Полная версия

Главная arrow Экология arrow Науки о Земле

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

Геологическое строение и рельеф дна

Рельеф дна и строение земной коры. Общее представление о распределении глубин океана даёт гипсографическая кривая, согласно которой большая часть площади дна (73,8 %) располагается на глубине от 3000 до 6000 м. Планетарные морфоструктуры дна океана выделяются на основе различий в строении и истории развития отдельных участков земной коры. Части дна океана, прилегающие к материкам, характеризуются материковым типом коры и составляют их подводную окраину, в которой по особенностям рельефа выделяют шельф (англ, shelf - полка, мель - дно мелководного моря, затопившего край континента), материковый склон и материковое подножие. Последнее граничит с ложем океана или с ложем котловин краевых морей (если подводная окраина материка обрамляется зоной островных дуг). Ложу свойственна сравнительно тонкая кора океанического типа, состоящая из трёх слоев: верхнего слоя рыхлых осадков (или «первого» сейсмического), «второго» («надбазальтового») и нижнего - «базальтового». Рельеф ложа океана представлен плоскими аккумулятивными абиссальными равнинами и сложно расчленёнными холмистыми поверхностями, на которых сохранился вулканический рельеф. Развиты также отдельные вулканические горы и цепи гор, а также широкие сводовые (валы) и блоковые (асейсмические хребты) поднятия. Относительные глубины в пределах ложа океана колеблются от 2000-4000 до 11 000 м. Из числа отрицательных форм на ложе океана выделяются узкие желоба, приуроченные к гигантским разломам и прогибам земной коры (глубина до 7000 м и более).

На большей части периферии Тихого океана, в северо-восточной части Индийского океана, а также в районах морей Карибского и Скота (Скотия) между подводной окраиной материка и ложем океана располагается переходная зона. Основные элементы рельефа здесь - котловины окраинных морей (глубина до 4000-5000 м), островные дуги (подводные хребты с цепочкой островов вдоль гребней) и глубоководные желоба, где отмечаются наибольшие глубины океана (например, Марианский жёлоб глубиной 11 022 м). В пределах зон островных дуг сложно сочетаются участки материковой, субматериковой, субокеанической и океанической земной коры, которой свойственна высокая сейсмичность и проявление современного вулканизма. Четвёртой планетарной морфоструктурой дна океана являются срединноокеанические хребты - система крупнейших сильно расчленённых подводных поднятий, пересекающих все океаны и отличающихся особым типом земной коры. Характерные черты рельефа срединноокеанических хребтов - рифтовые долины, обрамляющие их рифто-вые хребты, поперечные разломы, а также крупные вулканические массивы, например Азорский.

Выделенные планетарные морфоструктуры соответствуют крупнейшим структурно-тектоническим категориям земной коры. Подводные окраины материков в тектоническом отношении представляют собой затопленные части материковых платформ и характеризуются относительно спокойным тектоническим режимом с преобладанием медленных отрицательных движений земной коры, с изометрическими очертаниями геофизических полей и слабыми положительными аномалиями силы тяжести. У внешнего края шельфа и материкового склона часто отмечаются линейные положительные магнитные и гравитационные аномалии. Переходная зона - современная подвижная область с резкой дифференциацией и высокими скоростями вертикальных движений земной коры, сложным рисунком геофизических полей, причём глубоководным желобам обычно свойственны резко выраженные отрицательные, а котловинам окраинных морей - значительные положительные аномалии силы тяжести. Срединноокеанические хребты в геотектоническом отношении являются, как и переходная зона, областями высокой сейсмичности, вулканизма и горообразования. Для срединных хребтов характерно чередование линейно-вытянутых положительных и отрицательных магнитных аномалий. Ложе океана, соответствующее в структурно-тектоническом отношении понятию «талассократон» (ваХаоаа - море; краток -сила), отличается довольно широким распространением особого типа вулканизма, разломной тектоники, слабой сейсмичностью и медленными регионального характера отрицательными движениями земной коры. Геофизические поля в пределах ложа океана большей частью имеют изометрические очертания. Здесь преобладают положительные аномалии силы тяжести. Многие районы характеризуются полосчатым распределением магнитного поля.

Донные осадки. До недавнего времени знания о геологическом возрасте, вещественном составе и истории формирования осадочного чехла океана ограничивались данными о самых верхних горизонтах слоя рыхлых осадков. На основе геологических исследований и сейсмического зондирования установлено, что мощность неуплотнённых осадков меняется от 2000-3000 м и более в приматериковых зонах океана до первых десятков метров и даже до нуля на гребнях срединно-океанических хребтов, крутых склонах поднятий и уступах материкового склона.

В центральных, удалённых от суши (пелагических) частях океана выявлено три широтных пояса максимальных мощностей осадочного чехла (более 2000 м) - вдоль экватора, к северу от 40° с. ш. и к югу от 40° ю. ш. Стратиграфический объём осадочной толщи увеличивается от срединных хребтов (плейстоцен - плиоцен) к краевым частям океана (до верхней юры). Более древние океанические осадки бурением не обнаружены.

Среди донных осадков океана выделяются терригенные, биогенные (известковые, кремнистые), вулканогенные и осадки смешанного происхождения (полигенные), к которым относятся глубоководные красные глины. Терригенные осадки тяготеют к подводным окраинам материков, периферии ложа океана и глубоководным желобам. Среди них распространены отложения мутьевых потоков - турбидиты. Характерна относительная обогащённость органическим веществом, разложение которого создаёт восстановительную обстановку и обусловливает серую окраску осадков. Известковые осадки наиболее распространены в тёплых и умеренных зонах океана (от 50° с. ш. до 50° ю. ш.); в пределах океанического ложа они представлены форами-ниферовыми и кокколитово-фораминиферовыми отложениями, а на мелководьях - ракушечными и коралловыми отложениями. На глубине более 4500-5000 м вследствие растворения СаСОз известковые осадки отсутствуют. Кремнистые осадки (радиоляриевые и диатомовые) образуют три пояса, соответствующие зонам высокой продуктивности фитопланктона, - два субполярных и один экваториальный. Красная глубоководная глина характерна для котловин с глубиной 4500-5000 м и более в зонах низкой биологической продуктивности. В областях океана, примыкающих к зонам активного субаэрального вулканизма, формируются вулканические осадки. Наибольшие площади дна современного океана занимают карбонатные осадки (около 150 млн км“), глубоководные красные глины (свыше ПО млн км ) и кремнистые илы (около 60 млн км ). Современная зональность распределения различных типов осадков, наблюдаемая в поверхностном слое, далеко не всегда выдерживается в более глубоких (древних) горизонтах. Материалы бурения свидетельствуют об изменении условий океанического осадконакопления в прошлые геологические периоды.

Поступление эндогенного вещества на дно океана не ограничивается районами надводных вулканов. Оно отмечается близ срединных хребтов и крупных разломов. К ним приурочено образование металлоносных, а в некоторых случаях - рудоносных пластов (Красное море) с высокой концентрацией таких элементов, как Бе (до 20-40 %), Мп, Со, N1, РЬ, гп, Ag, Бе, ^ и т. д. Другой тип океанического рудо-образования связан с осадочными процессами, ведущими к накоплению железомарганцевых конкреций. Они залегают в поверхностном слое осадков, но иногда обнаруживаются и в глубоких горизонтах толщи.

Для океанических осадков, в отличие от морских отложений, характерна малая скорость накопления. Она не превышает 1 мм в 1000 лет для красных глубоководных глин, а для известковых и диатомовых осадков колеблется от 1 до 30 мм в 1000 лет. Максимальная скорость отмечается у основания материкового склона в зоне накопления терригенных осадков (часто более 10 см в 100 лет).

Основная масса материала океанических осадков поступает с материков в виде взвесей и в растворённой форме. Количественное распределение осадочного материала и типы осадков связаны с климатической, вертикальной, горизонтальной и циркумконтинентальной зональностью, а также с тектоническим режимом. Климатическая зональность и тектонический режим определяют массу и состав терри-генного и биогенного материала; вертикальная зональность - растворение карбонатов с глубиной и погрубение материала на поднятиях; циркумконтинентальная зональность - образование ареалов терригенных осадков близ материков.

Отложения, близкие к океаническим осадкам, предполагаются в составе толщ древних складчатых систем материков. Их образование вероятно в геологических формациях ранних стадий развития (например, францисканская формация на Тихоокеанском побережье США), а также на океанических островах (Тимор, Барбадос и др.)

Происхождение и геологическая история. Согласно современным представлениям воды океана - продукт дифференциации вещества недр Земли. Существуют различные гипотезы о происхождении впадин океана и направленности их эволюции. По одной из них впадины океана - более древние образования, чем материки; развитие земной коры и рельефа Земли идёт по пути постепенного сокращения океанов и наращивания материков, переработки океанической коры в материковую в пределах подвижных поясов (гипотеза «континентали-зации»). Согласно противоположной точке зрения впадины океана -сравнительно молодые образования, возникшие благодаря процессам преобразования материковой коры в океаническую (гипотеза «океа-низации»). В 60-х гг. XX в. приобрела большое число сторонников третья гипотеза разрастания океанического дна, или гипотеза «тектоники плит». Согласно этой гипотезе вся земная кора состоит из ограниченного числа подвижных плит, границами которых служат срединные хребты и глубоководные желоба. В рифтовых зонах срединных хребтов происходит подъём глубинного вещества, которое затем растекается в обе стороны и, постепенно остывая и уплотняясь, снова погружается в зонах глубоководных желобов. Предполагается, что этот процесс протекает с середины мезозоя и постепенно ведёт к всё большему раздвижению противоположных бортов океанов. Ряд фактов подтверждает эту гипотезу, однако она ещё мало увязывается с огромным материалом, накопленным в ходе изучения геологии суши.

Океан в виде современных глубоководных бассейнов существует по крайней мере с юрского периода. Более древние породы на дне океана пока не обнаружены. В течение мела и кайнозоя происходили дальнейшее углубление этих бассейнов и развитие абиссального осадкообразования. Несомненным является недавнее наращивание окраин материков за счёт замыкания окраинных подвижных бассейнов. Огромные мощности осадков в котловинах морей свидетельствуют о древности океанов. При образовании крупных форм рельефа дна океана существенную роль играли вертикальные и горизонтальные движения земной коры.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>