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…
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.
Ложе океана, срединно-океанические хребты и переходные зоны
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.
Определяется не только развитие, но и происхождение общего рельефа океанического дна. Здесь различаются две группы: океаническое плато как явление переходного типа структуры земной коры и срединный хребет с абиссальными равнинами и желобами.
Попытки классификации
Для обобщения сведений относительно строения океанического дна установлена единая планетарная система. Срединно-океанические хребты расположились практически посередине основных океанических пространств, разделяя их на равные части. Существует несколько попыток классификации. Менард, например, различает их таким образом:
- широкие подводные хребты с ярко выраженной сейсмичностью (напр. Восточно-Тихоокеанский);
- узкие подводные хребты с крутыми склонами и сейсмической активностью (напр. Срединно-Атлантический хребет);
- узкие и крутосклонные, но не имеющие сейсмической активности подводные хребты (напр. Средне-Тихоокеанский и Туамоту).
По Г. Б. Удинцеву, срединно-океанические хребты не имеют аналогов на суше. Д. Г. Панов относит подводные хребты в Тихом океане к углам платформы - внутренним и внешним - и рассматривает их как аналоги материковых платформ. Тем не менее, тектоническая структура срединного хребта не может классифицироваться как наземная тектоника. Слишком велика амплитуда и грандиозно протяжение относительно материковых - наземных структур.
Формирование
Одна из самых распространённых форм горных образований в океанах - океанические валы. Более всего их представляет Тихий океан. Существуют две разновидности:
- антиклинальный тип поднятий с самыми древними породами в ядре;
- океанические валы со встречающимися вулканическими конусами, в том числе и потухшими вулканами (гайотами).
Время образования
Возраст Срединного хребта определяется по структуре коры - материковая она или океаническая. Можно рассмотреть многие области в связи с альпийскими структурами, сильно раздробленными и глубоко опущенными в океан. Например, область, прилегающая к морю у Фиджи.
Срединно-океанические хребты антиклинального типа - пологие склоны, отдельные и довольно редкие подводные вулканы - почти не расчленены. Это недавно образованные и самые простые океанического дна в виде раздробления платформ и интенсивной сейсмичности и вулканизма. Как известно, всё это началось во время кайнозойско-четвертичное. Антиклинальные образования - срединно-океанические хребты - формируются и растут и в настоящее время.
Второй тип горных образований в океанах - океанические валы - отличаются большей высотой и протяжённостью. Вытянутые линейно поднятия с пологими склонами имеют гораздо меньшую толщину коры. Такое строение имеют многие срединно-океанические хребты. Примеры: и другие.
Это более древние образования, вулканы образовались на них в третичное время, и позднее становление подводных гор продолжилось. Раздробление глубинных разломов повторялось неоднократно.
Структура срединного хребта
Океанические хребты в зонах дробления - это самый сложный рельеф. Наиболее резкое членение структуры обнаруживается в тех местах, где формируются Срединно-океанические хребты, как, например, Атлантический и Индийский океаны, юг Тихого, Южный океан со стороны Африки, зона между Австралией и Антарктидой.
Одна из самых характерных черт структуры этого типа - грабены (глубокие долины), окаймляющие череду высоких (до трёх километров) вершин, перемежающихся резко возвышающимися конусами вулканов. Немного похоже на альпийский характер структуры, но контрастов больше, расчленение ярче выражено, чем в материковом строении горных поясов.
При отсутствии вторичного (и более дробного) расчленения, которое имеет срединный хребет и все его склоны, можно говорить о признаках недавнего рельефного образования. Тогда в нижней части склона присутствуют ровные террасовидные поверхности с уступами, отделёнными друг от друга. Это бывшие ступенчатые сбросы. Примечательность - рифтовая долина, которая делит срединный хребет пополам.
Насколько простирается планетарный океанический разлом, определяется величиной зон дробления. Это самая ярко выраженная форма проявления тектоники на последних отрезках большого геологического времени. Тектоническая структура срединного хребта может быть различной. Например, Камчатка - область активных тектонических процессов, вулканизм там современен и постоянен. Литосферные плиты Охотского блока перерабатывают океаническую земную кору, формируя континентальную, и срединный хребет Камчатки - объект постоянного наблюдения за этим процессом.
Расположение
Литосферные плиты находятся в движении, и при раздвиге (так называемой дивиргенции) их океанская кора преобразуется. Ложе океанов поднимается, образуя срединно-океанические хребты. Они были классифицированы в пятидесятых годах двадцатого века в мировой системе при активном участии Советского Союза.
Срединно-океанические хребты имеют общую протяжённость более шестидесяти тысяч километров. Здесь можно начать с хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане - от моря Лаптевых до Шпицбергена. Затем продолжить без отрыва его линию на юг. Там Срединно-Атлантический хребет протянулся до острова Буве.
Далее указка ведёт и на запад - это Американо-Антарктический хребет, и на восток - по Африкано-Антарктическому, продолжающемуся Юго-западным Индоокеанским. Здесь снова тройное сочленение - Аравийско-Индийский хребет следует по меридиану, а Юго-восточный Индоокеанский тянется до Австрало-Антарктического.
Это не конец линии. Продолжение по Южно-Тихоокеанскому поднятию, переходящему в Восточно-Тихоокеанское поднятие, которое уходит на север, к Калифорнии, в разлом Сан-Андреас. Далее следует срединный хребет Хуан-де-Фука - к Канаде.
Опоясав планету не единожды, линии, проложенные указкой, ясно показывают, где формируются срединно-океанические хребты. Они всюду.
Рельеф
Срединно-океанические хребты формируются на земном шаре как гигантское ожерелье до полутора тысяч километров шириной, высота же их над котловинами бывает и три, и четыре километра. Иногда врешины выступают из глубин океана, образуя острова, чаще всего вулканические.
Даже сам гребень хребта достигает ширины сто километров. Особую красоту придают резкая расчленённость рельефа и само мелкоблоковое строение. Вдоль оси хребта обычно проходит километров тридцать шириной с осевым рифтом (четырёх-пятикилометровая широкая щель высотой во много сотен метров).
На дне рифта присутствуют молодые вулканы, окружённые гидротермами - горячими источниками, которые выделяют сульфиды металлов (серебро, свинец, кадмий, железо, медь, цинк). Здесь постоянны небольшие землетрясения.
Под осевыми рифтами находятся магматические камеры, связанные километровым, то есть достаточно узким, каналом с центральными извержениями на дне этой щели. Стороны хребтов намного шире гребня - на сотни и сотни километров. Они покрыты слоями лавовых осадков.
Не все звенья в системе одинаковы: некоторые срединно-океанические хребты шире и более пологи, вместо рифтовой долины имеют выступ океанической коры. Например, Восточно-Тихоокеанские поднятия, а также Южно-Тихоокеанские и некоторые другие.
Каждый срединный хребет рассечён трансформными (то есть, поперечными) разломами во многих местах. По этим разломам оси хребтов смещаются на расстояние сотен километров. Участки пересечения размываются в желоба, то есть впадины, некоторые из которых достинают до восьми километров в глубину.
Самая длинная горная подводная цепь
Самый длинный срединно-океанический хребет расположен на дне Атлантического океана. Он разделяет Северо-Американскую и Евразийскую тектонические плиты. Длится Срединно-Атлантический хребет 18 000 километров. Это часть системы океанических хребтов в сорок тысяч километров.
Состоит срединный хребет под Атлантикой из ряда чуть меньших: хребты Книповича и Мона, Исландско-Янмайетский и Рейкьянес, а также из очень больших - длиной более восьми тысяч километров Северо-Атлантический хребет и десяти с половиной тысяч километров - Южно-Атлантический.
Здесь горы настолько высоки, что образовали цепи островов: это и Азорские, и Бермудские, и даже Исландия, Вознесения, Буве, Гоф, Тристан-да-Кунья и много более мелких.
Геологические выкладки говорят, что образовался этот срединный хребет в Триасовый период. Поперечные разломы смещают ось до шестисот километров. Верхний комплекс хребта состоит из толеитовых базальтов, а нижний - это амфиболиты и офиолиты.
Глобальная система
Самая выдающаяся структура в океане - протянувшиеся на шестьдесят тысяч километров Срединно-океанические хребты. Они разделили на две практически равные половины Атлантический океан, а Индийский - на три части. В Тихом океане срединность слегка подкачала: ожерелье хребтов съехало в сторону, к Южной Америке, затем к перешейку меж континентами, чтобы уйти под материк Северной Америки.
Даже в маленьком Северном Ледовитом океане есть хребет Гаккеля, где явно прослеживается тектоническая структура срединного хребта, что равнозначно срединно-океаническому поднятию.
Громадные вздутия океанского дна - это границы литосферных плит. Поверхность Земли покрыта пластинами этих плит, которым не лежится на месте: они постоянно наползают друг на друга, ломая края, выпуская магму и наращивая с её помощью новое тело. Так, Северо-Американская плита накрыла своим краем сразу двух соседей, образовав хребты Хуан-де-Фука и Горда. Расширяясь, литосферная плита обычно ущемляет и поглощает территории плит, лежащих рядом. Материки же страдают от этого более всего. Они в этой игре выглядят как торосы: под материк уходит океаническая кора, приподнимая его, дробя и ломая.
Рифтовые зоны
Под центром каждого участка хребтов поднимаются потоки магмы, растягивая земную кору, разламывая её края. Выливаясь на дно, магма остывает, наращивая массу хребта. Затем новая порция мантийного расплава ломает и дробит новую основу, и всё повторяется. Так в океане растёт земная кора. Этот процесс называется спредингом.
Скорость спрединга (формирования дна океана) определяет изменения облика хребтов от одного участка к другому. И это при одинаковом строении. Там, где скорости различаются, хребет в рельефе тоже совершенно меняется.
Там, где скорость спрединга невысока (напр. рифт Тажура), образуются огромные подводные долины с активными вулканами на дне. Их погружение ниже гребня примерно на четыреста метров, откуда идёт постепенное террасообразное поднятие ступеней на сто - сто пятьдесят метров каждая. Такой рифт есть в Красном море и на многих участках Срединно-Атлантического хребта. Подобные океанические горы растут медленно, по нескольку сантиметров в год.
При высокой скорости спрединга хребты (особо в поперечном сечении) выглядят так: центральное поднятие на полкилометра выше основного рельефа и оформлено цепью вулканов. Таково, например, Восточно-Тихоокеанское поднятие. Здесь долина сформироваться не успевает, а скорость наращивания земной коры в океане бывает очень высокой - 18-20 сантиметров в год. Таким образом можно определить и возраст срединного хребта.
Уникальное явление - "чёрные курильщики"
Тектоническая структура срединного хребта позволила появиться такому интересному явлению природы, как Горячая лава разогревает воду океана до трёхсот пятидесяти градусов. Вода изошла бы паром, если бы не было такого неимоверного давления океана во много километров толщиной.
Лава несёт в себе различные химические вещества, которые, растворяясь в воде, при взаимодействии образуют серную кислоту. Серная кислота, в свою очередь, растворяет многие минералы излившейся лавы, взаимодействует с ними и образует соединения серы и металлов (сульфиды).
Осадок из них выпадает конусом высотой примерно в семьдесят метров, внутри которого все вышеописанные реакции продолжаются. Вверх по конусу поднимаются раскалённые растворы сульфидов и вырываются на волю чёрными облаками.
Очень эффектное зрелище. Правда, приближаться опасно. Самое интересное, что скрытая и наиболее активно работающая часть каждого конуса бывает многие сотни метров высотой. И гораздо выше Останкинской башни например. Когда конусов много, кажется, что там работает подземный (и подводный) секретный завод. Чаще всего они и встречаются целыми группами.
Срединный хребет Камчатки
Ландшафт полуострова уникален. Горная цепь, являющаяся водораздельным хребтом на - Срединный хребет. Длина его 1200 километров, пролегает с севера на юг и несёт на себе огромное количество вулканов - чаще всего щитовидных и стратовулканов. Есть там и плато из лавы, и отдельные горные массивы, а также изолированные вершины, покрытые вечными ледниками. Выделяются наиболее ярко Быстринский, Козыревский и Малкинский хребты.
Самая высокая точка - 3621 метр - Почти вровень с нею многие вулканы: Алнай, Хувхойтун, Шишель, Острая Сопка. Хребет состоит из двадцати восьми перевалов и одиннадцати вершин, большая часть которых на северном участке. Центральная часть отличается значительными расстояниями между вершинами, в Южной части - высокая расчленённость на асимметричные массивы.
Тектоническая структура Срединного хребта Камчатки сформировалась при длительном взаимодействии крупнейших литосферных плит - Тихоокеанской, Кула, Североамериканской и Евроазиатской.
