Тектонические процессы на конвергентных границах литосферных плит.

Зона субдукции — место где океаническая кора погружается в мантию. К зонам субдукции приурочено большинство землетрясений и множество вулканов. Геоморфологическим выражением зон субдукции являются глубоководные желоба.

Другие названия зоны субдукции: сейсмофокальная зона, так как в ней сосредоточено большинство глубокофокусных землетрясений, или зона Заварицкого Беньофа Вадати, зона Беньофа, зона Вадати по именам ученых, которые выделили эту особую зону. Поводом для этого стали сейсмические данные, которые показали, что фокусы землетрясений располагаются все глубже по направлению от глубоководного желоба к континенту. Зона субдукции хорошо прослеживается на сейсмотомаграфических порфилях, по крайней мере до границы верхней и нижней мантии (670км).

С зонами субдукции связаны две широко распространенные геодинамических обстановки: Активные континентальные окраины и островные дуги.

В классическом варианте реализуется в случае взаимодействия двух океанических или океанической и континентальной плит. Однако, в последние десятилетия выявлено, что при коллизии континентальных литосферных плит, также имеет место поддвиг одной литосферной плиты под другую, это явление получило название континентальной субдукции. Субдукция является одним из основных геологических режимов. При общей протяженности современных конвергентных границ плит около 57 000 километров, 45 000 из них приходится на субдукционные, остальные 12 000 - на коллизионные.

коллизия континентов — это столкновение континентальных плит, которое всегда приводит к смятию коры и образованию горных цепей.

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении порождает сложные тектонические процессы, проникающие глубоко в мантию. Они выражены зонами тектономагматической активности (островные дуги), континентальные окраины Андского типа и складчатые горные сооружения. Там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океаническая литосферы или океаническая с океанической, проявляется субдукция.При встречном движении более тяжелая плита (всегда океаническая) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Коллизия, т.е. столкновение литосферных плит, развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, ее утолщением и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях или террейнах. В редких случаях очешуи фрагментов океанической коры наползают на край континентальной плиты: происходит обдукция. При общей протяженности современных конвергентных границ около 57 тыс. км 45 из них приходится на субдукционные, остальные 12 — на коллизионные.

Субдукция

В начале 30-х годов вдоль глубоководных желобов Индонезии были обнаружены резкие отрицательные гравитационные аномалии, которые интерпретировались как зоны затягивания. Ф. Венинг-Мейнес пришел к выводу, что в этих активных зонах происходит затягивание в мантию складок легкого корового вещества. Тогда же Ф. Лейк объяснил их образование наклонными сколами, по которым Азиатский континент надвигается на Тихий океан. Вскоре К.Вадати впервые описал наклонную сейсмофокальную зону, уходящую от глубоководного желоба под вулканические цепи Японских островов. К концу 60-х годов Г. Штилле высказал мысль, что образование глубоководных желобов, сопутствующих им отрицательных гравитационных аномалий и уходящих в мантию сейсмофокальных зон сопряжено с наклонным поддвигом океанической коры; на определенной глубине она подвергается плавлению, порождая вулканические цепи, тянущиеся параллельно желобу.

Термин «субдукция» были введены для обозначения сложного глубинного процесса, ранее неизвестного. Субдукцию нельзя свести ни к «поддвигу», ни к «надвигу» литосферных плит. Их сближение при субдукции складывается из векторов движения двух контактирующих плит, причем наблюдается разнообразное соотношение направления и величины этих векторов. Кроме того, в тех случаях, когда происходит быстрое гравитационное погружение одной из литосферных плит в астеносферу, их взаимодействие осложняется откатом конвергентной границы. Установлено, что субдукция развивается по-разному в зависимости от соотношения векторов движения плит, от возраста субдуцирующей литосферы и ряда других факторов.

Способ взаимодействия плит при субдукции предопределяет асимметрию рельефа. Линия активного контакта выражена глубоководными желобами, глубина которых находится в прямой зависимости от скорости субдукции и от средней плотности (т.е. возраста) погружающейся плиты. Поскольку желоба служат седиментационной ловушкой для турбидитов островодужного или континентального происхождения, их глубина искажается осадконакоплением, которое определяется физико-географическими условиями. Глубина океана над современными желобами широко варьирует (в Марианском желобе - 11022м). Глубина желобов относительно смежногоокеанического краевого вала достигает 4000 м.

При протяженности в тысячи километров ширина желобов не превышает 50—100 км. Обычно желоба дугообразно изогнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плиты или прямолинейны. Современные желоба в основном простираются перпендикулярно направлению субдукции (ортогональная субдукция), но имеются и косоориентированные.

Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен: субдуцирующее крыло пологое (около 5°), висячее крыло более крутое (до 10 и даже 20°). Детали рельефа варьируют в зависимости от напряженного состояния литосферных плит, от режима субдукции и других условий. На многих пересечениях океанский склон желоба бывает осложнен продольными грабенами и горстами, а противоположный склон — ступенчатой системой крутых разломов. Узкое и плоское дно желоба шириной иногда всего лишь в несколько сотен метров сложено осадками.

Асимметрично и размещение форм рельефа на обрамлении глубоководных желобов. Со стороны океана это пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200—1000 м. Судя по геофизическим данным, краевые валы представляют собой антиклинальный изгиб океанической литосферы, который не уравновешен изостатически и поддерживается ее горизонтальным сжатием. Там, где фрикционное сцепление литосферных плит велико, высота краевого вала находится в прямом соответствии с относительной глубиной соседнего отрезка желоба.

С противоположной стороны, над «надвинутым» крылом зоны субдукции, параллельно желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды. Если субдукция направляется непосредственно под окраину континента и глубоководный желоб примыкает к этой окраине(Андийский тип), образуются береговой хребет и отделенный от него продольными долинами главный хребет, рельеф которого бывает осложнен вулканическими постройками.

Там, где зона субдукции не находится на краю континента, сходная по происхождению пара положительных форм рельефа представлена островными дугами. Это невулканическая внешняя дуга (непосредственно рядом с желобом) и отделенная депрессиями главная вулканическая дуга. Иногда внешняя островная дуга не образуется и ей соответствует резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного желоба. Большинство современных островных дуг находится на западном обрамлении Тихого океана: от Алеутской и Курило-Камчатской дуги на севере до дуги Кермадек на юге. Дугообразная форма широко распространена, но не обязательна.

Поскольку любая зона субдукции уходит на глубину наклонно, ее воздействие на надвигаемое крыло и его рельеф может распространяться на 600—700 км и более от желоба, что зависит от угла наклона.

Большинство зон субдукции приурочено к периферии Тихого океана. Субдукционные системы Малых и Южных (Скотия) Антил, хотя и находятся в Атлантике, тесно связаны своим происхождением с эволюцией структур тихоокеанского обрамления, с их изгибом и проникновением далеко на восток в свободных пространствах, раскрывшихся между континентами Северной Америки, Южной Америки и Антарктиды. Более самостоятельна Зондская система субдукции, тем не менее и она тяготеет к структурному ансамблю Тихоокеанского кольца. Таким образом, в настоящее время все зоны субдукции связаны с Тихим океаном. Лишь небольшие, малоглубинные зоны субдукции (Эгейская, Эоловая) развиваются в Средиземноморском бассейне — этом реликте мезозойско-кайнозойского океана Тетис. Северную окраину Тетиса наследует и зона субдукции Мекран.

Историческая геология позволяет понять указанную выше закономерность.В начале мезозоя зоны субдукции полностью обрамляли единый суперконтинент Пангею, под который субдуцировала литосфера окружавшего его океана Панталасса. По мере распада суперконтинента, зоны субдукции продолжили развиваться перед фронтом движущихся континентальных масс. Эти процессы не прекращаются до наших дней.

Зоны субдукции Средиземноморья не имеют сопряженных с ними систем спрединга и, судя по всему, поддерживаются закрытием океана Тетис — этого крупного ответвления Панталассы.

Различают два крайних типа субдукции - окраинно-материковый (андский) и океанским (марианский).

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон разнообразны и зависят от многих условий. Для наиболее протяженной из них Андской (8000 км) характерны пологая субдукция молодой океанической литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле. Зондскую дугу отличает отсутствие таких напряжений, что делает возможным утонение континентальной коры, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана; под нее субдуцирует более древняя океанская литосфера, уходящая на глубину под более крутым углом.

Разновидностью окраинно-материкового можно считать и японский тип зоны субдукции, представление о котором дает пересечение, проходящее через Японский желоб — Хонсю — Японское море. Для него характерно наличие краевого (задужного) морского бассейна с новообразованной корой океанического или субокеанического типа. Геолого-геофизические и палеомагнитные данные позволяют проследить раскрытие краевого Японского моря по мере того, как от азиатской окраины отчленялась полоса континентальной литосферы. Постепенно изгибаясь, она превратилась в Японскую островную дугу с сиалическим континентальным основанием, т.е. в энсиалическую островную дугу.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа более древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую, на краю которой на симатическом основании образуется энсиматическая островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить такие островодужные системы, как Идзу-Бонинская, Тонга — Кермадек, Южных Антил. Ни одна из подобных зон субдукции, по крайней мере в новейшее время, не формировалась посреди океана: они тяготеют к сложному парагенезу структур океанского обрамления.

Иначе протекает процесс коллизии двух континентальных блоков. Эта коллизия включает в себя мощную и низкоплотностную земную кору, поэтому конвергенция развивается здесь как столкновение, сопровождаемое сложной деформацией верхней части литосферы. Многие зоны коллизии асимметричны, в них происходят выраженные сейсмологически поддвиг и надвиг пластин континентальной коры. Такова современная тектоническая активность Гималаев на стыке континентальных плит Евразии и Индостана.

Однако в большинстве случаев континентальная коллизия имеет иную тектоническую природу и связана с направленной навстречу более глубинной субдукцией океанской литосферы. Она развивается в тылу окраинно-материковых горных сооружений там, где субдуцирующая со стороны океана литосфера способна оказать на континент давление, порождающее взбросы и надвиги, направленные от океана. Примером могут служить надвиги Субандийских цепей и Скалистых гор. Подобные зоны, размещаясь над мощными окраинно-материковыми зонами субдукции, скорее всего вторичны по отношению к ним. Они вписываются в структурный парагенез континентальной окраины.

Геохимия!

1.Электронная структура и размеры атомов в кристаллах: ионные, атомные и ковалентные радиусы. Типы химической связи и координация атомов.

Электронная конфигурация — формула расположенияэлектронов по различным электронным оболочкам атомахимического элемента или молекулы.

С точки зрения квантовой механики электронная конфигурация — это полный перечень одноэлектронных волновых функций, из которых с достаточной степенью точности можно составить полную волновую функцию атома (в приближении самосогласованного поля).

Вообще говоря, атом, как составную систему, можно полностью описать только полной волновой функцией. Однако такое описание практически невозможно для атомов сложнее атома водорода — самого простого из всех атомов химических элементов. Удобное приближённое описание — метод самосогласованного поля. В этом методе вводится понятие о волновой функции каждого электрона. Волновая функция всей системы записывается как надлежащим образом симметризованое произведениеодноэлектронных волновых функций. При вычислении волновой функции каждого электрона поле всех остальных электронов учитывается как внешний потенциал, зависящий в свою очередь от волновых функций этих остальных электронов.

В результате применения метода самосогласованного поля получается сложная система нелинейныхинтегродифференциальных уравнений, которая всё ещё сложна для решения. Однако уравнения самосогласованного поля имеют вращательную симметрию исходной задачи (то есть они сферически симметричны). Это позволяет полностью классифицировать одноэлектронные волновые функции, из которых составляется полная волновая функция атома.

Для начала, как в любом центрально симметричном потенциале, волновую функцию в самосогласованном поле можно охарактеризовать квантовым числом полного углового момента и квантовым числом проекции углового момента на какую-нибудь ось . Волновые функции с разными значениями соответствуют одному и тому же уровню энергии, т. е. вырождены. Также одному уровню энергии соответствуют состояния с разной проекцией спина электрона на какую-либо ось. Всего для данного уровня энергии волновых функций. Далее, при данном значении углового момента можно перенумеровать уровни энергии. По аналогии с атомом водорода принято нумеровать уровни энергии для данного начиная с . Полный перечень квантовых чисел одноэлектронных волновых функций из которых можно составить волновую функцию атома и называется электронной конфигурацией. Поскольку всё вырожденно по квантовому числу и по спину, достаточно только указывать полное количество электронов, находящихся в состоянии с данными , .

Ио́ нный ра́ диус — характерный размер шарообразных ионов, применяемый для вычисления межатомных расстояний в ионных соединениях. Понятие ионный радиус основано на предположении, что размеры ионов не зависят от состава молекул, в которые они входят. На него влияет количество электронных оболочек и плотность упаковки атомов и ионов в кристаллической решётке.

Атомный радиус — радиус, характеризующий приблизительный размер атома. С увеличением атомного номера элемента Атомный радиус уменьшается, поскольку возрастает заряд ядра.

Ковалентный радиус в химии — это половина расстояния между ядрами атомов данного элемента, образующими ковалентную связь. За величину ковалентного радиуса принимается половина кратчайшего межатомного расстояния в кристалле простого вещества. Другими словами, если обозначить через X атомы элемента, образующего кристалл с ковалентной связью, то для галогенов ковалентный радиус равен половине длины связи в молекуле X2, для серы и селена — половине длины связи в молекуле X8, а для углерода и кремния он принимается равным половине кратчайшего межатомного расстояния в кристаллах алмаза и кремния.

Ковалентный радиус характеризует распределение электронной плотности вблизи ядра и близок к другим характеристикам распределения электронной плотности (радиус Ван-дер-Ваальса, Боровский радиус для атома водорода и т. п.)

Cумма ковалентных радиусов должна быть равна длине ковалентной связи между двумя атомами, R (AB) = R (A) + R (B).

Ковалентная связь – наиболее общий вид химической связи, возникающий за счет обобществления электронной пары посредством обменного механизма, когда каждый из взаимодействующих атомов поставляет по одному электрону, или по донорно-акцепторному механизму, если электронная пара передается в общее пользование одним атомом (донором) другому атому (акцептору)

Классический пример неполярной ковалентной связи (разность электроотрицательностей равна нулю) наблюдается у гомоядерных молекул: H–H, F–F. Энергия двухэлектронной двухцентровой связи лежит в пределах 200–2000 кДж∙ моль–1.

При образовании гетероатомной ковалентной связи электронная пара смещена к более электроотрицательному атому, что делает такую связь полярной. Ионность полярной связи в процентах вычисляется по эмпирическому соотношению 16(χ A – χ B) + 3, 5(χ A – χ B)2, где χ A и χ B – электроотрицательности атомов А и В молекулы АВ. Кроме поляризуемости ковалентная связь обладает свойством насыщаемости – способностью атома образовывать столько ковалентных связей, сколько у него имеется энергетически доступных атомных орбиталей. О третьем свойстве ковалентной связи – направленности – речь пойдет ниже (см. метод валентных связей).

Ионная связь – частный случай ковалентной, когда образовавшаяся электронная пара полностью принадлежит более электроотрицательному атому, становящемуся анионом. Основой для выделения этой связи в отдельный тип служит то обстоятельство, что соединения с такой связью можно описывать в электростатическом приближении, считая ионную связь обусловленной притяжением положительных и отрицательных ионов. Взаимодействие ионов противоположного знака не зависит от направления, а кулоновские силы не обладают свойством насыщености. Поэтому каждый ион в ионном соединении притягивает такое число ионов противоположного знака, чтобы образовалась кристаллическая решетка ионного типа. В ионном кристалле нет молекул. Каждый ион окружен определенным числом ионов другого знака (координационное число иона). Ионные пары могут существовать в газообразном состоянии в виде полярных молекул. В газообразном состоянии NaCl имеет дипольный момент ~3∙ 10–29 Кл∙ м, что соответствует смещению 0, 8 заряда электрона на длину связи 0, 236 нм от Na к Cl, т. е. Na0, 8+Cl0, 8–.

Металлическая связь возникает в результате частичной делокализации валентных электронов, которые достаточно свободно движутся в решетке металлов, электростатически взаимодействуя с положительно заряженными ионами. Силы связи не локализованы и не направлены, а делокализированные электроны обусловливают высокую тепло- и электропроводность.

Водородная связь. Ее образование обусловленно тем, что в результате сильного смещения электронной пары к электроотрицательному атому атом водорода, обладающий эффективным положительным зарядом, может взаимодействовать с другим электроотрицательным атомом (F, O, N, реже Cl, Br, S). Энергия такого электростатического взаимодействия составляет 20–100 кДж∙ моль–1. Водородные связи могут быть внутри- и межмолекулярными. Внутримолекулярная водородная связь образуется, например, в ацетилацетоне и сопровождается замыканием цикла (рис. 3.3).

Исключительно важную роль водородная связь играет в биологических макромолекулах, таких неорганических соединениях как H2O, H2F2, NH3. За счет водородных связей вода характеризуется столь высокими по сравнению с H2Э (Э = S, Se, Te) температурами плавления и кипения. Если бы водородные связи отсутствовали, то вода плавилась бы при –100 °С, а кипела при –80 °С.

Ван-дер-ваальсова (межмолекулярная) связь – наиболее универсальный вид межмолекулярной связи, обусловлен дисперсионными силами (индуцированный диполь – индуцированный диполь), индукционным взаимодействием (постоянный диполь – индуцированный диполь) и ориентационным взаимодействием (постоянный диполь – постоянный диполь). Энергия ван-дер-ваальсовой связи меньше водородной и составляет 2–20 кДж∙ моль–1.

Химическая связь в твердых телах. Свойства твердых веществ определяются природой частиц, занимающих узлы кристаллической решетки и типом взаимодействия между ними.

Твердые аргон и метан образуют атомные и молекулярные кристаллы соответственно. Поскольку силы между атомами и молекулами в этих решетках относятся к типу слабых ван-дер-ваальсовых, такие вещества плавятся при довольно низких температурах. Большая часть веществ, которые при комнатной температуре находятся в жидком и газообразном состоянии, при низких температурах образуют молекулярные кристаллы.

Температуры плавления ионных кристаллов выше, чем атомных и молекулярных, поскольку электростатические силы, действующие между ионами, намного превышают слабые ван-дер-ваальсовы силы. Ионные соединения более твердые и хрупкие. Такие кристаллы образуются элементами с сильно различающимися электроотрицательностями (например, галогениды щелочных металлов). Ионные кристаллы, содержащие многоатомные ионы, имеют более низкие температуры плавления; так для NaCl tпл. = 801 °C, а для NaNO3 tпл = 306, 5 °C.

В ковалентных кристаллах решетка построена из атомов, соединенных ковалентной связью, поэтому эти кристаллы обладают высокими твердостью, температурой плавления и низкими тепло- и электропроводностью.

Кристаллические решетки, образуемые металлами, называются металлическими. В узлах таких решеток находятся положительные ионы металлов, в межузлиях – валентные электроны (электронный газ).

Наибольшую температуру плавления из металлов имеют d-элементы, что объясняется наличием в кристаллах этих элементов ковалентной связи, образованной неспаренными d-электронами, помимо металлической, образованнной s-электронами.

Координационная геометрия атома в геометрическом соединении, образованном атомами вокруг центрального атома.

Координационные комплексы неорганических соединений

В области неорганических геометрических комплексов координации эти соединения являются геометрическими моделями, образованными атомами лигандов, которые связаны с центральным атомом в молекуле и комплексным соединением. Геометрическое расположение варьируется в зависимости от количества и типа лигандов, связанных с центром, состоящим из металла, а также координационного преимущества (англ. the coordination preference) центрального атома, как правило, металла в координационном комплексе. Число соединений (то есть число σ -связей между центральным атомом и лигандами), называется координационным числом. Геометрическая модель может быть описана как многогранник, где вершины многогранника являются центрами координации атомов лигандов.

Координационное преимущество металла часто варьируется в зависимости от его степени окисления. Число координационных связей (координационное число) может варьироваться от двух до 20.

Одна из самых распространенных геометрических координаций — октаэдрическая, где шесть лигандов координируются к металлу симметричным распределением, что ведет к образованию октаэдра, если линии нарисованы между лигандами. Менее встречающиеся в общей геометрии координации являются формы тетраэдра и «плоского квадрата» (2D квадрат).

Теория кристаллического поля может быть использована для объяснения относительной устойчивости соединений переходных металлов различной геометрической координации, а также наличия или отсутствия парамагнетизма.

ТОЭП может быть использована для предсказания геометрии комплексов основных элементов группы (исключение составляют актиноиды и лантаноиды).

Кристаллографическое использование

В кристаллической структуре геометрическая модель атома является геометрической структурой координации атомов, где определение координации атомов зависит от связей в модели. Например, в каменной соли, ионный состав каждого атома натрия содержит шесть ближайших соседних хлорид-ионов в октаэдрической геометрии и каждый хлорид аналогично — шесть соседних ионов натрия в октаэдрической геометрии. В металлах с объемноцентрированной структурой каждый атом имеет связь с восмью ближайшими другими атомами с кубической геометрией. В металлах с гранецентрированной кубической структурой каждый атом имеет двенадцать связей с соседними атомами с кубооктаэдрической геометрией.

	линейная		Ag(CN)2− в KAg(CN)2	Ag в цианиде серебра, Au в AuI
	плоский треугольник		Cu(CN)32− в Na2Cu(CN)3·3H2O	O в TiO2(структура рутила)
	тетраэдр		CoCl42−	Zn и S в сульфиде цинка, Si вдиоксиде кремния
	квадрат		AgF4−	CuO
	тригональная бипирамидальная		SnCl5−
	квадратная пирамидальная		InCl52− в (NEt4)2InCl5
	октаэдр		Fe(H2O)62+	Na и Cl в хлориде натрия
	тригональная призматическая		Mo(SCHCHS)3	As в NiAs, Mo вMoS2
	пентагональная бипирамидальная		ZrF73− в (NH4)3ZrF7	Pa в PaCl5
	гранецентрированная октаэдрическая		[HoIII(PhCOCHCOPh)3(H2O)]	La в La2O3
	тригональная призматическая, квадратическая моногранецентрированная		TaF72− в K2TaF7
	куб			Хлорид цезия, фторид кальция
	квадратная антипризматическая		TaF83− в Na3TaF8	Хлорид тория(IV)
	додекаэдр		Mo(CN)84− в K4[Mo(CN)8].2H2O	Zr в K2ZrF6
	гексагональная бипирамидальная			N в Li3N
	октаэдр			Ni в арсениде никеля
	тригональная призматическая			Ca в CaFe2O4
	тригональная призматическая, квадратная лицевая двуребристая			PuBr3
	тригональная призматическая, квадратная лицевая триребристая		[ReH9]2− внонагидроренате калия	SrCl2·6H2O, Th в RbTh3F13
	англ. monocapped square antiprismatic		[Th(торополонат)4(H2O)]	La в LaTe2
	англ. bicapped square antiprismatic		Th(C2O4)42−
			Th в [ThIV(NO3)4(H2O)3] (NO3− )
	иксоаэдр		Th в Th(NO3)62− -ион в Mg[Th(NO3)6]·8H2O
	кубооктаэдрон		ZrIV(η ³ − (BH4)4)
	антикубооктаэдон
	двуребристая антипризматичная гексагональная