Предыдущая страница реферата | 1  2  3  4  5  6  7  8  9  10 | Следующая страница реферата

Процесс образования морских отложений называется морским осадкообразованием или морским седиментогенезом. Так как океан занимает более 2/з земной поверхности, а морские отложения имеют широчайшее распространение в пределах нашей планеты вообще, .становится ясным, какое большое значение имеет процесс осадкообразования в океане, который, очевидно, является одним из важнейших геологических процессов на Земле.

В процессе морского осадкообразования можно различать стадии: 1) поступления осадочного материала, 2) его разноса по площади моря или океана, 3) его дифференциации или сортировки и 4) стадию собственно седиментогенеза, т. е. образования устойчивых и закономерно построенных комплексов осадочных частиц – различных типов морских отложений (Страхов, 1954).

Такое выделение последовательных стадий седиментогенеза по существу представляет собой методический прием, позволяющий более систематически ознакомиться с разными сторонами и явлениями, свойственными процессу морского осадкообразования. В действительности разнос и дифференция, поступление материала и его разнос, дифференциация и образование различных типов морских отложений тесно связаны между собой и пространственно и во времени, и выделение их носит в большой степени условный характер.

Рельеф и осадки

Осадкообразование выступает как важнейший фактор выравнивания донного рельефа  путем полного или частичного захоронения неровностей коренного ложа. В результате образуются плоские (при полном) или волнистые (при частичном захоронении) абиссальные равнины. Поскольку важную роль играет скорость осадкообразования, плоские абиссальные равнины обычно формируются в зоне контакта океанических или морских котловин с подводной окраиной материка, откуда поступает осадочный материал в наибольшем количестве. С различиями в скорости осадкообразования связано также выравнивание вершинных поверхностей океанических возвышенностей при значительно расчлененном холмистом рельефе дна смежной с возвышенностью котловины: на возвышенности отлагаются известковые илы, а в котловине –  красные глины, во много раз уступающие им по скорости накопления.

Осадкообразованию обязаны своим происхождением наклонные равнины материкового склона и подножия, гигантские абиссальные аккумулятивные формы, шлейфы у подножий хребтов, конусы выноса и др.

На шельфе процесс выравнивания идет при сочетании денудационного среза возвышенностей и заполнения впадин осадками. На материковом склоне совокупное действие денудационных и аккумулятивных процессов имеет тенденцию к выполаживанию ступенчатого склона за счет срезания бровок и накопления осадков в тыловых частях ступеней. Если материковый склон представлен уступом, то его выполаживание начинается снизу благодаря накоплению осадков, приносимых донными течениями, гравитационными процессами и осаждающихся в процессе нормальной седиментации у основания склона. По мере накопления материала шлейф растет, его верхняя кромка перемещается вверх по склону, а нижняя  –  вперед от основания склона. В обоих случаях материковый склон за счет выравнивания и выполаживания эволюционирует в наклонную равнину.

Материковое подножие, как геологическая структура, зачастую представляет собой заполненный осадками прогиб или грабен. Обильное поступление осадочного материала как из толщи воды, так и с шельфа и материкового склона ведет не только к заполнению исходной тектонической депрессии, но и к образованию широкого аккумулятивного шлейфа  –  наклонной равнины материкового подножия, постепенно продвигающейся своим передним краем в пределы ложа. Особенно велика в этом процессе роль конусов выноса подводных каньонов. Здесь благодаря аккумулятивным процессам возникают наиболее значительные несоответствия между тектоническими и геоморфологическими границами, т.е. наибольшие отклонения границ морфоструктур от границ тектонических структур. Своеобразно процесс аккумулятивного выравнивания проявляется в глубоководных желобах. Большая часть осадочного материала поступает со стороны островных дуг и значительно меньшая  –  со стороны океана. Неравенство поступления материала со стороны островной дуги и со стороны океана способствует более интенсивному накоплению материала у основания склона желоба, прилегающего к островной дуге. В результате на днищах желобов создается заметный уклон в сторону океана, и максимальные глубины желобов оказываются приуроченными к приокеанской части дна желоба.

Закономерности аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зон по существу аналогичны тем, которые характерны для океанических котловин.

Значение процесса осадконакопления

Анализ процессов морского осадкообразования и типов морских отложений позволяет сделать заключение об их планетарном значении в развитии земной коры и эволюции рельефа земной поверхности. Сущность процесса заключается в перегруппировке твердого вещества, мобилизуемого, перемещающегося и накапливающегося в огромных объемах. Ежегодно на дне океана отлагается 22 – 25 млрд. т. твердого вещества, наращивающего океаническую часть земной коры. Ежегодно с поверхности материков смывается и сносится в океан колоссальный объем терригенного материала. Таким образом, процесс морского осадкообразования, являющийся в конечном счете процессом наращивания земной коры, сопровождается таким же планетарным процессом срезания земной коры в пределах материковых выступов.

Глава IV.   СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ

Срединно-океанические хребты и ложе океана

За андезитовой линией в Тихом и за внешней границей материкового подножия в других океанах простирается собственно дно океана, резко отличающееся по строению от переходных зон и тем более от подводных материковых окраин. Огромные пространства ложа занимают около 70% площади дна Мирового океана. Ложе океана отличается специфическими геофизическими особенностями и своеобразием не только земной коры, но и глубоких недр.

Дно океанов делится на два типа структур: 1) крупные, относительно стабильные и малосейсмичные области, имеющие очертания, близкие к изометрическим, и 2) подвижные вытянутые области, образующие пояса срединно-океанических хребтов. В тектонике за областями первого рода утвердилось название талассократонов, за вторыми  –  срединно-океанических подвижных поясов или рифтогеналей. В геоморфологии за совокупностью талассократоновых образований целесообразно сохранить емкий термин «ложе океана», а за рифтогенальными поясами  –  название планетарной системы срединно-океанических хребтов.

Топография планетарной системы срединно-океанических хребтов.

Пространственное прослеживание системы срединно-океанических хребтов начнем с Северного Ледовитого океана, где в начале 60-х годов был выявлен узкий и невысокий хребет Гаккеля. Несмотря на скромные размеры, он обнаруживает все признаки срединно-океанических хребтов. У пролива, отделяющего Гренландию от Шпицбергена, простирание хребта меняется на 90° и далее на юг протягивается следующее звено планетарной системы срединно-океанических хребтов – хребет Книповича. В районе Норвежского моря под 10° в.д. и 74° с.ш. хребет вновь меняет простирание на субширотное. Это звено системы получило название хребта Мона. Хребет в районе острова Ян-Майен осложнен зоной разломов, в результате чего следующее звено – хребет Кольбейнсей –  сдвинут по горизонтали почти на 200 км. Хребет Кольбейнсей субмеридионального простирания. Он подходит вплотную к северному побережью Исландии и переходит затем в Большой грабен Исландии.

Западное ответвление зоны рифтогенеза и вулканизма Исландии выходит к мысу Рейкьянес, где срединно-океанический хребет продолжается уже на юго-запад от Исландии под названием хребта Рейкьянес. Он прослеживается до поперечной зоны разломов Гибса, где вновь отмечается значительное горизонтальное смещение осевой линии хребта примерно на 250 км в восточном направлении. От разлома Гибса на юг вплоть до экваториального разлома Романш по медианной линии Атлантического океана протягивается Североатлантический  хребет. Отрезок срединно-океанического хребта между впадиной Романш, расположенной на экваторе, и подводной горой Капитан Шпис, находящейся на 55° ю. ш. и 0° долготы, называется Южноатлантическим хребтом.

Между горой Капитан Шпис и островами Принс-Эдуард протягивается субширотный Африканско-Атлантический хребет, который у 40° в. д. сменяется Западноиндийским хребтом строго северо-восточного простирания. Он прослеживается до 70° в. д. и 35° с. ш.. В этом районе система срединно-океанических хребтов разветвляется. На север, сначала почти меридионально, а затем в северо-западном направлении простирается Аравийски-Индийский хребет. Он протягивается до подступов к Аденскому заливу, где срезается зоной разломов Оуэн. На юго-восток простирается Центрально-Индийский хребет, который заканчивается подводным плато Сен-Пол-Амстердам.

От плато Сен-Пол-Амстердам начинается следующее звено системы срединно-океанических хребтов – Австрало-Антарктическое поднятие, которое протягивается почти в широтном направлении на восток до 138° в. д. и 50° ю. ш., где его простирание резко меняется на субмеридиональное. Зона разломов Баллени, пересекающая срединно-океанический хребет близ 155°, может рассматриваться как граница этого поднятия с Южнотихоокеанским поднятием – следующим звеном рассматриваемой орографической системы.

Южно-тихоокеанское поднятие – субширотного простирания, с востока оно ограничено зоной разломов Элтанин. От этого разлома на северо-восток, а затем на север простирается один из крупнейших элементов планетарной системы срединно-океанических хребтов – Восточнотихо-океанское поднятие, которое прослеживается вплоть до Калифорнийского залива.

Кроме перечисленных звеньев системы есть еще несколько горных поднятий, которые предположительно относят к системе срединно-океанических хребтов. Все они находятся в Тихом океане. Это горы Горда и Хуан-де-Фука к  западу от Орегонского побережья США; Чилийское поднятие  –  возможное ответвление системы срединно-океанических хребтов, протягивающееся от острова Пасхи к берегам Южного Чили; хребты Кокос и Карнеги, вместе с дном Панамской котловины. Красное море и Аденский залив Индийского океана, как и Калифорнийский залив в Тихом океане, в геотектоническом отношении также должны быть отнесены к срединно-океаническим хребтам.

Морфология срединно-океанических хребтов

Морфологически срединные хребты – гигантские сводообразные линейно ориентированные поднятия или вздутия земной коры, протягивающиеся в виде сплошной цепи от Северного Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в просторы Тихого океана. В срединно-океанических хребтах различают: а) осевую или рифтовую зону, для которой характерен резко расчлененный горный рельеф, обусловленный разломной тектоникой, и б) в меньшей степени расчлененные фланги хребтов. Ширина срединных хребтов от нескольких сотен до 2 тыс. км. По существу, это не хребты, а огромные нагорья, не имеющие по занимаемой площади и по протяженности равных среди горных систем суши.

В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно, а также узкие и асимметричные по поперечному профилю окаймляющие их гребни или небольшие хребты. Впадины обычно называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т. е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом – рифтовой зоной .

Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины, связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемых  трансформными. Узкие впадины в большинстве случаев значительно глубже рифтовых долин. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов  продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.

Проведены морфометрические исследования особенностей строения рельефа рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Они выделили широкий диапазон уклонов поверхности: от нулевых, соответствующих днищам рифтовых долин и поперечных желобов до 30° на склонах.

Рифтовые зоны с резко расчлененным рельефом, где колебания глубин достигают 7 км, по обе стороны окаймлены обычно значительно более широкими фланговыми зонами. Эти зоны также характеризуются сложным ложбинно-грядовым рельефом, однако интенсивность расчленения меньше, чем в рифтовых зонах, а средние глубины расчленения закономерно уменьшаются от рифтовых зон к внешним границам срединно-океанических хребтов.

Рекомендуем скачать другие рефераты по теме: сочинение по русскому, требования к реферату реферат на тему украина.





Предыдущая страница реферата | 1  2  3  4  5  6  7  8  9  10 | Следующая страница реферата