Срединно-океанические хребты: строение, состав
Курсовая работа
СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ: СТРОЕНИЕ, СОСТАВ
СОДЕРЖАНИЕ
Введение
Глава
1. Исторический обзор
Глава
2. Объекты изучения, цели и задачи
Глава
3. Современные знания в данной области:
. Что
же такое «срединно-океанический хребет»
2. Строение
и состав
. Механизмы
формирования срединно-океанических хребтов
Глава
4. Современные методы и средства исследований
Глава
5. Связи с другими научными дисциплинами
Глава
6. Исследования, проводимые в институтах геологического профиля Новосибирского
центра СО РАН
Словарь
основных терминов
Список
использованной литературы
ВВЕДЕНИЕ
Эту тему я выбрал не только из-за того, что она
представляет для меня большой интерес, а главным образом из-за того, что
изучение срединно океанических хребтов относится к моей специальности -
геологии. Я пишу эту курсовую работу для того, чтобы приобрести начальные
знания в этой области, и чтобы в дальнейшем мне было легче изучать её глубже.
Мне также интересно узнать о современных проблемах и знаниях в этой области,
методах исследования и исследованиях, проводимых в институтах геологического
профиля Новосибирского центра СО РАН.
В результате написания этой курсовой
реферативной работы я познакомился с историей исследования
срединно-океанических хребтов, с современными методами исследований и с
исследованиями, проводимых сотрудниками институтов геологического профиля
Новосибирского центра СО РАН. Получил более глубокие знания о
срединно-океанических хребтах, а также получил навыки реферирования научной
литературы, освоение приёмов обобщения и краткого изложения научных знаний,
навыки составления доклада, презентации и выступления перед публикой.
Глава 1. Исторический
обзор
История изучения океана с середины XIX века до
50-х гг. XX в. В 1855 г. Министр Военно-Морского флота США получил рапорт
лейтенанта М.Ф. Мори (M.F.Maury) о результатах прокладки телеграфного кабеля в
Атлантическом океане. В документе сообщалось, что между Ирландией и
Ньюфаундлендом обнаружена подводная возвышенность. В том же году она была показана
на первой батиметрической карте Северной Атлантики. Именно с этого момента
стало известно о существовании северного фрагмента Срединно-Атлантического
хребта.
В 1872 г. началась кругосветная экспедиция на
судне «Челленджер» (1872-1876 гг.). На его борту работал, помимо других
специалистов, английский океанограф Д. Меррей. Данные рейса, дополненные
некоторыми иными материалами, послужили основой для создания им в 1885 г.
Батиметрической карты Мирового океана, на которой в Атлантическом океане
просматриваются контуры подводного поднятия, протягивающегося примерно по его
середине. Это является первым изображением Срединно-Атлантического хребта.
Первая «Генеральнаяная батиметрическая карта океанов» на основе 7000 измерений
в масштабе 1 : 10 000 000 (#"527461.files/image001.gif">
Рис.1. Типичные профили срединно-океанических
хребтов (Боголепов, 1976)
2.
Строение и состав СОХ
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.
Рельеф срединно-океанических хребтов осложнён
множеством поперечных уступов и долин. Они связаны с разломами, разделяющими
хребты на отдельные, часто смещённые один по отношению к другому, сегменты.
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 (Боголепов, 1976).
Амплитуда расчленения поверхности хребтов
увеличивается с приближением к их осевым частям. Полоса особенно высоких, так называемых
рифтовых, гор сопряжена с узкой линейно-вытянутой рифтовой долиной. В
Аравийско-Индийском хребте ширина долины на высоте 1000 м от её дна составляет
6 - 20 миль, крутизна склонов от 10 до 40 градусов. Часто они разделяются
ступенями на несколько уступов. В ряде случаев дно рифтовой долины
располагается глубже прилежащих частей океанического ложа. Однако для
Срединно-Атлантического хребта в целом это не так - морфометрические показатели
рельефа (Рис.3) свидетельствуют, что в его пределах рифтовая долина
располагается на 1 и даже 2 км выше, чем подножие склонов.
Рис. 2. Графики морфометрических показателей САХ
(Боголепов, 1976)
Аналогичные данные имеются и по
Африканско-Антарктическому хребту. Здесь рифтовая долина при ширине днища около
5 миль имеет относительную глубину до 1000 м. Самые глубокие депрессии в
Африкано-Антарктическом хребте с относительной глубиной от 1750 до 3000 м
располагаются не на центральном гребне поднятия, а по обе стороны от него.
Б. Хейзен, М. Тарп и М. Юинг выделили следующие
геоморфологические провинции (зоны) в Срединно-Атлантическом хребте:
· Зону гребня, включающую рифтовую
долину (или несколько долин), рифтовые горы и высокое «раздробленное плато»
· Зоны склонов с тремя ступенями погружения
на глубинах 3000 - 4200, 4000 - 4500 и 4300 - 5100 м.
С различной степенью достоверности и с разными
перепадами высот эти геоморфологические зоны намечаются и в других
срединно-океанических хребтах. В продольном направлении колебания среднего
уровня глубин Срединно-Атлантического хребта также выражаются многими сотнями и
тысячами метров: в северной Атлантике глубина хребта всего 1800 м, а на широте
25 гр. с. ш. она превышает 5000 м. Средний уровень превышений этого хребта над
подножием близок к 1000 м, но он волнообразно меняется по простиранию в
диапазоне от нескольких сот метров до 1,5 - 2,0 км. Максимальное (свыше 1500 м)
превышения среднего уровня над подножием характерны для районов ограниченных 10
- 25 и 25 - 40 гр. с. ш., а минимальные (200 - 300 м) выявлены в районах 25 и
10 гр. с.ш. и 32 гр. ю.ш. Волнообразные колебания среднего уровня свойственны и
другим срединно-океаническим хребтам (Боголепов, 1976).
Менее контрастные формы рельефа и отсутствие
осевой рифтовой долины, во всяком случае достаточно чётко выраженной,
характеризуют срединно-океанические хребты Тихого океана (поднятия
Восточно-Тихоокеанское и Альбатрос) и южной части Индийского океана
(Австрало-Антарктическое поднятие).
Срединно-океанические хребты имеют сравнительно
выдержанную форму и геологическое строение. Они гораздо однообразнее, чем,
например, горные хребты на суше, потому, что последние образуются в результате
комплекса процессов, и находятся на разном эрозионном уровне (Рис.3.).
Рис. 3. Строение СОХ
Срединно-океанические хребты разделяются на
быстро-спрединговые и медленно-спрединговые. Для хребтов со скоростью
расхождения плит 8-16 см/г характерно отсутствие прогиба в центральной части.
Характерный пример такого рифта Восточно-Тихоокеанское поднятие. Профиль
рельефа в стороны от хребта этого типа лучше всего описывается формулой H=0,35
* t0,5, где H увеличение глубины по сравнению с осью хребта, а t
возраст океанической коры. Медленно-спрединговые хребты имеют отчётливую
центральную депрессию - рифт глубиной 4000-5000 метров.
Срединно-океанические хребты, как уже
упоминалось, отличаются сосредоточением эпицентров землетрясений и вместе с
областями альпийской складчатости и современными геосинклинальными областями
образуют важнейшие сейсмические пояса Земли. Фокусы землетрясений приурочены к
рифтовым зонам и к секущим их разломам. В отличие от центров землетрясений в
зонах Бениоффа здесь сейсмические очаги сосредоточены в зонах нормальных
сбросов, не проникающих на большую глубину. Распространение центров
землетрясений на глубину лишь нескольких десятков километров может
рассматриваться как косвенный признак того, что астеносфера под срединными
хребтами находится в состоянии, близком к жидкому или пластичному.
По средней плотности энергии землетрясений
срединно-океанические хребты заметно уступают геосинклинальным областям
(переходным зонам). Так, в областях Курило-Камчатской, Японской, Тонга энергия
землетрясений от 14-1017 до 18-1010 Дж/км2, а
на Восточно-тихоокеанском поднятии - 0,5-1010 Дж/км2.
Однако она несравненно больше, чем плотность энергии на океанических плитах,
которые практически асейсмичны. Изучение микро землетрясений при помощи донных
сейсмографов показало, что число регистрируемых сейсмических толчков в рифтовых
зонах срединно-океанических хребтов сравнимо с числом аналогичных по энергии
землетрясений в наиболее сейсмоактивных районах материков. Очаги их оказались
также приповерхностными (глубина залегания не более нескольких километров).
Срединно-океаническим хребтам присущ современный
и недавний вулканизм. Действующих вулканов в пределах планетарной системы
срединно-океанических хребтов, по-видимому, немало, но известны преимущественно
те, которые находятся на океанических островах - вершинах срединно-океанических
хребтов. На Восточно-тихоокеанском поднятии, по-видимому, в историческое время
вулканы действовали на островах Пасхи и Клиппертон, а также на ответвлении
восточно-тихоокеанского поднятия, на котором расположены Галапагосские острова.
Главный из них - остров Изабелла - массив из пяти слившихся щитовых базальтовых
вулканов с крупными кратерами, очень похожих на Гавайские. В настоящее время
гавайские вулканы продолжают действовать. В Индийском океане известны два
острова с недавно действовавшими вулканами - Амстердам (900 м) и Сен-Поль.
Первый из них представляет собой базальтовое
плато с многочисленными небольшими вулканами, второй - крупный базальтовый
вулкан с затопленным морем кратером (Боголепов, 1976).
В Атлантическом океане на Срединно-Атлантическом
хребте имеется ряд действующих или недавно действовавших вулканов. К северу от
Исландии на острове Ян-Майен известен потухший вулкан Бьеренберг (2267 м) и еще
один базальтовый купол с несколькими кратерами в юго-западной части острова. На
самой Исландии, которая представляет собой материковый массив, вовлеченный в
зону океанического рифтогенеза, известно более 140 вулканов, из них 26
действующих (Боголепов, 1976, #"527461.files/image004.gif">
Рис. 4. Изменения высот куполообразных
возвышенностях на гребнях срединно-океанических хребтов, отвечающим сегментам I
- III порядков в
зависимости от скорости спрединга (Пущаровский, 1994)
Несмотря на указанные выше общие для всех
сегментов I порядка
морфотектонические особенности, их индивидуальные геофизические и магматические
характеристики носят зачастую случайный характер и, по крайней мере для
современного уровня изученности, не поддаются систематизации. Так, Н. М.
Сущевской и др. было доказано, что базальты сегментов I
порядка в Экваториальной Атлантике, между 0 - 15 гр. с. ш., обогащены
литофильными элементами, но существенно по-разному, причём не наблюдается
видимой связи степени обогащения со структурными особенностями исследованных
элементов.
В некоторых крупных сегментах выявлены
мелкомасштабные петрогеохимические вариации в составе толеитов. Так, в
результате детального изучения их состава в пределах сегмента I
порядка, между трансформными разломами Рио-Гранде и Мур в Южной Атлантике,
выяснилось, что локальное поднятие дна относительной высотой около 1,5 км,
располагающееся примерно на равном удалении от трансформных разломов, отмечено
геохимической аномалией. Базальты, поднятые с этой возвышенности отличаются
повышенными содержаниями железа и натрия, причём увеличение содержания этих
элементов наблюдается и вблизи трансформных разломов, ограничивающих данный сегмент.
Считается, что вариации в составе теолитов вдоль простирания рифта в указанном
сегменте могут быть обусловлены изменениями в степени частичного плавления
одного и того же первичного источника магмы. Таковым источником может быть
поднимающийся мантийный диапир, который разделяется в процессе подъёма на ряд
более мелких по масштабу магматических ячеек, что и обусловливает
мелкомасштабную геохимическую специализацию базальтов (Пущаровский, 1994).
Детальные гравиметрические съёмки, проведённые в
рассматриваемом сегменте, действительно показали, что под центром сегмента
океанская кора утолщена более чем на 0,9 км, что вызывает появление
изометрической отрицательной аномалии Буге, приуроченной к указанному выше
локальному поднятию дна (рис. 5.). Это утолщение, по мнению авторов данной
работы, может быть вызвано подъёмом мантийного диапира и его последующей
дифференциацией, что сопровождается ростом мощности океанской коры.
Рис. 5. Гравиметрические аномалии в редукции Буге
в пределах сегмента I порядка
между трансформными разломами Рио-Гранде (RGFZ)
и Мур (MFZ), южная
часть САХ (Пущаровский, 1994)
Существует однако и принципиально иной вариант
объяснения увеличения мощности коры под центрами тектонических сегментов на медленноспрединговом
САХ. Он был разработан на основе анализа результатов сейсмических исследований
зоны спрединга и более древних участков коры в Северной Атлантике, где также
выявлены аналогичные изометрические гравитационные минимумы. В отличие от ранее
предлагаемой модели, вариации в мощности коры обусловлены не поднимающимися
мантийными диапирами, а скорее структурными процессами: механической
деформацией океанской коры и разделением её на наклонные блоки (рис. 6.). Это
весьма важный вывод, который свидетельствует о том, что интенсивные
тектонические деформации преобразуют молодую океанскую кору на
медленноспрединговых хребтах не только в латеральном, но и в продольном (по
отношению к оси СОХ) направлении. Вероятно, именно это обстоятельство в
значительной степени определяет тот факт, что параметры тектонических сегментов
САХ могут сильно варьировать и являются, по существу, случайными
характеристиками.
Рис. 6. Модель строения земной коры по профилю,
ориентированному вдоль оси спрединга в Северной Атлантике. Наклонные блоки -
результат механической деформации коры, приводящих к вариациям её мощности
Штриховка - слои в основании коры, стрелки - границы сегментов (Пущаровский,
1994)
Как и на медленноспрединговых хребтах, в
пределах сегментов I порядка
быстроспредингового Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) выявлены
мелкомасштабные вариации состава базальтов. Так, на участке гребня ВТП между 10
и 12 гр. с.ш. выделено четыре петрогеохимических типа толеитов, каждый из которых
тяготеет к мелким наложенным куполообразным возвышенностям. Указанные типы
отличаются друг от друга, в первую очередь, соотношениями литофильных и
редкоземельных элементов, а также концентрациями железа и натрия. Как и в
Атлантике, эти колебания в составах обусловлены, по мнению авторов, в различной
степенью частичного плавления единого лерцолитового источника. При этом,
однако, интегрированные характеристики магматизма нескольких сегментов I
порядка ВТП остаются практически неизменными, что указывает на вторичный
характер указанных вариаций (Пущаровский, 1994).
Сегментация срединно-океанических хребтов II
- IV порядка. Если
сегментация СОХ I порядка
представляет собой по больше части результат жесткого взаимодействия плит, то
тектонические нарушения гребней не трансформного типа вызваны разнообразными
внутрилитосферными тектоническими смещениями, т.е. представляют собой, по
существу, результат нарушения жёсткости плит в зонах их аккреции. Динамика
такого рода деформационных процессов зависит от скорости раздвига плит, чем и
объясняются различия в структурном рисунке сегментов высших порядков медленно-
и быстроспрединговых хребтов. Линейные размеры сегментов на хребтах обоих типов
колеблются от первых десятков километров (сегменты IV
порядка) до первых сотен километров (сегменты II
порядка). Время жизни их изменяется соответственно от сотен тысяч до первых
миллионов лет.
Как показывают детальные исследования гребней
СОХ с многолучевыми эхолотами, эволюцию тектонических нарушений II
порядка можно проследить по следам, оставленным на флангах зон спрединга и за
их пределами. На батиметрических картах рифтовой зоны Южной Атлантики отчётливо
видно очень большое разнообразие морфоструктур, происхождение которых
обусловлено разрядкой горизонтальных сдвиговых напряжений в литосфере. При этом
различаются по крайней мере три типа морфологических неоднородностей: 1)
удлинённые впадины, окончания которых испытывают небольшое перекрытие в плане;
2) эшелонированные удлинённые впадины, которые отделены друг от друга депрессиями,
чьи длинные оси ориентированы параллельно простиранию хребта; 3) косые
смещения, сопровождаемые впадинами, ориентированными под углом примерно 45 гр.
к оси хребта (Пущаровский, 1994).
Совокупный анализ геоморфологических и
магнитометрических данных показывает, что сегменты II
и более высоких порядков способны мигрировать вдоль гребня хребта, оставляя за
пределами рифтовых зон V-образные
следы в виде специфических морфотектонических элементов. Иногда же они остаются
примерно в одном положении, но смещаются вдоль оси то в одну, то в другую
сторону. Кроме того, небольшие смещения полюса вращения глыб, которые
происходят каждые 4 - 5 млн лет, также могут вызвать перестройку
мелкомасштабных сегментов.
Сегменты высших порядков, природа которых
обусловлена нежестким взаимодействием плит, выявлены также и на
быстроспрединговых хребтах. Большей частью они представлены перекрывающимися
зонами спрединга разных размеров, а также небольшими изгибами оси раскрытия.
Как и на медленноспрединговых СОХ, морфоструктура гребня ВТП чрезвычайно
усложнена за счёт присутствия этих тектонических нарушений и следов их эволюции
во времени и пространстве.
Сочетание жёсткого и нежёсткого взаимодействия
литосферных плит и деформация коры создают в зонах аккреции чрезвычайно сложный,
неупорядоченный морфоструктурный рисунок. Он весьма далёк от того геометрически
правильного расположения рифтов и трансформных разломов, которое ещё
относительно недавно изображалось на мелкомасштабных тектонических картах
океанского ложа. Очевидно, что эти сложность и хаотичность отражают реальное
влияние многих факторов на формирование литосферы в океанических рифтах и её
последующую эволюцию (Пущаровский, 1994).
океан магнитный хребет
Глава 4. Современные
методы и средства исследований
Существуют две главные группы методов изучения
состава и строения земной коры и верхней мантии - геологические и
геофизические.
К геологическим относятся, прежде всего, полевые
наблюдения. Они дают возможность ознакомиться на суше с древними аналогами
океанской коры и верхов мантии (Хаин, Ломизе, 2005).
Ценным геологическим объектом является Исландия,
представляющая собой участок Срединно-Атлантического хребта, приподнятого над
землёй (рис. 7, 8).
Рис. 7: Срединно-Атлантический хребет на
поверхности о. Исландия
Рис. 8: Положение Срединно-Атлантического хребта
на о. Исландия
Геофизические методы имеют больший упор в
теоретические исследования, но и тоже затрагивают полевые наблюдения. В
частности проводить различные геофизические измерения и исследования.
Рассмотрим в качестве примера явления полосовых магнитных аномалий.
Срединно-океанические хребты характеризуются резкими аномалиями физических
полей. Наиболее интенсивны и закономерно проявляются здесь аномалии полного
геомагнитного поля Земли, которые характеризуются следующими особенностями:
· Вдоль хребтов располагается система параллельных
знакопеременных магнитных аномалий, хорошо коррелирующихся по простиранию на
тысячи километров и имеющих ширину в первые сотни километров.
· Пространственный период колебаний
геомагнитных аномалий увеличивается от центрального максимума над гребнем
массива к склонам срединно-океанических хребтов и по мере удаления от них.
· Одинаковая структура аномалий
геомагнитного поля во всех океанах свидетельствует о единой
инверсионно-спрединговой природе формирования магнитоактивного слоя. Объяснить
этот факт можно раздвижением (спредингом) литосферных плит в разные стороны от
рифтовой зоны и привносом в образовавшиеся трещины расплавленного мантийного
вещества. По мере остывания вещества ниже точки Кюри оно намагничивалось
существовавшим геомагнитным полем, приобретая остаточную намагниченность. Новые
более молодые порции мантийного вещества остывали при другом направлении
геомагнитного поля вследствие его инверсии, поэтому рядом расположенные толщи
приобретают намагниченность противоположного знака. В результате дальнейшего
раздвижения плит магнитоактивный слой земной коры будет проявляться
чередованием геологических структур, намагниченных отрицательно и положительно.
Глава 5. Связи с
другими научными дисциплинами
Изучение срединно-океанических хребтов тесно
переплетается с геофизикой, например изучение полосовых магнитных аномалий
(рис. 9.)
Рис. 9. Полосовые магнитные аномалии (http://wikipedia.ru).
C тектоникой -
изучение движения литосферных плит; геодинамикой - процессы геодинамики,
происходящие в зонах срединно-океанических хребтов. С геохимией, которая
изучает химический состав срединно океанических хребтов.
Глава 6. Исследования,
проводимые в институтах геологического профиля Новосибирского центра СО РАН
Насколько мне удалось установить, в наших
институтах проблемами, связанными со срединно-океаническими хребтами занимается
Лаборатория геодинамики и магматизма, заведующий М. М. Буслов. С веществом
хребтов с точки зрения геохимии имеет место работа Симонова В. А.
Тема срединно-океанических хребтов есть в курсе
«Петрография магматических пород» на третьем курсе ГГФ, которые читает Изох А.
Советов Ю. С. ведёт курс «Петрография осадочных пород». Более всего к этой теме
имеет близкое отношение курс лекций по «Тектонике и Геодинамике» академика
Добрецова Н. Л., «Глубинная геодинамика» А. Г. Кирдяшкина. Для магистрантов
читаются лекции «Геология океанов», которые ведёт Чиков Б. М.
Также этот материал затронут на лекциях
Верниковского В. А. по общей геологии на I
курсе в начале лекционного курса. В них рассказывалось про строение
океанической коры, динамические процессы в верхних слоях Земли. Были доступны
иллюстрации к лекциям. И вдобавок можно было многое узнать при самостоятельном
изучении данной темы.
А также хотелось бы сообщить об экспедициях
сотрудников институтов геологического профиля Новосибирского центра СО РАН к
местам нахождения срединно-океанических хребтов:
· В 1985 - 1986 гг. рейс НИС Страхова №6, принимал
участие Советов Ю. К., изучал осадочные формации, от института геологии и
геодинамики.
· В 1990 - 1991 гг. НИС Антарес,
принимали участие Шарапов В. Н., Симонов В. А., Полянский О. П., проводили
драгирование коренных пород и изучение осадков. И ещё на двух рейсах в Южной
Атлантике и Филлипинах (НИС Страхов) принимал участие Симонов В. А.
И мне удалось найти работы научных сотрудников
Новосибирского центра СО РАН:
· Бобров В.А. Базальт Срединно-Океанического
хребта как образец сравнения для нейтронно-активационного анализа на лантаноиды
// Нейтронно-активационный и рентгенорадиометрический анализ в геологии: Сб.
научных трудов, Новосибирск, 1988, 6-14
· Акимцев В. А., Третьяков Г. А.,
Шарапов В. Н. Магматические сульфиды - главный источник металлов
гидротермальных растворов срединно-океанических хребтов. Геол. океанов и морей:
Тез. докл. 9 Всеросс. шк. мор. геол., Геленджик, [1990]. Т. 3. - М., 1990. - С.
5
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В заключение я бы хотел добавить, что в ходе
написания курсовой реферативной работы я столкнулся с нехваткой литературы
предложенной в методическом пособии по составлению курсовой реферативной
работы. Сложностью изучаемого материала. И мне приходилось неоднократно
обращаться к дополнительным источникам информации, консультироваться со своим
руководителем.
В результате написания работы я пополнил свои
знания, связанные с изучением срединно-океанических хребтов. Например явление
полосовых магнитных аномалий, идущим параллельно осевому направлению
срединно-океанического хребта. В целом я доволен своей курсовой реферативной
работой и тем, как она сделана, потому что я имел возможность использовать
современные источники знаний по данной теме. По-моему негативным моментом было
то, что весь материал приходилось брать из книг или интернета, а не проводить
самому исследования. Выражаю свою благодарность рецензенту проявленное ко мне
внимание и руководителю за научные консультации.
СЛОВАРЬ ОСНОВНЫХ ТЕРМИНОВ
· Рифт - крупная линейная впадина в земной коре,
образующаяся в месте разрыва коры в результате её растяжения или продольного
движения. Существует две модели образования рифтов: модель Вернике и модель
Маккензи. В последнее время геологи чаще используют смешанную модель.
· Спрединг - геодинамический процесс
растяжения, выражающийся в импульсивном и многократном раздвигании блоков
литосферы и в заполнении высвобождающегося пространства магмой, генерируемой в
мантии, а также твердыми протрузиями мантийных перидотитов.
· Рифтовая долина - крупное рифтовое
образование рельефа.
· Батиметрическая карта - карта глубин
· Срединно-океанический хребет - сеть
хребтов, расположенных в центральных частях всех океанов. Возвышаются над
абиссальными равнинами на 2-3 км. Общая протяжённость хребтов более 60 тыс. км.
В этих структурах происходит образование новой океанической коры и процесс
спрединга.
· Котловина - отрицательная форма
рельефа, замкнутая впадина.
· Тектоника - раздел геологии,
предметом изучения которого является структура (строение) твёрдой оболочки
Земли.
· Астеносфера - верхний пластичный
слой верхней мантии Земли.
· Литосфера - твёрдая оболочка Земли.
Состоит из земной коры и верхней части мантии, до астеносферы.
· Желоб - глубокая и длинная впадина
на дне океана (5000-7000 м и более).
· Рифтинг - раскалывание литосферных
плит.
· Трансформные разломы - тип разлома,
который располагается вдоль границы литосферной плиты. Относительное движение
плит является преимущественно горизонтальным в одинаковом или противоположном
направлениях.
· Мантия - часть Земли (геосфера),
расположенная непосредственно под корой и выше ядра.
· Геосинклиналь - вид складчатых
изгибов слоёв земной коры, характерный вогнутой формой, наклоном слоев к оси и
залеганием более молодых слоёв в осевой части и более древних на крыльях.
· Магматизм - термин объединяющий
эффузивные (вулканизм) и интрузивные (плутонизм) процессы в развитии складчатых
и платформенных областей. Под магматизмом понимают совокупность всех
геологических процессов, движущей силой которых является магма и её
производные.
· Геодинамика - наука о природе
глубинных сил и процессов, возникающих в результате планетарной эволюции Земли.
· Геохимия - наука о химическом
составе Земли и планет (космохимия), законах распределения элементов и
изотопов, процессах формирования горных пород, почв и природных вод.
· Геофизика - комплекс наук,
исследующих физическими методами строение Земли. Геофизика в широком смысле
изучает физику твердой Земли (земную кору, мантию, жидкое внешнее и твердое
внутреннее ядро), физику океанов, поверхностных вод суши (озер, рек, льдов) и
подземных вод, а также физику атмосферы (метеорологию, климатологию,
аэрономию).
· Чёрные курильщики - гидротермальные
источники срединно океанических хребтов.
СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
Боголепов
К. В., Чиков Б. М. Геология дна океанов. М.: Наука, 1976. 248с.
Кулон
Ж. Разрастание океанического дна и дрейф материков. Л.: Недра, 1973. 232с.
Пущаровский
Ю. М. Избранные труды: Тектоника Земли. Этюды. Т.2. Тектоника океанов. М.:
Наука, 2005. 555с.
Пущаровский
Ю.М. Нелинейная геодинамика. М.: Наука 1994. 191с.
Хаин
В. Е., Ломизе М. Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: КДУ, 2005 560с.