Материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления пользователям Интернета и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав.
© 2018 - 2024
Быстро-и медленноспрединговые хребты чётко различаются по морфологии и по формам вулканических излияний. Быстроспрединговые хребты имеют «идеальную» форму (Рис.4). Рельеф дна у них описывается зависимостью глубины дна от корня квадратного от возраста (DН=0.35Ö t), где DН - увеличение глубины по сравнению с осью хребта в метрах, а t - возраст океанического дна в миллионах лет. Вершина хребта совпадает с цепочкой вулканических построек, часто типа щитовых вулканов с крутыми склонами. Ширина этой неовулканической зоны всего 1-2км.. Вершина вулканической зоны, если она молода, сохраняет первичную вулканическую форму, но большей частью она обрушена вдоль осевой трещины. В этом случае на вершине образуется осевой грабен шириной 100-300м, глубиной 50, редко 100м. В центре грабена происходят новые излияния, в результате наращивается новый гребень. Вдоль трещин, ограничивающих осевой грабен, располагаются гидротермальные источники. На склонах осевого хребта появляются небольшие сбросовые уступы, обращённые крутым склоном к оси. Они являются либо отодвинутыми в сторону уступами осевого грабена, либо вновь образованными сбросами с амплитудой перемещения первые десятки метров.
Для быстроспрединговых хребтов характерно разнообразие лавовых форм. Преобладают два главных типа лав - подушечные и покровные. Подушечные лавы представляют собой трубообразные потоки, пережатые узкими перемычками на отдельные «раздутые» отрезки - подушки. Такие потоки возникают при относительно медленных (менее 5 м/с) излияниях из какого-то одного центра или канала, когда горячая лава успевает быстро покрыться твёрдой стекловатой коркой и оградиться от холодной воды слоем перегретого пара. Прорываясь сквозь корку, лава надстраивает каждый раз новую порцию трубы в виде подушки пока не происходит нового разрыва корки и формирования следующей подушки. Образование каждой подушки занимает десятки секунд, реже минуты. Подушечные и трубообразные лавы обычно покрывают крутые склоны. Для плоских поверхностей более характерны покровные лавы. Они занимают понижения между вулканическими холмами из лавовых труб. Среди покровных лав можно выделить несколько разновидностей (Рис.7.): лопастные лавы - волнистая поверхностная корка поднимающихся и пульсирующих лавовых озёр. Края таких потоков имеют лопастные очертания. Характерной особенностью поверхности лопастных лав является то, что она покрыта округлыми подушками диаметром до 1 м, которые отмечают кратковременные прорывы лопастной поверхности лавовой камеры, когда лава не растекается в стороны, а застывает в типичной для неё сферической форме. Поверхность лопастных лав часто разорвана и в этих случаях хорошо видны обширные пустоты. Они обозначаются в виде лавовых колодцев или провалов. По краям колодцев располагаются пустотелые лавовые колонны высотой 1-2м, иногда до 5-6м. Они часто поддерживают кровлю из лопастных лав, создавая сооружения напоминающие колонные залы. Колонны покрыты тонкими каёмками , или рёбрами, отмечающими поверхность стояния лавы при её опускании. Лавовые колонны образуются вокруг струй пара, когда быстро растекающаяся лава погребает под собой морскую воду, которая прорывается через лавовый поток в виде перегретого пара, оставляя след прорыва в виде пустоты окружённой застывшим базальтовым стеклом. Лавовые колодцы и вся поверхность лопастных лав представляют собой кровлю подводящих лавовых каналов, поднимающихся из магматической камеры, по существу верхнюю бурлящую корку лавового озера. В то время, когда подпор возрастает, происходят обильные излияния покровов, затем уровень лавы опускается, а на колоннах остаются каёмки - следы этого опускания.
Следующий морфологический тип покровных базальтов - лавы с канатной поверхностью. Это ровные покровы «аэродромы» с извилистыми рёбрами, напоминающими канаты, ориентированные поперёк течения потока. Ровные участки окаймляют поля лопастных лав. По-видимому, они отмечают ту же поверхность лавового озера, что и лопастные лавы, но находящуюся в удалении от места подъёма лавы. Они образуются в участках где лава спокойно разливается на широкой площади тонкими покровами. Мощность отдельных покровов (одно излияние) может составлять всего 8-10см.
Лавовые торосы. Это примечательный морфологический тип покровных излияний, представляющий нагромождение лавовых покровов с большим количеством стекла. Характерны лавовые трубки с пустотами - остатки газовых пузырей. Лавовые торосы возникают в местах столкновения лавовых потоков с каким-либо препятствием и спокойное течение лавы становится затруднительным. В результате образуются хаотические шлаковидные нагромождения, переполненные базальтовым стеклом, что объясняется многочисленными выбросами и разбрызгиванием лавы при встрече с препятствием. По существу это почти гиалокластические образования.
Все перечисленные морфологические типы базальтов образуются одновременно, могут относиться к одному и тому же эпизоду извержения, отвечать общему вулканическому центру. Сам центр представляется в виде громадного лавового озера (как кратер Килауэа) которое непосредственно через широкий подводящий канал сообщается с магматической камерой. Такие близповерхностные магматические очаги зафиксированы сейсмопрофилированием с использованием отражённых волн в некоторых быстроспрединговых хребтах (ВТП). Глубина кровли таких очагов всего 2.5-3 км. Обычно лавы быстроспрединговых хребтов афировые или слабопорфировые, но встречаются и сильнопорфировые лавы фиксирующие начало нового этапа извержений.
Извержения в быстроспрединговых хребтах происходят с большой частотой измеряемой в сотни лет.Об этом говорит совершенно свежая поверхность лавовых потоков в которых стекловатая корка даже не успела палагонитизироваться.
Быстроспрединговые хоебты разбиты на сегменты длиной 50-100км. Каждый отрезок представляет собой свод высотой несколько сот метров и отвечает самостоятельной магматической ячейке (самостоятельной магматической камере). Сегменты часто разделены трансформными разломами, в которых океаническое дно опускается до глубин 4-4.5км. В других случаях сегменты отмечены просто понижениями рельефа.
Под большинством сегментов быстроспрединговых хребтов существует постоянная магматическая камера. Это обеспечивает большую частоту извержений и широкое распространение гидротермальной деятельности.
Для высокоспрединговых хребтов характерно хорошо выраженное слоистое строение океанической коры, которое выдерживается на больших расстояниях. Самый верхний слой представлен базальтовыми покровами, в изученных районах его мощность составляет в среднем около1 км, ниже следует слой или горизонт, сложенный в основном долеритами дайковой серии (скорость сейсмичесих волн 5.5км/c), такой же мощности, ещё ниже залегает слой габбро (от троктолитов до нормальных габбро, 6.8км/с), около 3 км. Осадки отсутствуют.
Медленноспрединговые хребты. Типичным представителем медленноспрединговых хребтов является Срединно-Атлонтический хребет. Главное отличие от высокоспрединговых состоит в том, что по их центру протягивается осевая рифтовая долина шириной 20-25км. Выделяются два типа рифтовых долин: нормальный (преобладающий) и аномальный. Пример нормальной рифтовой долины (рис.4б) - сечение САХ по 37°с.ш. Обладает симметричным строением. В центре располагается внутренний рифт шириной 4-5км (редко до 12-16км), а на его оси лежит ещё более узкое центральное вулканическое поднятие - неовулканическая зона, сложенная молодыми вулканическими излияниями. Внутренний рифт с обеих сторон ограничен лестницей сбросовых уступов, высотой 200-500м каждый. В среднем глубина рифтовой долины достигает 1 км. Сбросовые уступы ограничивают ступени шириной 2-5 км, верхняя поверхность ступеней наклонена от оси рифта на 5-7°. Эти ступени представляют собой систему наклонных блоков, ограниченных листрическими сбросами.
Высота неовулканической зоны в оси рифта сильно варьирует по простиранию хребта - от 0 до 800-1000м, т.е иногда поднимается до высоты гребней краевых сбросов.
Развитие медленноспрединговых центров происходит в две стадии - вулканическую и тектоническую. В вулканическую, или конструктивную, растёт вулканический хребет. Вулканизм имеет дискретный характер, происходит импульсами с промежутком в 5-10тыс.лет. В интервалах между извержениями накапливаются осадки в несколько 10-ков см. Продолжительность всей вулканической фазы оценивается в 200-300тыс.лет. В тектоническую, или деструктивную, фазу вулканические извержения либо очень редки, либо малы по объёму, поэтому на фоне преобладающего растяжения и раздвижения плит идёт разрушение вулканического хребта и образование многочисленных зияющих трещин - гьяров и вертикальных сбросов.
Весь этот сильнорасчленённый рельеф медленноспрединговых хребтов создаётся в осевой рифтовой долине и , консервируясь здесь, перемещается вместе с отодвигающейся плитой на фланги хребта и далее в абиссальные котловины где погребается под осадками. Опускание дна от гребней хребта в стороны котловин идёт согласно корневой зависимости от возраста ложа.
Существуют две гипотезы объясняющие морфологию медленноспрединговых хребтов. 1) Борта рифта поддерживаются в приподнятом состоянии за счёт ратекания поднимающегося между плитами мантийного материала. 2) Исходя из циклического развития рифтовой долины предполагается, что в вулканическую фазу неовулканический хребет вырастает до высоты гребней, а в тектоническую фазу он раскалывается, а отодвинутые части по существу представляют сбросовые уступы.
Магматические камеры под медленноспрединговыми хребтами обнаружены только в двух местах - к югу от разлома Кейн (22°с.ш.) и под Исландией, поэтому считается , что постоянно они не существуют. С этим связана меньшая частота излияний и присутствие осадков среди базальтов.
Преобладающей формой лавовых излияний являются трубообразные лавовые потоки. Покровы крайне редки, нет остатков лавовых озёр, лавовых колонн и лавовых торосов, поэтому практически отсутствуют гиалокластиты. Излияния происходят в спокойной обстановке, с малой скоростью, из небольшого числа узких подводящих каналов. Поэтому неовулканическая зона часто состоит из отдельных конусообразных слившихся вулканических построек.
Базальты представлены в основном сильнопорфировыми разностями с большим количеством вкрапленников плагиоклаза (+ Ol, Px).
Строение земной коры в нормальных медленноспрединговых хребтах, в целом, аналогично высокоспрединговым, суммарная мощность около 5 км. Отличие в переслаивании базальтов с осадками, тогда как в высокоспрединговых хребтах осадков среди базальтов практически нет.
Аномальные отрезки медленноспрединговых хребтов. Характеризуются появлением высоких,по отношению к осевой долине, гор. Общий перепад рельефа составляет от 1500 до 3000м с возвышением рифтовых гор над вершиной неовулканического хребта на 1 км. Эти аномальные отрезки, как правило, приурочены к участкам пересечения срединного хребта трансформными разломами, но встречаются и независимо от трансформных разломов.
Эталоном аномальных хребтов является разрез долины Срединно-Атлантического хребта в районе ТАГ, 26° с.ш. (Рис.9). Здесь в центре долины на глубине 3600-3700м располагается молодой вулканический свод, сложенный наслоением подушечных лав и занимающий внутренний рифт шириной около 5 км. Этот свод находится в стадии роста, к нему приурочены активные гидротермальные источники, откладывающие сульфидные залежи, а также серия более древних сульфидных залежей и обширные гидротермальные поля. Западный борт рифтовой долины имеет нормальное строение. Он состоит из серии наклонных сбросовых ступеней ограниченных листрическими сбросами. Обнажаются только базальты. Превышение над дном рифтовой долины 700м. С восточной стороны над рифтовой долиной возвышается горный массив высотой 1500м. Массивимеет сглаженный склон, спускающийся к рифтовой долине. Склон в значительной мере перекрыт обломочным материалом представляющим продукты разрушения этого массива. У подошвы горного массива и на его склонах широко развиты крупноглыбовые осыпи (подводный курумник), часто собирающийся в каменные реки, создавая местами подводные каньоны. Коренные породы разбиты трещинами, происходят частые обвалы. Всё это отражает процесс подъёма массива и непрерывную сейсмическую активность. Мощность грубообломочного материала у основания склона достигает 100м.
В результате подъёма горного массива обнажаются глубинные породы океанической коры - зеленокаменно изменённые изотропные габбро. Особенностью данного разреза является то, что мощность дайкового и базальтового слоя составляют всего по 300м, т.е. мощность второго слоя океанической коры 600м, против 2 км в нормальных участках. Дайки залегают строго вертикально, что говорит об отсутствии наклона блока и его чисто вертикальном подъёме. Аномальные участки обнаружены во многих местах САХ и в Индийском океане. Всюду в этих местах на поверхность выводятся глубинные породы, типа кумулятивных габбро, пироксенитов, а местами даже тектонизированные перидотиты. (район Снейк-Пит, 22° с.ш. САХ).
Возможный механизм формирования аномальных участков (склонов).
Предполагается, что в тектонические фазы, когда вулканизм подавлен, постоянно формируется кора малой мощности, которая быстро остывает и дробится гьярами. Гьяры служат проводниками морской воды, которая проникает через всю кору и достигает ещё не остывших перидотитов верхней мантии. В нижней коре при реакции с водой происходят зеленокаменные изменения пород, а перидотиты подвергаются серпентинизации и благодоря разуплотнению и увеличению объёма добавляются в кору, что вызывает поднятие вышележащего блока. Процесс этот идёт тогда, когда отсутствует магматический очаг и толщина коры не столь значительна, чтобы препятствовать проникновению воды в верхнюю мантию. В тектонические фазы магматический очаг отсутствует, поэтому редки проявления гидротермальной деятельности.
Таким образом, кора медленноспрединговых хребтов не имеет чёткой слоистости, а представляет собой мозаику различно поднятых блоков, включающих серпентиниты и опущенных блоков не включающих их.
Л Е К Ц И Я № 6
ТРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ, АБИССАЛЬНЫЕ КОТЛОВИНЫ, ПОДВОДНЫЕ ГОРЫ, ГАЙОТЫ, АТОЛЛЫ
Трансформные разломы. В качестве трансформных Т.Уилсон выделил такие разломы, вдоль которых движение плит переносится с одной границы на другую. Трасформные разломы - это сдвиги. Наиболее многочисленны в океанах но известны и на континентах. В океанах к ним принадлежит система «великих разломов» рассекающих СОХ и смещающих отдельные отрезки осей спрединга один относительно другого. Морфологически они выражаются глубокими ущельями и часто прослеживаются на многие тысячи км. В Атлантическом - от Африки до Ю.Америки (Романш, Вима, Кейн). Тихий океан - Мендосино, Кларион, Клипертон - от С.Америки до центра Тихого океана. Разлом Элтанин протягивается между Антарктидой и плато Кемпбелл. Отрезки хребтов вдоль трансформных разломов смещаются на расстояние от первых десятков до первых сотен км.
Первоначально предполагалось,что трансформные разломы более поздние по отношению к СОХ, но оставалось не ясным, почему они прослеживаются только до шельфа. Уилсон предположил, что это одновозрастные образования, которые развиваются одновременно с СОХ.
В таком случае, в каждом разломе следует выделять активный отрезок, между двумя смещёнными осями спрединга и неактивный (отмерший), находящийся по обе стороны от осей спрединга. Поэтому, перемещения вдоль трансформного разлома прямо противоположны тому, какое было бы, если бы разлом был поздним сдвигом. В таком случае это было бы левостороннее смещение (видимое смещение левостороннее). Н а самом деле движение плит противоположное - показано стрелками. Оно отражает смещение Африканской плиты относительно С.Америкаской. Это подтверждается тем, что только активные отрезки сейсмичны, а пассивные нет.
Трансформные разломы могут быть связующими как между дивергентными границами (осями спрединга), так и между конвергентными границами, или связывать дивергентные и конвергентные границы. По этому признаку трансформные разломы делятся на следующие типы: 1) хребет-хребет - это большая часть разломов; 2) желоб-желоб можно назвать дуга-дуга -(разлом вдоль Командорских островов соединяет Алеутский и Курило-Камчатский желоба); 3) желоб-дуга - серия разломов соединяющих желоб Тонга-Кермадек с Зондской дугой; 4) хребет-дуга - ось спрединга САХ в Ю.Атлантике соединяется с Ю.Сандвичевой дугой.
Морфология трансформных разломов. В рельефе океанического дна разломы выражена трансформной долиной шириной в среднем 20 км. По бортам долина окаймлена горами поднимающимися до гл 1.5 -2 км, иногда выше ур.моря (скала Св.Павла в экваториальной Атлантике). Дно трансформных долин находится на глубине 5000-6000м (иногда до 7000м), т.е. размах рельефа в ср.4км. Дно долин имеет ширину около 5км. Оно в основном занято обвально-оползневыми отложениями - продуктами массового разрушения склонов. В некоторых разломах (Вима, Кейн, Мендосино) отмечается перенос и отложение осадков придонными течениями. Глубокие долины трансформных разломов экваториальной Атлантики служили каналами для распространения глубинных холодных антарктических вод из Южного полушария в Северное через САХ.
Морфологически дно трансформных долин состоит из удлинённых глубоких впадин и разделяющих их перемычек. В центре долины часто прослеживается узкое линейное поднятие - медианный хребет, 1-15км выше впадин. Самые молодые смещения идут вдоль очень узкой линейной зоны , шириной 0.5км - это зона главного трансформного смещения. Только она является тектонически активной.
На склонах гор окаймляющих трансформную долину вскрываются породы океанической коры от базальтов до гипербазитов. Поэтому трансформные разломы считаются «окнами» в мантию Земли. Достоверных свидетельств проявления вулканизма в трансформных разломов пока нет.
Весь расчленённый рельеф трансформной долины создаётся в зоне пересечения оси спрединга с трансформным разломом и затем пассивно переносится с плитой в стороны от оси спрединга.
При подходе к трансформному разлому неовулканический хребет погружается до глубины 5000 - 5500м и резко утыкается в противоположную стенку трансформного разлома. При пересечении образуются два угла: один, направленный в сторону активного отрезка (Рис.10), называется внутренним, другой - в сторону неактивного отрезка, называется внешним. На внешнем углу нет никакой активности., вся она концентрируется на внутреннем углу. Здесь выделяются два контрасных элемента рельефа : глубоководная впадина (нодальный бассейн) примыкающая к неовулканическому хребту, и горный массив (поднятие внутреннего угла). Нодальный бассейн имеет изометричную или луковицеобразную форму, обращённую острой стороной в сторону рифтовой долины. Размеры бассейна 8-10 км в поперечнике, глубина 6-7 км. Дно покрыто глубоководными илами и продуктами разрушения окружающих гор.
Вершина поднятия внутреннего угла находится на глубине 1.5-2 км (иногда меньше). Это также изометричный массив 15-20 км в поперечнике, котрый круто обрывается в сторону трансформного разлома и нодального бассейна. Поднятие воздымается по концентрическим сбросовым уступам. Важно подчеркнуть, что простирание параллельных даек обнажающихся на склонах поднятия, всегда параллельно оси хребта и перпендикулярно оси разлома. Из этого следует вывод, что структура поднятия формируется в оси спрединга, а в дальнейшем испытывает лишь поднятие.
Земная кора в зонах трансформных разломов утонена до 2-3 км. Это утонение связано с сокращением мощности лав и даек, повидимому за счёт сокращения вулканической активности при утыкании оси спрединга в холодную плиту. Причина появления поднятий внутреннего угла неизвестна. Разные гипотезы: серпентинизация и разуплотнение мантийных перидотитов; тектонические факторы.
Нодальный бассейн и поднятие внутреннего угла пассивно уходят вместе с отодвигающейся плитой в стороны от хребта, создавая характерный рельеф трансформной долины. Рельеф постетенно сглаживается.
Трансформные разломы рассекают литосферу на всю мощность и являются границами скольжения плит. Они имеют дугообразную форму и отвечают дугам малых окружностей проведённым из одного центра (полюса вращения). Они являются непосредственным следом движения одной плиты относительно другой.
Абиссальные котловины.
Абиссальные котловины представляют собой глубоководные ( >5000м) впадины, обычно изометричной формы с плоским или слабо холмистым рельефом дна. Размеры котловин различны. Наиболее крупные из них достигают десятков млн. км.2. Например самая крупная Северо-Восточная котловина Тихого океана имеет площадь более 30 млн. км2, больше чем весь Североамериканский материк.
На дне океанских котловин выделяют две основных разновидности рельефа - волнистые и плоские абиссальные равнины, холмистые абиссальные равнины.
Абиссальные холмы - представляют собой беспорядочно разбросанные или линейно ориентированные изометричные возвышенности высотой до 500м и шириной основания до 10 км. В ранних работах по геологии дна океана предполагалось, что холмы являются погребёнными интрузивными или вулканическими образованиями. В настоящее время считается что это унаследованные формы рельефа, которые сформировались в СОХ, т.е иеют как магматическую так тектоническую природу.
Волнистые абиссальные равнины. Образуются при наложении на неровности второго слоя (базальтов) океанической коры толщи осадков. В результате формируется слабо волнистый сглаженный рельеф.
Плоские абиссальные равнины. Имеют идеально выровненную поверхность и занимают около 15% площади ложа океана. Приурочены к приконтинентальным частям океанских котловин с относительно высокой скоростью осадконакопления. Плоская поверхность дна создаётся за счёт нивелировки рельефа осадками.
Строение океанической коры.
Океаническая кора имеет относительно простое трёх слойное строение независимо от форм рельефа океанического дна. В строении коры сверху вниз выделяют:
1) осадочный слой - скорость сейсмических волн 2 км/с, средняя мощность 450м (акустически прозрачный слой).
2) базальтовый слой -скорость сейсмических волн около 5 км/с, ср.Мощность около 2км (кровля базальтового слоя является акустическим фундаментом).
3) габбровый слой - 6.7 км/с, h - в среднем 4.8 км.
Ниже габбрового слоя залегает верхняя мантия сложенная в разной степени серпентинизированными перидотитами ,скорость сейсмических волн 8 км/с. Границей между габбровым слоем и перидотитами (т.е. между корой и мантией) является поверхность Мохо.
Осадочный слой. Мощность осадочного слоя широко варьирует - от 0 в осевых частях СОХ до 15 - 16 км в локальных участках лавинной сидементации. Такие участки составляют незначительную долю от площади океана, на большей части которого мощность осадочного слоя не преышает 1- 1.5 км (в ср.450м). Распределение мощностей осадков зависит от возраста океанической коры. В настоящее время установлено, что возраст коры не древнее поздней юры (150-160млн.лет). От оси СОХ в сторону континента происходит закономерное увеличение мощности осадков, пропорцианально увеличению возраста коры (Рис. ), другими словами возраст ложа океана является доминирующим фактором определяющим закономерности распределения мощностей осадков.
Базальтовый и габбровый слой. (Строение базальтового и габбрового слоёв рассматривали в теме СОХ). Эти слои - собственно океаническая кора, формируются в осях спрединга СОХ и пассивно переносятся в стороны от оси хребта. По мере удаления от осевой части СОХ океаническая кора охлаждается утолщается и становится более тяжелой, что приводит к увеличению глубины океана при переходе от СОХ к абиссальным равнинам. Кривая закономерного увеличения глубин по мере удаления от оси спрединга называется кривой Склейтера.
Важнейшей особенностью океанической коры является наличие линейных магнитных аномалий - участков прямой и обратной намагниченности пород вытянутых вдоль простирания осей спрединга. Аномалии расположены симетрично относительно оси спрединга. В настоящее время составлены карты магнитных аномалий, каждой из них присвоен свой номер возрастающий от оси спрединга (Рис. 72. Зоненшайн). Кроме того эти аномалии датированы палеонтологическими и радиохронологическими методами и построена единая геомагнитная шкала времени, которая позволяет определять возраст океанической коры по магнитным аномалиям.
Нередко магнитные аномалии имеют каленообразные изгибы свидетельствующие об изменении направления движения плит.
По мере удаления от оси спрединга габбро и базальты подвергаются зеленокаменным изменениям - океанский тип метаморфизма.
Подводные горы (гайоты).
Подводными горами называются изометричные поднятия возвышающиеся более чем на 500м над прилегающей поверхностью дна. В настоящее время известно более 10.5тыс подводных гор, большая часть которых расположена в Тихом океане. По высоте подводные горы делятся на высокие - более 4000м (встречаются реже всего), средневысотные - 1.5-2тыс. м, низкие - 0.5-1.5тыс.м. Большая часть высоких подводных гор приурочена к срединно-океаническим хребтам, в особенности местам их пересечения трансформными разломами. Такие горы мы уже рассматривали, поэтому сейчас остановимся на подводных горах расположенных вдали от осей спрединга в пределах абиссальных котловин.
Большая часть таких гор имеет вулканическое происхождение и, соответственно, коническую форму. Вершины таких го нередко возвышаются над поверхностью океана в виде вулканических островов. Также как и холмы подводные горы располагаются в виде линейных хребтов или представляют собой озолированные горы. Наиболее крупным подводным хребтом является Гавайско-Императорская цепь подводных гор в Тихом океане. Этот хребет представляет собой цепочку потухших вулканов, возраст которых уменьшается с севера на юг. Современная вулканическая деятельность сосредоточена на о-вах Гавайского архипелага представляющего гигантский гоный массив возвышающийся над абиссальной равниной на высоту более 9000м. (Не путать с отмершими островными дугами). Отличие таких хребтов от отмерших и опустившихся ниже уровня моря островных дуг в том, что подводные хребты типа Гавайского, ни как не связаны с зонами субдукции и являются внутриплитными образованиями. Их происхождение сязано с проявлениями внутриплитного магматизма (Горячими точками). Их характерная особенность - закономерное изменение возраста по простипанию хребта.
Гайоты. Подводные горы вулканического происхождения с уплощёнными вершинами называются гайотами. Большинство гайотов находится в Тихом океане, особенно в его центральной части и в заливе Аляска. Глубины над вершинами гайотов колеблются от 200 до 2500м (в среднем 1300м). Уплощение вершин гайотов происходит в следствие процессов денудации - субаэрального выравнивания, абразионного среза или сочетании того и другого. В любом случае вершинная поверхность гайота во время формирования находилась вблизи уровня моря. Современные отметки глубин - результат тектонического погружения гайота вместе с вулканической постройкой и подстилающей её корой. Вершины гайотов часто перекрыты органогенными известняками и кораловыми рифами сформировавшимися в малоглубинной обстановке.
Атоллы- это кольцеобразные каралловые постройки, венчающие вершины многих подводных гор в экваториально-тропической зоне Мирового океана. Типичный атолл состоит из кораллового плато (риф-флета) с внешним краем, цепочки островов и лагуны. Кольцеобразная рифовая постройка (рим) может быть подводной (атол Дерош в Индийском океане) или надводной (остров Диега-Гарсия).
По геоморфологическим признакам выделяют два генетических ряда.
Первый генетический ряд состоит из следующих членов
1. Вулканический остров без окаймляющего кораллового рифа( атолл Ниуафооу, о-ва Тонга). Это действующий вулкан с кратерным озером в центре острова, возвышающийся на 260м над уровнем моря. Его подножие находится на глубине > 2000м, крутизна склонов достигает 30-40°.
2. Вулканический остров с окаймляющим рифом (о.Танна, Н.Гебриды). Вдоль берега имеет узкую абразионную площадку, на которой кораллы сформировали береговой риф.
3. Вулканический остров, окружённый барьерным рифом (о.майота в Коморских о-вах, запад Индийского океана).
4. Коралловый атолл с «вулканическим ядром», т.е. с остаточным коренным островом (или островами) в середине лагуны (атолл Трук в гр.Каролинских о-вов).
5. Нормальный атолл - атолл с аккумулятивными островами, насаженными на кольцевой риф (атолл Фунафути в гр. О-вов Тувалу в Тихом океане).
6. Атолл с преимущественно подводной кольцевой постройкой, с редкими и незначительными по размерам островами (атолл Суворова).
7. Подводный атолл, или коралловая банка, типа банки Робби.
8. Гайот кораллового происхождения.
Этот ряд показывает последовательность развития коралловых построек в условиях погружения их коренного основания. Атолл должен испытывать медленное погружение, достаточно медленное, чтобы рифообразующие организмы успевали надстраивать риф настолько, насколько необходимо для сохранения постоянной глубины над рифом. Если скорость погружения превышает оптимальную, возникают постройки 6 и 7 типов, т.е. риф деградирует. 8-ой тип этого ряда - это разновидность гайота , уплощение вершины которого обусловлено образованием рифового плато, впоследствии испытавшего погружение.
Второй генетический ряд образуют коралловые атоллы, испытывающие воздымание. Первые 4 типа те же, что и в первом ряду. Далее следуют:
5а.Нормальный атолл (атолл Фунафути)
6а.Островной атолл. Кольцевой барьер (рим) такого атолла почти полностью превратился в остров. Лагуна связана с океаном одним или несколькими мелководными проливами (атолл гарднер, о-ва Феникс в Тихом океане).
7а.Реликтовый атолл с центральным озером (о.Ваитупу в гр.о.Гилберта). Лагуна полностью отделена от океана и превратилась в озеро.
8а.Поднятый реликтовый атолл(о.Науру). Это небольшой (4км в поперечнике) остров сохоанивший все черты морфологии атолла, вплоть до останцов внутрилагунных рифов. Лагуна лежит на высоте 30-40м над уровнем моря и представляет собой депрессию с отдельными останцами внутрилагунных рифов, окружённую узкой, не везде сохранившейся грядой рима - кольцевого рифа. В депрессии залегают мощные запасы фосфоритов.
Т.О. второй генетический ряд завершается полностью деградировавшим атоллом, превратившимся в известняковый остров.
Большая часть атоллов мирового океана относится к первому генетическому ряду, т.е. развивается на фоне погружения океанической коры, что связано с её утолщением в результате вулканической деятельности сформировавшей вулканические острова и последующим охлаждением.
Гипотеза возникновения и развития атоллов была высказана Ч.Дарвиным примерно 150 лет назад и до сих пор остаётся верной несмотря на огромный объём знаний полученных за прошедшее время.
Л Е К Ц И Я № 7
Дата: 2018-09-13, просмотров: 813.