Срединные океанические хребты рельефа океанической земной коры. Подводные хребты тихого океана
Срединно-океанические хребты занимают 11 % площади дна Тихого океана и имеют свои специфические черты строения. Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия представляют собой широкие и сравнительно слабо расчлененные возвышенности. С зонами секущих поперечных разломов связаны крупные формы глубокого расчленения -- поперечные узкие депрессии или «океанические троги». Фланговые зоны срединноокеанических хребтов очень широкие, рифтовая зона лишь на отдельных участках достигает такой выразительности, как в хребтах Атлантического и Индийского океанов. Отличительной чертой срединноокеанических хребтов в Тихом океане являются также боковые ответвления от основной системы в виде так называемых Чилийского поднятия и Галапагосской рифтовой зоны. К системе срединно-океанических хребтов в Тихом океане относятся также подводные хребты Горда, Хуан-де-Фука и Эксплорер на северо-востоке Тихого океана.
Срединно-океанические хребты Тихого океана представляют собой сейсмичные пояса, однако в отличие от переходных зон землетрясения здесь только поверхностные.
Активная вулканическая деятельность осуществляется в основном в рифтовой зоне. Обнаружены свежие лавы (при подводном фотографировании), металлоносные осадки, обычно связанные с гидротермами, присущими районам современного вулканизма Тихого океана.
Система Южно-Тихоокеанского и Восточно-Тихоокеанского поднятий делит ложе Тихого океана на две неравные и сильно отличающиеся по строению части. Восточная часть более мелководная и менее сложно построенная. Боковые ответвления системы срединно-океанических хребтов -- Чилийское и Галапагосское -- расположены в этой части. Кроме Чилийского поднятия здесь выделяются хребты Наска, Сала-и-Гомес, Карнеги и Кокос. Эти подводные хребты делят юго-восточную часть ложа на Гватемальскую, Панамскую, Перуанскую и Чилийскую котловины. Все они характеризуются сложно расчлененным гористым и холмистым рельефом дна.
В районе островов Галапагос также выделяют рифтовую зону.
Остальная часть ложа океана, лежащая к западу от Восточно-Тихоокеанского поднятия и от подводной окраины Северной Америки и занимающая примерно площади ложа, имеет очень сложное строение рельефа. Десятки подводных хребтов и возвышенностей разделяют ложе океана на большое число котловин. Наиболее значительные хребты западной и центральной частей ложа Тихого океана имеют одну общую закономерность: они образуют систему дугообразных в плане поднятий, начинающихся на западе и заканчивающихся на юго-востоке. Первую такую дугу образует Гавайский хребет. Примерно параллельно ему протягивается следующая, самая крупная «дуга», начинающаяся Горами Картографов и включающая в себя далее горы Маркус-Неккер, подводный хребет островов Лайн и заканчивающаяся подводным основанием островов Туамоту.
Следующая дуга состоит из подводных оснований островов Маршалловых, Кирибати и Тувалу. Возможно, с ней же связаны острова Самоа. Четвертая дуга много короче предыдущих, она включает Каролинские острова и подводный вал или возвышенность Капингамаранги. Пятая дуга состоит из южной группы Каролинских островов и вала Эауриапик. Есть еще несколько подводных хребтов, также являющихся основаниями многочисленных островов, параллельно этой системе, но не входящих в нее (например, Феникс, Таити, Тубуаи). Некоторые хребты и возвышенности по своему простиранию резко выделяются. Это Императорский, или Северо-Западный, хребет, возвышенности Шатского, Магеллана, Хесса, Манихики. Последние отличаются выравненными вершинными поверхностями и обычно несут на себе «шапки» карбонатных отложений повышенной мощности.
На Гаваях и на Самоа имеются действующие вулканы, которые существенно отличаются по составу вулканических продуктов от вулканов переходных областей. По дну Тихого океана в пределах его ложа рассеяно огромное количество отдельных подводных гор, преимущественно также вулканического происхождения. Многие из них имеют уплощенные вершины -- это так называемые гайоты.
Вершины некоторых гайотов находятся на глубинах 2--2,5 тыс. м, средняя глубина над ними около 1,3 тыс. м. Предполагается, что вершины гайотов некогда были гораздо ближе к поверхности океана, возможно даже были островами, а затем после абразионного или денудационного выравнивания оказались погруженными на те глубины, на которых они сейчас находятся.
Подавляющее большинство островов западной и центральной частей Тихого океана коралловые. Если же это чисто вулканические острова, то они почти всегда окаймлены коралловыми постройками. Большая мощность коралловых известняков на современных коралловых атоллах также свидетельствует о значительных отрицательных движениях земной коры в пределах ложа Тихого океана в течение кайнозоя. Самые древние коралловые известняки, вскрытые бурением на атоллах, имеют эоценовый возраст. Они залегают на глубинах, близких к 1300 м от поверхности, тогда как рифообразующие кораллы могут обитать только на глубинах не более 50 м.
Очень яркой чертой рельефа и тектонического строения в пределах ложа океана и срединно-океанических хребтов являются зоны океанических разломов, обычно выраженные в рельефе в виде комплексов линейно и согласно ориентированных тектонических впадин (грабенов) и глыбовых хребтов (горстов). Все известные зоны разломов имеют собственные названия. Например, в северной части океана наиболее значительными по протяжению являются зоны разломов Сервейор, Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон.
Котловинам и поднятиям ложа Тихого океана характерна земная кора океанического типа, но она довольно различна. Например, в северо-восточной части ложа океана «второй» и «базальтовый» слои океанической коры малой мощности, соответственно менее 1 и менее 5 км, при средних значениях 1 и 7 км. На возвышенности Шатского отмечены максимальные мощности «второго» слоя вместе с осадочным -- до 3 км и базальтового - до 13 км.
Срединно-океанические хребты в Тихом океане имеют земную кору рифтогенального типа, отличающуюся общей повышенной плотностью (по сравнению с океанической). С помощью драговых работ, как и на других срединно-океанических хребтах, здесь обнаружены ультраосновные породы, а в зоне разлома Элтанин были подняты кристаллические сланцы.
Переходные области имеют очень пестрое, мозаичное строение земной коры. Наряду с субокеанической и даже океанической корой, характерной для глубоководных морских котловин и днищ глубоководных желобов, под островными дугами обнаружена субконтинентальная (Курильские острова) и даже континентальная кора (Японские острова). Именно эта мозаичность строения земной коры в переходных областях заставляет выделить развитую здесь земную кору в особый геосинклинальный тип земной коры (рис. 3).
До сих пор существуют различные точки зрения на вопрос о времени образования Тихого океана в его современном виде, но, очевидно, к концу палеозойской эры на месте его котловины уже существовал обширный водоем, а также и древний праматерик Пангея, располагавшийся примерно симметрично по отношению к экватору. Тогда же началось формирование в виде огромного залива будущего океана Тетис, развитие которого и вторжение в Пангею привело в дальнейшем к распаду ее и формированию современных материков и океанов.
Ложе современного Тихого океана образовано системой литосферных плит, ограниченных со стороны океана срединно-океаническими хребтами, являющимися частью глобальной системы срединных хребтов Мирового океана. Это Восточно-Тихоокеанское поднятие и Южно-Тихоокеанский хребет, которые, достигая местами ширины до 2 тыс. км, в южной части океана соединяются между собой и продолжаются на запад, в пределы Индийского океана. Восточно-Тихоокеанский хребет, простираясь на северо-восток, к берегам Северной Америки, в районе Калифорнийского залива соединяется с системой континентальных рифтовых разломов Калифорнийской долины, Йосемитской впадины и разлома Сан-Андреас. Сами же срединные хребты Тихого океана в отличие от хребтов других океанов не имеют четко выраженной осевой рифтовой зоны, но характеризуются интенсивной сейсмичностью и вулканизмом с преобладанием выбросов ультраосновных пород, т. е. обладают чертами зоны интенсивного обновления океанической литосферы. На всем протяжении срединные хребты и прилегающие к ним участки плит пересечены глубокими поперечными разломами, для которых также характерно развитие современного и, особенно, древнего внутриплитового вулканизма. Расположенное между срединными хребтами и ограниченное глубоководными желобами и переходными зонами обширное ложе Тихого океана имеет сложно расчлененную поверхность, состоящую из большого числа котловин глубиной от 5000 до 7000 м и более, дно которых сложено океанической земной корой, покрытой глубоководными глинами, известняками и илами органического происхождения. Рельеф дна котловин по преимуществу холмистый. Наиболее глубокие котловины (около 7000 м или более): Центральная, Западно-Марианская, Филиппинская, Южная, Северо-Восточная, Восточно-Каролинская.
Котловины отделены друг от друга или пересечены сводовыми поднятиями или глыбовыми хребтами , на которые насажены вулканические постройки, в пределах межтропического пространства часто увенчанные коралловыми сооружениями. Вершины их выступают над водой в виде мелких островов, часто группирующихся в линейно вытянутые архипелаги. Некоторые из них до сих пор являются действующими вулканами, извергающими потоки базальтовой лавы. Но большей частью это уже потухшие вулканы, надстроенные коралловыми рифами. Часть таких вулканических гор находится на глубине от 200 до 2000 м. Вершины их выровнены абразией; положение глубоко под водой связано, очевидно, с опусканием дна. Образования такого типа называют гайотами.
Особый интерес среди архипелагов центральной части Тихого океана представляют собой Гавайские острова . Они образуют цепь протяженностью 2500 км, вытянутую к северу и югу от Северного тропика, и являются вершинами огромных вулканогенных массивов, поднимающихся со дна океана вдоль мощного глубинного разлома. Видимая их высота от 1000 до 4200 м, а подводная составляет примерно 5000 м. По своему происхождению, внутреннему строению и внешнему виду Гавайские острова - типичный пример океанического внутриплитового вулканизма.
Гавайские острова являются северной окраиной огромной островной группы центральной части Тихого океана, носящей общее название «Полинезия ». Продолжением этой группы примерно до 10° ю.ш. являются острова Центральной и Южной Полинезии (Самоа, Кука, Общества, Табуаи, Маркизские и др.). Эти архипелаги, как правило, вытянуты с северо-запада на юго-восток, вдоль линий трансформных разломов. Большинство из них вулканического происхождения и сложены толщами базальтовой лавы. Некоторые увенчаны широкими и пологими вулканическими конусами высотой 1000-2000 м. Самые мелкие острова в большинстве случаев - коралловые постройки. Сходные особенности имеют многочисленные скопления мелких островов, расположенных в основном к северу от экватора, в западной части Тихоокеанской литосферной плиты: острова Марианские, Каролинские, Маршалловы и Палау, а также архипелаг Гилберта, который частично заходит в южное полушарие. Эти группы мелких островов объединяются под общим названием Микронезия. Все они кораллового или вулканического происхождения, гористы и поднимаются на сотни метров над уровнем океана. Побережья окружены надводными и подводными коралловыми рифами, сильно затрудняющими судоходство. Многие мелкие острова представляют собой атоллы. Вблизи некоторых островов располагаются глубоководные океанские впадины, а к западу от Марианского архипелага проходит глубоководный желоб того же названия, принадлежащий к переходной зоне между океаном и материком Евразия.
В прилегающей к американским материкам части ложа Тихого океана разбросаны обычно мелкие единичные вулканические острова : Хуан-Фернандес, Кокос, Пасхи и др. Наиболее крупную и интересную группу представляют собой острова Галапагос, расположенные у экватора вблизи берегов Южной Америки. Это архипелаг из 16 крупных и множества мелких вулканических островов с вершинами потухших и действующих вулканов высотой до 1700 м.
Переходные от океана к материкам зоны отличаются строением дна океана и особенностями тектонических процессов как в геологическом прошлом, так и в настоящее время. Они опоясывают Тихий океан на западе, севере и востоке. В разных частях океана процессы формирования этих зон протекают неодинаково и приводят к различным результатам, но везде они отличаются большой активностью как в геологическом прошлом, так и в настоящее время.
Со стороны ложа океана переходные зоны ограничены дугами глубоководных желобов, в направлении которых происходит перемещение литосферных плит и погружение под континенты океанической литосферы. В пределах переходных зон в строении дна океана и окраинных морей преобладают переходные типы земной коры, и на смену океаническим типам вулканизма приходит смешанный эффузивно-эксплозивный вулканизм зон субдукции. Здесь речь идет о так называемом «Тихоокеанском огненном кольце», которое опоясывает Тихий океан и характеризуется высокой сейсмичностью, многочисленными проявлениями палеовулканизма и вулканогенными формами рельефа, а также - существованием в его пределах более 75 % ныне действующих вулканов планеты. В основном это смешанный эффузивно-эксплозивный вулканизм среднего состава.
Наиболее ярко все типичные черты переходной зоны выражены в пределах северной и западной окраин Тихого океана, т. е. у берегов Аляски, Евразии и Австралии. Эта широкая полоса между ложем океана и сушей, включая подводные окраины материков, уникальна по сложности строения и по соотношению между сушей и акваторией, ее отличают значительные колебания глубин и высот, интенсивность процессов, происходящих как в глубине земной коры, так и на водной поверхности.
Внешнюю окраину переходной зоны на севере Тихого океана образует Алеутский глубоководный желоб , простирающийся на 4000 км выпуклой к югу дугой от залива Аляска к берегам полуострова Камчатка, с максимальной глубиной 7855 м. Этот желоб, в сторону которого обращено перемещение литосферных плит северной части Тихого океана, с тыла окаймляет подводное подножие цепи Алеутских островов, большинство из них представляют собой вулканы эксплозивно-эффузивного типа. Около 25 из них - действующие.
Продолжением этой зоны у берегов Евразии является система глубоководных желобов , с которыми связаны самые глубокие участки Мирового океана и в то же время районы наиболее полного и разнообразного проявления вулканизма, как древнего, так и современного, как на островных дугах, так и на окраинах материка. В тылу Курило-Камчатского глубоководного желоба (максимальная глубина свыше 9700 м) находится п-ов Камчатка с его 160 вулканами, из которых 28 действующих, и дуга вулканических Курильских островов с 40 активно действующими вулканами. Курилы представляют собой вершины подводной горной цепи, которая поднимается над дном Охотского моря на 2000-3000 м, а максимальная глубина пролегающего со стороны Тихого океана Курило-Камчатского желоба превышает 10 500 м.
Система глубоководных желобов продолжается к югу Японским желобом, а вулканогенная зона - потухшими и действующими вулканами Японских островов. Вся система желобов, а также островных дуг, начиная от полуострова Камчатка, отделяет от материка Евразия мелководные шельфовые моря Охотское и Восточно-Китайское, а также расположенную между ними впадину Японского моря с максимальной глубиной 3720 м.
У южной части Японских островов переходная зона расширяется и усложняется, полоса глубоководных желобов разделяется на две ветви, окаймляя с двух сторон обширное Филиппинское море, впадина которого имеет сложное строение и максимальную глубину более 7000 м. Со стороны Тихого океана его ограничивают Марианский желоб с максимальной глубиной Мирового океана 11 022 м и дуга Марианских островов. Внутренняя ветвь, ограничивающая Филиппинское море с запада, образована желобом и островами Рюкю и продолжается далее Филиппинским желобом и дугой Филиппинских островов. Филиппинский желоб протягивается вдоль подножия одноименных островов более чем на 1300 км и имеет максимальную глубину 10 265 м. На островах насчитывается десять действующих и много потухших вулканов. Между островными дугами и Юго-Восточной Азией в пределах материковой отмели находятся Восточно-Китайское и большая часть Южно-Китайского моря (самого крупного в этом регионе). Только восточная часть Южно-Китайского моря и межостровные моря Малайского архипелага достигают глубин свыше 5000 м, и основанием их служит земная кора переходного типа.
Вдоль экватора переходная зона в пределах Зондского архипелага и его островных морей продолжается в сторону Индийского океана. На островах Индонезии насчитывается в общей сложности 500 вулканов, из них 170 - действующие.
Большой сложностью отличается южная область переходной зоны Тихого океана к северо-востоку от Австралии. Она простирается от Калимантана к Новой Гвинее и далее на юг к 20° ю.ш., окаймляя с севера Сохульско-Квинслендский шельф Австралии. Весь этот участок переходной зоны представляет собой сложное сочетание глубоководных желобов с глубинами 6000 м и более, подводных хребтов и островных дуг, разделенных котловинами или участками мелководья.
У восточного берега Австралии, между Новой Гвинеей и Новой Каледонией, расположено Коралловое море. С востока его ограничивает система глубоководных желобов и островных дуг (Новые Гебриды и др.). Глубины котловины Кораллового и других морей этой переходной области (моря Фиджи и особенно Тасманова) достигают 5000-9000 м, дно их сложено корой океанического или переходного типа.
Гидрологический режим северной части этой области благоприятствует развитию кораллов, которые особенно распространены в Коралловом море. Со стороны Австралии его ограничивает уникальное природное сооружение - Большой Барьерный риф, который вытянут вдоль материковой отмели на 2300 км и в южной части достигает ширины 150 км. Он состоит из отдельных островов и целых архипелагов, сложенных из кораллового известняка и окруженных подводными рифами из живых и отмерших коралловых полипов. Узкие каналы, пересекающие Большой Барьерный риф, ведут в так называемую Большую лагуну, глубина которой не превышает 50 м.
Со стороны Южной котловины ложа океана между островами Фиджи и Самоа простирается на юго-запад вторая, внешняя по отношению к океану, дуга желобов: Тонга (его глубина 10 882 м является максимальной глубиной Мирового океана в южном полушарии) и его продолжение Кермадек, максимальная глубина которого также превосходит 10 тыс. м. Со стороны моря Фиджи желоба Тонга и Кермадек ограничены подводными хребтами и дугами одноименных островов. В общей сложности они протягиваются на 2000 км до Северного острова Новой Зеландии. Архипелаг поднимается над служащим ему пьедесталом подводным плато. Это особый тип структур подводных окраин материков и переходных зон, получивших название микроконтинентов. Они различаются по размерам и представляют собой поднятия, сложенные материковой корой, увенчанные островами и окруженные со всех сторон котловинами с корой океанического типа в пределах Мирового океана.
Переходная зона восточной части Тихого океана, обращенной в сторону материков Северная и Южная Америка, существенно отличается от его западной окраины. Там нет ни окраинных морей, ни островных дуг. От юга Аляски до Центральной Америки тянется полоса неширокого шельфа с материковыми островами. Вдоль западного побережья Центральной Америки, а также от экватора вдоль окраины Южной Америки проходит система глубоководных желобов - Центральноамериканского, Перуанского и Чилийского (Атакамского) с максимальными глубинами соответственно более 6000 и 8000 м. Очевидно, процесс формирования этой части океана и соседних континентов протекал во взаимодействии существовавших в то время глубоководных желобов и континентальных литосферных плит. Северная Америка надвинулась на расположенные на ее пути к западу желоба и замкнула их, а Южно-Американская плита переместила Атакамский желоб к западу. В том и другом случае в результате взаимодействия океанических и континентальных структур произошло смятие в складки, поднятие окраинных частей обоих материков и образование мощных шовных зон - Североамериканских Кордильер и Анд Южной Америки. Для каждой из этих структурных зон характерны интенсивная сейсмичность и проявление смешанных типов вулканизма. О.К.Леонтьев счел возможным сопоставить их с подводными хребтами островных дуг западной переходной зоны Тихого океана.
В Тихом океане планетная система средиземноморских рифов представляет южную часть Тихого океана и восточную часть Тихого океана.
Это одна структура, характеризующаяся купольной структурой шириной до 2000 км и длиной в тысячи километров. Структура оси осевой зоны менее выражена, чем в Среднеатлантическом хребте. Но очень ярко проявляются такие характеристики трещин, как плотность земной коры под хребтом, сейсмичность, вулканизм, высокие значения теплового потока, развитие сверхнизкой породы.
К северу от экватора Восточно-Тихоокеанский подъем уже существует. Здесь четко выражена структура раскола.
По словам американского ученого Менарда в Калифорнийском регионе, средиземноморская структура простирается на континент и захватывает горный запад Соединенных Штатов и западной Канады.
Это связано с возникновением крупного активного расстройства Сан-Адреаса, депрессии Сакраменто и долины Йосемити, блока Великой Бассейновой структуры, но крупных тектонических камней.
Формирование калифорнийской границы явно связано с распространением хребта Среднего океана на континенте. На геоморфологической карте Тихого океана существует явная разница в структуре дна западной и восточной части океана. В восточной части есть обширные бассейны с плоским или холмистым рельефом, хребтом Среднего океана и субкавровскими разломами. Для запада и юго-запада существует постоянный обмен подводными рифами, глубоководными желобами, отдельными горами, относительно небольшими бассейнами и многочисленными островными группами.
Нижний осадок.
Учитывая преобладание глубин более 5000 м больших площадей, океанский пол покрыт глубокой красной глиной, приподнятым дном (подводные рифы, шахты) — песчаным илом и грязевым песком.
В северном полушарии развитие последних ограничено горизонтальными поверхностями хребтов, где большая часть состава этих брызговиков образована нижними фораминиферами. В коралловом море есть несколько областей применения птероподы.
Я был бы признателен, если вы разделите статью о социальных сетях:
Средне-океанические рифы Тихоокеанского Википедии
Поиск на этом сайте:
В Тихом океане планетная система средиземноморских рифов представляет южную часть Тихого океана и восточную часть Тихого океана. Это одна структура, характеризующаяся купольной структурой шириной до 2000 км и длиной в тысячи километров.
Структура оси осевой зоны менее выражена, чем в Среднеатлантическом хребте. Но очень ярко проявляются такие характеристики трещин, как плотность земной коры под хребтом, сейсмичность, вулканизм, высокие значения теплового потока, развитие сверхнизкой породы.
К северу от экватора Восточно-Тихоокеанский подъем уже существует.
Здесь четко выражена структура раскола. По словам американского ученого Менарда в Калифорнийском регионе, средиземноморская структура простирается на континент и захватывает горный запад Соединенных Штатов и западной Канады.
С этим осуществляет связь появление самой большой активной вины Сан-Адрес, депрессии Сакраменто и долины Йосемити, структура Большого Бассейна, основные Скалистые горы. Формирование калифорнийской границы явно связано с распространением хребта Среднего океана на континенте.
На геоморфологической карте Тихого океана существует явная разница в структуре дна западной и восточной части океана. В восточной части есть большие комнаты с равнинной или холмистый рельеф, центральный океанский риф, ошибки подзаголовков.
Тихий океан
Для запада и юго-запада существует постоянный обмен подводными рифами, глубоководными желобами, отдельными горами, относительно небольшими бассейнами и многочисленными островными группами.
Нижний осадок. Учитывая преобладание глубин более 5000 м больших площадей, океанский пол покрыт глубокой красной глиной, приподнятым дном (подводные рифы, шахты) — песчаным илом и грязевым песком.
На высоких широтах обоих полушарий широко распространены диатомовые грязи, к югу от экватора — преимущественно фораминированные силы.
В северном полушарии развитие последних ограничено горизонтальными поверхностями хребтов, где большая часть состава этих брызговиков образована нижними фораминиферами. В Коралловом море есть несколько частей диффузия птероподные отложения.
Срединно-океанические хребты Тихого океана
В Тихом океане планетарная система срединно-океанических хребтов представлена Южно-Тихоокеанским и Восточно-Тихоокеанским поднятиями. Это единая структура, отличающаяся сводообразным строением шириной до 2000 км и протяженностью несколько тысяч километров. Рифтовая структура осевой зоны выражена слабее, чем в Срединно-Атлантическом хребте. Но такие черты рифтовых зон, как плотность земной коры под гребнем, сейсмичность. вулканизм.
высокие значения теплового потока, развитие ультраосновных пород. проявляются очень ярко.
Севернее экватора Восточно-Тихоокеанское поднятие становится уже. Здесь четко выражена рифтовая структура. По мнению американского ученого Менарда, в районе Калифорнии срединно-океаническая структура распространяется на материк, захватывая горный Запад США и западную часть Канады.
С этим связывается образование крупнейшего активного разлома Сан-Адреас, депрессий Сакраменто и Йосемитской долины, глыбовых структур Большого Бассейна, главного рифта Скалистых гор. С распространением срединно-океанического хребта на материк, очевидно, связано образование калифорнийского бордерленда. На геоморфологической карте Тихого океана отчетливо видна существенная разница в строении дна западной и восточной частей океана.
Тихий океан, общая информация
В восточной части типичны обширные котловины с равнинным или холмистым рельефом. срединно-океанический хребет, субширотные разломы. Для запада и юго-запада характерно сплошное чередование подводных хребтов, глубоководных желобов. отдельных гор, относительно небольших котловин, многочисленных островных групп.
Донные отложения. В связи с преобладанием глубин более 5000 м большие площади дна океана покрыты глубоководной красной глиной, возвышенные участки дна (подводные хребты, валы) - песчанистым илом и илистым песком.
В высоких широтах обоих полушарий значительно распространен диатомовый ил, к югу от экватора - главным образом фораминиферовые илы.
В Северном полушарии развитие последних ограничивается вершинными поверхностями хребтов, где большую часть состава этих илов образуют донные фораминиферы. В Коралловом море имеется несколько участков распространения птероподовых отложений.
Океаны как структурный элемент высшего порядка
Срединно-океанические поднятия (хребты), их строение
океан магматизм хребет желоб СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ (а.
mid-ocean ridges; н. mittelozeanische Gebirgsrucken; ф. dorsales oceaniques mediannes; и…
3.1.1 Океанические рифты — «зияющие трещины к мантии Земли»
Рифтами называют удивительные структуры, известные и на континентах и в океане.
Назовите срединно-океанические хребты Тихого океана.
Если сравнить нашу планету с живым организмом, то тогда рифты уподобятся гигантским рубцам на ней, способным кровоточить…
Подводный вулканизм, его особенности и распространение
3.1.3 Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах
С помощью обитаемых подводных аппаратов к настоящему времени подробно изучен целый ряд отрезков рифтовых зон океана.
Начало этим работам положила франко-американская программа FAMOUS, по которой в 1974-1975 гг…
Рельеф областей океанического вулканизма и факторы, обеспечившие его формирование
ГЛАВА 2. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, ИХ МОРФОСТРУКТУРА И ОСОБЕННОСТИ ВУЛКАНИЗМА.
НЕОВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
Срединно-океанические хребты (СОХ) являются крупнейшим линейным комплексом мегарельефа в мире, и одновременно поясом сосредоточения активных центров неовулканизма. Вулканизм СОХ занимает важную нишу, составляя, наравне с плюмовым вулканизмом…
Срединно-океанические хребты: строение, состав
1.
Что же такое «срединно-океанический хребет»
Одной из важнейших форм рельефа дна Мирового океана являются срединно-океанические хребты (далее СОХ) Северного Ледовитого, Атлантического, Индийского и Тихого океанов.
Их цепь протягивается более чем на 60 тыс. км…
Тектоника дна мирового океана
1. Срединно-океанические хребты
Сеть хребтов, расположенных в центральных частях всех океанов называются срединно-океаническими хребтами. Они образуют единую горную систему общей протяжённостью более 64 тыс. км…
Тектоника дна мирового океана
2. Океанические платформы
талаплен рельеф океан материковый Океанические платформы (талассократоны) с корой океанического типа встречены, бесспорно, только в трех океанах: Тихом, Атлантическом и Индийском…
Наиболее важную особенность рельефа океанической земной коры представляют Срединные океанические хребты , являющиеся планетарными формами поверхности земного шара. Это вытянутые поднятия океанического ложа, усложненные многочисленными разломами, занимающие центральные части Атлантического и Индийского океанов и прослеживающиеся также в юго-восточной половине Тихого океана.
О Срединных океанических хребтах и связанных с ними рифтах имеется много данных, последние сводки о которых опубликованы в монографии «Рельеф Земли» (1967) и книгах Л. Книга (1967), Г. У. Менарда (1966), сборнике «Дрейф континентов» под редакцией С. К. Ранкорна (1966), переведенных на русский язык, и др.
Наиболее изучен Атлантический Срединный хребет. Он прослеживается от Северного Ледовитого океана до Антарктики. Южнее Африки он поворачивает на восток, северо-восток и протягивается в Индийский океан. Хребет располагается посредине океана между Европой, Африкой и Америкой. На всем протяжении Атлантический подводный хребет протягивается параллельно берегам окаймляющих его материков. Сам он имеет вид вилообразного поднятия океанического дна. Между хребтом и прилегающими материками расположены глубокие плоскодонные котловины. В восточной части Атлантического океана с севера на юг располагаются котловины (Кинг, 1967): Норвежская, Северо-Западная Атлантическая, Зеленого мыса, Юго-Восточная Атлантическая. Капская, Агульяс и Атлантнко-Индийская Антарктическая впадина. В западной части Атлантического океана размещаются в том же порядке Гренландская, Северо-Западная Атлантическая, Нарес, Венесуэльская, Бразильская и Арктическая котловины. Между котловинами часто сосредоточены невысокие округлые холмы.
Срединный океанический хребет, но Б. К. Хизену (1966), всегда имеет хорошо выраженный гребень. Склоны хребта снижаются постепенно и незаметно сливаются с поверхностью прилегающих котловин. Весь хребет изрезан продольными ущельями и характеризуется резким колебанием высот.
В сводовой части Срединного Атлантического хребта, как и в сводовых частях других Срединных океанических хребтов, размещается продольный грабен, или рифт, представляющий собой непрерывную впадину либо состоящий из эшелонированных рвов. Грабен ограничен разломами. Параллельно простиранию этих разломов на дне рифта наблюдаются тектонические трещины. Весь Срединный Атлантический хребет разбит поперечными (широтными) разломами. По разломам наблюдаются значительные сдвиги блоков в западном направлении. Сдвиговые нарушения особенно резко выражены в экваториальной части Атлантического океана. Крупные нарушения этого типа обнаружены также южнее и севернее Исландии (Хизен, 1966). В структуре Срединного Атлантического и других океанических хребтов преобладают сдвиги, сбросы и, в целом, опускание. Образование продольного грабена вызвано, по мнению большинства исследователей, растяжением. Однако некоторые ученые предполагают, что хребет образовался в результате сжатия.
Вся область Срединного Атлантического хребта, как, впрочем, и других океанических хребтов, тектонически активна. С нею связаны землетрясения и многочисленные вулканы.
Срединный Индийский хребет занимает промежуточное положение в планетарной деформации океанической земной коры. От соединения с Атлантическим хребтом в области поднятия и котловины Агульяс (Мыса Игольного, Южная Африка) Индийский Срединный хребет протягивается на северо-восток в направлении острова Родригес, южнее которого он разделяется. На юго-восток хребет протягивается в направлении острова Макуори и далее в Тихий океан. Другая ветка следует сначала на север и от архипелага Чагос на северо-запад, в направлении Аденского залива и Красного моря. От архипелага Чагос на север, в направлении Лаккадивских островов, протягивается Мальдивский хребет, также представляющий ответвление Срединного хребта. В центральной части Индийского океана около 30° ю. ш. к Срединному хребту примыкает протягивающийся почти в широтном направлении Юго-Восточный Индийский хребет.
Срединный хребет разделяет Индийский океан на западную и восточную части. Структурный рельеф дна этих частей существенно различный. Западная часть Индийского океана имеет крайне сложное строение дна. Особенности его структуры во многом напоминают строение западной части дна Тихого океана.
В западной части Индийского океана выделяются вилообразные поднятия и подводные хребты, на которых размещаются океанические острова и, часто, вулканы. Большинство возвышенностей дна протягиваются в близком к меридиональному направлении. Их конфигурация в определенной степени отражает очертания Срединного Индийского хребта и восточного побережья Африки, между которыми расположены рассматриваемые поднятия. Из поднятий дна в западной части Индийского океана наиболее примечательный Мадагаскарский хребет и расположенный на нем остров Мадагаскар. Этот хребет протягивается в близком к меридиональному направлении между 10-30° ю. ш. Как и многие другие поднятия океанической коры, он ограничен глубинными разломами, с которыми связаны вулканические образования. От Африканской платформы Мадагаскарский хребет отделяют Натальская и Мозамбикская котловины (5778 м), Коморская котловина и, севернее, Коморский подводный хребет.
Структурно-геоморфологический анализ западной части Индийского океана показывает, что Мадагаскар - это самостоятельное островное образование материковой земной коры в Индийском океане и в течение геологической истории не был составной частью материка Африки.
Извечными структурно-геоморфологическими образованиями западной части Индийского океана являются впадины: Аравийская, Сомалийская, Маскаренская, Маврикий, Кергеленская и Атлантико-Индийско-Антарктическая. Разделяющие их подводные валы, увенчанные архипелагами островов, представляют собой отдельные островные дуги. К ним относятся Маскаренский хребет с островами Сейшельскими - Маврикий и Реюньон, Мальдивский хребет с островами Лаккадивскими, Мальдивскими и Чагос, хребет Кергелен и др. Морские впадины, разделяющие их подводные хребты и островные дуги западной части Индийского океана являются образованиями, тождественными с островными дугами западной части Тихого океана. В том и другом случае океаническая кора в прилегающих к материковым массивам зонах имеет валово-котловинную структуру. Котловины имеют овальные очертания и, в большинстве, близкое к меридиональному протяжение.
Восточная часть Индийского океана отличается от западной более уплощенным рельефом дна. Огромные подводные равнины ее напоминают рельеф дна западной части Тихого океана.
Срединный хребет в Тихом океане проходит в восточной части бассейна. От Индийского хребта он протягивается на восток, с юга огибает Австралию и далее в северо-восточном направлении проходит через о. Пасхи до Калифорнии. Деформации области Тихоокеанского Срединного хребта, по-видимому, продолжаются на западном побережье Северной Америки, включая разломы Сан-Андреас. Далее система параллельных хребтов и желобов прослеживается до залива Линн на Аляске (Хизен, 1966).
Расположение и протяжение Срединного океанического хребта характеризует его как важнейшую особенность океанической земной коры. Ему противостоят массивы материков, заполняющие депрессии подкорового фундамента. Срединные хребты и подматериковые депрессии океанической коры представляют первичные тектоорогенические формы нашей планеты. Развитие их в течение всего геологического времени было сопряженным.
Ложе океана между Срединным хребтом и материковыми массивами сохраняет первичные черты рельефа планеты, мало тектонически деформированного и совершенно незадетого денудацией. Последующее развитие рельефа тектоносферы нашло свое выражение в структуре основных дуг и складчатых горных сооружений, особенно ярко выраженных в западных частях Индийского и Тихого океанов, а также на восточном побережье Азии и Австралии.
Реликты океанической земной коры, лишенные сиалического покрова, известны и в области материков. Это впадины Средиземного, Черного и Каспийского морей. По современным морфоструктурным особенностям эти участки представляют образования, аналогичные подводным хребтам океанического ложа. Средиземноморские поднятия океанической земной коры окаймлены складчатыми горными сооружениями, смещающимися в стороны материков. В области Черного моря это явление типично выражено на примере Крымских и Понтийских гор. По отношению к ним глубинный вал базальтовой коры дна Черного моря является срединным массивом, исторически разграничивающим складчатые структуры окаймления прилегающих материковых платформ.
Вконтакте
В Тихом океане, площадь которого составляет почти половину всего Мирового океана, отмечается наибольшее разнообразие мегарельефа ложа. Срединные хребты Тихого океана (их два – Южно- и Восточно-Тихоокеанский ) по строению напоминают Австрало-Антарктический: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчлененный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не так отчетливо проявляется, как в Срединном Атлантическом или Аравийско-Индийском хребтах. Наиболее крупные черты строения срединных хребтов Тихого океана связаны с секущими их вкрест простирания мощными разломами. По разломам срединный хребет разбит на большое количество сегментов, имеющих форму параллелепипедов, сдвинутых относительно друг друга по латерали.
Между 30 и 40 0 ю.ш. от Восточно-Тихоокеанского хребта на ЮВ отходит Западно-чилийский хребет , имеющий рифтовую структуру и отличающийся сейсмичностью и проявлениями вулканизма, в связи с чем его можно гипотетически считать ответвлением срединно-океанической системы.
Калифорнийский залив, по-видимому, представляет собой рифтовую зону на участке перехода рифтовой структуры на западную окраину Северо-Американского материка. Земная кора как Южно-тихоокеанского, так и Восточно-Тихоокеанского хребтов рифтогенного типа. Другие линейно вытянутые орографические элементы дна Тихого океана характеризуются океаническим типом земной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, в ряде случаев образующих целые вулканические цепи. Наиболее грандиозен из них по протяженности, высоте и активным проявлениям вулканизма океанического типа Гавайский хребет, увенчанный одноименными островами. Вулканы этих хребтов щитовые с магмой основного состава.
Расположение крупнейших орографических элементов ложа Тихого океана можно видеть на карте.
В Тихом океане распространены такие океанические валы, на гребнях которых возвышаются плосковершинные горы – гайоты , морфологически представляющие конусы с усеченной вершиной. Наиболее характерный вал с гайотами Маркус-Неккер протягивается в широтном направлении от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волкано. Глубина над вершинами многих гайотов достигает 2,5 км. Такая глубина, очевидно, указывает на погружение гайотов.
Другие океанические сводовые поднятия имеют горные вершины, увенчанные коралловыми постройками - кольцевыми рифами, или атоллами. По данным геофизики, горы, послужившие основаниями для коралловых рифов, также являются вулканическими образованиями. Большая часть океанических сводовых хребтов и с вулканическими цепями, и с гайотами, и с коралловыми рифами приурочена к широкой полосе, пересекающей Тихий океан с ЮВ на СЗ, от района о-ва Пасхи до Северо-Западной котловины.
По мнению Г.Менарда, океанические поднятия являются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела - начале палеогена подвергся разрушению в результате мощных тектонических процессов. По глубоким разломам, вероятно, происходили бурные вулканические извержения, а крупные участки хребта затем испытали погружение, возник лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых рифов, определяющих исключительно сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Тихого океана.
Одна из специфических особенностей типов рельефа окраинных участков котловин ложа Тихого океана – «островные шлейфы » – это шлейфы вулканического материала у подножий подводных хребтов, причем эти шлейфы образуют наклонные абиссальные равнины.
И еще одна специфическая деталь. Поскольку ложе Тихого океана почти всюду отделено от материков глубоководными желобами, поступление терригенного материала с суши в Тихий океан очень ограничено. В результате днища котловин в Тихом океане имеют малую мощность осадков, повсюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская абиссальная равнина, но и здесь многочисленны гайоты. Кроме того, обширная абиссальная равнина занимает большую часть приантарктической котловины Тихого океана котловины Беллинсгаузена. Для приантарктического и Индийского океанов также характерно широкое развитие абиссальных равнин. Это связано со значительным приносом терригенного материала плавучими льдами-айсбергами, образующимися в результате стекания льда с Антарктического ледникового щита.
В Тихом и Атлантическом океанах имеются бесспорные признаки значительных горизонтальных движений земной коры, выражающиеся в характерных глубинных разломах широтного простирания, которые прослеживаются на несколько тысяч километров.
Но все же, главное значение в развитии мегарельефа дна океанов вообще, и Тихого в частности, принадлежат, по-видимому, вертикальным движениям земной коры. Для срединных хребтов основную роль играют положительные, а для ложа океана - отрицательные движения. Но надо сказать, что отрицательные движения характерны не только для котловин, но и для большинства положительных форм рельефа ложа океана. На это указывают 1) нахождение гайотов на значительных глубинах, в десятки раз превышающих возможный размах колебаний уровня океана, 2) и большая мощность коралловых известняков, слагающих океанические атоллы (до 1400 м). Между тем, рифтообразующие кораллы могут обитать лишь на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 110 м. Данные бурения также свидетельствуют о значительных вертикальных движениях (преимущественно отрицательных) дна океана. По-видимому, за кайнозой средняя величина погружения дна океана составила около 1 км.
