Срединно-океанические хребты и их роль в формировании рельефа Земли

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУСЬ

БЕЛОРУССКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Географический факультет

Кафедра общего землеведения

Специальность «География»

Срединно-океанические хребты и их роль в формировании рельефа Земли

(Курсовая  работа)

                                                                       Студента 1 курса

                                                                                        Агаджаняна Т.Р.

                                                                          Научный руководитель

                                                                     преподаватель В. Ю.Малашенков

Минск

2009

Аннотация

УДК 911

Агаджанян Т.Р. Срединно-океанические хребты и их роль в формировании рельефа Земли  (Курсовая  работа). - Мн., 2009. – 29с.

Срединно-океанический хребет, спрединг, рельеф, магматизм, морфологические особенности, океаническая кора, рифтовая зона.

В работе дается описание срединно-океанических хребтов: основные элементы рельефа, географическое распространение. Приводится характеристика процессов, происходящих в хребтах на современном этапе.

Определяется роль срединно-океанических хребтов в рельефе Земли

Библиогр. 14 назв., рис. 11

  Анатацыя

Агаджанян Т.Р. Срэдзінна-акіянічныя хрыбты і іх роля ў фармаванні рэльефу Зямлі  (Курсавая  работа). - Мн., 2009. - 29с.

Cрэдзінна-акіянічны хрыбет, спрэдзінг, рэльеф, магматызм, марфалагічныя асаблівасці, акіянічная кара, рыфтавая зона.

У працы даецца апісанне срэдзінна -акіянічных хрыбтоў: асноўныя элементы рэльефу, геаграфічнае распаўсюджванне. Прыводзіцца характарыстыка працэсаў, якія адбываюцца ў хрыбтах на сучасным этапе. Вызначаецца роля срэдзінна -акіянічных хрыбтоў у рэльефе Землі

Бібліягр. 14 назв., рыс. 11

                                                     Summary

Ahajanian T.R. A median-oceanic ridge and their role in formation of a relief of the Earth (course work) - Mn., 2009. – 29p.

A median-oceanic ridge, spreding, a relief, magmatic, morphological features, an oceanic bark, a rift  zone.

In work the description of median-oceanic ridges is given: relief basic elements, geographical distribution. The characteristic of the processes occurring in ridges at the present stage is resulted. The role of median-oceanic ridges in a relief of the Earth is defined.

Bibliogr. 14 ref., fig. 11

Оглавление

Введение…………………………………………………………………………...4

Глава 1. Общие представления о срединно-океанических хребтах

      1.1. Общие представления о срединно-океанических хребтах и их роль в формировании рельефа Земли….………...…………………………..…………..6

      1.2.Факторы и условия формирования срединно-океанических хребтов....8

      1.3.Магматизм срединно-океанических хребтов………………………..…10

Глава 2. Морфологические особенности срединно-океанических хребтов

      2.1. Основные структурные элементы морфологического строения срединно-океанических хребтов………. ………………………………………13

      2.2. Срединно-Атлантический хребет и его арктическое продолжение ...14

     2.3. Срединно-Индоокеанский хребет…………………………………...…21

      2.4. Срединный хребет Тихого океана……………………………………. 25

Заключение……………………………………………………………………….28

Список использованных источников…………………………………………...29

Введение

Так как срединные хребты расположены глубоко под водой, то открыты они были только в 50-х годах XX века путём эхолокации морского дна. В конце 1960-х годов возникла теория тектоники плит, которая объяснила существование этих возвышенностей, и наличие параллельных им полосовых магнитных аномалий. В последствии выяснилось что срединно-океанические хребты — это гигантская система горных сооружений, опоясывающая весь земной шар, и единственная в своем роде. Эта система имеет громадную площадь, соизмеримую с площадью материков и специфическое, только ей свойственное строение. Более того, в срединно-океанических хребтах, вследствие спрединга, происходит приток  глубинного  мантийного  вещества  к поверхности океанов и  образование  новой  коры. Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, изливается на океанское дно и кристаллизуется громадное количество базальтовых расплавов, формирующих собой весь второй слой океанической коры. Эти грандиозные тектономагматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями срединно-океанических хребтов, не имеют себе равных на суше. Все это позволяет говорить о том, что исследование срединных хребтов было и остается актуальным, т.к. океанические хребты могут быть использованы для хозяйственных нужд человека в будущем.

Целью данной работы является изучение срединно-океанических хребтов, процессов происходящих в них и значение хребтов для рельефа Земли. Для достижения поставленной цели, мною были выделены следующие задачи: сформировать общие представления о срединно-океанических хребтах и их распространения на земной поверхности, изучить условия формирования хребтов и современные процессы, происходящие в них, определить основные структурные элементы форм рельефа в целом и их       особенности для каждого хребта, сделать анализ проведенной работы и установить роль срединно-океанических хребтов в формировании рельефа Земли и возможности их использования в дальнейшем для хозяйственной деятельности человека.

Основными источниками информации для данной работы являются книги: О.К. Леонтьев «Дно океана» М. 1968г. и Менард Г.У. «Рельеф и Геология дна океанов» М. 1974г. 

ГЛАВА 1. ОБЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О  СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТАХ

1.1. Общие представления о срединно-океанических хребтах и их роль в формировании рельефа Земли

Срединно-океанические хребты - горные сооружения, образующие на дне Мирового океана единую систему, опоясывающую весь земной шар. Общая протяженность всей системы срединно-океанических хребтов — более 60 тыс. км, ширина до 2 тыс. км, относительная высота 3—4 тыс. м, отдельные вершины поднимаются над уровнем океана в виде вулканических островов. Площадь срединно-океанических хребтов может быть оценена очень приблизительно, так как в отношении границ, очерчивающих подножия средин­ных хребтов, имеются различные мнения, но она составляет не меньше 50 млн. км².

      К настоящему времени вырисовывается следующая картина топографии этой системы. В южном полушарии, в пределах широтного океанического кольца, прости­рается сплошной пояс срединных поднятий: Африканско-Антарктический хребет (от о. Буве до о. Принс-Эдуард), Западно-Индийский хребет, протягивающийся от о. Принс-Эдуард на северо-восток до пересечения с Юж­ным тропиком; Центрально-Индийский хребет, имеющий юго-восточное простирание и заканчивающийся у о. Ам­стердам; Австрало-Антарктическое поднятие — от о. Ам­стердам до района о-вов Баллени; Южно-Тихоокеанский хребет — от района этих островов примерно до 130° з. д. Между 150 и 130° з. д. Южно-Тихоокеанский хребет принимает субширотное, а затем субмеридиональное на­правление и получает название Восточно-Тихоокеанско­го поднятия, играющего роль срединного хребта Тихого океана[8]. К северу от экватора его продолжение известно под названием поднятия Альбатрос, протя­гивающегося вплоть до района Калифорнийского за­лива.

В Индийском океане роль срединного поднятия при­надлежит Аравийско-Индийскому хребту, начинающему­ся в районе соединения Западно- и Центрально-Индий­ских хребтов, восточнее о. Родригес. Этот хребет север­нее экватора приобретает северо-западное простирание и прослеживается до Аденского залива.

Срединно-Атлантический хребет начинается от о. Бу­ве и имеет почти меридиональное простирание вплоть до экватора. Здесь простирание всей системы резко ме­няется, местами становится близким к широтному. Се­вернее 15° с. ш. хребет вновь получает в целом субмери­диональное направление, прослеживаясь с отклонениями то к западу, то к востоку вплоть до Исландии.    К северу от этого острова отмечается дальнейшее продолжение срединно-океанической системы в виде Исландско-Ян-Майенского хребта и хребта Мона.  

Срединно-океанические хребты - огромная планетарная система подводных горных сооружений (15% от общей площади Земли), гигантские ветви кото­рой переходят из одного океана в другой, а в южном полушарии сливаются в единое кольцо. Эта система подвод­ных хребтов имеет специфическую, только им свойст­венную структуру земной коры. Средин­ные хребты, наряду с материками и переходной зоной,— особый мегатектонический элемент Земли. Система сре­динных хребтов не только имеет необычайную протя­женность, но и занимает огромную площадь, вполне со­измеримую с площадями материков, переходной зоны, океанического ложа. Все это позволяет считать систему срединных хребтов особым элементом мегарельефа Зем­ли, таксономически равнозначным материкам, переход­ной зоне, ложу океана. В этой равнозначности заключается существенное отличие срединно-океанических хребтов от других подводных горных сооружений, которые являются элементами более низ­кого таксономического порядка.

Рис.1.1. Планетарная система срединно-океанических хребтов

1 - современные срединно-океанические хребты,2 - их предполагаемое продолжение,3 - древние (мезозойские) срединно-океанические хребты.

1.2. Факторы и условия формирования срединно-океанических хребтов

Итак, срединно-океанические хребты представляют собой сложную, но, в общем, единую планетарную си­стему. Они характеризуются сходным строением земной коры, общими морфологическими чертами, развитием мощных дизъюнктивных дислокаций, повышенной сей­смичностью, вулканизмом, высоким значением теплового потока. Все это свидетельствует, что срединные хребты являются зонами интенсивного современного горообра­зования. Но горообразовательный процесс здесь специ­фичен, т.к. Срединно-океанические   хребты   образуются   в   дивергентных   зонах океанического дна, т.е. в местах его растяжения - спрединга. Зоны спрединга срединно-океанических хребтов подразделяются на быстроспрединговые (более 21 см/год), промежуточные со скоростью растяжения от 8 до 21 см/год и медленноспрединговые (от 2 до 8 см/год). К первым относится хребет Хуан-де-Фука, Восточно-Тихоокеанское поднятие, часть зоны спрединга Индийского океана, Галапагосский рифт. К зонам спрединга с низкими скоростями спрединга относится, прежде всего, Срединно-Атлантический хребет, а также часть зон Индийского океана, включая Аденский залив [9].

Это  вызывает образование глубинных разломов,  приток  глубинного  мантийного  вещества  к поверхности океанов и  образование  новой  коры. Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (Рис.1.2.) за счет происходящей под ними сепарации базальтовых расплавов из горячей мантии (из астеносферного слоя Земли) и их излияния на поверхность океанического дна. Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, изливается на океанское дно и кристаллизуется не менее 5,5–6 км3 базальтовых расплавов, формирующих собой весь второй слой океанической коры (с учетом же слоя габбро объем внедряемых в кору базальтовых расплавов возрастает до 12 км3). Эти грандиозные тектономагматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями срединно-океанических хребтов, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью.

Помимо магматической деятельности, к срединным хребтам приурочена интенсивная гидротермальная деятельность, связанная с вулканизмом. Струи горячих растворов, нагретые до 350 - 400ºC, содержащие в растворе разнообразные газы (СО2 , Н20, СН и др.), формируют своеобразные рудные столбы ("пагоды"), откладывая сульфиды, сульфаты и оксиды металлов (цинка, меди, железа, кобальта, марганца и других). Растворы, несущие эти металлы, рассеиваются также над ними в виде своеобразных факелов или дымов, вследствие чего эти рудные столбы получили название курильщиков. Они достигают высоты 20 - 50 м (рис.1.3.), время их жизни не превышает 20 - 30 лет. При разрушении столбов и из обогащенной "дымами" морской воды образуются осадки, содержащие аномально большие концентрации рудных компонентов, получившие название металлоносных. Отдельные столбы группируются в гидротермальные поля: в результате образуются сульфидные, преимущественно медно-цинковые, месторождения, сходные с сульфидными месторождениями континентов. Подсчитано, что среднее гидротермальное поле выносит около 90 тонн меди и цинка в год. Таким образом, океанические гидротермальные поля являются потенциальными источниками полезных ископаемых.

Согласно последним данным, океаническая кора, подстилающая современные океаны, формировалась из нескольких разновременных зон спрединга. Так, западная часть Тихого океана сформирована мезозойскими зонами спрединга. Большинство их остается активными и в настоящее время. Как единая структура Срединный Атлантический хребет стал существовать лишь в палеогеновое время (после 65 млн. лет). Разновозрастность отдельных частей океанов противоречит ранним упрощенным представлениям о формировании каждого из них за счет спрединга единого срединного хребта. На самом деле процесс океанообразования сложен и не одновременен.

Рис. 1.2. Профили океанических рифтовых (спрединговых) зон [1]

а - тип 1, с центральной рифтовой долиной (Срединно-Атлантический рифт, ско­рость раздвижения 2,5 см/год); б - тип 2, без цен­тральной рифтовой зоны (Восточно-Тихоокеан­ское поднятие, скорость раздвижения 15 см/год).

Рис. 1.3. Характерные гидротермальные башни из сульфидов на дне котловины Гуаймас [11]

1.3. Магматизм срединно-океанических хребтов

На основе шкалы инверсий магнитного поля Земли установлены линейные магнитные аномалии, параллельные простиранию хребта, которые фиксируют возраст формирующейся океанической коры и скорость раздвижения хребта в геологическом времени. Оно происходит с различной скоростью (от 1 - 2 до 10 - 15 см/год) и часто несимметрично в противоположных флангах хребта. В срединных хребтах сосредоточена современная магматическая деятельность, созидающая океаническую кору. Она связана с цепями вулканических холмов и плато, часто косо ориентированных по отношению к простиранию хребта. Вулканическая активность не является непрерывной как в пространстве, так и во времени. Многочисленность очагов расплавленной магмы под хребтами доказывается также различиями в составе магматических пород на отдельных участках хребтов. Эти очаги, или камеры, располагаются на небольших глубинах (от 40 км и выше), причем верхние границы некоторых из них близки к поверхности дна, залегая на глубине 2 - 3 км (рис. 1.4.) [10].

Рис. 1.4. Схематичный поперечный разрез осевой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия.

Веще­ство осевой зоны магматической камеры, содер­жащей более 5% расплава, находится внутри бо­лее крупного резервуара, степень плавления ко­торого не превышает нескольких процентов.

Земная кора в пределах хребтов состоит из магматических пород, причем верхняя часть разреза сложена базальтами, имеющими обычно подушечную текстуру (пиллоу-лавы), которые подстилаются вертикальными дайками и пластовыми телами более раскристаллизованных пород того же состава - долеритов. Еще ниже расположены тела интрузивных пород, преимущественно габброидов. Последние являются застывшими на глубине очагами базальтовой магмы, представляя собою как бы корни излившихся базальтов. Часто эти очаги испытывают дифференциацию в процессе своего застывания, расслаиваясь по гравитационному признаку на вышележащие габбро, диориты, а также ультрабазиты, которые формируются в основании застывающей магматической камеры. Весь этот комплекс пород, начиная от базальтов и кончая базит- ультрабазитовыми интрузивами основания, слагает океаническую кору, залегая на мантийных породах также ультрабазитового состава. Все его члены связаны общностью происхождения из единой мантийной магмы. Он носит название офиолитового комплекса (или ассоциации), общая мощность которого достигает 8 - 10 км (рис.1.5.).

Рис.1.5. Разрез океанической коры, составленный по сейсмическим данным [2]

1 - осадки, 2 - базаль­товый слой (А - пиллоу-лавы, Б - дайки), 3 - серия габброидных кумулятов (А - массивное габбро, Б -расслоенное габбро), 4 - расслоенные перидоти­ты (А) и верхняя мантия (б ); I - раздел Мохо по сейсмическим данным, II - раздел Мохо по петро­логическим данным.

ГЛАВА 2. МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ И СОВРЕМЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ, ПРОТЕКАЮЩИЕ В НИХ

2.1. Основные элементы рельефа 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.

Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсей практически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском и Центральноиндийском хребтах также основную часть составляют рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.

Наиболее типична для срединно-океанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое, Южно- и Восточно-тихоокеанские поднятия отличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.

2.2. Срединно-Атлантический хребет и его арктическое продолжение

Рассмотрение морфологии и геологического строения срединных хребтов лучше начать с наиболее изученного — Срединно-Атлантического. Морфологически он представ­ляет собой огромное валообразное поднятие шириной около 1000 км с сильно расчлененными горными скло­нами и высоким гребнем, нередко рассеченным вдоль глубоким долинообразным понижением — рифтовой до­линой  (рис. 2.1). Некоторые ученые [12] делят

Рис. 2.1. Поперечные   профили   через:

А - Срединно-Атлантический хребет, Б - Восточно-Африканскую систему разломов

хребет на зону гребня и зоны крыльев. Зона гребня со­стоит из рифтовой долины (или нескольких рифтовых долин), рифтовых хребтов и высокого раздробленного плато. Дно рифтовых долин находится на глубинах око­ло 4000 м, а относительная глубина их — около 2000 м, по ширине между гребнями окаймляющих хребтов 30—60 км. Дно долины неровное, нередко и здесь воз­вышаются отдельные горы и гребни до 400—700 м отно­сительной высоты.

Название «рифтовая долина» было дано этим фор­мам рельефа потому, что большинство геологов придерживаются гипотезы рифтового происхождения этого по­нижения, т. е. считают его грабеном, образовавшимся при растяжении земной коры. Высокие, ассимметрично построенные хребты, окаймляющие рифтовую долину, представляют собой борта грабена. Это — наклонные глыбы, сбросовые склоны которых образуют рифтовую долину. Противополож­ный внешний склон рифтовых хребтов раздроблен, и размах рельефа здесь достигает 1 тыс. м. К хребтам с внешней стороны местами примыкает «высокое раздроб­ленное плато» — расчлененная поверхность, в пределах которой положительные элементы рельефа имеют при­мерно одинаковые высотные отметки.

Рельеф зоны крыльев поднятия также сильно рас­членен. На протяжении 100 миль здесь в среднем встре­чаются до 8 вершин высотой более 400 м. Между горными хребтами нередко обнаруживаются широкие долинообразные понижения с плоским дном.

Рифтовая зона является сейсмическим поясом. Зем­летрясения, эпицентры которых приурочены к рифтовой зоне срединного хребта, преимущественно поверхност­ные. Резко выраженная приуроченность эпицентров к этой зоне, несомненно, указывает на высокую интенсив­ность тектонических процессов. Об этом же говорят про­явления недавнего и современного вулканизма. Некото­рые исследователи рассматривают рифтовые хребты как своеобразную форму линейного вулканизма, полагая, что они представляют собой застывшие нагромождения магмы, излившейся по разломам, образующим рифт. Хребты, возможно, сло­жены глубинными породами верхней мантии Земли, вы­давленными на поверхность по разломам, оконтуривающим рифтовую долину. Это предположение недавно под­твердилось геологическим обследованием о. Св. Павла — одной из надводных вершин рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта. Выяснилось, что остров пред­ставляет собой скалу из перидотита — ультраосновной породы, характерной для верхней мантии.

Кроме сейсмичности и вулканизма, свидетельством тектонической активности срединного хребта являются высокие значения теплового потока. Величина теплового потока в рифто­вой зоне достигает 7*10-6 кал/см2/сек, что в шесть раз больше теплового потока в соседних океанических кот­ловинах.

Сейсмические исследования, проведенные в пределах Срединно-Атлантического хребта, показали следующие особенности его глубинного строения (рис.2.2.). Поверхностный слой рыхлых осадков не имеет сплошного рас­пространения, но во впадинах между хребтами мощность его достигает нескольких сотен метров. Следующий слой, также изменчивой мощности —от 2 до 4 км, ха­рактеризуется скоростью сейсмических волн 4,5— 5,5 км/сек, что свойственно вулканическим породам. Под этим слоем на окраинах крыльевых зон выделяется типичный океанический (базальтовый) слой земной коры, четко ограниченный снизу поверхностью Мохоровичича. Под основной же частью горного сооружения за­легает мощный слой пород, в которых упругие волны распространяются со скоростями 7,3 км/сек, т. е. зна­чительно большими, чем в базальтах, но меньшими, чем в типичной мантии. Этот слой, распространяющийся на глубину 30—40 км, слагает «главное тело системы» [4]. Четко выраженной поверхно­сти Мохоровичича здесь, следовательно, не выявлено.

Получается, что срединные хребты подобно горным системам континентов имеют корни, глубоко вдающиеся в подкоровую оболочку. Однако если корни материко­вых гор возникают за счет резкого увеличения мощно­стей гранитного и базальтового слоев, то здесь появ­ляется совсем новый слой, как бы промежуточный по упругим свойствам между базальтовым и типичной верхней мантией. Д. и М. Юинги полагают, что повы­шенные по сравнению с базальтом скорости под сре­динными хребтами объясняются внедрением вещества мантии в базальтовый слой, что и обусловливает возра­стание плотности. Возможно также, что все «главное тело системы» сложено породами верхней мантии, ко­торая здесь отличается по своему строению от верхней мантии других районов океана. В настоящее время есть пока немногочисленные данные, свидетельствующие о неоднородности верхней мантии, в частности о несколь­ко различном ее строении под материками и океанами.

Если основа срединного хребта сложена породами верхней мантии, то следует надеяться на возможность находок ультраосновных пород где-нибудь в рифтовой зоне хребта. Выше упоминалось о том, что о. Св. Павла в экваториальной части Атлантического океана, пред­ставляющий собой одну из вершин рифтовой зоны сре­динного хребта, сложен перидотитами. Определение аб­солютного возраста пород показало, что они образо­вались свыше 4,5 млрд. лет назад, т. е. значительно раньше, чем самые древние породы материковых плат­форм. Понятно, что эта дата отнюдь не идентична воз­расту самого хребта, но может рассматриваться как свидетельство того, что о. Св. Павла либо отторженец, либо шток ультраосновных пород, слагающих мантию.

Рис. 2.2.  Геологические профили Восточно-Тихоокеанского и Срединно-Атлантического хребтов [7]

1-рыхлые осадки; 2-«второй слой»; 3 - базальтовый слой- 4-породы, характеризующиеся скоростями распространения упругих волн 7,3 — 7,6 км/сек; 5 —мантия

При проведении детальных геолого-геофизических ра­бот в центральной части Срединно-Атлантического хреб­та было обнаружено, что в зоне гребня имеются много­численные выходы свежих базальтов и серпентинитов. Последние представляют собой результат метаморфизации ультраосновных пород — дунитов и перидотитов. Обломки пе­ридотитов были подняты при драгировании советскими геологами во время первого рейса исследовательского корабля «Академик Курчатов» в рифтовой зоне эквато­риальной части Срединно-Атлантического хребта.

Гравиметрические и магнитометрические наблюдения показывают, что хребет характеризуется крупными по­ложительными магнитными аномалиями регионального типа (более 600 мгал), причем отдельные, наиболее редкие пики приурочены к разломам рифтовой зоны (рис.2.3). Аномалии силы тяжести в редукции Буге над рифтовыми хребтами обычно положительны, но в риф­товых долинах некоторые измерения показали отрица­тельные аномалии порядка 20 мгал. Возможно, что они связаны с заполнением долин рыхлы­ми осадками.

Большая часть эпицентров землетрясений в Атлан­тике приурочена к рифтовой зоне хребта. При этом отмечено, что эпицентры зем­летрясений, которые по балльности следует отнести к разрушительным и катастрофическим (более 7 баллов), образуют несколько групп. Одна из них приурочена к участку хребта при пересечении им параллели 10° с. ш., другая находится в районе о. Св. Павла и третья сов­падает с местоположением глубокой впадины Романш непосредственно на экваторе. На всех этих участках, хребет рассекается вкрест прости­рания крупными разломами.

Что же касается проявлений очагового вулканизма, то они отмечаются преимущественно в зоне крыльев срединного хребта, и только в Исландии и в районе Азорских островов действующие вулканы находятся непосредственно в рифтовой зоне.

В северном полушарии гребень Срединно-Атлантиче­ского хребта описывает 5-образный изгиб, повторяя со­ответствующий изгиб осевой линии океана и практи­чески полностью совпадая с этой линией. На широте

Рис.2.3. Гравитационные и магнитные аномалии в области ложа Атлантического океана и Срединно-Атлантического хребта [3]

1—гравитационные аномалии Буге; 2—аномалии Фая; 3 — наблюденные   магнитные   аномалии; 4 —регио­нальные магнитные аномалии, пересчитанные на глубину 5 км; 5 — поверхность Мохоровичича

Азорских островов к хребту примыкает Азорский вул­канический массив, вытянутый к востоку, а несколько южнее от гребня срединного хребта отходит небольшой хребет, также вулканического происхождения, к кото­рому приурочены подводные горы Грейт-Метеор, Атлантис, Круизер и несколько других. Вершины этих гор уплощены, и по этому признаку они могут быть отне­сены к так называемым гайотам — своеобразным плосковершинным подводным горам, имеющим особенно широкое распространение в Тихом океане

Горы Атлантис, Грейт-Метеор и др., возможно, были когда-то океаническими островами. По-видимому, их вершины уплощены абразией и впоследствии испытали погружение. Это, однако, никак не говорит в пользу не­давнего существования здесь крупного массива суши.

Вулканизм Азорского плато связан с крупным раз­ломом западно-восточного направления, о чем можно судить прежде всего по общей ориентировке вулканиче­ских аппаратов в этом районе и по поясу эпицентров землетрясений, протягивающемуся здесь от срединного хребта к Пиренейскому полуострову. С этим же разломом, вероятно, связано изменение направления Срединно-Атлантического хребта, который севернее Азор­ского плато снова приобретает меридиональное прости­рание. Новое изменение направления Срединно-Атлантического хребта отмечается севернее группы подводных гор Фарадея. Здесь гребень хребта заметно понижается, но затем он вновь становится высоким и далее просле­живается вплоть до Исландии под названием хребта Рейкьянес. Утверждение, что хре­бет Рейкьянес не связан со срединным хребтом и что на нем отсутствует рифтовая долина, не отвечает дей­ствительности: эта рифтовая долина прослеживается даже на обзорной мелкомасштабной карте Атлантиче­ского океана, изданной в 1964 г. (см. также рис. 2.3). Эпицентры землетрясений не зарегистрированы лишь на коротком отрезке хребта Рейкьянес, а не на всем его протяжении. Вдоль гребня Рейкьянеса известен ряд проявлений под­водного вулканизма. Таким образом, нет основа­ний считать, что Рейкьянес не является частью средин­ного хребта, так же как и нет оснований сомневаться, что рифтовая долина Срединно-Атлантического хребта находит свое продолжение в так называемой Главной депрессии Исландии [3].

Исландия с точки зрения морской геологии совер­шенно уникальное явление. Это — единственный круп­ный участок срединного океанического хребта, подняв­шийся над уровнем океана (рис. 2.4). В геологическом отношении Исландия может рассматриваться как ги­гантское поднятие, имеющее более 400 км в поперечни­ке, разбитое в сводовой части глубокими разломами, образующими систему так называемого Большого Ис­ландского грабена. Наряду с многочисленными грабенами, входящими в эту систему разломов, здесь описаны также зияющие трещины — гьяры, особенно широко раопространенные в центральной зоне. Эти зияющие трещины, свидетельствуют о растяжении коры, в области Большого Исландского грабена примерно со скоростью около 3,5 м за 1000 лет. Обширные поля новейших излияний лавы локализуются в зоне грабена. Очевидно, эти излияния произошли по глубоким разло­мам, ограничивающим Большой Исландский грабен. К ним же приурочены отдельные вулканы, а также гор­ные кряжи, представляющие собой застывшие лавовые образования.

Рис. 2.4. Тектоническая схема Исландии

1 — новейшие вулканические излияния; 2 — вулканы; 3 — эпицентры землетрясений; 4 — разломы; 5 —зона современных и четвертичных вулканов («Центральный грабен»);6 — рифтовая   зона  Срединно-Атлантического хребта; 7 — зона третичных вулканов

Вся эта картина в целом, по-видимому, очень близка к той, которая открылась бы перед на­блюдателем, если бы была возможность непосредствен­но осмотреть рифтовую зону Срединно-Атлантического хребта.

Дальнейшее продолжение Срединно-Атлантического хребта некоторые исследователи [12] видят в так называемом пороге Нансена. Действительно, в средней части этого предполагаемого порога глубины превышают 3 тыс. м, причем зона больших глубин имеет вид узкого желоба с расчлененными приподняты­ми бортами. Вероятно, Срединно-Атлантический хребет занимает здесь дно океана во всю ширину между мате­риковым подножием Гренландии и Северной Европы, а открытый советскими экспедициями желоб в проливе Нансена является рифтовой долиной.

Можно выделить три участка срединного хребта с наибольшей сложностью рельефа: приэквато­риальный, Азорский и район гор Фарадея. В первом из них сложное строение и контрасты рельефа обусловлены системой разломов, секущих хребет и явившихся линия­ми сдвигов выкроенных ими сегментов хребта в горизон­тальном направлении. О глубинном разломе в районе Азорских островов уже говорилось. По-видимому, в районе подводных гор Фарадея также следует предпо­лагать разлом широтного или субширотного направле­ния, и возможно, что с ним cвязано не только расчлене­ние и усложнение рельефа, но и изменение общего про­стирания хребта севернее этого района.

Система Срединно-Атлантического хребта продол­жается уже в пределах Северного Ледовитого океана. О существовании в приевропейском секторе Арктики крупного подводного хребта писал Я.Я. Гаккель еще в 1960 г. По представлениям этого исследователя, такой хребет должен располагаться параллельно хребту Ло­моносова, разделяя бассейн Нансена на две котловины. Одним из аргументов в пользу существования этого горного сооружения Я. Я. Гаккель считал зональное расположение эпицентров землетрясений в этом районе. Зона эпицентров в бассейне Нансена проходит парал­лельно хребту Ломоносова, но к югу от него, продолжая сейсмический пояс порога Мона. Кроме того, было из­вестно, что к северу от Шпицбергена среди преобла­дающих отметок глубин в несколько тысяч метров встречаются отметки с малыми глубинами. Промеры, выполненные в этом районе американскими подводны­ми лодками «Наутилус» и «Скат» [12], подтвердили мнение о резком расчленении рельефа дна к северу от Шпицбергена и материкового склона Барен­цева моря.

Исследования, проведенные в Север­ном Ледовитом океане не остав­ляют сомнений в существовании срединного Арктиче­ского хребта. Результаты этих исследований были до­ложены Р. М. Деменицкой на II Океанографическом конгрессе. Эхолотные промеры показали, что этот хре­бет выражен в рельефе на большом протяжении, посте­пенно снижаясь по мере приближения к шельфу моря Лаптевых. Гребень хребта осложнен рифтовыми долина­ми. На гребне рыхлые осадки нередко отсутствуют, а в рифтовых долинах их мощность менее 150 м. Аномаль­ное магнитное поле имеет линейную ориентировку и сов­падает пространственно с рифтовой зоной. Скорости упругих волн в районе рифтовой зоны достигают 7,5 м/сек. Таким образом. Арктический хребет, характеризуется всеми свойствами, ти­пичными для срединно-океанических хребтов[5].

2.3. Срединно-Индоокеанский хребет.

Еще в начале 30-х годов позапрошлого столетия предполагалось, что в Индийском океане есть только одно крупное меридиональное под­нятие — хребет о-вов Лаккадивских, Мальдивских и Чагос, которое заканчивается у Южного тропика. Экспеди­цией «Дискавери-2» в 1933—1936 гг. был открыт Ин­дийско-Аравийский хребет, описанный Вайсманом. К 50-м годам сложилось представление о существовании срединного поднятия, разделяющего Ин­дийский океан на две неравные части и протягивающе­гося от Индостана до Антарктиды. Предполага­лось, что этот хребет объединяет о-ва Лаккадивские, Мальдивские, Чагос, а также Кергеленское поднятие. В результате океанологических работ эти представ­ления были пересмотрены. Было установлено, что Маль­дивский хребет по своей структуре и морфологии не срединный и что Кергеленское плато не связано с си­стемой срединного поднятия. По современным данным, срединный хребет Индийского океана начинается Ара­вийско-Индийским хребтом и на широте Маскаренских островов переходит в Центрально-Индийский хребет. Дальнейшим его продолжением, начиная от района о-вов Сен-Поль и Амстердам, служит пока еще мало изученное Австрало-Антарктическое поднятие. Южнее о. Родригес от Центрально-Индийского хребта к юго-западу отходит Западно-Индийский (также имеющий структуру, свойственную срединным поднятиям), кото­рый через Африканско-Антарктический хребет соеди­няется со Срединно-Атлантическим [5].

Срединно-Индоокеанский хребет (Название «Срединно-Индоокеанский хребет» применяется в данном случае как общее для Аравийско-Индийcкого и Централь­но-Индийского) имеет ши­рину от 150 до 500 км и относительную высоту до 3,5 км. На всем его протяжении хорошо выражена рифтовая зона с глубокими рифтовыми долинами и окаймляющи­ми их асимметричными гребнями. Крылья срединного поднятия растянуты и сильно расчленены, колебания глубин в их пределах порядка 1500 м довольно обычны.

Как и Срединно-Атлантический, Срединно-Индийский хребет разбит системой поперечных разломов, однако, только две из них имеют субширотную ориентировку: разлом Вима, к месту пересечения которого с хребтом приурочена мак­симальная глубина рифтовой долины (6402 м), и Родригес, чей приподнятый край образует одноименный ост­ров в Маскаренском архипелаге. Другие разломы, рас­секающие срединный хребет, вытянуты в субмеридиональном направлении. Самый северный из этих разломов — Оуэн — рассекает хребет напротив Аденского залива; по этой линии нарушения отрезок хребта, расположенный в пределах Аденского залива, резко сдвинут к северу (рис. 2.5).

Интереснейшей особенностью рифтовых разломов Срединно-Индоокеанского хребта является то, что си­стема этих разломов продолжается в пределах матери­ка. В западной части Аденского залива, дно которого с приподнятыми окраинами южной части Аравийского полуострова и северной части Сомали рассматривается как продолжение Срединно-Индийского хребта, отме­чается разветвление зоны разломов. Одна ветвь уходит на север; морфологическим выражением ее являются Красное море, залив Акаба и депрессия Мертвого моря; другая ветвь выражена в виде системы восточноафриканских рифтов, с которыми связаны глубочайшие озе­ра-грабены Ньяса, Танганьика и др.

Осевая зона Красного моря представляет собой желобообразную впадину глубиной до 2600 м, протягиваю­щуюся параллельно обоим берегам моря. Ширина ее в пределах изобаты 1000 м колеблется от 50 до 80 км.

Залив Акаба— это узкая впадина сбросового происхождения, с круты­ми склонами, глубиной более 1800 м. Рифтовая зона продолжается и далее на север; ее элементами являют­ся Мертвое море и Тивериадское озеро.

Обра­щает на себя внимание неравномерность гипсометриче­ских отметок дна восточноафриканских рифтов на суше системы рифтов. Так, в Кении дно рифтовой долины имеет от­метки от 700 до 2000 м над уровнем моря, тогда как  в озерах Танганьика оно опущено на 662 м, Ньяса на 234 м ниже уровня моря. Система рифтов сильно раз­ветвлена, рифтовые долины окаймлены лавовыми по­кровами излившихся базальтов и сопровождаются мно­гочисленными вулканами; многие из них действующие.

Сходство этой грандиозной рифтовой системы со Срединно-Индоокеанским хребтом подчеркивается тем, что края рифтов сильно приподняты и достигают мак­симальных отметок в непосредственной близости от них. Существенно также то, что состав лав (основные и ще­лочные породы) Восточной Африки, Йемена, Сирии очень близок к породам, образцы которых были подняты со дна океана в области срединного хребта Индийского океана. Пояс эпицентров землетрясений, продолжаю­щийся в Индийский океан из Атлантического, простран­ственно совпадает с Западно-Индийским, Центрально-Индийским, Аравийско-Индийским хребтами и Аденским заливом, а далее разветвляется: одна ветвь соответст­вует рифту Красного моря и залива Акаба, другая — восточноафриканским рифтам. Нередки здесь сильные, разрушительные и катастрофические землетрясения (на­пример, в 1964 г. произошло разрушительное землетря­сение в Аддис-Абебе и сильное в районе Найроби).

Склоны рифтовых ущелий срединного хребта часто лишены покрова осад­ков, но дно их заполнено рыхлыми отложениям и осадочно-вулканогенной толщей, соответствующей по ско­ростям упругих волн второму слою океанической коры. Под ними залегают породы, характеризующиеся скоро­стями 6,7—7 км/сек, ниже —7,5 км/сек [2], т. е. большими, чем в базальтовом слое. К рифтовой долине приурочены максимальные значения теплового потока и аномалии магнитного поля.

Рис.2.5. Срединно-Индийский (Аравийско-Индийский) хребет и прилегающие районы дна Индийского океана [7]

При помощи драг со дна рифтовых долин и с греб­ней окаймляющих их гор были подняты образцы ба­зальтовых лав, а также глубинных основных и ультраосновных пород, в том числе серпентинизированные пе­ридотиты и серпентиниты [11]. Большое количество образцов ультраосновных пород было получено также во втором рейсе «Курчатова» (1967), причем оказалось, что некоторые рифтовые хреб­ты действительно представляют собой блоки пород, ха­рактерных для верхней мантии.

указыва­ет на многочисленные включения дунитов, пироксенитов, перидотитов в выбросах вулканов западного рифта в Уганде. По данным дне Красного моря должны обнажаться оливиновые базальты или родственные им глубинные породы. Сейсмические исследования, проведенные этими авторами, свидетельствуют об отсутствии гранитного слоя на дне этой щелеобразной впадины. Парадоксаль­ность этого результата исследований заключается в том, что рифт Красного моря (как и восточноафриканские рифты) выкроен в древнейшей гранитной глыбе.

Краткий обзор рельефа и геологического строения Срединно-Индоокеанского хребта показывает, что этот хребет принципиально не отличается от Срединно-Атлантического. Исключение составляет одна черта — распространение рифтовой зоны в пределы смежных материковых структур, но эта особенность характерна также для другого срединного хребта — Тихоокеанского.

2.4. Срединный хребет Тихого океана

Как уже упоминалось, рифтовая зона Индийского океана продолжается к востоку от Центрально-Индий­ского хребта в виде Австрало-Антарктического подня­тия, которое затем переходит в Южно-Тихоокеанский хребет. Последний примерно от 130° з. д. получал название Восточно-Тихоокеанского.

Восточно-Тихо­океанское поднятие это гигантский вал шириной более 2 тыс. км, высотой 2—3 км. В южном полушарии оно имеет на большем своем протяжении меридиональную ориентировку, но в районе о. Пасхи меняет простирание на северо-северо-восточное. При этом лежащий к северу отрезок поднятия сдвинут относительно южного отрезка к западу, что связывается с пересечением хребта глу­бинным разломом. Этот разлом продолжается и к во­стоку от о. Пасхи, проходя по гребню хребта о-вов Сала-и-Гомес.

Новое изменение простирания Срединно-Тихоокеанского хребта отмечается при переходе через экватор, в связи с разломом Галапагос. Интересно, что до этого участка в пределах гребневой зоны поднятия не обна­ружено рифтовой долины. Менард указывает, что это обстоятельство не есть следствие недостаточной изучен­ности рельефа дна океана в этом районе, так как трижды предпринимались специальные поиски рифта, ничего не давшие. Все же нельзя не заметить, что бати­метрия юго-восточного сектора Тихого океана в целом изучена значительно слабее, чем в других районах этого океана.

Севернее экватора гребень срединного поднятия, по­лучающего здесь название хребта Альбатрос, расчленен рядом поднятий и грабенов, в целом образующих, рифтовую зону. Крупная продольная впадина к востоку от подводных гор Математиков (между 13 и 18° с. ш.), возможно, имеет рифтовую структуру.

Четко выраженная рифтовая долина большой шири­ны, с очень неровным дном появляется севернее 20-й па­раллели. Затем она переходит в узкий грабен Калифор­нийского залива. Северо-западнее, уже в пределах материка, зона рифтов находит свое про­должение в депрессиях Империал, Сен-Хоакин и Сакра­менто. Сдвиг депрессий и сопровождающих их подня­тий, вероятно, связан с поперечным глубинным разло­мом Сент-Андреас. В гребневую зону можно включить также и район калифорнийского бордерленда, а далее на север — район подводных хребтов и впадин, т. е. часть дна Тихого океана, прилегающую к побережью Орегона. Чрезвычайно дробное расчленение побережья Британской Колумбии и Южной Аляски также, вероятно, обусловлено наложением срединно-океанической структуры на материковую.

Геофизические данные о строении Срединно-Тихоокеанского хребта [8] свидетельствуют, что вздутию земной коры здесь соответствует аналогичное вздутие мантии Земли. Под слоем рыхлых осадков изменчивой мощности залегает второй слой, толщина которого составляет около 1 — 1,2 км. Глубже расположен базальтовый слой; его мощность несколько меньше, чем под прилегающими котловинами океана, — в среднем 3,7 км против 4,9. Еще ниже залегает мантия, кровля которой приподнята. Однако под гребнем хребта, так же как и под Срединно-Атлантическим хребтом, скорости упругих волн меньше, чем это обычно отмечается для мантии, — 7,5—7,6 вместо 8,1—8,3 км/сек.

Значения теплового потока в зоне гребня хребта больше 6*10-6 и обычно не менее 3*10-6, иногда достигают 8*10-6 кал/см2/сек. Такие же высокие значения теплового потока отмечены для Калифорний­ского залива и для «Района подводных гор и впадин», что подтверждает гипотезу о продолжении хребта под западной окраиной материка Северной Америки (рис. 2.6).

О том же говорят данные магнитометрической съем­ки. Зона хребта к западу от Калифорнии и Орегона вы­ражена на магнитометрических картах в виде узких меридиональных полос магнитных аномалий. При этом на участках, где Срединно-Тихоокеанское поднятие пе­ресекается широтными разломами, отмечаются крупные горизонтальные сдвиги аномальных зон с амплитудой до 150—250 км, а по одному из них даже 1200 км [6]. Здесь, следовательно, имеется то же соотно­шение широтных разломов и срединного поднятия, о котором говорилось ранее при описании Срединно-Атлантического хребта.

Рис. 2.6. Тепловой поток в районе Восточно-Тихоокеанского поднятия [7]

1 - менее 1*10-6 кал/см2/сек; 2-от 1*10-6 кал/см2/сек; 3-более 3*10-6 кал/см2/сек —океанические разломы. На врезке кривая теплого потока при пересечении Срединно-Тихоокеанского хребта

Заключение

В данной работе я изучил такую форму рельефа, как срединно-океанические хребты. Мной были рассмотрены общие представления о срединных хребтах и их значении в рельефе Земли, установлены факторы и условия формирования хребтов, закономерности распространения планетарной системы хребтов, изучены основные элементы  морфологического строения всей системы и для каждого хребта в отдельности, описаны современные процессы, протекающие в этих структурах.

На основе полученных результатов можно сделать выводы о том, что срединные хребты не являются типичной структурой для рельефа нашей планеты, потому что это горные сооружения, образующие на дне Мирового океана единую цепь, опоясывающую весь земной шар, которая по своей протяженности и площади занимаемой поверхности может сравниться только с глобальными формами рельефа Земли. Срединно-океанические   хребты   образуются   в   дивергентных   зонах океанического дна, т.е. в местах его растяжения (спрединга). Это  вызывает образование глубинных разломов,  приток  глубинного  мантийного  вещества  к поверхности океанов и  образование  новой  коры.  Поэтому  районы  срединно-океанических хребтов  можно назвать  конструктивными  зонами. Эти грандиозные тектономагматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями срединно-океанических хребтов, не имеют себе равных на суше, что еще раз говорит об их исключительном значении для нашей планеты. Вдоль  всех срединных хребтов встречаются многочисленные действующие  подводные  вулканы и гидротермальные проявления. Вулканическая и  гидротермальная  деятельность срединных  хребтов   ярко   иллюстрируется   в   Исландии,   где   Срединно-Атлантический хребет выходит на сушу.

Вследствие интенсивной гидротермальной деятельности, в срединно-океанических хребтах откладываются сульфиды, сульфаты и оксиды металлов (цинка, меди, железа, кобальта, марганца и других), содержащие аномально большие концентрации рудных компонентов, получившие название металлоносных. Отдельные накопления группируются в гидротермальные поля: в результате образуются сульфидные, преимущественно медно-цинковые, месторождения, сходные с сульфидными месторождениями континентов. Подсчитано, что среднее гидротермальное поле выносит около 90 тонн меди и цинка в год. Таким образом, океанические гидротермальные поля являются потенциальными источниками полезных ископаемых. Еще один способ применения энергии практикуется в Исландии, где действуют пять теплофикационных геотермальных электростанций общей электрической мощностью 420 МВт, которые производят 26,5 % всей электроэнергии в стране.

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ:

1.      Белоусов В.В. Основные вопросы геотектоники / В.В. Белоусов М. Госгеолтехиздат. 1954г. -607с.

2.      Гаскелл Т.Ф. Строение земной коры по сейсмическим данным /Т.Ф. Гаскелл М., -1954г.

3.      Корякин Е.Д. Гравитационное поле Атлантического океана и его связь с глубинным строением земной коры. – Морские гравитационные исследования, вып. 2 / Е.Д. Корякин М.: Изд. Наука. 1983г. -266с.

4.      Леонтьев О.К. Краткий курс морской геологии / О.К. Леонтьев М.: Изд. МГУ, 1963г. -464 с.

5.      Леоньтев О.К. Дно океана / О.К. Леоньтев М.: Изд. «Мысль» 1968г. -319с.

6.      Магницкий В.А. Современные геофизические данные и проблема происхождения океанической коры / В.А. Магницкий М. Геодезиздат. 1953г. -290 с.

7.      Менард Г.У. Рельеф и Геология дна океанов. Пер.с англ., научн. ред. Живаго А.В. / Г.У. Менард М. Мысль. 1974г. -238с.

8.      Рейт Р.У., Фишер Р.И., Мейсон Р.Г. Рельеф и геология дна океанов / Р.У. Рейт, Р.И. Фишер, Р.Г. Мейсон М. Недра. 1983г. -528с.

9.      Ступак Н.К. О пульсации Земли. Проблемы планетарной геологии. / Н.К. Ступак М.,1963г. -251с.

10. Таранов Л.С. Мантия и Земная кора (образование оболочек Земли). / Л.С.Таранов «Природа» 1963г., №8. -52с.

11. Удинцев Г.Б. Исследования рельефа дна морей и океанов. Итоги науки. Достижения океанологии т.1 / Г.Б. Удинцев, М. Наука 1974г. -292с.

12. Хейзен Б., Тарп М., Юинг М., Дно Атлантического океана, пер. с англ., ч. 1 / Б. Хейзен, М. Тарп, М. Юинг , М., 1962г. -318с.

13. Шепард Ф. Морская геология. М. Недра / Ф. Шепард – 1969г. -464с.

14. http//:www.geo.web.ru

5