Геологическое строение дна Мирового океана по сейсмическим данным - Геология, гидрология и геодезия курсовая работа

Главная

Геология, гидрология и геодезия
Геологическое строение дна Мирового океана по сейсмическим данным

Основные черты рельефа дна Мирового океана по морфологическим данным. Основные особенности строения земной коры под океанами. Краткая история развития сейсморазведки. Современные методы сейсморазведки и аппаратура, применяемая при исследованиях на море.


посмотреть текст работы


скачать работу можно здесь


полная информация о работе


весь список подобных работ


Нужна помощь с учёбой? Наши эксперты готовы помочь!
Нажимая на кнопку, вы соглашаетесь с
политикой обработки персональных данных

Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.

сейсморазведка мировой океан геологический
Главная цель морской геологии и геофизики - понять структуру Земли под океанами, историю и характер процессов, которые формировали морское дно и историю Мирового океана в целом. В связи острой зависимости человечества от природных ресурсов, изучение дна Мирового океана на их наличие стало крайне важно. Вторая половина XX века ознаменовалась началом интенсивных работ по освоению ресурсов Мирового океана, занимающего почти 71 % всей поверхности Земли. Основным источником информации о геологическом строении дна Мирового океана являются результаты геофизических, прежде всего сейсмических исследований.
В настоящее время уже сформировались три достаточно четко выраженных направления морских геолого-геофизических исследований:
- поиски и разведка залежей углеводородов (нефть, газ и газогидраты) на шельфе и континентальном склоне;
- поиски, разведка и добыча различного вида конкреций - богатых металлических руд - с поверхности дна Мирового океана;
- поиски и разведка россыпных месторождений золота, олова, алмазов и др. в прибрежной полосе шельфа.
Однако, помимо экономических интересов, по-прежнему, как и во время пика развития морской геофизики существуют недостигнутые научные цели, ибо несмотря на огромный объем полученных данных об океанической коре многое остается неизвестным. Поэтому добыча ископаемых не стоит во главе задач, которых нужно решить.
В представленной работе описываются методы и аппаратура сейсморазведки, применяемые в исследовании океанского дна, а также некоторые результаты, полученные в ходе работ.
В рельефе дна океана доминируют опоясывающие земной шар хребты и отделяющие их от континентов глубокие котловины.
Рис.1 Обобщенный профиль дна океана.[1]
Средняя глубина Мирового океана, покрывающего более 70% земной поверхности, около 4 км. Это ничтожная величина по сравнению с общей длиной земного радиуса (всего 0,06%), но вполне достаточная для того, чтобы сделать дно Мирового океана недосягаемым для непосредственного исследования обычными геологическими и геоморфологическими методами, которыми пользуются при полевых работах на суше. Изучение рельефа морского дна геофизическими методами показало ошибочность прежних представлений о монотонности и простоте строения рельефа дна океана.
Общее представление о распределении земной поверхности по ступеням высот и глубин дает гипсографическая кривая. По способу построения это кумулятивный график распределения высот и глубин.
Рис.2 Распределение площадей по высотным уровням. Гипсографическая кривая поверхности Земли, построенная по гистограмме частоты встречаемости (слева), показывает долю (в %) поверхности, лежащей выше или ниже любого уровня. [1]
Сравнивая батиграфические кривые отдельных океанов и Мирового океана в целом видим, что в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах распределение глубин очень сходно и следует тем же закономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 73,2 до 78,8% площади дна океанов лежит на глубинах от 3000 до 6000 м, от 14,5 до 17,2% - на глубинах от 200 до 3000 м и только 4,8 - 8,8% площади океанов имеют глубины менее 200 м. Соответствующие цифры для Мирового океана 73,8, 16,5 и 7,2%.
Резко отличается структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространства дна с глубинами менее 200 м занимают 44,3%, а глубины, наиболее характерные для всех океанов (т. е. от 3000 до 6000 м), - всего 27,7%. Эта особенность батиграфической кривой приближает Северный Ледовитый океан к крупным глубоководным морям типа Средиземного или Карибского. Глубина моря или океана - одно из важнейших условий для развития различных природных процессов, и прежде всего - развития жизни и осадкообразования, важное условие формирования рельефа и динамики геологических процессов. В зависимости от глубины океан обычно разделяют на батиметрические зоны:
литоральную, т. е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров;
неритовую - до глубин порядка 200 м»
абиссальную - от 3 тыс. до б тыс. м;
гипабиссальную - глубину > 6 тыс. м.
Пограничные глубины довольно условны, в отдельных конкретных случаях они сильно сдвигаются. Так, в Черном море абиссаль начинается с глубины 2 тыс. м.
Еще со времен Г. Вагнера установилась традиция считать, что различные участки гипсографической кривой прямо соответствуют основным элементам рельефа дна Мирового океана. Так, отрезок кривой между отметками 0 и 2000 м отождествляется с материковой отмелью - мелководной, более или менее выровненной поверхностью дна, окаймляющей обычно материки и крупные острова (в последнем случае нередко применяется термин «.островная отмель»). Ниже отметки 2000 м идет относительно крутой участок кривой, который соответствует так называемому материковому склону - зоне океанского дна, характеризующейся крутыми уклонами поверхности и ограничивающей снизу материковую отмель. Далее располагается снова выположенный участок кривой, соответствующий ложу океана - сравнительно выровненной глубоководной части дна океана, лежащей на глубинах более 3 тыс. м. Самый нижний и крутой участок батиграфической кривой сопоставляют с так называемыми глубоководными впадинами, т. е. участками дна океана, имеющими глубину более 6 тыс. м. Преобладающая часть площади дна океана с глубинами более 6 тыс. м приходится на Тихий океан, в Северном Ледовитом океане такие глубины вообще отсутствуют.
В действительности гипсографическая кривая по назначению и способу построения не может служить источником для получения представления об основных элементах донного рельефа. На дне Мирового океана есть и шельфы, и материковые склоны, и ложе океана, но названные понятия таксономически далеко неравнозначны, и их существование устанавливается не из гипсографической кривой, а из конкретных данных о рельефе дна различных морей и океанов. Кроме того, этими элементами не исчерпывается перечень крупнейших элементов рельефа океанского дна, т. е. имеются и такие элементы, которые не входят ни в шельф, ни в материковый склон, ни в ложе океана. На дне океана, как и на поверхности суши, имеются и горы, и возвышенности, и равнины.
При составлении гипсографической кривой в каждом случае суммируются площади участков земной поверхности, лежащие в определенном интервале высот или глубин, независимо от того, к какому элементу рельефа относятся эти участки. Так, высокие равнины, нередко достаточно обширные (Мексиканская высокая равнина и др.), по гипсографическому положению оказываются в интервале высот, соответствующем верхней крутой - «горной» части гипсографической кривой. В океане глубины менее 3 тыс. м могут быть не только в пределах материкового склона, но и на склонах подводных хребтов. Уже одно то, что на гипсографической кривой подводные горные сооружения получают лишь скрытое отражение (в интервале глубин, приписываемых материковому склону), говорит о неприемлемости выведения представления об основных элементах рельефа на основе прямого истолкования очертаний этой кривой.[1]
1.2 Основные черты рельефа дна мирового о кеана по морфологическим данным
Современные данные свидетельствуют о весьма значительном и разнообразном расчленении рельефа морского дна. Вопреки ранним представлениям в пределах дна океанов наиболее распространен холмистый и горный рельеф (рис. 3-4 ).
Рис.3 Основные морфогенетические элементы рельефа северной части Атлантического океана на профиле от Северной Америки до Африки. [3]
Рис.4 Основные морфологические элементы рельефа дна северной части Тихого океана на профиле от Японии до Калифорнии. [3]
Ровные поверхности обычно наблюдаются вблизи суши, в пределах материковой отмели, и в некоторых глубоководных котловинах, где неровности «коренного» рельефа погребены под мощным слоем рыхлых осадков. Существенная внешняя особенность рельефа дна морей и океанов - преобладание замкнутых отрицательных элементов: котловин и узких желобообразных впадин различных размеров. Для рельефа океанского дна характерны также одиночные горы, в большом количестве встречающиеся среди холмистых или выровненных пространств, занимающих днища крупных котловин. На суше, как известно, такие «островные» горы встречаются лишь в особо специфических условиях. Редки по сравнению с сушей линейные долинообразные формы. Горные системы, как и на суше, имеют линейную ориентировку, в большинстве случаев значительно превосходят горные системы континентов по ширине, протяженности и площади, не уступают им в крупномасштабной вертикальной расчлененности. Величайшая горная система Земли - это система так называемых срединно-океанических хребтов. Она протягивается непрерывной полосой через все океаны, общая длина ее более 60 тыс. км, занимаемая площадь составляет более 15% земной поверхности.
Сложно построенные окраинные зоны океанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительных черт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Большинство их находится на окраинах Тихого океана. Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственно ложу океана.
В наиболее типичном виде переходные зоны, таким образом, представлены в виде комплексов трех крупных элементов рельефа: котловин окраинных глубоководных морей; горных систем, отгораживающих котловины от океана и увенчанных островами, островных дуг; узких желобообразных впадин, расположенных обычно с внешней стороны островных дуг, - глубоководных желобов. Такое закономерное сочетание перечисленных элементов явно указывает на их единство и генетическую взаимосвязь. В строении некоторых переходных зон имеются заметные отклонения от этой типичной схемы.
Морфологически материковая отмель и материковый склон - единая система. Поскольку материки - это выступы земной поверхности, т. е. объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон - как склон материковой глыбы. Таким образом, на основе только морфологических особенностей намечается довольно четкое разделение дна Мирового океана на следующие основные элементы:
подводную окраину материка, состоящую из материковой отмели, материкового склона и материкового подножия;
переходную зону, состоящую обычно из котловины окраинного глубоководного моря, островной дуги и глубоководного желоба;
ложе океана, представляющее собой комплекс океанических котловин и поднятий;
Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердую оболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км/с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины. Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли.
Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.
Рис. 5 I-- океанская кора (ложе океана); II-- субокеанская кора (впадины окраинных и внутренних морей); III-- континентальная кора платформ; IV-- континентальная кораорогенных поясов; V-- субконтинентальная кора (островные дуги); 1-- слой воды, 2-- осадочный слой, 3-- второй слой океанской коры, 4-- третий слой океанской коры, 5-- «гранитный» (гранитометаморфический) слой континентальной коры; 6-- «базальтовый» (гранулито-базитовый) слой континентальной коры, 7-- нормальная мантия, 8-- разуплотненная мантия. [3]
По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:
осадочный (скорости менее 5 км/с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км);
гранитный (скорости около 6 км/с, мощность 15 - 17 км) и
базальтовый (скорости 6,5 - 7,2 км/с, мощность 17 - 20 км).
Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г/см3.
В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам, - гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемых обычно под названием «кислые» породы вследствие значительного содержания в них (более 60%) кремнекислоты.
Скорость сейсмических волн в базальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющими плотность 3,0 г/см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другим основным породам (габбро и др..), которые отличаются пониженным содержанием кремнезема (менее 50%) и повышенным - окислов различных металлов.
Рис. 6 Схема строения континентальной коры, слои: 1 - осадочный, 2 - гранитно-метаморфический, 3 - гранулито-базитовый, 4 - перидотиты верхней мантии.
II - океаническая кора, слои: 1 - осадочный, 2 - базальтовых подушечных лав, 3 - комплекса параллельных даек, 4 - габбро, 5 - перидотиты верхней мантии. М - граница Мохоровичича [7]
Материковая кора широко представлена в пределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна для материкового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходит примерно в пределах изобат 2 - 3,5 км, но местами отклонения от этой глубины весьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка в Атлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море - порядка 1800 м.[1] [3]
2.2 Океанический и рифтогенальный типы земной коры
По материалам бурения и сейсмическим данным земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. В настоящее время выделяют 4 слоя которые резко различаются по скорости продольных волн. Верхний (1) слой - осадочная толща(рыхлые отложения), мощность 0,5 км , сейсмическая скорость которой 1,5-2 км/с. Ниже прослеживается второй (2) слой(вулканогенный базальтовый) V= 2,1-6 км/с- средняя 5 км/с. Бурением установлено что верх этого слоя (2А) во всех скважинах сложен подушечными лавами - толеитовыми базальтами, являющиеся фундаментом для осадков. При сейсмопрофилировании его называют слой B. Еще ниже в слое 2Б (V=4,6 км/с) залегают габброиды. Драгирование естественных отложений на дне показало, что верхняя часть слоя 2 сложена, как было выше сказано, шаровыми лавами и лавобрекчиями (2А), нижняя - базальтами с многочисленными дайками и силами долеритов. Далее залегает сейсмический слой 3 - «океанский» V=6,4-7,4 км/с мощностью 4,7 км. Он состоит в основном из ультраосновных пород. Слой 4 - мантия со скоростями распространения 8-8,2 км/с, в которой преобладают ультраосновные и метаморфические породы .
Рис.7 Разрез океанской коры с указанием предполагаемых геофизических слоев. Приблизительные мощности даны по сейсмическим данным. Состав магматических пород выявлен в основном по образцам, драгированным в зонах разломов, и путем сравнения с офиолитовыми сериями. Последовательность метаморфизма определяется взаимодействием между изверженными породами и морской водой.[3]
Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4,5 - 5,8 км/с. Мощность его очень изменчива - от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7,2 - 7,8 км/с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.
Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.
В последнее время на фоне возрастающей популярности гипотезы «новой глобальной тектоники» намечается тенденция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, к поискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. По этим представлениям, океаническая кора имеет не базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовой зоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочному признанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные. В частности, трудно объяснить, почему слой с повышенной плотностью (7,2 - 7,8 км/с) не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана, а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторыми (но не срединными) поднятиями дна, если в формировании океанической коры участвуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород.[1] [3]
Глава 3. Краткая история развития морской сейсморазведки
Сейсмические методы вот уже более полувека являются главным и основным источником информации о глубинном строении земной коры морей и океанов.
Круг задач, которые стояли перед геофизиками в течение этого периода, постоянно менялся. Первые работы были направлены на изучение континентальных платформенных и осадочных структур в их океаническом продолжении. В дальнейшем, после установления существенной разницы в строении земной коры океанов и материков, сейсмические работы были направлены на установление различных типов океанической коры и выяснение связей между ее глубинной структурой и формой рельефа дна.
Первые сейсмические исследования были начаты в середине 30-х годов под руководством Мориса Юинга (США) и ограничивались вначале мелководными участками атлантического шельфа и материкового склона к востоку от побережья Северной Америки. В 1938 году аналогичные эксперименты под руководством Е. Булларда (Англия) были поставлены по другую сторону океана в проливе Ла-Манш. Работы были организованы Отделением геодезии и геофизики Кембриджского университета. В обоих случаях использовалась обычная наземная техника сейсмической разведки с той лишь разницей, что сейсмографы предварительно герметизировались, а затем укладывались на дно. Полученные результаты позволили проследить строение и рельеф коренных пород, прикрытых чехлом более молодых осадочных отложений. Одновременно эти работы показали принципиальную возможность проведения сейсмических исследований в глубоководных участках дна океана, что в значительной степени заинтересовало многих геологов.
Начавшаяся в 1939 году вторая мировая война прервала дальнейшее развитие морских сейсмических работ.
Начиная с 1946 года сейсмические исследования морского дна были возобновлены. За рубежом измерения мощности осадочной толщи и строения земной коры вплоть до 1960 года производились главным образом двумя группами исследователей - университета в Вудс-Холле и Скриппсовского института (США), с одной стороны, и учеными факультета геодезии и картографии Кембриджского университета (Англия) - с другой. Настоящий прогресс в этих работах начался после того, как нефтяными компаниями США были обнаружены колоссальные месторождения нефти и газа под шельфом Мексиканского залива в штате Техас. После этого правительства многих стран, главным образом Атлантического побережья, выделили большие ассигнования, направленные на развитие сейсмических исследований вблизи национальных берегов. Однако следует отметить, что еще к 1950 году геологическое строение дна океана практически не было известно.
Основной объем сейсмических исследований в Мировом океане был проведен советскими, американскими и английскими учеными. При этом наиболее подробному изучению подверглись подводные окраины материков и прилегающие к ним участки глубоководных котловин, отдельные участки рифтовых хребтов, глубоководные желоба и все наиболее значительные структуры океанического дна. Работы проводились в основном методом преломленных волн (МПВ). Огромное количество измерений методом отраженных волн (МОВ) было выполнено американскими нефтяными компаниями в Мексиканском заливе и в окрестностях острова Тринидад.
В период проведения международного геофизического года (МГГ) Ламонтская геофизическая обсерватория Колумбийского университета и океанографический институт в Вудс-Холле (США) развернули широкую программу морских сейсмических исследований в южной части Атлантического океана, в Карибском море и возле южного побережья Африки. В Индийском и Тихом океанах сейсмические работы велись в основном американскими и советскими кораблями. В 1963 году под руководством К. Эмери в США была начата пятилетняя программа комплексного геолого-геофизического исследования структуры Атлантической подводной окраины материка Северной Америки.
После принятия в 1963 году в Беркли предложенной В.В. Белоусовым программы, предусматривающей комплексное изучение глубинного строения Земли в океанах и на суше и получившей название “Проект верхней мантии”, многие страны выразили свое согласие принять участие в ее реализации. В рамках выполнения этой программы большую роль в изучении строения дна Северо-Западной Атлантики сыграли исследования Бедфордского океанографического института и института океанографии Дальхаузского университета Канады. Первые же их работы, проведенные совместно с американскими геофизиками, увенчались большими успехами, и в частности открытием погребенного под осадками Срединно-Лабрадорского хребта. Большой объем сейсмических наблюдений МПВ был выполнен во время кругосветного плавания английского океанографического судна “Челленджер” в 1950-1953 гг. За время этого рейса было отстреляно много профилей МПВ, позволяющих по единой методике изучить строение земной коры в пределах различных морфологических структур дна Мирового океана.
Большая часть сейсмических исследований, проведенных Францией, Испанией, Голландией, Норвегией и Швецией, осуществлялась в непосредственной близости от своих национальных берегов, что было обусловлено решением различных экономических задач, и в частности поиском и разведкой нефтегазоносных структур в шельфовой зоне Атлантического бассейна. Значительную роль для развития этих работ сыграло открытие в конце пятидесятых годов газовых, а затем и нефтяных месторождений в Северном море. Сейсмические измерения здесь были начаты в 1959 году. Интересно отметить, что уже в 1964 году в Северном море работало 46 сейсмических отрядов, снаряженных нефтяными компаниями Швеции, Голландии, ФРГ и других стран. Детальные исследования, направленные на поиски перспективных структур, проводились преимущественно методом отраженных волн.
В Советском Союзе первые морские сейсмические работы были проведены в 1941 году на Каспийском море, в районе Апшеронского полуострова. Организаторами этих работ были Н.И. Шапировский и С.Ф. Шушаков. Регистрация упругих колебаний производилась обычными сухопутными сейсмографами, предварительно герметизированными. Сейсмографы со шлюпки укладывались на дно, сейсмическая станция располагалась на катере. Применявшаяся аппаратура позволяла проводить работы на глубинах не более 20-30 м. С целью совершенствования методики и аппаратуры морской сейсморазведки в 1949 г. была организована научно-исследовательская морская геофизическая экспедиция (НИМГЭ), которая совместно с Московским институтом геофизики (ВНИИ Геофизика) в 1952 г. создали и опробовали новый пьезокристаллический сейсмоприемник, позволяющий вести прием колебаний в воде. Позднее были созданы пьезосейсмические косы, с помощью которых можно было выполнять наблюдения методом отраженных волн на ходу судна.
С 1958 г. морская сейсморазведка в СССР становится важнейшим методом исследования геологии дна акваторий. Еще раньше в 1954 г. институт Океанологии провел первые советские сейсмические работы в Тихом океане.
В период МГГ большой объем работ ГСЗ был выполнен институтом ВНИИ Геофизика в дальневосточных морях, в Индийском и Тихом океанах. В Арктическом бассейне эти работы проводились в основном институтом Геологии Арктики (НИИГА).
Первые советские сейсмические работы в Атлантическом океане были начаты в 1963 году и проводились в районе островов Мадейра на парусном океанографическом судне “Седов”. Впоследствии аналогичные исследования, но в значительно большем объеме, были проведены в Северо-Западной Атлантике в 1964-1965 гг. на судне “Полюс”. Проведенные измерения позволили выяснить особенности строения и мощности осадочных отложений в указанных районах океана. Начиная с 1967 г. эти исследования продолжаются Институтом океанологии АН СССР, гидрографией флота и др. В 1969-1971 гг. были осуществлены комплексные (магнитные, гравиметрические и сейсмические) исследования структуры земной коры и осадочной толщи в Северной и Экваториальной Атлантике. За шестьдесят лет, прошедших со времени первых работ Мориса Юинга, методика и техника морских сейсмических измерений претерпела весьма существенные изменения. Весь период становления и развития этих исследований можно приблизительно разделить на четыре этапа.
Первый из них (1936-1946 гг.) можно охарактеризовать как экспериментальный. Основной задачей исследований на этом этапе являлось доказательство принципиальной возможности и целесообразности расширения сейсмических работ на область океана. Методика первых измерений была чрезвычайно сложна, аппаратура громоздка и неудобна. Это объясняется в первую очередь тем, что на первом этапе применялась в основном обычная сухопутная аппаратура, приспособленная к проведению морских работ. Необходимость укладки предварительно герметизированных сейсмографов на дно (впрочем, как и зарядов) затрудняла продвижение измерений на большие глубины и существенно снижала производительность.
Второй - послевоенный этап, охватывающий период с 1946 по 1950 г., характеризуется большим оживлением прерванных войной сейсмических исследований в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах. Эти годы явились началом интенсивного освоения методики глубоководных измерений. Последнее стало возможным благодаря созданию пьезоэлектрического приемника давления, применению подвешенных гидрофонов и поверхностных взрывов, позволивших значительно упростить методику исследований МОВ и МПВ в океане. Немалую роль в сыграло использование военных кораблей США и Англии, освободившихся от военных действий после окончания второй мировой войны.
Третий этап охватывает период с 1950 по 1960 год. Он отмечен коренным изменением методики глубинного сейсмозондирования благодаря применению сейсмоакустических радиобуев. Первая конструкция радиобуя была разработана в Кембриджском университете (Англия) под руководством М. Хилла в 1949 году. Одновременное использование нескольких буев позволяло вести работы МПВ с одного корабля, тогда как раньше эти работы требовали постоянного присутствия на профиле двух кораблей. Новая методика сразу же получила признание, ибо значительно удешевляла исследования и давала возможность увеличить число экспедиций. Впервые радиобуи были широко использованы при проведении сейсмических измерений в кругосветной экспедиции на “Челленджере” в 1950-1953 годах. Впоследствии они нашли широкое применение при исследованиях структуры земной коры подводной окраины материка и глубоководных бассейнов Мирового океана.
Современный - четвертый - этап сейсмических исследований Мирового океана начался с 1960 года после создания Скриппсовским океанографическим институтом и Электронной лабораторией ВМФ США аппаратуры непрерывного сейсмического профилирования (НСП), позволяющей получать непрерывный разрез верхних слоев земной коры (главным образом осадочной толщи) по пути следования корабля. В качестве источника возбуждения был применен электроискровой разрядник (спаркер), который вместе с приемным гидрофоном буксировался за кораблем. Вслед за спаркером были созданы и другие типы излучателей, позволившие заменить дорогостоящие и опасные взрывчатые вещества и одновременно резко увеличить производительность морских сейсмических работ. За короткий период с помощью аппаратуры профилирования была проведена съемка огромных океанских площадей и изучена структура осадочного покрова и рельеф подстилающего фундамента во всех провинциях дна. Одновременно резкое удешевление работ позволило целому ряду стран включиться в производство сейсмических исследований в океане.
Например, если на первых трех этапах эти измерения проводились преимущественно двумя странами - США и Англией, то начиная с 1960 года в работы последовательно включается целый ряд стран Западной Европы, а также Канада, ЮАР, Япония и др. Конечно, немалую роль при этом сыграло открытие крупных месторождений нефти и газа на шельфах Северной Америки и Европы, а также развитие взглядов на природу и тектонику дна океана.
На сегодняшний день морские геолого-г
Геологическое строение дна Мирового океана по сейсмическим данным курсовая работа. Геология, гидрология и геодезия.
Реферат по теме Интеллектуальный и духовный потенциал человека будущего
Контрольная работа: Комплект женский для отдыха, состоящий из плечевого изделия
Контрольная работа: Институт гражданства и его социально-юридическая функция
Отчет По Практике На Тему Работа На Терапевтическом Участке
Контрольная Работа По Геометрии Трапеция
Лабораторная Работа По Физике 8 Перышкин
Реферат: Глебович, Ян Юрьевич
Методы анализа основной тенденции тренда в рядах динамики
Польза Изучения Английского Языка Сочинение
Реферат: Правовое положение Банка России
Кирик Разноуровневые Самостоятельные И Контрольные Работы
Реферат по теме Великая победа в битве на Волге
Статья На Тему Здание На Чужой Земле
Курсовая работа: Применение экономико-статистических методов для определения региональной потребности в материальных ресурсах на стадии предплановых расчетов. Скачать бесплатно и без регистрации
Курсовая работа по теме Система персонажів в трагедії Шекспіра
Эссе Монгольское Нашествие На Русь
Реферат: Лікувальна фізкультура при травмах і захворюваннях нервової системи
Қазтуған Және Заман Тақырыбына Эссе
Энтеробиоз Реферат По Инфекционным Болезням
Курсовая работа по теме Система управления рисками на предприятии
Биологический электропривод. Биоинформатика - Биология и естествознание реферат
Теория бухгалтерского учета - Бухгалтерский учет и аудит контрольная работа
Анализ и учет задолженности предприятия - Бухгалтерский учет и аудит дипломная работа