Срединно-океанические хребты-курсовая. Курсовая работа Аннотация
 Скачать 0.62 Mb.
|
|
2.3 Срединно-Индоокеанский хребетный. Еще воначале 30-хагодов позапрошлого столетия предполагалосьэ, чтобв Индийском океане естьсятолько одновакрупное меридиональное поднятие — хребетныйо-вовек Лаккадивских, Мальдивских из Чагос, которое заканчивается удЮжного тропика. Экспедицией «Дискавери-2» во1933—1936 гг. быльоткрыт Индийско-Аравийский хребетный, описанный Вайсманом [15]. Ка50-м годам сложилось представление о существовании срединного поднятия, разделяющего Индийский океан на две неравные части и протягивающегося от Индостана до Антарктиды. Предполагалось, что этот хребет объединяет о-ва Лаккадивские, Мальдивские, Чагос, а также Кергеленское поднятие.В результате океанологических работ эти представления были пересмотрены. Было установлено, что Мальдивский хребет по своей структуре и морфологии не срединный и что Кергеленское плато не связано с системой срединного поднятия. По современным данным, срединный хребет Индийского океана начинается Аравийско-Индийским хребтом и на широте Маскаренских островов переходит в Центрально-Индийский хребет. Дальнейшим его продолжением, начиная от района о-вов Сен-Поль и Амстердам, служит пока еще мало изученное Австрало-Антарктическое поднятие. Южнее о. Родригес от Центрально-Индийского хребта к юго-западу отходит Западно-Индийский (также имеющий структуру, свойственную срединным поднятиям), который через Африканско-Антарктический хребет соединяется со Срединно-Атлантическим [21] Срединно-Индоокеанский хребет(Название«Срединно-Индоокеанский хребет» применяется в данном случае как общее для Аравийско-Индийcкого и Центрально-Индийского) имеет ширину от 150 до 500 км и относительную высоту до 3,5 км. На всем его протяжении хорошо выражена рифтовая зона с глубокими рифтовыми долинами и окаймляющими их асимметричными гребнями. Крылья срединного поднятия растянуты и сильно расчленены, колебания глубин в их пределах порядка 1500 м довольно обычны [22]. Как и Срединно-Атлантический, Срединно-Индийский хребет разбит системой поперечных разломов, однако, только две из них имеют субширотную ориентировку: разлом Вима, к месту пересечения которого с хребтом приурочена максимальная глубина рифтовой долины (6402 м), и Родригес, чей приподнятый край образует одноименный остров в Маскаренском архипелаге. Другие разломы, рассекающие срединный хребет, вытянутыв субмеридиональном направлении. Самый северный из этих разломов — Оуэн — рассекает хребет напротив Аденского залива; по этой линии нарушения отрезок хребта, расположенный в пределах Аденского залива, резко сдвинут к северу (рис.10). Интереснейшей особенностью рифтовых разломов Срединно-Индоокеанского хребта является то, что система этих разломов продолжается в пределах материка. В западной части Аденского залива, дно которого с приподнятыми окраинами южной части Аравийского полуострова и северной части Сомали рассматривается как продолжение Срединно-Индийского хребта, отмечается разветвление зоны разломов. Одна ветвь уходит на север; морфологическим выражением ее являются Красное море, залив Акаба и депрессия Мертвого моря; другая ветвь выражена в виде системы восточноафриканских рифтов, с которыми связаны глубочайшие озера-грабены Ньяса, Танганьика и др. Осевая зона Красного моря представляет собой желобообразную впадину глубиной до 2600 м, протягивающуюся параллельно обоим берегам моря. Ширина ее в пределах изобаты 1000 м колеблется от 50 до 80 км. Залив Акаба— это узкая впадина сбросового происхождения, с крутыми склонами, глубиной более 1800 м. Рифтовая зона продолжается и далее на север; ее элементами являются Мертвое море и Тивериадское озеро. Обращает на себя внимание неравномерность гипсометрических отметок дна восточноафриканских рифтов на суше системы рифтов. Так, в Кении дно рифтовой долины имеет отметки от 700 до 2000 м над уровнем моря, тогда как возерах Танганьика оно опущено на 662 м, Ньяса на 234 м ниже уровня моря. Система рифтов сильно разветвлена, рифтовые долины окаймлены лавовыми покровами излившихся базальтов и сопровождаются многочисленными вулканами; многие из них действующие. Сходство этой грандиозной рифтовой системы со Срединно-Индоокеанским хребтом подчеркивается тем, что края рифтов сильно приподняты и достигают максимальных отметок в непосредственной близости от них. Существенно также то, что состав лав (основные и щелочные породы) Восточной Африки, Йемена, Сирии очень близок к породам, образцы которых были подняты со дна океана в области срединного хребта Индийского океана. Пояс эпицентров землетрясений, продолжающийся в Индийский океан из Атлантического, пространственно совпадает с Западно-Индийским, Центрально-Индийским, Аравийско-Индийским хребтами и Аденским заливом, а далее разветвляется: одна ветвь соответствует рифту Красного моря и залива Акаба, другая — восточноафриканским рифтам. Нередки здесь сильные, разрушительные и катастрофические землетрясения (например, в 1964 г. произошло разрушительное землетрясение в Аддис-Абебе и сильное в районе Найроби)[23]. Склоны рифтовых ущелий срединного хребта часто лишены покрова осадков, но дно их заполнено рыхлыми отложениям и осадочно-вулканогенной толщей, соответствующей по скоростям упругих волн второму слою океанической коры. Под ними залегают породы, характеризующиеся скоростями 6,7—7 км/сек, ниже —7,5 км/сек, т. е. большими, чем в базальтовом слое. К рифтовой долине приурочены максимальные значения теплового потока и аномалии магнитного поля.  Рисунок 10 Срединно-Индийский (Аравийско-Индийский) хребет и прилегающие районы дна Индийского океана [23]. При помощи драг со дна рифтовых долин и с гребней окаймляющих их гор были подняты образцы базальтовых лав, а также глубинных основных и ультраосновных пород, в том числе серпентинизированные перидотиты и серпентиниты. Большое количество образцов ультраосновных пород было получено также во втором рейсе «Курчатова» (1967), причем оказалось, что некоторые рифтовые хребты действительно представляют собой блоки пород, характерных для верхней мантии [24]. указывает на многочисленные включения дунитов, пироксенитов, перидотитов в выбросах вулканов западного рифта в Уганде. По данным дне Красного моря должны обнажаться оливиновые базальты или родственные им глубинные породы. Сейсмические исследования, проведенные этими авторами, свидетельствуют об отсутствии гранитного слоя на дне этой щелеобразной впадины. Парадоксальность этого результата исследований заключается в том, что рифт Красного моря (как и восточноафриканские рифты) выкроен в древнейшей гранитной глыбе. Краткий обзор рельефа и геологического строения Срединно-Индоокеанского хребта показывает, что этот хребет принципиально не отличается от Срединно-Атлантического. Исключение составляет одна черта — распространение рифтовой зоны в пределы смежных материковых структур, но эта особенность характерна также для другого срединного хребта — Тихоокеанского. 2.4 Срединный хребет Тихого океана Как уже упоминалось, рифтовая зона Индийского океана продолжается к востоку от Центрально-Индийского хребта в виде Австрало-Антарктического поднятия, которое затем переходит в Южно-Тихоокеанский хребет. Последний примерно от 130° з. д. получал название Восточно-Тихоокеанского. Восточно-Тихоокеанское поднятие это гигантский вал шириной более 2 тыс. км, высотой 2—3 км. В южном полушарии оно имеет на большем своем протяжении меридиональную ориентировку, но в районе о. Пасхи меняет простирание на северо-северо-восточное. При этом лежащий к северу отрезок поднятия сдвинут относительно южного отрезка к западу, что связывается с пересечением хребта глубинным разломом. Этот разлом продолжается и к востоку от о. Пасхи, проходя по гребню хребта о-вов Сала-и-Гомес. Новое изменение простирания Срединно-Тихоокеанского хребта отмечается при переходе через экватор, в связи с разломом Галапагос. Интересно, что до этого участка в пределах гребневой зоны поднятия не обнаружено рифтовой долины. Менард указывает, что это обстоятельство не есть следствие недостаточной изученности рельефа дна океана в этом районе, так как трижды предпринимались специальные поиски рифта, ничего не давшие. Все же нельзя не заметить, что батиметрия юго-восточного сектора Тихого океана в целом изучена значительно слабее, чем в других районах этого океана. Севернее экватора гребень срединного поднятия, получающего здесь название хребта Альбатрос, расчленен рядом поднятий и грабенов, в целом образующих, рифтовую зону. Крупная продольная впадина к востоку от подводных гор Математиков (между 13 и 18° с. ш.), возможно, имеет рифтовую структуру. Четко выраженная рифтовая долина большой ширины, с очень неровным дном появляется севернее 20-й параллели. Затем она переходит в узкий грабен Калифорнийского залива. Северо-западнее, уже в пределах материка, зона рифтов находит свое продолжение в депрессиях Империал, Сен-Хоакин и Сакраменто. Сдвиг депрессий и сопровождающих их поднятий, вероятно, связан с поперечным глубинным разломом Сент-Андреас. В гребневую зону можно включить также и район калифорнийского бордерленда, а далее на север — район подводных хребтов и впадин, т. е. часть дна Тихого океана, прилегающую к побережью Орегона. Чрезвычайно дробное расчленение побережья Британской Колумбии и Южной Аляски также, вероятно, обусловлено наложением срединно-океанической структуры на материковую. Геофизические данные о строении Срединно-Тихоокеанского хребта свидетельствуют, что вздутию земной коры здесь соответствует аналогичное вздутие мантии Земли. Под слоем рыхлых осадков изменчивой мощности залегает второй слой,толщина которого составляет около1 — 1,2км. Глубже расположенбазальтовый слой; его мощность несколько меньше, чем под прилегающими котловинами океана, — в среднем 3,7 км против 4,9.Еще ниже залегает мантия, кровля которой приподнята. Однако под гребнем хребта, так же как и под Срединно-Атлантическим хребтом, скорости упругих волн меньше, чем это обычно отмечается длямантии, — 7,5—7,6 вместо 8,1—8,3 км/сек. Значения теплового потока в зоне гребня хребта больше 6*10-6и обычно не менее 3*10-6, иногда достигают 8*10-6кал/см2/сек. Такие же высокие значения теплового потока отмечены для Калифорнийского залива и для «Района подводных гор и впадин», что подтверждает гипотезу о продолжении хребта под западной окраиной материка Северной Америки (рис.11).  Рисунок 11 - Тепловой поток в районе Восточно-Тихоокеанского поднятия [24]. 1 - менее 1*10-6 кал/см2/сек; 2-от 1*10-6 кал/см2/сек; 3-более 3*10-6 кал/см2/сек —океанические разломы. На врезке кривая теплого потока при пересечении Срединно-Тихоокеанского хребта О том же говорят данные магнитометрической съемки. Зона хребта к западу от Калифорнии и Орегона выражена на магнитометрических картах в виде узких меридиональных полос магнитных аномалий. При этом на участках, где Срединно-Тихоокеанское поднятие пересекается широтными разломами, отмечаются крупные горизонтальные сдвиги аномальных зон с амплитудой до 150—250 км, а по одному из них даже 1200 км. Здесь, следовательно, имеется то же соотношение широтных разломов и срединного поднятия, о котором говорилось ранее при описании Срединно-Атлантического хребта. Заключение В данной работе мы изучили такую форму рельефа, как срединно-океанические хребты. Мной были рассмотрены общие представления о срединных хребтах и их значении в рельефе Земли, установлены факторы и условия формирования хребтов, закономерности распространения планетарной системы хребтов, изучены основные элементы морфологического строения всей системы и для каждого хребта в отдельности, описаны современные процессы, протекающие в этих структурах. На основе полученных результатов можно сделать выводы о том, что срединные хребты не являются типичной структурой для рельефа нашей планеты, потому что это горные сооружения, образующие на дне Мирового океана единую цепь, опоясывающую весь земной шар, которая по своей протяженности и площади занимаемой поверхности может сравниться только с глобальными формами рельефа Земли. Срединно-океанические хребты образуются в дивергентных зонахокеанического дна, т.е. в местах его растяжения (спрединга). Это вызываетобразование глубинных разломов, приток глубинного мантийного вещества кповерхности океанов и образование новой коры. Поэтому районы срединно-океанических хребтов можно назвать конструктивными зонами.Эти грандиозные тектономагматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями срединно-океанических хребтов,не имеют себе равных на суше, что еще раз говорит об их исключительном значении для нашей планеты. Вдоль всехсрединных хребтов встречаются многочисленные действующие подводные вулканыи гидротермальные проявления. Вулканическая и гидротермальная деятельностьсрединных хребтов ярко иллюстрируется в Исландии, где Срединно-Атлантический хребет выходит на сушу. Вследствие интенсивной гидротермальной деятельности, в срединно-океанических хребтах откладываются сульфиды, сульфаты и оксиды металлов (цинка, меди, железа, кобальта, марганца и других), содержащие аномально большие концентрации рудных компонентов, получившие название металлоносных. Отдельные накопления группируются в гидротермальные поля: в результате образуются сульфидные, преимущественно медно-цинковые, месторождения, сходные с сульфидными месторождениями континентов. Подсчитано, что среднее гидротермальное поле выносит около 90 тонн меди и цинка в год. Таким образом, океанические гидротермальные поля являются потенциальными источниками полезных ископаемых. Еще один способ применения энергии практикуется в Исландии, где действуют пять теплофикационных геотермальных электростанций общей электрической мощностью 420 МВт, которые производят 26,5 % всей электроэнергии в стране. Список использованных источников Белоусов В.В. Основные вопросы геотектоники . М: Госгеолтехиздат, 1954 -607с. Гаскелл Т.Ф. Строение земной коры по сейсмическим данным. М: -1954г. Корякин Е.Д. Гравитационное поле Атлантического океана и его связь с глубинным строением земной коры. – Морские гравитационные исследования, вып. 2 / Е.Д. Корякин М.: Изд. Наука. 1983г. -266с. Кленов, А. С. Занимательная минералогическая энциклопедия / А.С. Кленов. - М.: Педагогика-Пресс, 2017. - 224 c. Кольцевые структуры земли. Миф или реальность / Я.Г. Кац и др. - М.: Наука, 2020. - 196 c. Леонтьев О.К. Краткий курс морской геологии / О.К. Леонтьев М.: Изд. МГУ, 1963г. -464 с. Леоньтев О.К. Дно океана / О.К. Леоньтев М.: Изд. «Мысль» 1968г. -319с. Магницкий В.А. Современные геофизические данные и проблема происхождения океанической коры / В.А. Магницкий М. Геодезиздат. 1953г. -290 с. Мархинин, Е. К. Вулканизм / Е.К. Мархинин. - М.: Недра, 2017. - 288 c. Мейер, В. А. Каротаж скважин при разведке полиметалических месторождений: моногр. / В.А. Мейер. - М.: Издательство Ленинградского университета, 2020. - 207 c. Менард Г.У. Рельеф и Геология дна океанов. Пер.с англ., научн. ред. Живаго А.В. / Г.У. Менард М. Мысль. 1974г. -238с. Митыпов, Владимир Геологическая поэма / Владимир Митыпов. - М.: Современник, 2018. - 560 c. Ожигина, Светлана Устойчивость карьерных откосов на сложноструктурных месторождениях / Светлана Ожигина. - М.: LAP Lambert Academic Publishing, 2018. - 152 c. Павлинов, В. Н. Структурная геология и геологическое картирование с основами геотектоники. Часть 1. Структурная геология / В.Н. Павлинов. - М.: Недра, 2020. - 360 c. Рейт Р.У., Фишер Р.И., Мейсон Р.Г. Рельеф и геология дна океанов / Р.У. Рейт, Р.И. Фишер, Р.Г. Мейсон М. Недра. 1983г. -528с. Рудничная геология. - М.: Государственное издательство геологической литературы, 2017. - 174 c. 27. Серебрякова, Валентина Геоэкологические, геоморфологические условия освоения морских ресурсов / Валентина Серебрякова. - М.: LAP Lambert Academic Publishing, 2021. - 148 c. 28. Сидоренко, А.В. Геология СССР. При составлении XXXI тома «Геологии СССР» использованы материалы геологических исследований полуострова Камчатки, Курильских и Командорских островов по 1961 г. включительно. / А.В. Сидоренко. - Москва: Гостехиздат, 2019. - 745 c. Ступак Н.К. О пульсации Земли. Проблемы планетарной геологии. / Н.К. Ступак М.,1963г. -251с. Таранов Л.С. Мантия и Земная кора (образование оболочек Земли). / Л.С.Таранов «Природа» 1963г., №8. -52с. Тихонов, Н. В. Горная механика / Н.В. Тихонов, А.М. Лимитовский. - М.: Недра, Недра, 2021. - 312 c. Удинцев Г.Б. Исследования рельефа дна морей и океанов. Итоги науки. Достижения океанологии т.1 / Г.Б. Удинцев, М. Наука 1974г. -292с. Ферсман, А. Е. Путешествия за камнем / А.Е. Ферсман. - М.: Издательство Академии Наук СССР, 2020. - 392 c. Хейзен Б., Тарп М., Юинг М., Дно Атлантического океана, пер. с англ., ч. 1 / Б. Хейзен, М. Тарп, М. Юинг , М., 1962г. -318с. Шепард Ф. Морская геология. М. Недра / Ф. Шепард –1969г. -464с. http//:www.geo.web.ru |