|
|
|
|
 Far |
| WinNavigator |
| Frigate |
| Norton
Commander |
| WinNC |
| Dos
Navigator |
| Servant
Salamander |
| Turbo
Browser |
|
|
| Winamp,
Skins, Plugins |
| Необходимые
Утилиты |
| Текстовые
редакторы |
| Юмор |
|
|
|
File managers and best utilites |
Геологическая деятельность океанов и морей. Геологическая деятельность океанов и морей реферат
Геологическая деятельность ледников.
Ледники образуются в районах с отрицательной среднегодовой температурой. Нижней границей образования ледников служит снеговая линия. Формируются они за счет накопления снега, не таивающего даже летом. Почти 98,5% всей площади современного оледенения приходится на полярные районы, где снеговая линия приходится на уровне океана, и только 1,5% - на долю ледников на вершине гор. Мощность ледниковых покровов достигает, например, в Антарктиде 3-4 км.
Ледники бывают трех типов:
Горные (альпийский тип)
Плоскогорные (скандинавский тип)
Покровные (гренландский тип).
Разрушительная деятельность ледников называется ледниковым выпахиванием или экзарацией. Благодаря большой мощности и высокой плотности ледники при своем движении производят большую разрушительную работу.
В процессе движения ледник переносит и отлагает обломочный материал, называемый мореной. Различают:
Перемещаемые морены - подразделяются на поверхностные (боковые и срединные), внутренние и донные.
Отложенные морены - подразделяются на основные, конечные и продольные.
При таянии ледников образуются различные потоки воды (реки, ручьи). Они способствуют возникновению водно-ледниковых отложений, сортированных валунов, гальки, песков, суглинков, глин. В ледниковых озерах формируются озерно-ледниковые отложения (ленточные глины).
Вода в твердой фазе вызывает в природе образование вечной мерзлоты. Вечной (многолетней) мерзлотой называют длительное, удерживающееся на протяжении многих веков, промерзание горных пород. Она образуется только в тех районах, где среднегодовая температура не выше 00С.
Горный ледник Морена
Геологическая деятельность морей и океанов.
Геологическая деятельность морей и океанов также выражена в разрушении, переносе и накоплении осадков.
В морях и океанах, в зависимости от глубины, различают следующие зоны:
Зона 1. Прибрежная или литоральная. Она охватывает части морей и океанов, находящиеся в сфере действия приливно-отливных волн, в пределах глубин от 0 до 20м.
Зона 2. Мелководная или неритовая. Прибрежная часть – в пределах глубин от 20 до 200м. Литоральная и неритовая зоны совпадают с областью расположения материковой отмели или шельфа.
Зона 3. Средних глубин или батиальная. Охватывает толщу воды на глубинах от 200 до 2000 3000м и совпадает с материковым (континентальным) склоном.
Зона 4. Больших глубин или абиссальная. Охватывает толщу воды от 2000-3000м до максимальных глубин (ложе Мирового океана и глубоководные впадины).
Зона 5. Открытого моря (океана) или пелагическая. Занимает приповерхностные толщи воды в открытом море или океане (на некотором удалении от берега).
Рис. Строение морского дна (зарисовать)
Разрушительная деятельность моря называется абразией. Она обусловлена действием ветровых волн, морских течений, приливов и отливов, разрушающих берега и отложения в зоне шельфа. Наиболее сильно разрушительная деятельность ветровых волн проявляется у крутых скалистых берегов. Крупные камни и галька, подхватываемые волнами, увеличивают разрушительную силу волн. Они выбивают у подножия скал волноприбойные ниши, над которыми породы нависают в виде карниза. Когда глубина ниш достигает больших размеров, породы карниза разрушаются. В результате прибрежные скалы все дальше отступают от моря, а на их месте образуется ровная площадка, называемая абразионной террасой. Быстрый рост абразионных терасс происходит при опускании материка и наступлении на него (трансгрессии) моря. При отступлении моря (регрессии) образуется морская терраса.
Морские течения возникают под действием постоянно дующих ветров – пассатов и муссонов. Они бывают теплыми и холодными. Эти течения также производят большую разрушительную работу, в основном в зоне шельфа.
Созидательная деятельность моря выражается в процессах осадконакопления, или седиментации. Для различных зон дна характерны свойственные только им процессы осадконакопления.
В зоне шельфа происходят процессы образования обломочных, хемогенных и органогенных осадков.
Обломочные осадки образуются при разрушении прежде существовавших горных пород под влиянием выветривания, эрозии, во время переноса к бассейну осадконакопления. Обломочный материал откладывается по всему шельфу. Наиболее крупный обломочный материал откладывается у самого берега. В сторону моря он становится мельче и на глубине 20-25м представлен песком. С этими отложениями связаны месторождения нефти, углей, горючих сланцев.
Хемогенные осадки образуются в шельфовой зоне в результате химических процессов, происходящих в водной среде. Здесь накапливаются мощные отложения известняков и доломитов.
Органогенные осадки состоят из остатков животных и растительных организмов. Они представлены преимущественно ракушечником и коралловыми известняками. Шельфовая зона, благодаря образованию рифов, представляет существенный интерес в отношении нефтегазоносности.
Осадки батиальной зоны характеризуются однородностью и более тонким составом обломков. В основном это синие, красные и зеленые терригенные илы, серый вулканический или известковый ил.
Среди осадков абиссальной зоны преобладает еще более мелкозернистый материал – красные глубоководные глины, образующиеся за счет продуктов вулканической деятельности, частей известковых раковин и т.п.
studfiles.net
Лекция 15. Геологическая деятельность морей и океанов
Система Мирового океана, включающая все сообщающиеся моря и океаны, — уникальное природное явление, существующее лишь на одной планете Солнечной системы. Огромная масса воды — около 1,4 млрд км3, покрывающая 2\3 поверхности земного шара, оказывает определяющее воздействие на многие современные планетарные процессы и является важным фактором геологического развития Земли.
Хотя людям издавна были знакомы прибрежные моря, они интуитивно ощущали величие Океана, которому придавали мистическое значение. Систематическое географическое познание системы Мирового океана было начато лишь в самом конце ХV в. и продолжалось более 400 лет. Особо важные открытия, позволившие понять геохимию Океана, геологическое строение его дна, динамику разнообразных процессов, протекающих в разных частях и на разных глубинах морей и океанов, приходятся на ХХ в., особенно на его вторую половину. В ХХ в. окончательно сложилась и быстро развивается особая наука — океанология, занимающая одно из ведущих мест среди наук о Земле.
Морфология дна Океана
В обобщенном профиле дна Океана в самом первом приближении выделяются следующие морфологические элементы: шельф, континентальный (материковый) склон и ложе Океана. Шельф, или континентальная отмель, представляет собой затопленную морем окраинную часть материка. Материковый склон простирается до глубины 2,5 км; в его основании выделяют материковое подножие (2,5—3,5 км глубины). Постепенный склон от континента к ложу Океана типичен для Атлантического океана, в то время как континентальный склон Тихого океана нарушается вытянутыми выступами островных дуг и впадинами окраинных морей. Большую часть площади занимает ложе Океана, располагающееся в интервале глубин от 3,5 до 6 км.
Каждому из перечисленных морфологических элементов соответствуют свои формы рельефа. Поверхность шельфа сохраняет рельеф суши, существовавший до затопления морем, вплоть до структуры гидрографической сети и очертаний отдельных речных долин, как это имеет место на шельфе Северного моря.
Континентальный склон расчленяют глубокие каньоны, врезанные в поверхность склона на многие сотни метров и распространяющиеся на подножие склона и соседние участки океанического дна.
Особенно сложно устройство поверхности океанического ложа. Срединно-океанические хребты, разделяющие обширные подводные равнины, представляют собой горные сооружения высотой 3—4 км при ширинё от 200—300 км до 1000 км. Они рассечены глубокими продольными разломами, ограничивающими протяженные рифтовые долины, занимающие осевые части хребтов.
Срединные хребты образуют сложную систему. Их общая протяженность оценивается в 60 тыс. км. Для Мирового океана также характерна система глубоководных желобов —наиболее глубоких депрессий океанического ложа. Система глубоководных желобов еще более протяженная, чем система срединных хребтов и составляет 80 тыс. км. На равнинах океанического ложа имеются крупные выступы — горы вулканического происхождения, местами образующие цепи. В частности, в центральной области Тихого океана протянулась цепь подводных вулканических выступов, выходящая в районе Гавайских островов на поверхность. Характерным элементом ложа океанов являются гайоты — высокие плосковершинные выступы вулканического происхождения, местами образующие крупные подводные плато.
Таковы основные черты морфологии дна океанов. Морфология морей различна. Выделяются котловинные моря, приуроченные к подвижным участкам земной коры материков, и эпиконтинентальные моря, представляющие собой покрытые морем поверхности континентов, расположение либо на их периферии, как, например, Северное море, либо на внутриматериковых участках, например Балтийское и Белое моря. Среди котловинных морей также имеются внутренние (например, Черное и Средиземное) и окраинные (Охотское, Японское и др.).
Химический состав морской воды
Характерная и всем известная черта морской воды — ее соленый вкус, чем она отличается от пресной воды рек. Соленость определяется количеством всех солей, присутствующих в растворенном состоянии в единице массы воды. Единицей измерения служит промилле (%o) — тысячная доля массы (или 0,1% массы). Соленость морской воды изменяется на разных участках океанов от 32 до 39%, а во внутриконтинентальных морях еще больше: от 14—15% в опресненных морях типа Азовского, до 41—49% на разных участках Красного моря. Среднее значение солености принято равным З5%о.
Среди растворенных солей преобладают хлориды, сульфаты и бикарбонаты Nа, Мg, Са и К при доминировании хлоридов натрия. Суммарное количество солей, растворенных в водах всех морей и океанов, составляет около 5*1016 т (около 50 тыс. млрд. т).
Концентрация главных солей в морской воде далека от их пересыщения и выпадения из раствора. Лишь только в отдельных заливах, систематически пополняемых морской водой и находящихся в сухом и жарком климате, содержание солей достигает состояния пересыщенных растворов и происходит осаждение и кристаллизация солей. Не следует думать, что соленая морская вода представляет собой испарявшуюся на протяжении миллионов лет речную воду. Действительно, все реки ежегодно приносят в Мировой океан около 4 млрд. т растворимых солей, но их состав совсем иной. Среди анионов в речных водах преобладают НСО3 и СO3, которые в морской воде находятся в наименьшем количестве. В то же время в морской воде сульфатов в 200 раз, а хлоридов в 3000 раз больше, чем в речной.
Замечательная геохимическая особенность воды морей и океанов заключается в том, что несмотря на колебания солености, соотношение главных ионов остается постоянным.
Формирование солевого состава Мирового океана — сложный и сих пор еще не до конца выясненный процесс. Важную роль в нем играли процессы дегазации мантии — вынос паров и газов ее вещества. Вулканы беспрестанно выносят газообразные соединения серы, соляной кислоты, соединений фтора, брома, йода. Но главным компонентом вулканических газов являются пары воды. По-видимому, в результате такого выноса паров воды и кислот из недр Земли и был образован первичный океан. На протяжении длительного времени кислые воды выщелачивали катионы из минералов, слагавших вулканические горные породы, и образовывали водорастворимые соли. В частности, соляная кислота превращалась в хлорид натрия и кислые воды первичного океана постепенно трансформировались в соленые.
Важное значение в поддержании существующего солевого режима Мирового океана имеет массообмен солей между морем и сушей. Известна роль ветра в образовании континентальных аэрозолей — мельчайших твердых частиц, захваченных ветром с поверхности суши и некоторое время удерживаемых в тропосфере. Не менее важную роль играет ветер в образовании морских аэрозолей: он захватывает брызги морских волн, которые моментально высыхают и превращаются в мельчайшие кристаллики солей, становящиеся ядрами аэрозолей. На протяжении года в тропосферу поступает около 5 млрд. т солей в виде морских аэрозолей. Большая часть их возвращается на поверхность морей и океанов, а оставшаяся часть переносится на сушу, где выпадает с атмосферными осадками, а затем выносится с речным стоком в систему Мирового океана. Аналогичный механизм действовал в период существования первичного океана, а кислые дожди способствовали выщелачиваванию катионов из горных пород на суше и образованию солей. Весьма важным фактором, влияющим на солевой состав Мирового океана непосредственно и через регулирование газового режима, является жизнедеятельность организмов, населяющих моря и океаны.
В результате совместного действия перечисленных факторов произошло глубокое преобразование состава воды первичного океана и сформировался его существующий соленой состав.
Газовый режим морей и океанов
Газы, растворенные в воде Мирового океана, содержатся в соответствии с парциальным давлением газов, образующих атмосферу. Она в основном состоит из азота (75,5%), кислорода (23%) и аргона (1,28%). Эти газы соответственно растворены в морской воде. В среднем в 1 г морской воды содержится: азота — 13 см3, кислорода — от 2 до 8 см3, аргона — 0,32 см3.
Исключение составляет углекислый газ, которого в атмосфере всего 0,03 %, а в морской воде содержится больше. Это происходит потому, что этот газ при растворении вступает в химическое взаимодействие с водой, образуя угольную кислоту. Угольная кислота как двухосновная диссоциирует ступенчато. По этой причине в морской воде растворяется собственно углекислого газа 1 мг/л, а с продуктами диссоциации угольной кислоты его содержится до 45—50 мг/л.
Углекислый газ в большем количестве растворяется в холодных водах приполярных районов. Охлаждаясь, эти воды увеличивают свою плотность и опускаются на глубину. Перемещаясь к экватору, они постепенно нагреваются, поднимаются наверх и освобождаются от избытка СО2.
Водная толща Океана определенным образом стратифицирована, расслоена по глубине. В самом поверхностном слое, куда проникают солнечные лучи, активно развивается биогенный процесс фотосинтеза, сопровождающийся выделением кислорода. Этот слой буквально насыщен кислородом, который не только растворяется в воде, но также выделяется в виде мелких пузырьков. Перемешивание воды, вызванное волнениями на поверхности, распространяется глубже, но не более 200 м. Перенос кислорода в более глубокие слои Океана осуществляют мощные течения.
Распределение температуры поверхностного слоя подчиняется географической зональности. В тропическом поясе температура круглый год постоянная, незначительно отклоняясь от 27—28° С. В приполярных районах температура зимой 1—2°С, летом несколько повышается. В нижних слоях Океана температура постоянно низкая (1—3°С в придонном слое).
Отмеченные закономерности распределения температуры воды на глубине нарушаются проявлениями подводного вулканизма вблизи активных срединных хребтов и районов подводного вулканизма. Изливающиеся базальтовые лавы имеют температуру 1000— 1200°С. Вода проникает в базальты и нагревается. В результате мощных гидротерм вода также нагревается, причем масса нагретой до 10—20°С воды поднимается на большую высоту.
Еще более сильно меняется давление воды, возрастая с каждым метром глубины на 1 кг/см2. Постепенное нарастание давления на глубине около 6 км обусловливает существенное изменение свойств воды и усиливает ее растворяющую способность. В результате на указанной глубине, т.е. в глубоководных желобах и впадинах, растворяются карбонаты кальция и магния, которые в поверхностном слое Океана практически нерастворимы.
Механическая работа морской воды
Энергия движущейся воды на поверхности Океана — ветровых волн, приливов и отливов, морских течений расходуется на разрушение берегов, перенос и отложение продуктов разрушения, выработку форм прибрежного рельефа. Особенно велика роль ветрового волнения. Высота волн во время сильных штормов может достигать 15— 20 м, а волнение проявляется до глубины 150—200 м. Катастрофический характер имеют волнения, вызываемые тропическими циклонами, и цунами — огромные волны, возникающие от землетрясений, эпицентр которых находится на дне Океана. Механическое воздействие волн на берега называется морской абразией.
В зависимости от морфологии берега, состава и строения слагающих его пород выделяются два типа берегов: приглубые, с крутым уклоном дна, с которого вода уносит обломочный материал, и отмелые, с пологим уклоном дна, на котором задерживаются и накапливаются продукты разрушения берега. Наиболее интенсивно разрушаются приглубые берега. В результате ударов волн в основании приглубого берега образуется волноприбойная ниша. Она углубляется до тех пор, пока нависающие над ней породы не обрушиваются с образованием отвесного обрыва — клифа. В некоторых местах, где берег сложен известняками различной прочности, волноприбойная ниша может сильно углубиться под нависающую толщу, в которой образуются провалы округлой формы. Сквозь них можно видеть морскую воду, заливающую во время приливов волноприбойную нишу. Такие формы рельефа получили название морского карста.
Постепенно береговой уступ под длительным воздействием ударов морских волн отступает и образуется абразионная терраса — бенч. Часть обломочного материала уносится за пределы бенча и входит в состав аккумулятивной террасы, а часть откладывается приливами перед береговым обрывом, образуя пляж.
На отмелых берегах абразионные процессы слабо проявляются. Здесь характерны процессы переотложения рыхлого обломочного материала на пологом откосе морского дна и образование пляжей.
В зависимости от конфигурации береговой линии и направления ветра, вызывающего морские волны, обломочный материал перемещается вдоль берега, образуя отмели, песчаные косы, расположенные под углом к берегу, и бары — крупные валообразные аккумулятивные формы, протягивающиеся вдоль берега.
Геологическая деятельность живых организмов Океана
Группировка морских организмов по условиям местообитания. Хотя по количеству видов живых организмов Океан и уступает суше, но органический мир морей и океанов весьма разнообразен и представлен более чем 300 тыс. видов. В зависимости от условий местообитания морские организмы подразделяются на три большие группы: планктонные (блуждающие), бентосные (глубинные) и нектонные (плавающее).
Планктонные организмы населяют самый верхний слой Океана. Они неспособны самостоятельно перемещаться и переносятся водой. К ним относятся многочисленные одноклеточные животные организмы (зоопланктон): фораминиферы, имеющие крошечные раковины, построенные из карбонатов кальция и магния; радиолярии, обладающие сложным высокосимметричным опаловым скелетом. В планктоне присутствуют также мелкие беспозвоночные. Значительную часть планктона составляют фотосинтезирующие организмы (фитопланктон), представленные преимущественно одноклеточными водорослями, в том числе диатомовыми, имеющими опаловые панцири.
В поверхностном слое Океана содержится огромное количество планктонных организмов, которые составляют более 80% биомассы Мирового океана и в процессе своей жизнедеятельности осуществляют весьма важную геологическую и геохимическую работу.
В группу бентосных организмов (бентос) объединяются организмы, обитающие на дне или в придонной части моря. Среди бентосных организмов выделяют прикрепленный бентос, к которым относятся крупные водоросли (ламинарии, фукусы и др.), а из животных кораллы, мшанки, губки, многие моллюски и организмы, передвигающиеся по дну: крабы, морские ежи, отдельные моллюски. Перечисленные животные в основном являются обитателями не слишком больших глубин.
Нектонные организмы (нектон) представлены животными, свободно плавающими в воде. К этой группе прежде всего относятся рыбы, водные млекопитающие (дельфины, киты), а также кишечнополостные (кальмары, спруты). Среди представителей нектона также можно выделить глубоководных животных, в частности глубоководных рыб, которые не могут жить в верхних слоях Океана и имеют эволюционно выработанные приспособления для существования на большой глубине.
Геологическая и геохимическая работа живых организмов. Замечательный русский ученый В.И.Вернадский еще в 1921 г. показал, что главным фактором поддержания и направленного изменения химического состава Океана является жизнедеятельность населяющих его организмов. Выше отмечалось, что концентрация растворенных в морской воде химических соединений настолько мала, что по законам химии эти соединения не могут выпадать в осадок. Тем не менее в морях и океанах осаждаются огромные массы карбонатов кальция и магния, оксидов кремния, а также фосфатов кальция и других соединений. Это происходит благодаря живым, которые процессе своей жизнедеятельности захватывают необходимые им вещества, переводят их из растворенного в нерастворимое состояние, а после отмирания выводят в осадок.
Чем меньше организм, тем более краток его жизненный цикл, тем больше его многочисленных поколений и, следовательно, тем большая масса продуктов их отмирания поступает в осадок.
В этом процессе особенно эффективна роль организмов - фильтраторов. Непрерывно пропуская сквозь себя морскую воду, они отфильтровывают все содержащиеся в ней вещества и необходимые из них используют для построения скелета и мягких тканей.
Организмов-фильтраторов много среди бентосных форм, но особенно велико значение фильтраторов планктона.
Основу органического мира Океана образуют продуценты — фотосинтезирующие организмы, использующие энергию солнечных лучей для фотосинтеза первичного органического вещества. Масса фотосинтезирующих организмов планктона, среди которых главными являются диатомовые водоросли, составляет около 0,2*109 т сухого органического вещества. Примерно 50% этой массы образует оксид кремния (опал). Срок жизни диатомей около суток. На протяжении года сменяется около 370 поколений. Нетрудно представить, какое огромное количество кремния извлекается ими из воды Мирового океана и поступает в осадки.
Другие планктонные организмы извлекают путем биофильтрации еще большие массы карбонатов кальция и магния, которые идут на построение их скелетов и раковинок, а после отмирания аккумулируются в осадках.
Этим не ограничивается работа планктонных биофильтраторов. Они отфильтровывают тонкие взвеси твердого вещества и выделяют их в виде более крупных комочков — пеллетов, способствуя быстрейшему осаждению на дно. Ежегодная продукция планктона (т.е. масса планктонных организмов, образующаяся на протяжении года) во много раз превышает огромную массу веществ, поступающих в Океан с речным стоком, вулканическими выбросами и эоловой пылью.
Осадкообразование в морях и океанах
Один из главных результатов разнообразных процессов, совершающихся в системе Мирового океана, — накопление осадков, из которых затем образуются осадочные горные породы. Наука, изучающая образование осадков, превращение их в осадочные горные породы, строение, состав и свойства этих пород, называется литологией.
Осадкообразование, или седиментогенез происходит разными путями. Главным источником поступления осадочного материала являются горные породы и продукты их гипергенного преобразования, которые выносятся реками, ветром и ледниками. Основная масса осадочного материала поступает в виде твердых частиц разного размера (обломков горных пород и минералов) и лишь примерно 1/8 общей массы в растворенном состоянии. Небольшое количество твердых частиц поступает в осадки также в результате абразионных процессов, вулканических извержений и осаждения космической пыли.
Образование большей части осадков происходит в результате сложного взаимодействия биологических, физико-химических и механических процессов. Поэтому осадки следует группировать по составу и обстановкам их накопления. Осаждение поступивших в морской бассейн веществ происходит не равномерно по всей акватории, а определенным образом в разных обстановках. Эти обстановки в значительной мере определяются ранее рассмотренной морфологией дна Океана и поэтому существуют зоны, закономерно циркумконтинентально сменяющие одна другую от берега к ложу Океана. Таким образом, каждому морфологическому элементу дна соответствуют определенные условия и им соответствующие осадки.
Выделяют следующие зоны осадконакопления.
Прибрежная зона, покрываемая водой во время приливов и осушаемая в отливы, называется литоралью. Для литоральной зоны характерна динамичность и разнообразие условий, что отражается на пестроте осадков. Участки, покрытые илистыми осадками, на небольшом расстоянии сменяются скоплениями песка, гальки и валунов. Помимо терригенного материала (обломков горных пород и минералов), могут образовываться обильные аккумуляции обломков раковин. Некоторые пляжи целиком состоят из ракушнякового детритуса. В значительном количестве здесь накапливаются отмершие водоросли.
Ширина литоральной зоны и состав осадков регулируются типом берегов. На отмелых берегах ширина литорали имеет значительные размеры (сотни метров). Здесь развиты песчаные пляжи; на защищенных от волн участках откладываются илы, часто образуются валы из водорослей и разбитых раковин. На приглубых берегах ширина литорали ограничена несколькими метрами, осадки состоят из гальки, гравия, крупных валунов. На побережьях тропических морей для литоральной зоны характерны заросли мангров, которые произрастают как на илистых отложениях, так и на абразионных террасах, выработанных на рифовых известняках.
Неритовая, или мелководная зона (сублитораль). Эта обширная зона занимает область шельфа и простирается до глубины 150—200 м. В силу того, что ветровое волнение распространяется практически на всю указанную толщу воды, обломочный материал в этой области подвергается сортировке по своим размерам. Ближе к берегу располагаются относительно более крупные песчаные частицы, а по мере удаления от береговой линии размеры частиц уменьшаются и песчаные частицы сменяются илистыми. Наряду с отмеченной закономерностью, в отдельных местах в зависимости от направленности ветровых волн, рельефа дна, морских течений образуются крупные песчаные банки, к которым часто приурочены колонии устриц. Для шельфа также типичны осадки из целых и раздробленных раковин моллюсков — ракушняки. Наиболее значительные аккумуляции ракушняков на шельфе находятся в аридных областях тропического пояса.
На участках перехода от шельфа к контитентальному склону и в верхней части последнего откладываются тонкопесчаные осадки с примесью глауконита — слюдоподобного минерала зеленого цвета. Здесь же образуются скопления фосфатов кальция – фосфоритов. Процесс их образования происходит следующим образом. Фосфор входит в состав животных белков и при их разрушении и доступе кислорода образует фосфат-ион. Разложение органических остатков наиболее энергично происходит на глубине 350—1000 м, где морские воды обогащаются СО2 и РО4. Поднимаясь с восходящими течениями, вода поступает в зону шельфа, где из-за уменьшения давления уменьшается содержание СО2, а ионы кальция соединяются с фосфат-ионами и происходит выпадение фосфата кальция. В дальнейшем в результате процессов диагенеза образуются конкреции скрытокристаллического апатита — так называемые фосфориты.
Специфические осадки образуются в заливах, отшнурованных косами или перемычками от моря, в которые морская вода поступает ограниченно. В этих условиях происходит кристаллизация и осаждение водорастворимых солей. Известным примером современного образования соленых осадков служит залив Каспийского моря Кара-Богаз-Гол, находящийся в крайне аридных климатических условиях закаспийских пустынь. Осаждение солей также происходит в системе мелких водоемов Сиваша — залива Азовского моря, отделенного крупной песчаной перемычкой — Арабатской стрелкой.
Совершенно особая обстановка, исключительно важная для осадкообразования во всей системе Мирового океана, сложилась в эстуариях и приустьевых участках морей, где происходит встреча пресных речных вод, несущих растворенные вещества и взвеси мелкообломочного материала, с соленой морской водой.
Во-первых, резкое изменение скорости речного потока при его впадении в море влечет за собой выпадение относительно крупных обломочных частиц. Во-вторых, изменение щелочно-кислотных свойств речных вод при смешивании их с морскими вызывает коагуляцию тонких взвесей твердых терригенных частиц и коллоидных растворов органических соединений и оксидов железа, которые в большом количестве содержатся в речных водах. Скоагулированные сгустки этих веществ не только сами осаждаются, но одновременно увлекают в осадок тяжелые металлы и другие химические элементы, которые содержатся в речной воде в рассеянном состоянии.
Процессы, происходящие в приустьевых участках морей, принципиально изменяют состав воды. Морская вода не только меньше содержит всяких примесей, которые были выведены в осадок на контакте река—море, но изменяет соотношение растворимых веществ и твердых взвесей в пользу растворимых веществ. Эстуарии и приустьевые участки моря, а также в какой-то мере весь шельф в целом играют роль «геохимических ловушек» для выносимых с суши тяжелых металлов и растворимых органических веществ. Высокая концентрация различных веществ, в том числе необходимых для живых организмов, в эстуариях и авандельтах обусловливают обильный и разнообразный органический мир.
Особое положение среди биогенных образований Океана занимают коралловые рифы, сложенные карбонатными скелетами кораллов, мшанок, раковинами моллюсков, которые прочно сцементированы скоплениями остатков микроскопических известковых водорослей.
Колонии коралловых полипов образуются на глубине от 1—2 м до 50—70 м. Условием их существования является теплая (23—26°С) прозрачная морская вода нормальной солености, без замутняющих взвесей. Даже небольшое замутнение стекающей с берега дождевой водой, равно как опреснение, приводит к гибели коралловых полипов. Образование колоний коралловых полипов в настоящее время практически ограничено тропиками.
Выделяют три типа рифов. Береговые, или окаймляющие, рифы образуются на дне в непосредственной близости от берега. Барьерные рифы — мощные сооружения, простирающиеся параллельно берегу и отделенные от него мелководным заливом — вытянутой лагуной. Наиболее оригинальны кольцевые рифы, или атоллы, распространенные в центральных частях Тихого и Индийского океанов. Внутри кольца рифов находится лагуна, сообщающаяся с морем. Атолл имеет форму массивной башни с отвесными стенами, уходящими на большую глубину. Образования атоллов связано с постепенны погружением выступов океанического дна, возможно, вулканов.
Мощность рифовых известняков на атоллах весьма значительна и по данным бурения может превышать 1 км. Поверхность атоллов выступает на 1,5—2 м над уровнем Океана и представляет собой абразионную платформу покрытую коралловым песком. В кавернах рифовых известняков содержится соленая морская вода, на которой «плавает» более легкая пресная дождевая вода, находящаяся в песке. Атоллы являются настоящим оазисом в безжизненной пустыне Океана. В зарослях кустарников и кокосовых пальм гнездятся колонии птиц, рифы ниже уровня воды насыщенны многочисленными морскими обитателями, на абразионной приливно-отливной платформе растут экзотические мангровые деревья, получающие элементы минерального питания не из почвы, а из морской воды.
За пределами континентального склона отлагаются глубоководные, или батиальные, осадки. На большей части ложа Океана залегают специфические глубоководные океанические илы. Они представлены либо известковыми илами светло-серого цвета, либо синевато-серыми глинистыми илами, в основном состоящими из высокодисперсных глинистых терригенных частиц с незначительной примесью мелких обломочных зерен кварца, явно занесенных в пределы акватории ветром. Цвет этих илов обусловлен недостатком свободного кислорода на дне Океана, вследствие чего железо в них находится в двухвалентной форме. Терригенное происхождение глинистых частиц не вызывает сомнения, но ранее литологи предполагали, что все они поступили с речным стоком. После обнаружения процесса тотального осаждения взвешенных твердых частиц на контакте река—море ученые склоняются к мнению о том, что не менее половины этого материала также принесено ветром.
Ранее также предполагали, что океанические илы сформировались путем непосредственного осаждения высокодисперсных частиц. Но оказалось, что столь мелкие частицы не могут достигнуть дна за то время, на протяжении которого накапливались илистые осадки. Следовательно, что-то должно способствовать их более быстрому осаждению. Исследованиями ученых многих стран было обнаружено, что планктонные организмы-фильтраторы отфильтровывают ненужные вещества и выделяют их в виде пеллетов комочков размером от 0,01 до 1 мм. По причине того, что величина комочков в сотни и тысячи раз превышает размеры высокодисперсных глинистых частиц, они соответственно быстрее осаждаются на дно. Таким образом, хотя глинистые глубоководные илы и состоят преимущественно из терригенных частиц, но имеют биогенное происхождение.
Биогенное образование известковых илов и ранее не вызывало сомнения, так как в их составе присутствуют панцири и скорлупки планктонных организмов. Среди известковых органических илов выделяют по составу слагающих их отмерших организмов фораминиферовые, птероподовые и т.п. Для батиальных осадков особенно типичны глобигериновые илы, состоящие из микроскопических раковин глобигерин и их обломков, также агрегированных в пеллеты.
Среди глубоководных осадков выделяются гляциально- морские отложения айсбергов, распространенные в районах, окружающих Антарктиду. Они отличаются наличием крупных обломков и плохой сортированностью.
На составе океанических илов сказывается климатическая зональность: в холодных областях преобладают кремнистые илы, в тропических — известковые.
Наиболее глубоководные — абиссальные осадки залегают на глубинах более 4500—5000 м. Как уже поминалось, ниже указанной глубины вода усиливает свою растворяющую способность, вследствие чего карбонатные пеллетты растворяются и известковые илы среди наиболее глубоководных осадков отсутствуют. Здесь распространенными осадками являются радиоляриевые илы и так называемая красная глубоководная глина.
Радиоляриевые илы состоят из опаловых скелетов радиоляй — микроскопических планктонных животных — с примесью скорлупок диатомей и высокодисперсных частиц. Красная глубоководная глина имеет разнообразный полигенный состав и сложена высокодисперсными частицами вулканических выбросов, глинистых минералов и гидроксидов железа. Характерной примесью более глубоководных осадков являются «космические шарики», состоящие либо из силикатного стекла ультраосновного состава, либо из никелистого железа. Размер шариков — от нескольких тысячных долей миллиметра до 0,5 мм. По-видимому, шарики представляют собой застывшие брызги мелких метеоритов, разбившихся и расплавившихся при вхождении в атмосферу Земли.
Огромные пространства океанического ложа, особенно в Тихом и Индийском океанах, покрыты железомарганцевыми конкрециями. Они имеют округлую, уплощенную, иногда очень неправильную форму. Их размеры сильно колеблются; наиболее часто встречаются конкреции размером 3—7 см в поперечнике. Конкреции образуются быстрее, чем происходит накопление красных глубоководных глин. Помимо железа и марганца в конкрециях концентрируются никель, кобальт, медь и другие металлы. Таким образом, океанические железомарганцевые конкреции — ценная комплексная руда. В некоторых местах конкреции покрывают 50% поверхности дна и их содержание достигает 40 кг на 1 м2.
Важной частью осадков ложа Океана являются осадки эндогенного происхождения, вынесенные подводными вулканическими извержениями и гидротермами.
Диагенез осадков. Свежеотложенные осадки населяют огромное количество бактерий. В процессе своей жизнедеятельности они изменяют физико-химические условия среды. При этом меняется состав газовой фазы. Постепенно уменьшается содержание свободного кислорода и за счет разложения органического вещества увеличивается содержание аммиака, метана, углекислого газа и других газов. Необходимый им кислород специализированные бактерии извлекают из химических соединений — вначале из гидроксидов железа и марганца. Это сопровождается образованием различных минералов, в состав которых входит неполностью окисленное двухвалентное железо. Так как одновременно микроорганизмы выделяют СО2, то возникают карбонаты двухвалентного железа и марганца (сидерит, анкерит, родохрозит). При наличии фосфорной кислоты образуются фосфаты двухвалентного железа (вивианит). В определенных условиях возникают глауконит и железистые хлориты. Образование карбонатов кальция способствует щелочности иловых растворов. Это приводит к перераспределению опала и образованию окремнелых участков и кремнистых конкреций. В дальнейшем бактерии для получения кислорода начинают разрушать малостойкие минералы, в частности, сульфаты. При этом происходит возникновение сероводорода и физико-химические условия приобретают ясно выраженный восстановительный характер. Образуются сульфиды железа, а при отсутствии перемешивания слоев воды может начаться сероводородное заражение бассейна.
В результате процесса диагенеза из осадков образуются осадочные горные породы. Осадки уплотняются, в них происходит перераспределение вещества, образуются различные конкреции. Вместе с тем происходит цементация рыхлых осадков. Обычно новообразованные минералы, которые цементируют обломочные зерна, представлены карбонатами (кальцит, доломит, сидерит), гидроксидами железа (гидрогетит, реже гидрогематит), опалом и халцедоном.
studfiles.net
Геологическая деятельность океанов и морей — реферат
Геологическая деятельность океанов и морей проявляется через сейсмические процессы: землетрясения и вулканизм, экзогенные гравитационные и гидрогенные процессы, работу донных и поверхностных течений и т.д. Сейсмичность и вулканизм в мировом океане. Издавна замечено, что эпицентры землетрясений на земной поверхности располагаются не беспорядочно, а группируются в определенные зоны или пояса, которые получили наименование сейсмических поясов. В рамках этих поясов землетрясения не только наиболее частые, но и разрушительные. На Земле можно выделить три сейсмических пояса. Первый, самый большой по своей длине, образует почти замкнутое кольцо, охватывает окраины Тихого океана и пространственно полностью совпадает с переходной зоной. Второй пояс сложно разветвленный и географически соответствует системе срединно-океанических хребтов. Третий - охватывает Средиземноморье, горы Южной Азии и сливается с первым в области Индонезийских морей и архипелагов. Таким образом, особенности распространения сейсмических поясов на поверхности Земли еще раз подчеркивают высокую подвижность земной коры в пределах наиболее динамичных структур дна Мирового океана - переходных зон и срединно-океанических хребтов. Вне их на материковых платформах (за некоторыми исключениями) и ложе океана землетрясения случаются крайне редко и не приобретают разрушительной силы. Изучение напряжений, возникающих при землетрясениях в окраинных зоне Тихого океана, показало, что примерно 75% землетрясений здесь связано с горизонтальными перемещениями по разломам. Главные горизонтальные напряжения на большей части периферии Тихого океана направлены по нормали к простираний основных морфоструктур переходных зон. Исключение составляют Северная и Центральная Америка, а также южная часть Южной Америки, где эти напряжения обнаруживают приблизительную параллельность морфоструктурам. Расположение фокусов землетрясений под геосинклинальними областями подлежат определенным закономерностям. Оно определяется системой зон повышенной неустойчивости земной коры и мантии, наклоненных в сторону материков и пронизывающих земные недра до глубин порядка 700 - 750. Эти зоны получили название зон. В типичном случае они уходят в глубь Земли примерно под кутом.60. Под срединно-океаническими структурами, судя по неглубокого залегания очагов землетрясений, плоскости разломов могут быть прослежены только на небольшую глубину (первые десятки километров). Вполне вероятно, разломы должны иметь встречный наклон или плоскостей вертикальное заложения. Эпицентры землетрясений здесь имеют тенденцию группироваться на участках пересечений рифтовой зоны с поперечными разломами и вдоль разломов. Подобная картина отмечается и в переходных зонах: большая часть их сосредоточена там, где глубоководные желоба и островные дуги секут поперечные разломы. Во время землетрясений нередко происходят мгновенные и весьма значительные изменения рельефа дна и берегов. Каждый землетрясение в или океане на его побережье вызывает образование огромных волн - так называемых цунами. Высота их достигает 30 м, скорость распространения - 400 - 800 км / ч. Цунами способны поднимать донные осадки на глубинах до 1000 м. Они энергично воздействуют на берега и подводные береговые склоны, при сильных землетрясениях могут вызвать катастрофические разрушения прибрежных сооружений и населенных пунктов. Экзогенные гравитационные и гидрогенные процессы Сезонные изменения плотности, солености, температуры, солевого состава воды происходят лишь в самом верхнем слое и не отражаются на геологических процессах на подавляющей части площади дна Мирового океана. В придонных слоях воды и от места к месту эти характеристики меняются также в узких пределах. Например, на глубинах более 3 км разница в средних температурах придонных вод в антарктической области и в экваториальном поясе составляет лишь 2 - 3 ° С. В незначительных, пределах изменяются по меридиональном разрезе плотность и соленость придонных вод. В целом эти общие положения, казалось бы, должны указывать на второстепенное значение экзогенных процессов в формировании рельефа дна Мирового океана. Однако появляется все больше данных, свидетельствующих о значительную деятельность экзогенных факторов на дне океана, причем не только в прибрежной зоне, где огромная преобразующая роль таких факторов, как волны и течения, не вызывала сомнений, но и на больших глубинах. Экзогенные геологические факторы, действующие в океане, разделяют на гидрогенные, гравитационные и биогенные. К гидрогенных факторов относятся: различные виды движения морских вод - ветровое волнение и производные от него волны зыби и прибойный поток, цунами, приливновидпливни движения воды, течения, сопровождающие ветровое волнение и приливновидпливни колебания; постоянные или квазистационарных течения поверхностной циркуляции вод; внутренние волны, вертикальный циркуляция (перемешивание) морских вод; различные придонные течения. Все они являются предметом изучения динамической океанологии, и мы ограничимся лишь оценкой их возможности делать геологическую работу на морском дне. Гравитационные процессы. Каждый зоны процессами в тон или иной степени протекает с участием силы веса. На дне Мирового океана довольно четко выделяется группа процессов, где сила тяжести является главным фактором движения минеральных частиц и вмещающих или пропитывают и окружают их масс воды. Эти процессы обычно называют гравитационными. В гидрогенных процессах обломочный (минеральный) материал всегда играет пассивную роль (Лонгин, 1973). К гравитационным факторам относятся суспензионные или мутные потоки и подводные оползни (Рис. 16), а также массовое медленное перемещение толщи наносов - крип - в направлении уклона дна. Одна из разновидностей крипа - «течение» песка сопровождается «пископадамы», подобными, наблюдавшиеся при обследовании подводных каньонов у Калифорнийского побережья. Подводные оползни могут быть структурными (движение цельных блоков осадков без существенных нарушений внутренней структуры блока) и пластичными (движение блока, или пакета отложений, постепенно переходит в пластическое течение составного его материала с «внутренним взаимодействием частиц», аналогичное или лавинам брудокамьянимы потокам). Начало мутным потокам дают реки, выносящие огромное количество дрибноземного материала в прибрежную зону моря, подводные оползни, могут быть спровоцированы или землетрясениями же возникнуть самопроизвольно при накоплении очень больших масс осадков на склонах, не соответствующих по крутизны условиям устойчивого равновесия. При движении оползня вниз по склону осадки разжижаются и оползень постепенно преобразуется в мутных поток. Причиной возникновения мутных потоков может быть также перехват подводным каньоном масс наносов, перемещающихся в береговой зоне под действием волнения. Мутные потоки стекают по подводных каньонах. В устьях каньонов, где скорость потоков через выравнивание склон падает, они откладывают осадочный материал. Мутные потоки, особенно мощные, могут разрывать и перемещать разобщенные куски подводных телеграфных кабелей на большие расстояния, если кабели проложены на путях их движения. По усилиях, необходимым для разрыва кабелей и переноса их обрывков на те или иные расстояния, рассчитанные скорости мутных потоков: они могут доходить до 100 км / ч и более. Стекая по подводных каньонах, заложенным, очевидно, в основном по тектоническим разломам, мутные потоки активно воздействуют на их дно и стенки. В результате каньоны углубляются, становятся извилистыми, на них появляются террасы и другие признаки русловых и долинных форм. Там, где скорость мутных потоков падает, происходит массовая аккумуляция переносимого ими материала, формируются обширные конусы выноса, обычно привязанные вершинами к устьям подводных каньонов. Конусы выноса соседних каньонов могут сливаться между собой. В результате у основания материкового склона формируется большая наклонная аккумулятивная равнина - наиболее типичное морфологическое выражение материкового подножия. Суммарная мощность осадков может достигать нескольких километров. На шельфе совокупное действие гидрогенных и гравитационных факторов обеспечивает по преимуществу транзитный режим осадочного материала. К тому же субаквальные существования шельфа непродолжительно, поэтому морфологические результаты аккумулятивно деятельности гидрогенных и гравитационных факторов и ее влияние на рельеф шельфа ограничены. В Батиальные и абиссальной зонах дна Мирового океана интенсивность действия этих процессов ниже, чем на шельфе, но зато длительность действия несравненно больше. Геологическая работа донных и поверхностных океанских течений. Последнее время стало известно, что существует целая система донных абиссальных течений, делают геологическую работу на дне океана. Они образуются за счет опускания и растекания по дну вихолоджених шельфовых вод Антарктики и в меньшей степени, но также охлажденных арктических вод. Более локальное значение имеет донный сток очень соленых, а потому аномально плотных вод, бегущих в океан из Средиземного, Красного морей, а также из Персидского залива. Главную роль в формировании донных водных масс играют антарктические воды. На пути донных потоков холодных антарктических вод, вытекающих на север, располагаются широтные и субширотные звенья планетарной системы срединно-океанических хребтов, однако они не являются для этих потоков препятствием, так как рассеченные поперечными ущельями, используемыми донными водами для стока с приантарктичних котловин в океанические котловины, лежащие севернее. К настоящему времени сложилось общее представление о циркуляции донных течений в Мировом океане. Изучено Атлантико-Антарктический донное течение в южной части Аргентинской котловины, оно прорывается через узкий проход в зоне Фолклендского разлома, растекается в обе стороны от прохода, но главным образом к западу и образует Западное Фолклендские донные. Скорость Западного Пограничного донного течения, образуется вдоль материкового подножия Северной Америки в Атлантическом океане благодаря донном стока холодных вод с Норвежский-Гренландского бассейна у северного подножия плато Блейк, достигает 20 см / с. С течений, образуемых стоком ненормально соленых вод, изучено Лузитанська течение (на западу от Гибралтарского пролива). Его скорость по данным непосредственных измерений на глубине 700 - 800 м превышает 150 см / с. Постоянные донные течения осуществляют массовую транспортировку осадочного материала. Подобно волнам и волновым течениям в береговой зоне моря, они создают своеобразные однонаправленные потоки осадочного материала двигается. По аналогии с береговыми потоками наносов движение донного осадочного материала может прекратиться полностью или частично там, где по тем или иным причинам скорость донного течения понизится до критической величины, то есть окажется недостаточной для перемещения частиц данной крупности и данного объема осадочного материала. В этом отношении наиболее хорошо изучено Западное Пограничное донное. Оказалось, что крупнейшие донные формы рельефа в зоне действия этого течения - хребты Ньюфаундлендьский и Блейк-Багамский в действительности представляют собой гигантские аккумулятивные тела, сложенные косашаруватимы осадками преимущественно илистого состава с песчаными прослойками, резко отличающихся по текстуре, структуре, составу от турбидитив - осадков мутных потоков, обычно широко распространенных в пределах материкового подножия. Ньюфаундлендский хребет имеет вид мощной косы, сложенной толщей косорозшарованих алевритов с подчиненными слоями пелитових осадков, по крайней мере до глубины 1,5 км от поверхности дна эта толща прослеживается достаточно четко. Совершенно очевидно, что осадочная толща столь огромной мощности может быть сформирована либо в результате очень обильного поступления осадочного материала, или в результате большой длительности процесса накопления. Другая, еще более крупная аккумулятивная форма, генезис которой связан с этим же течением, Блейк-Багамский хребет - гигантский дугообразно изогнутый в плане вал, сложенный толщей илистых и глинистых осадков с тонкими прослойками мелкого песка с косой слоистостью. Для внутреннего строения толщи характерны также образования, получившие название «гигантских знаков рябь », или« гигантских рифелив »- своеобразных песчаных волн с шагом (Т.е. расстоянием между ними) в 4 - 5 км. Такие ритмические образовавания отмечены также и в толще, что составляет Ньюфаундлендский позвоночник. Длина вала более 400 км, ширина 100 - 200 км. Наиболее полно описываемая аккумулятивная форма определяется изобатой 4800 м, но вся ее северная треть лежит на значительно меньшей глубине (2000 - 4000 м). Очевидно, и в Атлантическом, и в других океанах подобные образования, связанные с транспортировкой и деятельностью донных течений, аккумулирует, не является исключением. Есть, например, указание на существование подобной формы («Хребет»). Девы в южной части коморской котловины в западной части Индийского океана (Канаев и др., 1975), начало формирования которой относится к верхнемеловых времени. В Тихом океане давно известна крупнейшая аккумулятивная форма - Восточно-Тихоокеанский экваториальный вал. Он начинается на запад осевой зоны Восточно-тихоокеанского хребта между 6 и 12 ° с. ш. и протягивается до островов Лайн. Глубоководное бурение показало, что вал сложен толщей карбонатных и карбонатно-кремнистых осадков. Наиболее глубокие из вскрытых бурением пластов имеют олигоценовых возраст. Мощность вала более 500 м. В отличие от ранее описанных форм это донное аккумулятивные образования сформировано при участии поверхностного экваториального течения и связано с зоной повышенной биологической производительности, посвященной в восточной части Тихого океана к полосе апвел-линга, обусловленного дивергенцией экваториальных течений. Донные течения со значительной скоростью препятствуют отложению тонких (Глинистых или илистых) осадков. Так, распространение по крупнозернистых отложений на плато Блейк истолковывается как результат интенсивного влияния Гольфстрима на дно в районе плато. При еще больших скоростях донные течения способны эродировать дно и вырабатывать долинные и русловые формы, очень напоминают речные долины на материках, Большие долинные формы, выработанные донными течениями на больших глубинах океана, мы предлагаем называть абиссальными долинами. В северо-восточной части Тихого океана обнаружена целая система абиссальных долин протяженностью 1000 - 1500 км каждая. Эти долины прорезают поверхность плоских абиссальных равнин - Аляскинский, Алеутской, Тафт. Возможно, что они также являются результатом эрозионной деятельности мутных потоков. По виероподибному рисунку планового расположения долин эти абиссальные равнины могут рассматриваться как гигантские и сильно уплощенные конусы выноса мутных потоков, сходные с уже упоминавшимися крупнейшими конусами выноса Ганга и Инда. Итак, обзор некоторых результатов транспортирующей деятельности донных течений, их аккумуляционной и эрозионной работы убеждает нас в том, что на огромных пространствах дна океана энергично функционирует мощный экзогенный фактор рельефообразования, что до сих пор совершенно не принимался во внимание в общих схемах екзогенезису рельефа нашей планеты. Течения в морях и океанах осуществляют огромную работу по разносе взвешенного материала. На мелководье (шельф, береговая зона) приливными течениями создаются линейно ориентированные крупные ритмические аккумулятивные формы - песчаные гряды, осложненные поперечными (также ритмическими) образованиями - песчаными волнами. Песчаные гряды - преимущественно современные динамические образования; в тех случаях, когда они расположены на большой глубине, это, возможно, реликтовые формы. Как известно, поверхностные воды Мирового океана находятся в состоянии циркуляции, образующей систему квазистационарных течений, несомненно играют важную геологическую роль как фактор разноса взвешенного осадочного материала
Особенности рельефа океанического дна
Шельф (или материковая отмель) – слабонаклонённая выровненная часть подводной окраины континентов, прилегающая к берегам суши и характеризующаяся общим с ней геологическим строением. Глубина шельфа обычно до 100-200 м; ширина шельфа составляет от 1-3 км до 1500 км (шельф Баренцева моря). Внешняя граница шельфа очерчена перегибом рельефа дна - бровкой шельфа.
Современные шельфы в основном сформированы в результате затопления окраин континентов при подъёме уровня Мирового океана вследствие таяния ледников, а также из-за погружений участков земной поверхности, связанных с новейшими тектоническими движениями. Шельф существовал во все геологические периоды, в одни из них резко разрастаясь в размерах (например, в юрское и меловое время), в другие, занимая небольшие площади (пермь). Современная геологическая эпоха характеризуется умеренным развитием шельфовых морей.
Материковый склон является следующим из основных элементов подводной окраины материков; он расположен между шельфом и материковым подножием. Характеризуется более крутыми уклонами поверхности по сравнению с шельфом и ложем океана (в среднем 3-50, иногда до 400) и значительной расчленённостью рельефа. Типичными формами рельефа являются ступени, параллельные бровке и основанию склона, а также подводные каньоны, обычно берущие начало ещё на шельфе и протягивающиеся до материкового подножия. Сейсмическими исследованиями, драгированием и глубоководным бурением установлено, что по геологическому строению материковый склон, как и шельф, представляет собой непосредственное продолжение структур, развитых на прилегающих участках материков.
Материковое подножие представляет собой шлейф аккумулятивных отложений, возникший у подножия материкового склона за счёт перемещения материала вниз по склону (путём мутьевых потоков, подводных оползней и обвалов) и осаждения взвеси. Глубина материкового подножия достигает 3,5 км и более. Геоморфологически оно представляет собой наклонную холмистую равнину. Аккумулятивные отложения, образующие материковое подножие, обычно наложены на ложе океана, представленное корой океанического типа, или располагаются частично на континентальной, частично на океанической коре.
Далее располагаются структуры, образованные на коре океанического типа. Крупнейшими элементами рельефа океанов (и Земли в целом) являются ложе океана и срединно-океанические хребты. Ложе океана хребтами, валами и возвышенностями делится на котловины, дно которых занято абиссальными равнинами. Эти области характеризуются стабильным тектоническим режимом, низкой сейсмической активностью и равнинным рельефом, что позволяет рассматривать их как океанские плиты – талассократоны. Геоморфологически эти области представлены абиссальными (глубоководными) аккумулятивными и холмистыми равнинами. Аккумулятивные равнины имеют выровненную поверхность слабонаклонную поверхность и развиты преимущественно по периферии океанов в областях значительного поступления осадочного материала с континентов. Их формирование связано с приносом и накоплением материала суспензионными потоками, что и определяет присущие им особенности: понижение поверхности от материкового подножия в сторону океана, наличие подводных долин, градационная слоистость осадков, выровненный рельеф. Последняя особенность определяется тем, что, продвигаясь вглубь океанских котловин, осадки погребают первичный расчленённый тектонический и вулканический рельеф. Холмистые абиссальные равнины отличаются расчленённым рельефом и небольшой мощностью осадков. Эти равнины типичны для внутренних частей котловин, удалённых от берегов. Важным элементом рельефа этих равнин являются вулканические поднятия и отдельные вулканические постройки.
Ещё одним элементом мегарельефа служат срединно-океанические хребты, представляющие собой мощную горную систему, протягивающуюся через все океаны. Общая протяжённость срединно-океанических хребтов (СОХ) более 60000 км, ширина 200-1200 км, высота 1-3 км. В некоторых районах вершины СОХ образуют вулканические острова (Исландия). Рельеф расчленённый, формы рельефа ориентированны преимущественно параллельно протяжению хребта. Осадочный чехол маломощный, представленный карбонатными биогенными илами и вулканогенными образованиями. Возраст осадочных толщ удревняется по мере удаления от осевых частей хребта; в осевых зонах осадочный покров отсутствует или представлен современными отложениями. Области СОХ характеризуются интенсивным проявлением эндогенной активности: сейсмичностью, вулканизмом, высоким тепловым потоком.
Зоны СОХ приурочены к границам раздвижения литосферных плит, здесь протекает процесс формирования новой океанической коры за счёт поступающих мантийных расплавов.
freepapers.ru
|
|
..:::Счетчики:::.. |
|
|
|
|
|
|
|
|