Подводный магматизм

 

     Московский  Педагогический Государственный Университет

     географический  факультет 
 
 
 
 

     КУРСОВАЯ  РАБОТА

     по  геологии

     на  тему:

     «Подводный магматизм» 
 
 
 
 
 

                                                                                                          выполнила:

                                                                                  студентки III курса, 5 п/гр.

                                                                                                         Гарина И. М.

                                                                                                           проверила:

                                                                                              д.г.н. Куликова Е.Е. 
 
 
 
 

     Москва 2011 

Содержание. 

Введение…………………………………...………………………………………2

1. Геологическое  строение океанов……………..……………………………….3

2. Вулканы срединно-океанических хребтов……………………..……………..6

3. Подводные горы………………………………………………………………15

4. Вулканизм "горячих точек"…………………………………………………..18

Выводы…………………………………………………………………………...27

Список литературы………………………………………………………………29 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

ВВЕДЕНИЕ  

Океан покрывает  две трети земной поверхности, и  поэтому исследование океанического  дна является важнейшим условием, необходимым для понимания Земли  в целом. Уже в 30-е годы XIX-го столетия ученые стали понимать это. 

Океанический  магматизм - это гигантский эксперимент, поставленный природой: незначительная мощность холодной океанической коры (6-15 км) исключает возможность ее участия в магмогенерации и, таким  образом, океанический магматизм является чистой моделью мантийного магматизма, созидающего земную кору. 

Дно океанов  обладает совершенно иным строением, чем  материки, и состоит из вулканических  пород основного состава, вещество которых поднялось из области  верхней мантии по охватывающим всю Землю рифтовым зонам океанов. Полоса за полосой присоединялось оно по обеим сторонам рифта к океанической литосфере, оттесняясь в стороны и медленно удаляясь от рифтовых зон, чтобы затем, после приблизительно 200 млн. лет существования, погрузиться в зоны субдукции перед краями материков или прилегающими к ним островными дугами и вновь быть ассимилированным мантией Земли. 
 
 
 
 
 
 
 

ГЛАВА 1.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ОКЕАНОВ

Рис. 1. Разрез океанической коры, составленный по сейсмическим данным  
 

В океанической коре выделяется 3 слоя (рис. 1). Слой 1 прерывист. Он состоит из осадочных пород  и осадков со средней мощностью  от 0,5 км, но может достигать 10-15 км в  периферических частях океанов. Слой 2 сложен преимущественно базальтами и долеритами, с редкими прослоями осадочных пород, средней мощностью около 2 км с вариациями до 5-5,5 км под срединными хребтами. Слой 3 является самым мощным (в среднем 5-7,5 км). 3-й слой состоит из базальтов в зеленосланцевой и амфиболитовой фациях и метаморфизованных интрузивных габброидов и ультрабазитов. Наиболее древний достоверно определенный возраст океанической коры соответствует мезозою (юра - мел). 

Рис.2. Схематическая  карта распространения активного  вулканизма Земли  
 

Главнейшими геоструктурами океанов являются срединно-океанические хребты (СОХ) и океанические плиты (ложе океана). Характер и интенсивность магматизма каждой из них различны. СОХ совместно с континентальными рифтами входят в состав мировой рифтовой системы, протягиваясь на 60 000 км и возвышаясь на 1000-3000 м над океаническим дном (рис. 2). 

В результате спрединга  в СОХ образуется океаническая кора, возраст которой фиксируется  магнитными аномалиями.  

Океанические  плиты характеризуются сложным  строением. Наиболее однородными их участками являются глубоководные выровненные равнины (котловины), часто ограниченные ступенчатыми сбросами, местами осложненные абиссальными холмами, преимущественно вулканического происхождения, перекрытые осадками. Они разделены участками плит с более сложным рельефом: с различного рода поднятиями, хребтами разного возраста и происхождения, в том числе и вулканического. В них выделяются положительные структуры изометричной формы типа плато, поднятые над окружающим дном на высоту 1 км и обладающие более толстой корой по сравнению с котловинами. Среди протяженных линейных структур выделяются так называемые асейсмические хребты, которые, вероятно, представляют древние вулканические цепи [Морган, 1972], погруженные после затухания вулканизма.  

Примерами являются хребет 90о в Индийском и хр. Китовый в Атлантическом океанах. В пределах океанических плит, особенно часто в их краевых областях, известны сводово-глыбовые поднятия с континентальной и субконтинентальной корой (микроконтиненты ), нередко венчающиеся вулканическими постройками: плато Фолклендское, Сан-Паулу и Гвинейское в Южной Атлантике, континентальный блок Ян-Майен, плато Хаттон-Роколл, Фареро-Исландский порог и другие многочисленные материковые поднятия в Северной Атлантике, вероятно, возвышенности Шатского, Хесса, Обручева, плато Манихики и Онтонг-Джава в Тихом океане, Сейшельский архипелаг в Индийском и ряд других структур. Некоторые из этих поднятий связаны малыми глубинами дна с соседними континентами (например, о. Фернанду-ди-Норонья и восточные Канарские острова в Атлантическом океане), представляя собой краевые части последних. В экваториальной Атлантике были обнаружены так называемые неспрединговые блоки древнего возраста вблизи СОХ с магматическими породами, более сходными с континентальными, чем с океаническими образованиями [Bonatti, Honnorez,1976; Пущаровский, 1994]. Океанические плиты разбиты многочисленными разломами различной формы и происхождения, часть их которых является магмопроницаемыми. 

Перечисленные выше структурно-морфологические формы  распределены в океане неравномерно. Так, очень велики различия в строении западной и восточной частей дна Тихого океана. Крупнейшие подводные горные сооружения приурочены к западной его части, в то время как рельеф восточной, где расположено ВТП, представляет собой относительно слабо всхолменную котловину, рассеченную системой гигантских разломов. Неравномерно распространены и микроконтиненты, большая часть которых находится в Индийском и Атлантических океанах. Значительные участки акваторий северной части Атлантического и особенно Северного Ледовитого океана, примыкающие к соседним континентам, более чем на 50% подстилаются корой континентального и субконтинентального типов подводных окраин обрамляющих материков. 
 
 
 

ГЛАВА 2.

ВУЛКАНЫ СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ 

Еще Альфред  Вегенер в своей, ставшей классической, работе "Происхождение материков  и океанов" 1915 г. указал на резкое отличие свойств океанической литосферы  от континентальной, а английский геолог Артур Холмс в 1930-е годы предвосхитил гипотезу разрастания дна океана, тем не менее все же не хватало доказательств, которые лишь спустя несколько десятков лет подтвердили идеи гениальных исследователей.

 

Рис.3 Примеры  типов срединно-океанических хребтов  
 

Срединно-океанические хребты имеют различную морфологию: одни из них характеризуются пологими склонами и отсутствием осевого рифта, вторые - более крутыми склонами и наличием четко выраженного рифтового ущелья (рис. 3).  

Примером первого  типа хребтов является Восточно-Тихоокеанское  поднятие (ВТП), примерами второго - Срединно-Атлантический (САХ) и Аравийско-Индийский (АИХ) хребты. Хребты с четко выраженным рифтом обладают широкой (до 25-35 км осевой долиной, осложненной рядом сбросовых уступов, в пределах которой расположен внутренний рифт (3-9 км), где сосредоточена современная вулканическая активность. Последняя - связана с цепями вулканических холмов высотой до 300-800м, обычно косо ориентированных по отношению к простиранию рифта. Каждый из холмов по морфологии и размерам отличен от соседнего; это позволяет предположить, что вулканическая активность не была непрерывной как в пространстве, так и во времени.  

Хребты типа ВТП сходны с вышеописанными, но в них отсутствует центральное  рифтовое ущелье. Помимо цепи вулканических  холмов, разделенных поперечными разломами, в них зафиксированы плоские участки пониженного рельефа, которые интерпретируются как застывшие лавовые озера. Общая ширина зоны активного вулканизма достигает нескольких километров и обычно ограничена трещинами и нормальными сбросами. В их пределах чаще присутствуют небольшие поля современной гидротермальной активности, достигающие 300-400 м2. 

Согласно гипотезе литосферных плит в СОХ с четко  выраженным рифтовым ущельем раздвижение  происходит медленнее (1,5-7 см/год) по сравнению  с хребтами, в которых отсутствует осевой рифт (до 12-16 см/ год). Однако, часты исключения. Так, в хр. Рейкьянес, где отсутствует рифтовая долина, скорость спрединга невысока. Скорее всего, связь скорости спрединга с типом хребта неоднозначна и обусловлена различными соотношениями между скоростями магмовыделения (большей в хребтах типа ВТП) и спрединга [Милановский,1991]. Отдельные отрезки хребтов смещены относительно друг друга поперечными трансформными разломами, выраженными в рельефе впадинами-грабенами и хребтами-горстами. Некоторые из них прослеживаются в океанических плитах на большие расстояния. Известны переходы СОХ в пределы континентальных блоков. Примеры - продолжение Срединно-Индийского хребта Карлсберг в Аденский залив и далее в Африкано-Аравийский континентальный рифтовый пояс и ВТП в Калифорнийский залив и Калифорнийскую активную окраину.  

Рис.4 Схематический  поперечный разрез зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия в районе 13о с.ш.  
 

Интенсивная магматическая  и гидротермальная деятельность в пределах COX связана с наличием сложно построенной области разуплотнения верхней мантии с сейсмическими скоростями 7,5-7,9 км/с. Под ВТП она прослеживается на глубину до 10 км. Трактовка этой области как магматического резервуара подтверждается высоким тепловым потоком под срединными хребтами. К ней приурочены длительно живущие вулканические центры. По данным сейсмической томографии эти резервуары связаны с зонами пониженных cейсмических скоростей, а следовательно, разогрева и разуплотнения на глубинах от 150 до 300-500 км [Woodhouse, Dziewonki, 1984]. В СОХ происходит спрединг и образуется новая океаническая кора (рис. 4). Помимо современных СОХ в океанах установлены древние отмершие спрединговые зоны. 

В СОХ развиты  формации однородных толеитовых базальтов. В подчиненном количестве по сравнению с базальтами встречаются пикриты. Очень редкие средние и кислые породы представлены исландитами, дацитами и риодацитами. По данным Г.У. Менарда (1966), общий объем извергаемого вулканического материала в СОХ составляет 4 км 3 в год. Тип извержений трещинный и центральный при спокойном экструзно-эффузивном их характере. Среди продуктов вулканизма преобладают лавовые купола и потоки. Гиалокластиты, представляющие собой продукты дробления и распыления базальтовой лавы и состоящие из остроугольных обломков вулканического стекла, часто палагонизированного, относительно редки, так как глубины СОХ (3-4 км) характеризуются высоким гидростатическим давлением, превышающим давление растворенных в магме газов. Глубины эксплозивных взрывов не превышают 500 м. Вследствие несопоставимости скоростей осадконакопления и вулканизма толщи вулканитов в СОХ либо полностью лишены осадочных процессов, либо роль последних незначительна. 

Постоянно проявляющийся  рифтовый вулканизм океанов привлекал  к себе мало внимания, в первую очередь потому, что он действует преимущественно под мощным водным покровом и его проявления редко бывают заметны. Тем не менее, его можно было наблюдать с давних пор, в тех немногих местах, где срединно-океанические хребты поднимались над уровнем моря, образуя острова. В Исландии, например, этот вулканизм известен с 830 г., когда остров был заселен ирландскими монахами, и многие извержения вулканов Исландии были детально изучены и описаны. Однако их значение и связь с океаническим рифтовым вулканизмом не были до конца осознаны. В систематике форм вулканических явлений, обычно, "исландский тип" трактовался, как правило, в качестве исключительного явления. Однако именно этот тип представляет собой подлинный океанический рифтовый вулканизм, хотя и протекающий не в подводной, а в наземной форме. Последнее находит отражение в конечном счете в формах застывания продуктов извержений. Тем не менее и в Исландии достаточно часто встречаются формы застывания вулканитов, ничем не отличающиеся от подводных. Причину этого следует искать в том, что в Исландии часть подводящих зон погребена под ледовыми щитами. Но если извержения происходят подо льдом, то последний - тает, причем в этом случае лавы опять-таки застывают в водной среде - получается как бы исключение из исключения.