николаевка).	Поющий бархан на берегу Или (Алматинская область)
Высочайший бархан Сахары - 368м в гряде Восточный Эрг Тиффернин. Алжир	Барханы Сахары в песках Обари (Ливия)
Пустыня Намиб. oxyphoto.ru	Барханы в Эфиопии. Фото Джордж Стайнмиц
Песчанные гряды. Бразилия. Автор?	Барханы в Антарктиде в Сухих долинах. Фото с видео ВВС
Черные барханы на Марсе. Фото Марсоход Сuriosity

 

Морены

Морена – это скопление грубообломочного материала образованное при движении ледника, который скалывает горные породы и транспортирует их вниз по ходу своего движения. Морена включает в себя бесформенные обломки пород различных размеров от 10-15 метров до песка и глин. Накопление льда в горах и его сползание происходит неравномерно. Режим движения ледников и образование морен зависит от климата – чем холоднее и влажнее климат, тем больше накапливается лед. В горах Семиречья в эпоху плейстоцена, за последние 1,8  миллиона лет, произошло два крупных оледенения (ледниковых периода). Первое и крупнейшее имело покровный характер – льды покрыли хребты целиком. Второе оледенение было покровно-долинным – ледники покрывали центральные районы гор и заполняли долины, вырезанные первым оледенением. Льды второго оледенения опускались до уровня 1500 – 1700 метров над уровнем моря. После этих двух крупных ледниковых периодов горы приобрели знакомый нам вид – глубокие ущелья и выраженные вершины нередко с высокими отвесными стенами.
В плейстоцене происходили и малые ледниковые периоды до, между, и после крупных ледниковых периодов. Почти все морены прошлых ледниковых периодов уничтожены геологической деятельностью последующих оледенений. В настоящее время мы можем видеть так называемые древние морены последнего ледникового периода, имевшего место между 40 000 – 10 000 лет назад, и современные морены современных ледников, имевших максимальные объем и длину в 1820-40 годах.
Древние морены опускаются до высоты около 2500м, выползая в главные долины с боковых ущелий. В настоящее время они заросли кустарником и деревьями – в том числе еловым редколесьем. Современные морены – это груды голых камней тянущиеся от ледников. В глубинах этих морен сохраняется лед. Лед на дневной поверхности появляется выше на высотах от 3000м (ледник Северный Талгар), чаще от 3400-3500м. С середины 19 века по настоящее время климат теплеет, ледники отступают, обнажая скопления камней – современные морены.

Морены на леднике Калесника. Заилийский Алатау	Морены в Большом Алматинском ущелье. Заилийский Алатау
Ледниковый гриб на леднике Балторо. Каракорум. Автор?	Есыкское ущелье. Заилийский Алатау
Моренные валы. Заилийский Алатау	Поросшие ельником морены ледникового периода закончившегося 10 000 лет назад и голые светлые морены 18 века. Долина Правого Талгара. Заилийский Алатау

 

Бассейн реки Колорадо

Бассейн охватывает  большую часть штата Аризона, частично штаты Колорадо, Юта, Нью-Мексико, Уайомин и Калифорния. Бассейн включает в себя западную часть гор Колорадо, где берет начало река Колорадо (окрашенная в красный с испанского) в районе Лонс-Пик (4345м), плато Колорадо и бассейн реки Грин – крупнейшего притока впадающего в Колорадо с севера, который охватывает районы гор Юинта и гор Уинд-Ривер. Колорадо впадает на в Калифорнийский залив на территории Мексики.
Здесь встречаются геологические разрезы всех периодов фанерозоя, а также протерозойские и архейские породы.
Во время мелового периода, около 100 миллионов лет назад, большая часть современного запада Северной Америки всё ещё была частью Тихого океана. В результате коллизии плиты Фараллон и Северо-Американской плиты, в период 50-75 млн лет назад, в ходе процессов, известных как Ларамийский орогенез, поднялись Скалистые горы. В результате поднятия территории, Грин-Ривер отклонилась от своего первоначального течения к Миссисипи и повернула к западу, неся свои воды в реку Колорадо.

Около 20-30 млн лет назад, вулканическая деятельность, связанная с горообразованием, привела к появлению таких образований как горы Чирикауа в юго-восточной Аризоне, а также к накоплению в районе бассейна большого количества вулканических обломков и вулканического пепла. Плато Колорадо начало подниматься в эоцене, однако достигло своей современной высоты лишь около 5 млн лет назад. Примерно в это же время река Колорадо приняла своё современное течение в Калифорнийский залив.
До того, как 5-15 млн лет назад в результате разломных процессов вдоль границы Северо-Американской и Тихоокеанской плит был образован Калифорнийский залив, река Колорадо текла в западном направлении, впадая в Тихий океан, предположительно в районе залива Монтерей, в центральной Калифорнии, сформировав при этом подводный каньон Монтерей. Поднятие гор Сьерра-Невада начавшееся около 4,5 млн лет назад, смещало Колорадо к югу, в район Калифорнийского залива. Плато Колорадо, поднималось 2,5-5 млн лет назад; в это время река всё ещё текла по первоначальному руслу. Образование каньона Колорадо вызвано подъёмом в мезозойскую эру плато Колорадо в результате поддвига Восточно-Тихоокеанской плиты под Северную Америку что, в свою очередь, привело к утолщению плиты Колорадо снизу. В результате произошел изостатический подъем плиты над уровнем океана.
Материал, принесённый рекой с плато, сформировал обширную дельту, отделив северную часть Калифорнийского залива от океана примерно 1 млн лет назад. Отрезанная от океана часть в конечном итоге испарилась и образовала местность известную как Солтон-Синк, высота которой составляет 79 м ниже уровня моря. С тех пор река меняла своё течение в районе Солтон-Синк как минимум 3 раза, превратив эту местность в обширное озеро Кауилья, которое при максимальном разливе достигало современного города Индио, Калифорния. После очередного изменения течения, когда Колорадо вновь стала впадать в залив, озеро высохло. Образование современного озера Солтон-Си можно связывать со сходным, более поздним изменением русла реки.
Между 1,8 млн и 10 тыс. лет назад значительные потоки базальтовой лавы сформировали в северной Аризоне вулканическое плато Айнкарет, перегородив реку Колорадо в районе Гранд-Каньона. Были образованы по меньшей мере 13 лавовых плотин, крупнейшая из которых, была 700 м высотой. Отсутствие отложений материала на этом сегменте реки свидетельствует о том, что большинство таких плотин не просуществовали и нескольких десятилетий, прежде чем быть смытыми водой реки.
Размыв лавовых плотин вызывал крупнейшие на континенте наводнения, масштаб которых может сравниться разве что с наводнениями, вызванными прорывом древнего ледникового озера Миссула на северо-западе современных США. Картирование осадочного материала наводнений показывает, что гребни волн достигали в районе Гранд-Каньон высоты 210 м, а пиковый поток достигал расхода 500 000 м³/с. Эти потоки, прорезая себе путь в Калифорнийский залив и создали самый глубокий и широкий участок Колорадского каньона - Гранд Каньон. Одновременно к северу и востоку от плато с еще большей скоростью поднимались и продолжают подниматься горы, дающие рекам дополнительный импульс при эрозии ими отложений.
Главный шедевр природы на плато Колорадо это, безусловно, - Гранд-Каньон прорезанный рекой в толще известняков, сланцев и песчаников. Длина каньона — 446 км. Ширина (на уровне плато) колеблется от 6 до 29 км, на уровне дна — менее километра. Глубина — до 1700 м. Время начала его формирования предполагается в конце мелового периода. Каньон прорезает морские отложения палеозоя (кембрий, девон, карбон и пермь) и врезается в граниты протерозоя.
На плато множество каньонов поменьше, но не менее красивых - таких как каньон Антилопы, каньон Брайс и другие.
Горы Колорадо достигающие высоты 4400м (гора Элбет) покрыты смешанными лесами и сложены осадочными породами местами  проплавленные интрузиями. Начало поднятия гор оценивается миоценовой эпохой.

Горы Уинд-Ривер. Автор?	Горы Юинта. Фото Brad Mischler
Слияние Зелёной реки и Колорадо. Фото Don Weaver	Каньон Брайс. Фото Jerome Bastianelli
Горы Колорадо. Фото Mike Remke
Гранд каньон	Гранд каньон
В Гранд каньоне. Кембрийские отложения	В Гранд каньоне. Пермские (светлые вверху), карбоновые (красные), кембрийские (серо-коричневые) морские отложения и протерозойские розово-серые граниты в основании
Песчаники Coyote Brutte. Фото Brian Rueb	В национальном парке Арки. Автор?
В каньоне Антилопы. Фото Jeff Sullivan	Окаменевшие деревья триасового периода в Раскрашенной пустыне. Автор?
Сложное геологическое строение гор у восточной окраины Лас Вегаса. Хребет на дальнем плане сложен кембрийскими, девонскими и карбоновыми отложениями. Красно-желтую долину посередине слагают переходные от перми к триасу отложения. Красно-коричневый хребет на переднем плане сложен вулканитами эпохи миоцена (неоген)

 

Глубочайшие материковые впадины Земли

Глубочайшей континентальной депрессией мира относительно уровня океана (не считая подледные депрессии Антарктиды и шельфовые моря) является Байкальский рифт с самым глубоким озером мира Байкалом. Глубина озера 1637м - ниже уровня океана на 1185м; однако учитывая окружающие Байкал горы высотой до 2432м над ур. океана перепад высоты в рифте достигает 3617м.

Каспийская впадина - самая обширная и вторая по глубине относительно уровня океана внутриматериковая депрессия планеты. Максимальная глубина Каспийского моря - 1025м (в Южнокаспийской котловине) - это ниже уровня океана на 1054м (уровень Каспия - минус 29м). Глубина Среднекаспийской котловины - 787м. Относительно вулкана Демавенд (5596м) расположенного в 70км от южного берега Каспия в горах Эльбурс (геоморфологически не относятся к впадине), перепад высот здесь достигает 6650м.

Иссык-Кульская котловина с озером Иссык-Куль (Киргизстан) глубиной 702м, лежит выше ур.океана на 900м. Учитывая горы окружающие сплошным кольцом Иссык-Куль и достигающие высоты 5280м над ур.океана, перепад высот здесь доходит до 4380м.

В Андах, во впадине озера Титикака (зеркало озера лежит на высоте 3830м; глубина - 281м), перепад высот достигает 2844м относительно вершины Анкохума - 6393м расположенной в 20км от берега.

Глубочайшие внутриматериковые естественные впадины, где самые низкие точки находятся ниже уровня океана:
1. впадина озера Байкал (Россия, Сибирь) (глубина 1637м) - минус 1185м;
2. Южнокаспийская котловина (гл. 1025м) - минус 1054м;
3. Среднекаспийская котловина (гл. 787м) - минус 816м;
4. Гхор с Мертвым озером (Израиль-Иордания) (гл. 388м) - минус 804м;
5. озера Танганьика (Заир-Танзания) (гл. 1470м) - минус 696м;
6. Большого Невольничьего озера (Канада) (гл. 614м) - минус 458м;
7. Хантайского озера (Россия, плато Путорана) (гл. 420м) - минус 356м;
8. Озера Лама (Россия, плато Путорана) (гл. свыше 300м) - минус 300м;
9. Большого Медвежьего озера (Канада) (гл. 446м) - минус 288м;
10. озера Гарда (Италия) (гл. 346м) - минус 283м;
11. Курильского озера (Россия, Камчатка) (гл. 316м) - минус 236м;
12. озера Ньяса (Малави) (гл. 704м) - минус 227м;
13. Ладожского озера (северо-западная Россия) (гл. 230м) - минус 223м;
14. Верхнего озера (США-Канада) (гл. 405м) - минус 220м;
15. Афар с озером Ассаль (Джибути) - минус 194м;
16. озера Онтарио (США-Канада) (гл. 244м) - минус 167м;
17. озера Радок (Антарктида) (гл. 362м) - минус 162м;
18. Турфан (Китай) - минус 154м;
19. Карагие (Казахстан) - минус 134м;
20. Каттара (Египет) - минус 130м;
21. Данакил с озером Бачили (Эфиопия) - минус 130м;
22. озера Мичиган (США) (гл. 281м) - минус 104м;
23. озера Кета (Россия, плато Путорана) (гл. 180м) - минус 95м;
24. Онежского озера (северо-западная Россия) (гл. 127м) - минус 94м;
25. Долина Смерти (США, Калифорния) - минус 86м;
26. Карынжарык (Казахстан) - минус 83м;
27. Акчагая (Туркмения) - минус 80м;
28. Каунды (Казахстан) - минус 77м.

Глубочайшие впадины морских бассейнов которые являются частью мирового океана, но заливающие континенты (шельфовые моря). Здесь не учитываются глубины бортов, склонов и равнин шельфов геоморфологически не принадлежащие впадинам:
1. впадина Икария Эгейского моря - минус 1518м;
2. залив Термаикос Эгейского моря - минус 1242м;
3. Мраморное море - минус 1221м;
4. бассейн Южный Скайрос Эгейского моря - минус 915м;
5. бассейн Северный Скайрос Эгейского моря - минус 888м;
6. пролив Скагеррак между Северным и Балтийским морями - минус 725м;
7. бассейн Южная Икария Эгейского моря - минус 721м;
8. Балтийское море - минус 470м;
9. пролив Вайкаунт-Мелвил в Канадском Арктическом архипелаге - минус 465м;
10. центральная впадина Баренцева моря - минус 382м;
11. Белое море - минус 350м;
12. залив Бутия в Канадском Арктическом архипелаге - минус 323м;
13. море Хадсона (Гудзонов залив) - минус 301м;
14. лагуна Маракайбо (Венесуэла) - минус 250м;
15. Северное море - минус 238м.

Примечания:
1. Глубочайшая точка подлёдного рельефа Антарктиды лежит ниже ур. океана на ~3500м на ложе ледника Денмана у Земли Королевы Мэри; глубочайшая подледная точка равнины Бэрда - минус 2555м. Слой воды крупнейшего Антарктического подледного озера Восток составляет в максимуме 1200м; максимальная глубина скального дна озера Восток лежит ниже уровня океана на 1500м.
2. Здесь не учитываются ущелья которые геоморфологически не относятся к понятию впадина.
3. Средиземноморская (глубина 5121м) и Черноморская (2210м) внутриконтинентальные морские котловины отгороженные от мирового океана Гибралтарской перемычкой, Эгейским шельфом и Мраморным морем в геологическом отношении не принадлежат к материковым впадинам, так как их дно сложено океанической корой. Средиземное и Черное моря это остатки исчезнувшего океана Тетис.
4. Эгейский шельф сложен корой переходного типа - океаническая кора Эгейского моря претерпевает интенсивную континентализацию.
5. Все вышеперечисленные впадины имеют тектоническую природу происхождения кроме впадин Карагие, Карынжарык и Акчагая, образованные морскими течениями, а также североамериканских озерных котловин, Ладожского и Онежского озер ледниково-тектонической природы.

Депрессия Гхор с Мертвым озером (Израиль) - глубочайшая впадина суши (берег озера находится на уровне минус 416м). Глубина озера 388м - ниже уровня океана на 804м (четвертая по глубине материковая впадина мира)	Мертвое озеро. Fotokanal.com
Впадина Карагие - минус 134м (четвертая впадина суши мира). Дождь идет над солончаком обширная площадь которого почти целиком находится на уровне -134м.	Турфанская впадина у южной границы восточного Тянь-Шаня (Китай) - минус 154м. Автор?
Дно Байкала на глубине 1372м. Фото с батискафа "Мир-1"	Хантайское озеро. Tourbina.ru
Демавенд и Южнокаспийская котловина. Вид из космоса. Автор?	Каспий
Средний Каспий у берегов Мангышлака	Иссык-Куль. Южный берег. В 12 км от южного берега расположена глубочайшая точка озера - 702м.
Иссык-Куль	На дне Иссык-Куля
Депрессия Данакил (Эфиопия) - минус 125м. Автор? Учитывая глубину озер Асал и Бачили лежащих во впадине, глубина впадины, вероятно, достигает минус 130м. (Надо поехать и проверить)	Кислотные бассейны вулкана Даллол в депрессии Данакил. Вулкан расположен ниже уровня океана. Фото Chalanrat Rerkrat and Carmen J. Fuentes Sanchez
Афарская впадина с озером Ассаль (Джибути, недалеко от Аденского залива Аравийского моря). Уровень Ассаля - минус 154м. Глубина озера 40м. National Geographic	Впадина Каттара (Египет) - минус 130м.
Танганьика. Public Domain Pictures	Ньяса (Малави). Фото Bene Zoltan
Большое Медвежье озеро. Автор?	Большое Невольничье озеро. Scott Polar Research Institute
Озеро Гарда. Svoiludi.ru	Остров Икария возвышающийся над впадиной Икария в Эгейском море. Автор?

 

Нагорье Данксия

Нагорье расположено в провинции Ганьсу Западного Китая между хребтом Наньшань и пустыней Гоби. Горы сложены в основном разноцветными песчаниками и конгломератами которые откладывались в меловом периоде в пределах внутреконтинентального Джунгаро-Гобийского моря. 

Фото Oddly Even	Фото Oddly Even
Фото Melinda	Фото Melinda
Гавайские острова Гавайи — двадцать четыре острова вулканического происхождения, расположенные в северной части Тихого океана (между 19° и 29° северной широты). Цепочка Гавайских островов, а также подводжный Императорский хребет на северо-западе от Гавайев сформированы в результате движения Тихоокеанской литосферной плиты на северо-запад над горячей точкой земной коры (плюмом) со скоростью порядка 52 километров в миллион лет. В результате этого острова на северо-западе старше, и, в большинстве своём, меньше по размеру (так как они дольше подвергаются эрозии). Императорская цепочка вулканов действовала с 80 до 45 млн лет назад. Окооло 45 млн лет назад, судя по резкому развороту Императорской цепи на Гавайское направление произошла смена субмеридионального движения Тихоокеанской плиты на северо-запад. Данные сейсмотомографии показывают два направления движения — северо-западное Тихоокеанской плиты по азимуту 65гр и субмеридианальное самого плюма. Диаметр колонны гавайского плюма в мантии составляет около 100 км с образованием шляпы диаметром 150 км в основании острова Гавайи. Температура магмы плюма — от 1460 грС на краю колонны до 1660 грС в центре плюма. За 80 млн лет Тихоокеанская плита над Гавайским плюмом прошла около 6000 км со средней скоростью 7,5 см в год. Трек Гавайского плюма с возрастами извержений Остров Гавайи — самый большой и молодой остров в цепочке, состоящий из семи различных вулканов. Расположенный на острове Гавайи (Биг Айленд) щитовидный вулкан Мауна-Лоа (4175м) занимает площадь около 5200 км², что составляет более половины острова; это крупнейший по площади активный вулкан и второй среди всех вулканов на Земле (первым является подводный массив Таму, занимающий более 260 000 км²). Высота острова-вулкана от основания на океаническом дне до высшей точки – 4205м расположенной на неактивном вулкане Мауна-Кеа (к северу от Мауна-Лоа), составляет около 10 км, что делает вулкан Гавайи самой большой и высокой горой на планете. Большинство извержений на Гавайях относятся к гавайскому типу. Из-за высокой температуры и текучести базальтовой магмы они образуют плоские щитовые формы вулканов. Гавайские вулканы, как правило, истекают лавой без извержения пепла, потому что газовые и жидкие компоненты гавайской базальтовой магмы имеют высокую растворимость и трудно отделяются от магмы. В результате извержения на Гавайях происходят спокойно без взрывов. Самый активный вулкан на Гавайских островах — Килауэа расположенный под Мауна-Лоа непрерывно извергается с 1983 года. tourist-destinations.net Вершина Мауна Кеа Кальдера Килауэа Водяной пар на краю Килауэа Застывшая лава Кратер в джунглях Водопад на Большом острове Фото Leigh Hilbert Фото Leigh Hilbert Фото Leigh Hilbert medienwerkstatt-online.de solarviews.com Мауна Лоа. es.geo Мауна Кеа. Ethantweedie Кратер возрастом 300 000 лет в Гонолулу на острове Оаху Оаху Островок у острова Мауи. Фото Ron Dahlquist Мауи. Автор? Мауи. Фото Roxanne Bichard Подводный мир Гавайских островов