Геологічна будова і рельєф дна Світового океану

курсовая работа

Розділ 1. Геологічна будова Світового океану

На початку 50-х років ХХ століття було встановлено, що в будові земної кори під глибоководною частиною океанів і на материках є вагомі відмінності.

Сейсмічними дослідами було встановлено, що товщина земної кори Світового океану 5-15 км. В середньому підошва земної кори залягає на глибині 7 км. Океанічна земна кора в пять разів тонша ніж материкова.

Вона складається з трьох основних шарів: верхнього - осадового, що розповсюджується до глибини 1 км; середнього, так званого другого шару з мало відомим складом, що залягає на глибині від 1 до 2.5 км; нижнього - базальтового, який має середню товщину 5 км. На відміну від материкової кори, океанічна не має гранітного шару. Для неї характерне збільшення її товщі в районах океанічного підняття.

Рис. 1.1. Карта геологічної будови світу

Геофізичні досліди показали, що границя між материковим і океанічними типами земної кори проходить в середньому по ізобаті 2000м. Саме на цій глибині відбувається виклинювання та зникнення гранітного шару. Таким чином, для областей океанічного дна, що знаходиться в межах глибин від урізу води і до 2000 км, характерний материковий тип земної кори. Загальна частина підводної частини материкової кори складає майже 20% площі дна Світового океану. [8]

Дно Індійського океану - це типова кора океанічного типу, яка складається з трьох шарів: зверху - осади і слабо ущільнені осадові породи; нижче - осадові й вулканічні породи; ще нижче - базальтовий шар.

Верхній шар складається з пухких осадів. Потужність їх змінюються від кількох десятків метрів до 200 мм, а поблизу материків - до 1,5 - 2,5 км.

Середній шар значно ущільнений складається переважно з осадових порід і має потужність від 1 до 3 км. Нижній (базальтовий) шар складається з океанічного базальту і має потужність 4 - 6 км.

Цікавою особливістю земної кори Індійського океану є те, що в ній містяться ділянки материкової кори, тобто кори з гранітним шаром.

Вони виходять на поверхню океану у вигляді островів Сейшельських, Маскаренських, Кергелен і, можливо, Мальдівських. Ш межах цих, як кажуть морські геологи, мікроконтинентів потужність земної кори збільшується до 30 - 35 км.

На дні Індійського океану Серединно-Індійський хребет розділяється на три частини : Аравійсько-Індійський, Західно-Індійський та Центрально-Індійський. Останній переходить в Австрало-Антарктичне підняття. Всі хребти мають добре виражені рифтові долини, тут активні вулканічні й сейсмічні явища. Східно-Індійський хребет, який постягається майже в меридіональному напрямі від Бенгальської затоки до Австрало-Атлантичного підняття, не має рифтової долини, складений горстовими блоками магматичних порід, що зверху вкриті осадовими породами кайнозойської ери. Утворення і розвиток цього хребта остаточно не вивчені.

З дна рифтових долин вчені підняли збагачені на кремній базальти, габро, щу6іри, серпентеніти, передотити і хроміти, що вважаються речовиною мантії.

Геологічна будова Атлантичного океану тісно повязана з дрейфом материків. Захоплива історія про дрейф материків зародилася саме на прикладі Атлантичного океану. На користь гіпотези про дрейф материків переконливо свідчать дані про палеомагнітність магматичних порід, що складають Серединно-Атлантичний хребет. На початку 60-х рр.. було встановлено, що вздовж хребта по обидва боки від рифтової долини існують смуги різноспрямованої намагніченості магматичних порід. Вона виникає під час остигання виверженої магматичної породи, при температурі нижче точки Кюрі, коли феромагнітні мінерали, що є в породі, намагнічуються і орієнтуються відповідно до наявного в даний час магнітного поля. Було виявлено смуги в яких породи намагнічені прямо,тобто на північ, і смуги, які мали зворотну намагніченість, тобто на південь. Це виникло тому, що наша планета має здатність міняти напрямок головного магнітного поля. Було встановлено, що тільки за останні кілька мільйонів років магнітні полюси Землі міняли свою полярність більше 20 разів. Отже, стало зрозуміло, що односпрямовано намагнічена смуга утворилась у певному інтервалі часу. Позаяк таких смуг по обидва боки рифтової долини багато, не свідчить про періодичність надходження магматичної речовини на поверхню дна і про різний вік цих намагнічених смуг: що далі знаходяться від осі хребта - то давніші. А це значить, що дно Атлантики розростається. [4]

Темп розширення дна в різних широтах океану коливається від 17 до 40 мм на рік. Внаслідок глибоководного буріння в Атлантичному океані встановлено, що базальтовий шар укритий відкладами мезозойської та кайнозойської ер. Серед цих порід тріасового періоду немає. Отже океану в цей час не було, а юрські відклади мають обмежене поширення - тільки на східному узбережжі США. Абсолютний вік їх 160 - 170 млн років. Але в південній частині дна океану найдавніші відклади (120-130 млн років) крейдового періоду. Отже, за найновішими даними, північна частина океану утворилася на 40 млн років раніше, ніж південна. А це значить, що палеозойський суперматерик Лавразія розколовся на стільки ж раніше, ніж Гондвана. Далі серединний хребет продовжується до широти окраїни Південної Америки, розширяючись у центральній частині, куди періодично вклинюється мантійна речовина через глибинні розломи. Морські геологи встановили, що хребет складений переважно з базальтів, але є і включення дунітів, передотитів, діабазів, габро. Потужність базальтового шару на краях хребта 4 - 5 км, але в межах гребеня його немає, натомість залягають змішані осадово-вулканічні й мераморфізовані породи потужністю 2 - 3 км.

Поверх базальтового шару на хребті, який тут має висоти переважно від 2 до 4 км, залягають відклади плейстоцену, далі від рифтової долини зявляються неогенові, потім - палеогенові з підрозділом їх на палеоценові, еоценові, та олігоценові, а ще нижче та біля берегів - крейдові з поділом на ранньо- і пізньокрейдові. Юрські породи також представлені повним розрізом, тобто трьома епохами, і поширені, як уже зазначалося, тільки локально біля узбережжя США, а точніше - в західній частині Саргасового моря.

Загальна потужність осадових порід у межах океану коливається від 0,3 до 1,0 км., але в межах хребта смугою в 400 - 800 км, осадовий шар майже відсутній, або залягає невеликою верствою.

Вздовж гребня серединного хребта групуються епіцентри землетрусів і проявляються аномальні високі теплові потоки, які в кілька разів перевищують фон абісальних рівнин.

Дно Тихого океану має складну геологічну будову. Ендогенними процесами спричинене його розчленування на великі блоки, і переміщення літосферних плит: Тихоокеанської, Філіпінської, Наска, Кокос, а також частково Індо-Австралійської та Арктичної. Тут здіймаються Південно-Тихоокеанський і Східно-Тихоокеанський океанічні хребти з характерними рифтовими долинами і поперечними розломами. В західній частині басейну, де простягається геосинклінарний пояс і формуються сучасні геосинкліналі, будова земної кори - субокеанічного ( тобто перехідного) типу. Від великих ділянок океанічної платформи (таласократонів) геосинклінальні пояси відділені вузькими і глибокими жолобами, що належать до передгірних прогинів, утворених при піднятті острівних дуг - майбутніх гірських систем. За теорією мобілізму, саме ці жолоби свідчать про занурення океанічної кори під континентальну (явище субдукції).

У Тихому океані надзвичайно інтенсивні сейсмічні явища і вулканізм, тут відбуваються активні процеси нагромадження осадів і формування корисних копалин залежно від напрямків і швидкості рухів земної кори, гідро кліматичних, гідробіологічних і гідрохімічних умов.

За даними геофізичних методів досліджень, середня товщина океанічної земної кори 6,5 км, але вона здебільшого коливається в межах 3-10 км. Мінімальна товщина - в осьових частинах серединно-океанічного хребта, максимальна - в межах підняттів і брилових хребтів, поширених переважно в західній частині океану.

Базальтовий шар океанічної кори розбитий численними глибинними розломами, що сягають аж до мантії, на окремі блоки. Вони досить чітко зміщені щодо осьової частини серединно-океанічного хребта, проте в північно-східній улоговині це зміщення не помітне.

Розломи тягнуться на тисячі кілометрів у широтному напрямі. Уздовж них блоки земної кори зміщуються по горизонталі на сотні кілометрів. Подекуди ці зміщення досягають 1200 км. Вертикально блоки зміщуються до 3 м. найбільші серед розломів Мердосіно, Меррей, Молокаї, Кларіон, Кліппертон, Галапагос, Маркізький, Пасхи, Челінджер, Менард.

Теплові потоки вздовж гребеня головного хребта в сім разів інтенсивніші, ніж ті, що йдуть від ложа океану, а в зонах розломів виявлено руди гідротермального походження.

У межах Південно-Тихоокеанського і Східно-Тихоокеанського підняттів, що входять до єдиної планетарної системи океанічних хребтів, як і в усіх інших, океанічне дно розсовується, і по обидва боки рифтової долини проходять смуги різноспрямованої намагніченості магматичних порід.

З активними тектонічними рухами земної кори і виникненням розломів повязані інтенсивні вулканічні процеси. Наслідком їх дії є численні острови вулканічного походження або підводні вулкани - згаслі (у вигляді гавотів чи горбів) та діючі, які нерідко виходять на поверхню океану. Їх загальна висота до 10 - 11 км. Усього згаслих вулканів в океані понад 10 тисяч.

Океанічна кора в західній, північній і південно-західній частинах складається переважно з андезитових порід, а на решті акваторії - базальтових.

Осадові породи мають певну закономірність щодо поширення, потужності й віку. Цьому сприяла найзагадковіша з усіх океанів його геологічна історія.

Порід осадового чохла практично немає на осьовій частині серединно-океанічного хребта і в Чилійському жолобі. На інших високих валах і глибоководних жолобах їх потужність невелика (зазвичай перші сотні метрів). У межах великих улоговин і на підвищеннях потужність осадових порід збільшується в середньому до 0,5 - 1 км. У межах окраїнних морів ця товща значно більша і досягає 7 - 8 км.

Під осадовими породами в багатьох місцях океанічного дна поширений змішаний шар з осадових і вулканічних порід. Особливо чітко він простежується в межах острівних дуг і гірських хребтів, досягаючи потужності 5 - 6 км.

Вік базальтового, осадового й перехідного шарів розкриває нам історію і процеси формування земної кори Тихого океану. За останніми даними, найдавніші осадові породи юрського періоду поширені в західній частині Тихого океану, приблизно між екватором, 30 ° пн. ш. і меридіаном 180 ° . Цими відкладами оточені нижньо- та верхньокрейдові поклади, що займають ложе океану на сході приблизно до країв названих вище названих вище глибинних трансформних розломів, а на південному сході - до окраїн серединного хребта. Далі породи цього періоду подекуди оточені відкладами палеогенового і неогенового віків, аж поки і вони не виклинюються на вершинах хребта. На схід від осьової частини вік порід наростає до крейдового періоду. [5]

Рис 1.2 Тектонічна карта

Делись добром ;)