Курсовая работа (т): Проблеми відокремлення Південного океану

Всі котловини ложа Південного океану характеризуються океанічним типом земної кори: відсутністю «гранітного» шару, малої потужності кори (в центральних частинах котловин - менше 5 км), а сейсмічністю (Атлас океанів, 1977) [5]. Будова шару, що відкладається, точніше поверхневої його частини характеризує скв.322, пробурена в морі Росса. Тут була відкрита товщина осадку потужністю близько 700 м, що складається на 150 м теригенних і діатомових мулів пліоцену і плейстоцену, 250 м глин і діатомітів з прошарками шертів в низу міоценового віку, 120 м, алевролитів, вірогідно палеогену, що підстелені глинистими сланцями, збагачених металом та цеолітами, що відносяться до верхньої крейди. Під ними відкриті базальти звичайного «океанічного» складу. Немає впевненості в тому, що скважина відкрила повний розріз «осадкового» шару, по-скільки по іншим даним тут його значно більше.

Про будову «осадкового» шару в Австрало-Антарктичній котловині можна судити по розрізу скв.267. Тут під 120-метровою товщиною діатомових мулів з різним ступенем складу діатомів, охоплюючи плейстоцен, пліоцен і міоцен, залягають карбонатні олігоценові відклади, вапняки залягають на базальтах. Беззаперечно, що різка зміна креамістого типу відкладонакопичення на карбонатний на кордоні міоцена і олігоцена знаменують різку зміну температурних умов накопичення відкладів.

Середньо-океанічні хребти. Західно-Індійський і Централоно-Індійський серединні хребти характеризуються усіма основними рисами середньо-океанічних хребтів, що вже згадувались в інших регіональних томах «Географії Світового океану». Відмітимо лише деякі особливості. В.Ф. Канаєв (1970) вказує на асиметричність поперечного профілю Західно-Індійського хребта та кулісо подібну будову рельєфу рифової зони. Найбільша глибина рифової долини тут 5130 м. Велике вулканічне плато островів Принц-Едуард і Крозе також, необхідно включити у склад цього хребта, так як тут напрошується аналогія з деякими особливостями побудови середньо-атлантичного хребта, відміченими В.В. Фролем (1981).

Цей дослідник, аналізуючи особливості будови середньо-атлантичного хребта по проляганню, відмітив закономірну подібність відрізків з різко вираженою рифовою структурою і вулканічних плато типу Азорського чи Вознесення. Плато Принц-Едуард - Крозе можна розглядати як аналог останніх[4].

Центрально-Індійський хребет також закінчується подібним плато - це плато Сен-Поль - Амстердам з однойменними острова-вулканами. Від цього плато до сходу простирається зі своїми особливостями побудоване Австрало-Антарктичне підняття; воно «на поперечних профілях представляє широкий згиб дна, поверхня якого сильно посічена, але глибина по січень не значна - десятки та перші сотні метрів» (Канаєв, 1979). Усі підняття розбито багато чисельними поперечними розломами. Особливо густо вони розсікають середню частину підняття, що отримала назву «зона Австрало-Антарктичної незгоди». Особливий тектонічний розтин характеризує також східну частину підняття. Тут серія субмеридіональних розломів січе підняття таким чином, що викроєні по ним сегменти підняття зміщені відносно один одного до півдня і утворюють в плані так би мовити драбину, що простежується а ж до переходу в південно-тихоокеанське підняття. З одним з цих розломів пов’язано утворення вулканічного хребта Балені.

Південно- і Східно-тохоокеанське підняття охарактеризовані в книзі Тихий океан (1981). Згадаємо, що в їх будові є загальні риси з Австрало-Антарктичним підняттям - це, більша ширина і відносно неглибокий вертикальний розтин рельєфу. А.В.Живаго (1979) вказує також на відсутність середньої рифової долини разом з цим відмічається більш густа система трансформованих розломів, що розсікають обидва підняття. В одному із трогів, пов’язаних з найкрупнішою тут системою розломів Елтанін, в 1977 році були знайдені виходи метаморфічних сланців підбальтово-габбро-передотитовим розрізом земної кори, що вказує на можливу участь метаморфічних порід в будові океанічної земної кори (Кошинцев, Фріц-Харт, 1978)[5].

Чилійське підняття також розглядається як гілка системи середньо-океанічних хребтів глибини тут досягають близько 3 - 3,5 тис. м на окремих вузьких депресіях вони більші 4 - 4,5 тис. м. Ці депресії також являються океанічними трогами, що обумовлені трансформними розломами. По цим розломам окремі сегменти підняття потерпіли значне зміщення до сходу.

Донні відклади. Для розподілу донних відкладів Південного океану характерна чітко виражена зональність. В рамках підводної окраїни, значну частину складають відклади від айсбергів, що з віддаленням ввід континенту змінюються кременистими діатомовими мулами, найбільш характерними для котловин ложа Південного океану. На серединних хребтах, що утворюють прикордонну зону Південного океану, розвинені змішані кремнистовапнякові та змінюючи їх до півночі форамініферові відклади.

2.4 Особливості геофізичних полів

Геофізичні поля Південного океану вивчені фрагментарно - переважно в межах шельфу та континентального схилу і лише в окремих випадках у абісальних улоговинах. Геофізичні зйомки проводилися в основному при попутних плаваннях судів навколо Антарктиди, більш детальні зйомки велися в прот. Дрейка і в морях Скоша, Роса і Уеддела. Гравітаційне поле. Аномальне гравітаційне поле з редукцією у вільному повітрі в Південному океані носить у цілому досить спокійний характер, величини аномалій змінюються переважно в межах + -40 - 50 мГал. Аномалії приурочені до областей континентального схилу, збігаються з ним по простяганню і, очевидно, є наслідком крайового ефекту Гельмерта, який зазвичай у межах пасивних окраїн досягає в середньому + -50 - 60 мГал. Південно-Тихоокеанське підняття в районі 180-го Мередиан характеризується знакозмінним полем субширотного простягання інтенсивністю від + -30 до -80 мГал. Інтенсивні позитивні аномалії помічені в районі о-ва Св. Петра, в районі протоки. Брасвілд і поблизу Південних Оркнейських і Південних Сандвічевскіх островів[8].

Аномалії в редукції Бузі для глибоководних акваторій Південного океану характерізуютсяя значеннями від 200 до 350 мГал. Для південно-тихоокеанського сегменту хребта, розташованого в межах Південного океану, типова полосчатость аномалій щодо максимумів і мінімумів в межах 200-180 мГал. Біля підніжжя цього підняття відносний максимум 400 мГал нахоодітся на тлі 130-180 мГал.

Геомагнітне поле. Аномальне магнітне поле Південного океану несе риси, властиві магнітних полів інших океанів Землі, оскільки цей океан пройшов аналогічні стадії розвитку, мав характерний спрединг, і, отже, намагніченість донних порід має спільні риси з іншими регіонами Світового океану. Отже, аномальне магнітне поле на півночі характеризується наявністю протяжних лінійно витягнутих аномалій, паралельних або субдараллельних серединний хребет, що оперізує в даний час Антарктичний материк. Однак складне тектонічне взаємовідношення цього хребта з іншими призвело відповідно до досить складної картині магнітного поля на окремих відрізках хребта, що можна угледіти із загальної карти осей магнітних аномалій Світового океану.

Сотскими вченими і водночас їх американськими колегами були виявлені і вивчені лінійні корелюється магнітні аномалії в морі Скоша і прот. Дрейка і відзначено їх спредінговий характер. Ці дані послужили важливим фактичним матеріалом для визначення часу відділення Південної Америки від Антарктичного півострова і встановлення завершального епізоду формування Південного океану.

У регіонах океану, що примикають до материкового схилу, - моря Уедделла, Космонавтів і Співдружності - спостерігаються інтенсивні лінійні позитивні аномалії. У північній і північно-східній глибоководних частинах моря Уедделла спостерігається чергування позитивних і негативних магнітних аномалій, які добре корелюються в субширотному напрямку, у зв'язку з чим высказываетсяпредположение про їх спредінговой природі. Південніше басейн моря Уедделла в цілому, як вказував В. Н. Маслов та інші, характеризується знакозмінним магнітним полем порівняно простого вигляду з аномаліями невеликої інтенсивності.

Інтерпритація цих даних показала, що тут розташовані величезні седиментаційні басейни з потужностями осадового чохла в середньому 5 - 7 км і сприятливими структурними передумовами для нефтегазоносносності.

Материкового схилу морів Уедделла, Космонавтів і Співдружності відповідають витягнуті позитивні магнітні аномалії. У материкових прикордонних районах Південного океану, особливо в горах Пенсакола і в Трансантарктичних горах, будова аномального магнітного поля значно ускладнюється за рахунок появи локальних аномалій середньої і великої інтенсивності. Така ж картина спостерігається і в західній частині шельфового льодовика Ронне.

Сейсмічність. У Південному океані сейсмічність приурочена до рифтових долин серединних хребтів і до трансформованих розломів. Характерна особливість Землі, заклечається у тому, що в Південній півкулі сейсмічність на багато менша ніж у Північному, знайшла своє чітке вираження у розподілі епіцентрів землетрусів у Південному океані. Сейсмічність на всьому серединному хребті достатньо слабка, але на скільки велика її активність приурочена до південно-східної частини Індійського океану, до стику Австрало-Антарктичного, Тихоокеанічного підняття і хребта Маккуорі. Саме тут епіцентри землетрусів приурочені як до зони розтягів, так і до трансформованих розломів. До західної частини Південного океану сейсмічність приурочена до проливу Дрейка і до зони піддвига Південно-Сандвічевської острівної дуги. Глибина очагів, як у Світовому океані, невелика (3 - 10 км) у серединних хребтах і трансформованих розломів і середня (до 300 км) у зоні субдикції під острівною дугою.

Характер геофізичних полів у південній частині нашої планети дозволяє виразити одне важливе припущення. Все це через те, що прийнято вважати межею Світового океану, а у даному випадку Південного, прийнято вважати берегову лінію Антарктиди, тобто берегову лінію льодяного щита. Геофізичні поля, в тому числі гравітаційне поле, показує, що на більшій частині Західної Антарктиди поле має типічний океанічний вигляд. Так, в океані, в морях Росса і Уедделла, аномалії в редукції Буге мають величини від 20 до 100 мГал, а на площах за береговою лінією, що відносяться вже до Антарктичному материку (шельфовий льодовик Ронне, шельфовий льодовик Росса, значна частина Землі Елсуерта), покритих льодяним щитом і, по загальноприйнятій думці, що являється материковою частиною Антарктиди, також мають величини від 20 до 60 мГал. На відмінну від них гравітаційні аномалії у Західній Антарктиді, на континентальних площах, де є виходи корінних порід, що займають порівняно менші площі, складають від -20 до -80 мГал, тобто дуже відрізняються. Антарктида - це архіпелаг великих і маленьких островів, що спаяні в одне ціле льодяним панциром [3].

Рис. 2

.5 Структурно-геоморфологічного районування дна

Для Південного океану прийняті наступні аксонометричні одиниці районування: морфоструктурні зони і морфоструктурні області; області можуть бути розділені на під області і райони. Всього у Південному океані виділяють 25 областей, вони перераховані в таблиці №1 і показані на схемі (рис. 2). Районування було проведено в геоморфологічних межах Південного океану.Таблиця 1 - Структурно-геоморфологічного районування Південного океану

РОЗДІЛ 3. ОСОБЛИВОСТІ БЕРЕГІВ І ОСТРОВІВ

Береги Південного океану - це в основному крайова зона Антарктиди. Порівняно з нею береги Південної Америки, Африки і Австралії, що виходять до Південного океану мають малу протяжність. Тому буде доцільніше описати лише береги Антарктиди.

Загальна протяжність берегової лінії за підрахунками І.А. Суєтової 30030 км. Береги по периметру материка утворені шельфовими льодовиками (45% загальної довжини периметра), материковим льодяним бар’єром (37%), вивідними льодовиками (10%), корінними виходами скельних порід (8%). Таким чином, береги Антарктиди - це льодяні береги, що відрізняються специфічними процесами розвитку (Капиця, 1968).

Динаміка льодяних берегів Антарктиди характеризується термічною взаємодією води і повітря, складними рухами країв льодовиків (Марков, 1962). У межах вивідних і шельфових льодовиків руйнування і відступання берегів відбувається через утворення айсбергів. Такими льодовиками утворені льодяні обриви, досягають десятки метрів у висоту. В межах вивідних льодовиків берегова лінія дуже звивиста, так як у тіло льодовика врізаються глибоководні і вузькі затоки. Берегова лінія у районі шельфових льодовиків відрізняється меншою звивистістю і більш постійним окресленням материка. На морфологію льодяного узбережжя Антарктиди впливають особливості будови підльодного рельєфу. На приклад, при відносно високому і пологому заляганні корінного ложа узбережжя представляє собою рівнину, часто без тріщин.

Не дивлячись на постійне руйнування льодяних берегів, не можна думати, що всі вони відступають. Навпаки, дослідження останніх років показали, що, не дивлячись на інтенсивне утворення айсбергів, берегова лінія багатьох шельфових льодовиків висувається у море як за рахунок переважання акумуляції над абляцією, так і в результаті потовщення припаю і перетворення його у шельфовий лід.

Руйнування корінних берегів, що зустрічають рідко, проходить у результаті вивітрювання і десквамації гірських порід. З процесами морозного вивітрювання, особливо інтенсивно протікають у зоні змоченого корінного берега бризками хвиль або у зоні припливно-відпливних коливань (величина припливів 0.9 - 1.2 м).

Сучасні морські акумуляційні форми в Антарктиді представлені дуже рідко, що зустрічаються у вершинах бухт, що до глибини 2 - 3 м складені щебенем, крупнозернистим піском з великою кількістю крупних обломків.

У цілому береги Антарктиди в генетичному відношенні можуть бути віднесені до берегів, що формуються під дією не хвильових факторів, а саме до типу термоабразійних льодяних. В межах узбережжя Антарктичного півострова отримали невелике розповсюдження берега льодовиково-екзарційного і льодовиково-тектонічного розчленування, що також мало змінене морем.

У Південному океані існує менше крупних островів, ніж в Північному, але вони різноманітніші по своїм типам і ландшафтах. Тут зустрічаються острови всіх основних типів, що притаманні Світовому океанові: материкові, океанічні і острова перехідної зони, чи острівні дуги.

Материкові острови, що лежать на корі материкового типу, розволожені навкруги всіх континентах, оточуючих океан. Винятком є Африка, де на материковій окраїні немає островів, якщо не рахувати окремих скель і їх груп, що знаходяться безпосередньо біля берега.