Геология и минеральные ресурсы Мирового Океана - Владимир Судариков

1) осадочный – мощность от нескольких сотен метров до 2 км;

2) гранитный – мощность 15-17 км, с плотностью 2,7 г/см3;

3) базальтовый – мощность 17-20 км, с плотностью 3,0 г/см3.

Океанический тип земной коры. Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. Верхнюю ее часть составляет слой осадков со средней мощностью около 2 км.

Под ним лежит базальтовый слой, по существу не отличающийся от того, который образует нижнюю часть континентальной коры. Средняя мощность его 4,2 км. Таким образом, общая средняя мощность океанической коры без слоя воды всего 6,6 км, т.е. примерно в 5 раз меньше мощности материковой коры. Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается.

Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Над срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой базальтов. Мощность его очень изменчива – от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.

Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.

Тип земной коры переходных зон. Большой сложностью строения отличается земная кора под переходными зонами. В котловинах окраинных морей, входящих составными частями в эти зоны, шельф и материковый склон обычно сложены материковой корой, а глубоководная часть дна котловины – корой, по своему составу близкой к океанической, но отличающейся от нее значительно большей мощностью базальтового и осадочного слоев. Особенно резко возрастает толщина осадочного слоя. Второй слой обычно не выделяется резко, а происходит как бы постепенное уплотнение осадочного слоя с глубиной. Этот вариант земной коры был назван субокеаническим.

Под островными дугами, в одних случаях обнаруживается материковая земная кора, в других – субокеаническая, в третьих - субматериковая, отличающаяся отсутствием резкой границы между гранитным и базальтовым слоями и общей сокращенной мощностью. Так, типичная континентальная кора слагает Японские острова, южная часть Курильской островной дуги сложена субконтинентальной корой, а Малые Антильские и Марианские острова – субокеанической (по Г. Удипцеву, 1981; А. Монину и др., 1980).

Сложное строение имеет земная кора и под глубоководными желобами. Обычно борт желоба, который одновременно является склоном островной дуги, образован корой того типа, который характерен для островной дуги, противоположный борт – океанической корой, а дно желоба – субокеанической.

1. Что такое эвстазия? Причины вызывающие эвстазию. Климатические изменения на Земле связанные с эвстазией.

2. Региональные (эпейрогенические) колебания морей. Признаки этих колебаний.

3. Средняя соленость Мирового океана. Главные компоненты солености Мирового океана.

4. Сероводородное заражение в Черном море.

5. Что такое критическая глубина в океанах?

6. Батиметрические зоны океанов.

7. Элементы разделения дна Мирового океана.

8. Отличие материковой коры от океанической.

3 Тектоника ложа океанов

3.1 Тектонические процессы в срединно-океанических хребтах

Согласно концепции тектоники плит начальный этап всего тектонического процесса является спрединг в осевой части срединно-океанических хребтов. Спрединг океанического дна происходит в следующей последовательности: повышение температур в зоне срединно-океанического хребта – ось спрединга; формирование осевого раскола; внедрения нового материала магмы и раздвижения, то есть наращивание океанической коры и её начало движения.

Источник энергии, обусловливающий движение литосферных плит, поясняется конвекционной концепцией. По этой концепции в мантии происходят конвекционные потоки. Конвекция – это перемещение жидкости или газа из нагретой области в более холодную. В недрах Земли сходная ситуация встречается часто, с той разницей, что движется твердое вещество. Причиной может быть неравномерный радиоактивный разогрев или то, что глубинные слои имеют более высокую температуру. Высокая температура и громадное давление на глубине придают горным породам текучесть.

Конвекционные потоки, натолкнувшись вверху на более плотную литосферу, дробятся и растекаются по сторонам. Эти конвекционные потоки двигают плиты.

Срединно-океанические хребты составляют глобальную систему во всех океанах. Эти хребты – четко выраженные в рельефе мобильные пояса, с которыми связывают формирование коры океанического типа. Эти хребты представлены широкими (от 1000-2000 км, и более) поднятиями, возвышающиеся над дном на 3,54 км и протягивающиеся на многие тысячи километров. Суммарная их протяженность составляет 60 тыс. км.

В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно. Впадины обычно называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т.е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом - рифтовой зоной. В рифтовых зонах поднимается с глубин магма, из которой формируется океаническая кора. Ширина ее 20-50 км.

От скорости спрединга зависит и рельеф дна океана: при больших скоростях разрастания склоны срединно-океанических хребтов более пологи, чем при медленном движении дна. Этим, в частности, объясняют морфологические различия срединных хребтов.

Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсей практически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском и Центрально-Индийском хребтах также основную часть составляю рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.

В Восточно-Тихоокеанском поднятии отсутствует центральное рифтовое ущелье. Помимо цепи вулканических холмов, разделенных поперечными разломами, в них зафиксированы плоские участки пониженного рельефа, которые интерпретируются как застывшие лавовые озера. Наиболее типична для срединноокеанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое, Южно- и Восточнотихоокеанские поднятия отличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.

Срединно-Атлантический хребет на отрезке между хребтами Кольбейнсей и Рейкъянес пересекает Исландию. В свете современных данных Исландия – окраинный континентальный массив, в срединной части существенно преобразованный рифтогенезом. В рельефе острова эта зона выражена в виде крупной тектонической депрессии, осложненной серией рифтовых ущелий и разделяющих их горных гребней, гряд, сложенных застывшими при трещинных излияниях лавами, зияющими тектоническими трещинами и крупными вулканами (более 20 действующих).