Строение дна Мирового океана
Аннотация
Курсовая работа представляет собой краткое письменное изложение темы: Строение дна Мирового океана. Курсовая работа состоит из введения, первый пункт посвящен основным чертам строения Мирового океана, во втором пункте освящено дно Мирового океана, в третий пункт - осадки Мирового океана, четвертый пункт - геология и минерагения Мирового океана, в которой кратко изложены основы геологии полезных ископаемых, далее следует заключительная часть и список использованных источников. В основу курсовой работы заложена информация, опубликованная в учебном пособии А. О. Мазаровича «Строение дна Мирового океана и окраинных морей России». При создании курсовой работы широко использовались интернет-ресурсы. Работа выполнена печатным способом на 20 страницах с использованием 10 источников.
Содержание
Введение…………………………………………………………
1 Основные черты строения Мирового океана………………………………..4
2 Дно Мирового океана……………………………
3 Осадки Мирового океана……………………………………………………..9
4 Геология и минерагения Мирового океана………………………………...11
Заключение……………………………………………………
Список использованных источников…………………………………………19
Введение
Как установлено, геологическое строение дна океанов очень сложно и во многом отличается от материковой суши. Между тем, если не знать геологического строения дна Мирового океана, нельзя представить себе и строение Земли в целом, нельзя понять законы ее геологического развития. А нужно ли это людям? Есть ли практическая необходимость проникнуть в тайны океанского дна?
Современная океанология уже располагает хорошими картами рельефа дна морей и океанов, отражающими характер донных осадков, физические поля и глубинное строение земной коры; наиболее подробными картами.
Актуальность выбранной темы обусловлена тем, что изучение строения дна Мирового океана имеет общетеоретический, исторический и практический интерес.
Целью данной курсовой работы является изучить строение дна Мирового океана и сделать выводы о том, какие особенности ему присущи.
Методы исследования данной темы – сбор информации, анализ собранной информации, сравнительный методы.
Для того чтобы достигнуть этой цели, необходимо выполнить следующие задачи:
1. Внимательно изучить строение дна Мирового океана, рассмотреть, как и для чего применяется изученная информация.
2. Рассмотреть геологию и минерагению Мирового океана.
3. Рассмотреть основные черты строения дна Мирового океана.
Теоретическая часть данной курсовой работы будет касаться сущности мусульманского права. Структура курсовой работы состоит из введения, первый пункт посвящен основным чертам строения Мирового океана, во втором пункте освящено дно Мирового океана, в третий пункт - осадки Мирового океана, четвертый пункт - геология и минерагения Мирового океана далее следует заключительная часть и список использованных источников.
1 Основные черты строения Мирового океана
Мировой океан представляет отрицательную форму рельефа планетарного масштаба, которая занимает более 70% поверхности Земли, и его средняя глубина почти в пять раз превышает среднюю высоту суши. В его состав входят Тихий, Индийский, Атлантический и Северный Ледовитый океаны. В последние два десятка лет стали возвращаться к идее Б.Варениуса (1650 г.) о необходимости выделения Южного океана, подразумевая под этим объединение южных частей всех океанов, омывающих Антарктиду. Имеется решение ООН, согласно которому, его граница может быть формально проведена по 60о ю.ш., но это не соответствует естественным рубежам. Употребление термина «Южный океан» пока, до принятия официальных международных соглашений, можно рекомендовать только как собирательный образ.
Мировой океан представляет собой арену сложного взаимодействия геологических, гидрохимических, биологических, геотермических, тектонических и др. процессов. В нем происходит постоянный обмен веществом и энергией между атмосферой, гидросферой и литосферой. Дно является фоном, на котором отражаются все проходящие в океане процессы.
Подводный рельеф имеет сложное строение и представляет собой сочетание различных объектов, масштабы которых резко превышают формы земной поверхности на континентах. К ним можно отнести планетарную систему срединно-океанических хребтов, пересекающую их систему трансформных разломов, глубоководные желоба, обширные океанские равнины, осложненные цепями и группами гор, хребтами и плато.
Основными морфоструктурными элементами дна являются подводные окраины материков и ложе Мирового океана.
Подводные окраины материков или переходные зоны в зависимости от особенностей рельефа и геологии делят на два типа - пассивные и активные. Первые включают шельф (материковую отмель), склон и материковое подножье. Вторые построены сложнее, и их рельеф включает островные дуги, отмель, склон и глубоководные желоба. Протяженность подводных окраин составляет примерно 350 000 км.
Материковая отмель (шельф) занимает около 8,6% площади океана. Ширина ее различна и составляет от нескольких десятков до 1000 км. Средняя глубина - 130 м, максимальная может превышать 500 м. Средний уклон дна - 7 - 10'. Основные характеристики морей приведены.
Материковые (континентальные) склоны представляют собой высокие (до нескольких тыс. м) уступы, с уклонами 3-6њ (местами до 30-40њ), верхняя граница которых совпадает с краями шельфа (глубина 150-200 м). Склоны пассивных окраин могут быть осложнены террасами, уступами, краевыми плато и каньонами. Склоны активных - более крутые и их высота может достигать 5-7 км, иногда до 10 км (Марианский желоб). Они осложнены продольными хребтами, ступенями, крупными оползневыми телами и уступами. 1
У основания континентального склона пассивных окраин расположено континентальное подножие - аккумулятивное тело, которое было сформировано слившимися конусами выноса и шлейфами суспензионных потоков, обвалами, оползнями в сочетание с абиссальным (глубоководным) осадконакоплением. В рельефе он представляет собой полого наклоненные поверхности в сторону океана.
В активных окраинах наиболее характерной формой рельефа являются глубоководные желоба, с которыми связаны максимальные глубины океана. Они имеют высокий и крутой островной или континентальный склон и низкий и пологий со стороны открытого океана.
Основное пространство дна Мирового океана с преобладающими глубинами более 3000 м называют ложем океана. Его наиболее древние части имеют доказанный позднеюрский возраст. Площадь ложа океана занимает 70% дна Мирового океана и около 50% площади Земли. Типичные глубины - 4000 - 5000 м. В ложе включаются срединно-океанические хребты и глубоководные котловины, осложненные многочисленными горами, депрессиями и пр.
Основная часть ложа Мирового океана сложена океанической корой, которая формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов и имеет мощность от 5 до10 км. По современным представлениям она сложена (сверху вниз): осадочным чехлом, базальтами толеитового состава, комплексом параллельных даек диабазов, изотропными габбро и полосчатым габбро-ультрабазитовым комплексом. Этот разрез лежит на мантийных ультрабазитах.
По геофизическим данным океаническая кора слагается рядом слоев, которые имеют различия в скорости продольных сейсмических волн: слой один - вода, слой 2 (осадочный) - скорости 3.5-6.2 км/c, слой 3 (базальтовый) - скорости 6.5-7.0 км/c. Ниже расположен слой 4 (габбро и полосчатое габбро). Граница кора-мантия проводится по резкому увеличению скоростей с 7 на 8 км/c (граница Мохоровичича). К верхней мантии относят область со скоростями 8.0-8.2 км/c. Аналогами океанической коры на суше являются офиолиты.
Вместе с тем, в пределах акваторий глубоководной части Мирового океана существуют участки и с корой континентального типа (банка Флемиш-Кап и плато Рокколл в северной Атлантике), сложенной породами существено кислого состава (граниты, гнейсы и пр.). В среднем мощность коры этого типа под платформами составляет около 40 км. Регионы с корой континентального типа в океане представляют собой фрагменты материковых масс, которые сохранились в результате формирования современных океанов.
2 Дно Мирового океана
На дне Мирового океана выделяются четыре зоны:
Первая зона - подводная окраина материков. Подводная окраина материков - это затопленная водами океана окраина материков. Она в свою очередь состоит из шельфа, материкового склона и материкового подножия. Шельф - прибрежная донная равнина с довольно небольшими глубинами, в сущности продолжение окраинных равнин суши. Большая часть шельфа имеет платформенную структуру. На шельфе нередки остаточные (реликтовые) формы рельефа надводного происхождения, а также реликтовые речные, ледниковые отложения. Это означает, что при четвертичных отступаниях моря обширные пространства шельфа превращались в сушу.
Обычно шельф заканчивается на глубинах 100-200 м, а иногда и на больших довольно резким перегибом, так называемой бровкой шельфа. Ниже этой бровки в сторону океана простирается материковый склон - более узкая, чем шельф, зона океанического или морского дна с уклоном поверхности в несколько градусов. Нередко материковый склон имеет вид уступа или серии уступов с крутизной от 10 до нескольких десятков градусов.
Вторая - переходная - зона сформировалась на стыке материковых глыб и океанических платформ. Она состоит из котловин окраинных морей, цепочек преимущественно вулканических островов в виде дуг и узких линейных впадин - глубоководных желобов, с которыми совпадают глубинные разломы, уходящие под материк.
На окраинах Тихого океана, в районах
Средиземного, Карибского морей, моря
Скоша (Скотия) подводные окраины
материков контактируют не непосредственно
с ложем океана, а с днищем котловин
окраинных или средиземных
С океанической стороны
островных дуг расположены
Третья - основная - зона дна Мирового океана - ложе океана, она отличается развитием земной коры исключительно океанического типа. Ложе океана занимает более половины его площади на глубинах до 6 км. На ложе океана есть гряды, плато, возвышенности, которые разделяют его на котловины. Донные отложения представлены различными илами органогенного происхождения и красной глубоководной глиной, возникшей из тонких нерастворимых минеральных частиц, космической пыли и вулканического пепла. На дне много железомарганцевых конкреций с примесями других металлов.
Океанические хребты довольно четко разделяются на два типа: сводово-глыбовые и глыбовые. Сводово-глыбовые структуры представляют собой в основе сводовые, линейно вытянутые поднятия океанической коры, обычно разбитые поперечными разломами на отдельные блоки (Гавайский хребет, образующий подводное основание одноименного архипелага).
Кроме хребтов в Мировом океане известно немало возвышенностей, или океанических плато. Крупнейшее из них в Атлантическом океане - Бермудское плато. На его поверхности - ряд подводных гор вулканического происхождения.
Самый распространенный тип рельефа океанических котловин - рельеф абиссальных холмов. Так называются бесчисленные возвышенности высотой от 50 до 500 м, с диаметром основания от нескольких сот метров до десятка километров, почти сплошь усеивающие дно котловин. Кроме того, на дне океана известно более 10 тыс. подводных горных вершин. Некоторые подводные годы с уплощенными вершинами называют гайотами. Полагают, что некогда эти пики вздымались над уровнем океана, пока их вершины не были постепенно срезаны волнами.
Два других типа рельефа
- волнистые и плоские
Четвертая зона выделяется в центральных частях океанов. Это - крупнейшие формы рельефа дна океана - срединно-океанические хребты – гигантские линейноориентированные сводовые поднятия земной коры. При образовании свода самые большие напряжения возникают не его вершине, здесь и образуются разломы, по которым происходит опускание части свода, формируются грабены, т.н. рифтовые долины. По этим ослабленным зонам земной коры устремляется вверх материал мантии.2
Начинаясь в Северном
Ледовитом океане небольшим хребтом
Гаккеля, система этих поднятий пересекает
Норвежско-Гренландский бассейн, включает
Исландию и переходит в грандиозные
Северо-Атлантический и Южно-
Осадконакопление - один из важнейших факторов рельефообразования в океане. Известно, что в Мировой океан ежегодно поступает более 21 млрд. т твердых осадков, до 2 млрд. т вулканических продуктов, около 5 млрд. т известковых и кремнистых остатков организмов.
Специфичны для Мирового океана и другие экзогенные процессы, формирующие рельеф его дна. Это прежде всего работа волн, преобразующая рельеф дна в береговой зоне, деятельность приливно-отливных течений, формирующих специфический рельеф песчаных гряд и разносящих осадочный материал. Осадочный материал перемещают, кроме того, постоянные (геострофические) океанические течения.
На дне океана происходят
также гравитационные процессы. Мощные
подводные оползни осложняют
рельеф материковых склонов, склоны
подводных хребтов и
3 Осадки Мирового океана
Все те крупные формы рельефа подводного мира созданы силами внутреннего развития Земли: тектоническими движениями и вулканизмом. Они меняются под воздействием водной толщи океана и происходящих в ней процессов. Морские волны срезают у берегов даже твердые скалы, засыпают песком и илом впадины и долины. Однако основная часть осадков, которая создается при разрушении берегов и выносится в море реками, не удерживается вблизи берега и откладывается за пределами материковой отмели. Особенно много осадков сбрасывается в виде стремительных мутных потоков (их называют суспензионными) через подводные каньоны материкового склона. На материковом склоне осадки тоже большей частью не задерживаются -- они сползают в виде оползней либо выносятся течениями в открытый океан. Там они осаждаются в огромных толщах близ подножия материкового склона, а частично выносятся течениями далеко в центральные части океана.
За пределами берегов и отмелей, там, где волны уже перестают действовать на дно, осадки накапливаются очень медленно и неравномерно: за тысячу лет от 0,3--0,4 мм до десятков сантиметров. Поэтому-то в одних районах сложный тектонический и вулканический рельеф долго сохраняется, а в других быстро выравнивается.
Различают четыре основных типа донных осадков: терригенные -- сносимые с суши, биогенные -- от остатков живых организмов, хемогенные -- выпадающие из растворов химическим путем и вулканогенные -- изверженные вулканами. Скорость накопления различных осадков зависит от расстояния до суши, географической широты, от глубины океана и характера подводного рельефа, от течений. Например, терригенные осадки, как правило, быстрее накапливаются вблизи берегов, образуя вокруг материков характерный пояс мощных осадочных толщ. Биогенные осадки накапливаются быстро там, где условия благоприятствуют бурному развитию жизни. Например, в антарктических водах бурно развиваются мелкие диатомовые водоросли с кремнистым панцирем. Отмирая, они образуют диатомовый ил, окружающий Антарктиду. В тропических водах главным образом оседают известковые илы из мелких раковинок простейших организмов -- фораминифер и птеропод, а также обломков кораллов. Биогенные осадки в открытых частях океанов накапливаются почти в 10 раз быстрее, чем выносимые туда течениями терригенные осадки.
Хемогенные осадки в открытом океане накапливаются очень медленно, но в некоторых обособленных частях морей и океанов, где вода быстро испаряется, они могут осаждаться быстро. Так, в Каспийском море в заливе Кара-Богаз-Гол за сто лет осаждается несколько сантиметров соли. В открытом океане хемогенные осадки встречаются в виде фосфатных и железо-марганцевых конкреций -- шарообразных скоплений. Это ценное/ сырье для добычи фосфатных удобрений, железа, марганца, меди, молибдена, никеля и кобальта. Как химическое сырье ценны соли Кара-Богаз-Гола и залива Сиваш.
Вулканогенные осадки накапливаются большей частью вблизи вулканов, но они также разносятся течениями далеко по океану -- насыщенное пузырьками газов вулканическое стекло (пемза) обладает хорошей плавучестью. Большое количество пепла при сильных взрывах вулканов выбрасывается в воздух и разносится ветром на далекие расстояния над океаном.
Океанские течения перемещают взвешенную в воде муть на большие расстояния, и по их пути откладываются мощные полосы осадков. Особенно ярко выражены они вдоль сильных течений -- Ку-ро-Сио, Гольфстрима и Экваториального. Суспензионные потоки, о которых мы уже говорили, движутся непосредственно по дну и, вынося с мелководий огромные количества взвешенного материала, быстро заполняют понижения дна. Благодаря им на дне глубоких океанских котловин часто можно встретить идеально плоские равнины. Осадки, выпадающие из толщи воды, обычно покрывают неровности дна более или менее равномерно.
В отдаленных от берега частях океанов, куда течения не заносят терригенный материал, а количество живых организмов в воде не так велико, образуются характерные осадки -- красные глубоководные глины. В них смешиваются осадки всех типов. Красная окраска их связана с химическим выпадением окислов железа и марганца. Образуются эти глины крайне медленно.4
4 Геология и минерагения Мирового океана
Минерагения океана
изучает океанические полезные ископаемые:
их состав, текстурно-структурные
Минерально-сырьевой потенциал Мирового океана представлен тремя группами твердых полезных ископаемых. В первую входят разновидности твердых полезных ископаемых, признанные как практически значимые минеральные ресурсы. В их составе железомарганцевые конкреции, кобальтмарганцевые корки, глубоководные полиметаллические сульфиды рудоносные илы и рассолы, океанические фосфориты. Вторая группа объединяет нетрадиционные и новые виды океанических полезных ископаемых. Она включает металлоносные осадки, гидротермальные корки, бариты, цеолитовые глины и газогидраты. Третья группа представлена прогнозируемыми видами полезных ископаемых океана. Одни из них связываются с осадочной толщей (стратиформные, элизионные образования), другие с базальтами второго океанического слоя или тектоническими геоблоками базит-ультрабазитового состава.
Основные черты океанской минерагении определяются особенностями строения Мирового океана: спецификой состава слагающих его горных пород, геодинамикой развития и возрастного положения в общегеологической инфраструктуре Земли. Три из четырех, составляющих океан мегабассейна, по данным глубоководного бурения, содержат в качестве наиболее древних образования среднеюрского возраста (Тихий океан, скв. 197; Атлантический океан, скв. 105 и 391; Индийский океан, скв. 261). Среднеюрский возраст дна океана подтверждается результатами идентификации осей магнитных аномалий (до М38) к югу от Магеллановых гор в Тихом океане. Четвертый, самый маленький по площади океанический бассейн – Северный Ледовитый океан в Амеразийской части имеет раннемеловой возраст; в Евразийской – кайнозойский, по разным трактовкам: раннепалеогеновый, отвечающий 24-й аномалии Ламонтской последовательности, или среднемиоценовый, если учитывать только приосевые магнитные аномалии хр. Гаккеля.5
Предыстория современного Мирового океана представляет собой острый дискуссионный вопрос. С позиции ортодоксальной плейттектоники, планета испытала несколько этапов перманентного океанообразования, соответствующих циклам Вильсона. Продолжительность одного цикла оценивается в 600–650 млн лет. С других позиций, Мировой океан заложился в доальгонское время, т.е. более чем 500 млн лет назад. Древнейшим океаническим бассейном – праокеаном – является Тихий океан, уже существовавший, по всей видимости, в докембрии, в интервале 590–800 млн лет. Ю.М. Пущаровский, анализируя общий тектонический план Тихоокеанского подвижного пояса, пришел к выводу, что самый древний на Земле Тихий океан начал формироваться в рифейскую эру, около 1 млрд лет тому назад. Представления о древнем возрасте Тихого океана в настоящее время преобладают среди современных геологов, хотя прямых свидетельств этому в пределах океанических пространств установить никому не удалось. В конце 90-х годов XX в. – начале этого столетия углубленный анализ вопроса о возрасте океанов был проведен в работах И.С. Грамберга, обозначившего эволюционный ряд океанов от древних к молодым в следующем порядке: Тихий, Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый. Опираясь на особенности строения и возраста пород, слагающих структуру сопредельной суши, он логично обосновал концепцию постепенного омоложения крупных океанических бассейнов в указанном направлении и связал с особенностями этой эволюции масштабы нефтегазоносности в переходных зонах. По И.С. Грамбергу, Тихий океан мог возникнуть в интервале 600–1000 млн лет тому назад и, согласно циклической теории Вильсона, должен приближаться к моменту своего закрытия. Однако реальная картина геолого-тектонического состояния Тихоокеанского региона, наблюдая воочию, едва ли свидетельствует о наличии признаков его регрессивного развития.
Все вышесказанное свидетельствует, что Мировой океан в современном его виде, несомненно, имеет доюрскую предысторию развития, косвенным свидетельством чего является структура сопредельной континентальной рамы. Ее анализ позволяет оценить степень зрелости отдельных океанических бассейнов: Тихоокеанского, подчинившего себе тектоническую схему развития краевых осадочных бассейнов, породившего переходную зону активного (западнотихоокеанского и андийского) типа с набором всех свойственных транзиталям элементов: внутренних морей, островных дуг и окраинных желобов; Атлантического – имеющего краевую структуру, типичную для переходной зоны пассивного типа, дискордантную более древним складчатым и разломным структурам сопредельных континентов с локальным проявлением фрагментов активных транзиталей сложной конфигурации (Малые Антилы, дуга Скоша); Индоокеанского, занимающего промежуточное положение между двумя упомянутыми выше, на востоке с активной транзиталью (Зондская островная дуга), на западе с пассивной переходной зоной на границе с Африканским континентом.6
Четвертый, самый молодой член эволюционного ряда океанов, представлен Северным Ледовитым океаном, наложенным на континентальные шельфовые структуры Арктики палеозойского и мезозойского возраста.
Глубоководная часть Северного Ледовитого океана состоит из двух суббассейнов: Евразийского – молодого (кайнозойского), сформировавшегося в режиме спрединга с образованием срединно-океанического хр. Гаккеля и двух симметрично расположенных котловин Амундсена и Нансена, и Амеразийского – более древнего (мелового), главными элементами строения которого являются Канадская котловина и несколько расположенных в приполюсной его части поднятий (Менделеева, Альфа), разобщенных небольшими котловинами Подводников и Макарова.
Границей между суббассейнами служит хр. Ломоносова. Он вероятнее всего возник на краю Евразийского суббасейна под воздействием широко проявленной спрединговой геодинамики, и как структура новообразованная отличается сравнительно «альпинотипным» обликом рельефа. Суммарная мощность коры под хр. Ломоносова, по сейсмическим данным, достигает 25 км, мощность «верхней» коры около 8 км при скоростных характеристиках 6,0–6,4 км/с, что позволяет относить его к тектоническим элементам с корой субконтинентального типа. В приполюсной части Северного Ледовитого океана к Хр. Ломоносова со стороны Канадской котловины примыкает череда поднятий – Менделеева, Альфа, Чукотское, имеющих сглаженный («палеотипный») характер выражения в рельефе дна. Эти поднятия представляются как реликтовые структуры доокеанического плана региона, формирующие своеобразный Чукотско-Гренландский мост, по-видимому, когда-то соединявший Азиатский континент с Северной Америкой и, вероятно, бывший в прошлом легендарной гиперборейской сушей. Недавние сейсмические и геологические экспедиционные наблюдения, проведенные ВНИИОкеангеология в пределах поднятия Менделеева, подтвердили возможную континентальную природу его коры, выявив большую суммарную ее мощность (до 25–27 км) и наличие в верхней части низкоскоростных (5,0–6,6 км/с) сейсмических горизонтов. Эти данные обращают внимание на сходные черты геологического строения поднятия Менделеева и сопредельного нефтегазоносного континентального арктического шельфа, уточняют положение его внешней границы в зоне российских интересов в Арктике.7
Характер взаимодействия континентальной рамы и океана является определяющим фактором размещения нефтегазового потенциала в мире. И.С. Грамберг оценил потенциальные извлекаемые ресурсы нефти и газа шельфовых окраин океана в виде пропорции от древнего, самого большого Тихого океана (палеозой–кайнозой) к Индийскому (мезозой) и Атлантическому (мезозой–кайнозой), затем к самому молодому и маленькому Северному Ледовитому (кайнозой), как 1; 3,6; 3,0; 5,2. Для газогидратов аналогичное отношение в ряду Тихий, Индийский, Атлантический, океаны представляется в виде 1,0; 1,1; 2,3. Столь же существенно влияние возраста океанов отмечается при сравнении масштабов распространения продуктов Fe–Mn рудогенеза. Если взять объем Fe-Mn рудной массы в Атлантике за 1,0, то в Индийском океане он незначительно возрастает до 1,1–1,2, а в Тихом океане оценивается величиной 7,0. Углеводородный потенциал возрастает от древних океанов к молодым, Fe-Mn рудогенез наиболее масштабно представлен в пределах самого древнего Тихого океана. В той же мере сказанное относится к фосфоритам, особенно если массу сульфидных руд в Тихоокеанском бассейне считать суммарно по срединному хребту и активной транзитали.
Специфика океанского рудогенеза определяется не только особенностями строения и развития Мирового океана как целостной геологической структуры. Важнейшим «минерагеническим» элементом является мощная (в среднем 3900–4000 м) водная толща. Однородная по составу, единая по геохимической структуре, она представляет уникальное, почти «мономинеральное» геологическое тело, находящееся в физико-химическом и изостатическом равновесии со смежными средами: симатическим ложем океана, сиалическим континентальным обрамлением, а также с атмосферой и космосом. Водная толща океана – это геологическое тело, сформировавшееся в ходе длительной эволюции Земли и окончательно стабилизировавшееся в мезозойско-кайнозойское время как важнейший компонент Мировой талассогенной системы, включающей также кору океанического типа и активизированную подлитосферную мантию – астеносферу.
Океанская вода
имеет преимущественно