Как найти океанические хребты

Как найти океанические хребты

Дно Мирового океана, как и суша, имеет разнообразный рельеф, одной из основных частей которого является срединно океанический хребет. Это формирование образует единую систему, протягивающуюся по дну всех океанов более чем на 60 тыс. км. Называется оно так потому, что проходит практически по середине водоемов, за исключением Тихого океана, где располагается Восточно-Тихоокеанское поднятие.

Что такое срединно-океанический хребет

Срединные массивы представляют собой мощные подводные поднятия океанического ложа, усложненные многочисленными разломами и расположенные на границах расхождения литосферных плит. Они достигают в высоту 2-4 км, в ширину – 1 тыс. и более километров.

Им свойственны высокие значения скорости упругих волн в земной коре, повышенный уровень теплового потока и сейсмичность. На их гребнях и склонах находятся островные и подводные океанические вулканы. Крупные поднятия становятся островами.

Самый яркий пример подобного островного образования – о. Исландия, сформировавшийся в результате выхода одной из вершин Срединно-Атлантического хребта на поверхность.

Понятие срединно-океанического хребта.

Открытие срединно-океанических хребтов

В 19 веке британским ученым удалось установить, что территория Атлантики рассекается горной системой на 2 половины. Заметное поднятие дна, имеющие спуск вдоль Атлантического океана от северных участков к южным, было выявлено океанологами Мори и Томпсоном посредством зондирования.

Более обширное изучение океанического дна провели в 50-е годы 20 столетия. В ходе его была установлена величина хребта и глубина океана. Исследователи пришли к выводу, что они открыли ряд высоких горных вершин с рифтовой долиной, пролегающих по центру атлантической акватории.

Также была выявлена сейсмоактивность вершины хребта, а на территории долины обнаружена лавовая масса. В ходе дальнейшего изучения дна мирового водоема оказалось, что расположение системы срединно-океанических поднятий есть в каждом океане. В 1960 году были открыты механизмы расширения морского дна, которые объяснялись тектоникой плиты.

Особенности срединно-океанических хребтов.

Образование срединно-океанических хребтов

При расхождении литосферных плит магма изливается на дно океана, застывает, после чего образуются подводные хребты. Возраст срединного поднятия определяют по структуре коры – материковая она или океаническая. Всего различают несколько форм горных подводных формирований:

  • узкие крутосклонные хребты, не обладающие сейсмической активностью;
  • широкие подводные поднятия с выраженной сейсмичностью;
  • узкие подводные горные массивы, имеющие крутые склоны и сейсмоактивность.

Самой распространенной формой таких образований являются океанические валы, представленные двумя видами: поднятиями антиклинального типа с самыми древними породами в ядре и валами с вулканическими конусами и потухшими вулканами-гайотами.

Их наибольшее скопление наблюдается в тихоокеанском бассейне. Срединно-океанические хребты первого типа образовались недавно и формируются до сих пор. Они представлены пологими склонами и отдельными довольно редкими подводными вулканами, в основном, не расчлененными.

Эти простейшие виды донных деформаций возникли в результате раздробления платформ, а также сейсмической и вулканической деятельности. Второму типу формирований присуща значительная длина и высота.

Также вытянутым линейным поднятиям с пологими склонами свойственна меньшая толщина коры. Подобная структура характерна для многих срединно-океанических хребтов. Это более древние образования с вулканами, возникшими в третичный период, и подводными горами, появившимися позже. Здесь процесс раздробления глубинных разломов наблюдался неоднократно.

Характеристики срединно-океанических хребтов.

Строение срединно-океанических хребтов

Срединно океанический хребет имеет сравнительно выдержанную форму и геологическое строение. Он гораздо однообразнее, нежели, к примеру, горный массив на суше. Существуют быстро-спрединговые и медленно-спрединговые формирования.

Для первых, обладающих скоростью расхождения плит 8-16 см/г, характерны пологие склоны и отсутствие прогиба в центральной части. Примером такого рифта выступает Восточно-Тихоокеанское поднятие.

Вторым свойственно наличие крутых склонов и четко выраженного рифтового ущелья.

Эти хребты обладают широкой осевой долиной, доходящей до 35 км и осложненной рядом сбросовых уступов, в пределах которых находится внутренний рифт с сосредоточенной в нем вулканической активностью.

Рельеф срединно-океанических хребтов

Визуально формирование срединно-океанических поднятий на Земле имеет вид огромного ожерелья, обладающего мелкоблоковым строением и четко расчлененным рельефом. Дно рифта заполнено молодыми вулканами в окружении гидротермальных источников.

Здесь регулярно происходят незначительные по масштабу землетрясения. Участок под осевыми рифтами занят магматическими камерами, связанными с центровыми извержениями на щелевом дне посредством километрового канала.

Звенья системы отличаются разным строением. Так срединные массивы имеют различную ширину и степень пологости, а на месте рифтовой долины иногда образуется выступ коры океана.

Строение срединно-океанического хребта.

Вулканы срединно-океанических хребтов

Срединно океанический хребет участвует в формировании крупнейших сейсмических поясов Земного шара. Эпицентры сейсмичности отмечаются на участках сбросов, не проникающих на большие углубления. Наиболее известны вулканы, расположенные на гребнях подводных гор следующих островов:

  • Амстердам и Сен-Поль в Индийском океане;
  • Азорские – 5 активных вулканов;
  • Ян-Майен – вулкан Беренберг;
  • Изабелла – слияние из 5-ти щитовых базальтовых вулканов;
  • Исландский – свыше 140 вулканических объектов.

Также вулканизм проявляется на островах Сан-Паулу, Буве, Вознесения, Гоф и Тристан-да-Кунья.

Крупнейшие срединно-океанические хребты

Геологическую срединно-океаническую систему образуют такие крупные подводные формирования, как:

  • Хребет Геккеля;
  • Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия;
  • Срединно-Атлантический массив;
  • Африкано-, Австрало- и Американо-Антарктический хребты;
  • Центрально-индийское поднятие;

Относительная высота этих горных структур достигает 1-5 тыс. м, а ширина – от 200 до 2 тыс. км.

Ещё немного полезных картинок.

Размещение срединно-океанических хребтов

Система поднятий берет начало от хребта Геккеля в бассейне моря Лаптевых до Шпицбергена, далее Срединно-Атлантический хребет идет в южном направлении к о-ву Буве, после чего, взяв западную ориентацию, следует к Американо-Антарктическому, а затем, придерживаясь восточного вектора – к Африкано-Антарктическому хребту.

Цепочку перенимает Юго-Западное Индоокеанское поднятие, потом на пути встает тройное сочленение в виде Аравийско-Индийского хребта, протягивающегося по меридиану и Юго-восточного Индоокеанского, направляющегося к Австрало-Антарктическому массиву.

Перехватывается Южно-Тихоокеанским поднятием, переходящим в Восточно-Тихоокеанское и устремляется в северном калифорнийском направлении к разлому Сан-Андреас, а от срединного горного массива Хуан-де-Фука — в сторону территории Канады.

Срединно-океанические хребты Тихого океана

Основная часть данной системы состоит из Восточно- и Южно-Тихоокеанского поднятий, окаймленных хребтами меньшего размера:

  • Гавайского, Рождества и Туамоту – в центре бассейна;
  • Северо-Западного, Гавайского и Императорского – на севере акватории;
  • Галапагосского, Чилийского, Кокос и Наска – на востоке водоема;
  • Кюсю, Нампо, Марианского и Палау – на западе океана;
  • Чатем, Лорд-Хау, Маккуори и Норфолк – на юго-востоке территории.

Для зоны тихоокеанских формирований характерны частые извержения вулканов и землетрясения.

Карты хребтов Тихого океана.

Срединно-океанические хребты Атлантического океана

Крупнейшим поднятием Атлантики считается Срединно-Атлантическое, выступающее границей между Евразийской и Северо-Американской тектоническими плитами. В его состав входят менее крупные горные образования:

  • Рейкьянес;
  • Мона;
  • Хребет Книповича;
  • Исландско-Янмайетское поднятие;
  • Южно- и Северо-Атлантические хребты.

Эта акватория известна своими тектоническими и вулканическими процессами.

Карты хребтов Атлантического океана.

Срединно-океанические хребты Индийского океана

Поднятия здесь имеют ширину от 500 до 800 м и высоту в 2-4,5 км. Они обладают разной ориентацией и сходятся в одной точке:

  • к юго-восточной ориентации принадлежат Австрало-Антарктическое и Центрально-Индийское формирования;
  • к юго-западной – Африкано-Антарктический и Западно-Индийский хребты;
  • к северной – Аравийско-Индийская и Восточно-Индийская гряда.

Акватория Индийского океана разбита на 3 участка, на каждом из которых находятся котловины с углублениями от 500 до 5 тыс. м.

Хребты Индийского океана.

Срединно-океанические хребты Северного Ледовитого океана

Этот океанический бассейн включает 3 области: Северо-Европейскую, Канадскую и Арктическую. В первой располагается рифтовый участок Исландского поднятия с активными вулканическими возвышенностями и геотермальными источниками.

Тут есть несколько диаметральных разломов – формирование на о.Ян-Майен и поднятие Мона. В Арктической области находится срединно океанический хребет Геккеля, пересеченный разломами большой глубины с вулканической способностью.

Центральная часть океана поделена на 2 половины хребтом Ломоносова, граничащего с одной стороны с котловинами Нансена и Амундсена, а с другой – с хребтом Менделеева и канадской котловиной Макарова.

Срединно-океанические хребты Южного океана

Наиболее крупным горным образованием южноокеанской акватории является хребет Скоша, посредством которого Анды присоединяются к Антарктическому п-ову. К востоку от него расположено поперечное поднятие Кергелен-Гауссберг, представляющее собой молодой вулкан. От о.Пасхи до южных побережий Чили пролегает участок Южно-Чилийского горного образования с узким длинным желобом.

В бассейне океана есть 3 котловины, разделяющие подводные формирования. У северных границ Атлантико-Индо-Антарктической котловины располагаются: Принс-Эдуард-Крозс, Южно-Сандвичевый, Атлантико-Антарктический и Южно-Оркнейский хребты. На восточной границе находится гора Кергелен-Гауссберг.

На южных границах Восточной Индо-Антарктической котловины проходит плато Амстердам-Сен-Поль и Антарктический горный массив. У западных границ Тихоокеанско-Антарктической котловины пролегает Юго-Восточное Тихоокеанское плато и Тихоокеанско-Антарктическое поднятие.

Источник

Схема строения срединно-океанического хребта

Срединно-океанический хребет (СОХ) — это горная система на морском дне, образованная тектоникой плит. Обычно имеет глубину порядка 2600 метров и возвышается примерно на два километра над самой глубокой частью подводной котловины. Это место, где происходит раздвигание океанского дна (спрединг) по расходящейся границе плит. Скорость спрединга определяет морфологию гребня срединно-океанического хребта и его ширину. Образование нового океанского дна и океанической литосферы является результатом подъема мантии из-за расхождения плит. Расплав поднимается как магма на линии слабости между плитами и выходит в виде лавы, при охлаждении образуя новую океаническую кору и литосферу. Первым обнаруженным срединно-океаническим хребтом был Срединно-Атлантический хребет, который представляет собой спрединговый центр, разделяющий пополам бассейны Северной и Южной Атлантики; отсюда и его название. Большинство океанических спрединговых центров не находятся в центре их котловины, но, несмотря на это, традиционно называются срединно-океаническими хребтами.

Глобальная система[править | править код]

Срединно-океанические хребты на карте мира

Срединно-океанические хребты мира связаны и образуют Океанский хребет, единую глобальную систему срединно-океанических хребтов, которая является частью каждого океана, что делает его самым длинным горным хребтом в мире. Непрерывный горный хребет составляет порядка 65 000 км в длину (в несколько раз длиннее, чем Анды, самый длинный континентальный горный хребет), а общая длина системы океанических хребтов составляет около 80 000 км в длину[1].

Описание[править | править код]

Морфология[править | править код]

В центре спрединга на срединно-океаническом хребте глубина морского дна составляет примерно 2600 метров[2][3]. На флангах хребта глубина морского дна (или высота на срединно-океаническом хребте над уровнем основания) коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы, где измеряется глубина). Отношение глубины к возрасту может быть смоделировано охлаждением литосферной плиты[4][5] или мантийного полупространства[6]. Хорошим способом приблизительной оценки является то, что глубина морского дна в месте на расширяющемся срединно-океаническом хребте пропорциональна квадратному корню из возраста морского дна[6]. Общая форма хребтов является результатом изостазии Пратта: близко к оси хребта находится горячая мантия с низкой плотностью, поддерживающая океаническую кору. По мере охлаждения океанической плиты вдали от оси хребта литосфера океанической мантии (более холодная и плотная часть мантии, которая вместе с корой включает океанические плиты) утолщается, и плотность увеличивается. Таким образом, более старое океанское дно покрыто более плотным материалом и глубже[4][5].

Скорость спрединга — это скорость, с которой котловина расширяется из-за расширения морского дна. Скорости могут быть рассчитаны путем картирования морских магнитных аномалий, охватывающих срединно-океанические хребты. Поскольку кристаллизованный базальт, выдавленный на оси гребня, застывает при температуре ниже точки Кюри соответствующих железо-титановых оксидов, в этих оксидах регистрируются направления магнитного поля, параллельные магнитному полю Земли. Направления поля, сохраненные в океанической коре, представляют собой запись изменений магнитного поля Земли во времени. Поскольку направление поля менялось на противоположные через известные промежутки времени на протяжении всей своей истории, характер геомагнитных инверсий в океанской коре можно использовать как индикатор возраста; учитывая возраст земной коры и расстояние от оси хребта, можно рассчитать скорость спрединга[2][3][7][8].

Скорость спрединга составляет примерно 10-200 мм/год[2][3]. Хребты с медленным спредингом, такие как Срединно-Атлантический хребет, расползлись гораздо меньше (демонстрируя более крутой профиль), чем более быстрые хребты, такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие (пологий профиль), при том же возрасте и температурных условиях[2]. Хребты с медленным спредингом (менее 40 мм/год) обычно имеют большие рифтовые долины, иногда шириной до 10-20 км, и очень пересеченный рельеф на гребне хребта, с перепадом высот до 1000 м[2][3][9][10]. Быстрые хребты (более 90 мм/год), такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие, напротив, не имеют рифтовых долин. Скорость спрединга в Северной Атлантике составляет порядка 25 мм/год, а в Тихоокеанском регионе — 80-145 мм/год[11]. Наивысшая известная скорость составляла более 200 мм/год в период миоцена на Восточно-Тихоокеанском поднятии[12]. Хребты, со спредингом <20 мм/год, называются сверхмедленными хребтами[3][13] (например, хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане и Западно-Индийский хребет).

Центр или ось спрединга обычно соединяется с трансформным разломом, ориентированным под прямым углом к ​​оси. Склоны срединно-океанических хребтов во многих местах отмечены неактивными рубцами трансформных разломов, называемыми зонами разломов. При более высоких скоростях спрединга оси часто открывают перекрывающиеся центры спрединга, у которых отсутствуют соединяющие трансформационные дефекты[2][14]. Глубина оси изменяется систематическим образом с меньшими глубинами между смещениями, такими как трансформные разломы и перекрывающиеся центры спрединга, разделяющие ось на сегменты. Одной из гипотез для различных глубин вдоль оси является вариация притока магмы к центру спрединга[2]. Ультра-медленные хребты образуют как магматические, так и амагматические (с отсутствующей вулканической активностью) сегменты хребтов без трансформных разломов[13].

Вулканизм[править | править код]

Срединно-океанические хребты являются вулканическими зонами с высокой сейсмичностью[3]. Океаническая кора в хребтах находится в постоянном состоянии «обновления» в результате процессов расширения морского дна и тектоники плит. Новая магма постоянно выходит на дно океана и вторгается в существующую океаническую кору в районе разломов вдоль осей хребтов. Породы, составляющие кору ниже морского дна, являются самыми молодыми вдоль оси хребта и стареют по мере удаления от этой оси. Новая магма базальтового состава возникает на оси и вблизи нее из-за декомпрессионного плавления в подстилающей мантии Земли[15]. Изэнтропически поднимающееся (апвеллинг) твердое вещество мантии нагревается выше температуры солидуса и плавится. Кристаллизованная магма образует новую корку базальта, известную как базальт срединно-океанического хребта, и габбро под ним в нижней части океанической коры[16]. Базальт Срединно-океанического хребта представляет собой толеитовый базальт с низким содержанием несовместимых элементов[17][18]. Общей чертой океанических спрединговых центров являются гидротермальные источники (чёрные курильщики), подпитываемые магматическим и вулканическим жаром[19][20]. Особенностью высоких хребтов является их относительно высокая величина теплового потока, варьирующаяся от 1 мккал/см²⋅с до примерно 10 мккал/см²⋅с.[21] (микрокалорий на квадратный сантиметр в секунду)

Возраст большей части коры в океанских бассейнах составляет менее 200 миллионов лет[22][23], что намного моложе возраста Земли в 4,54 миллиарда лет. Этот факт отражает процесс рециклинга литосферы в мантию Земли при субдукции. По мере удаления океанической коры и литосферы от оси хребта перидотит в подстилающей мантии литосферы охлаждается и становится более жестким. Кора и относительно жесткий перидотит под ней составляют океаническую литосферу, которая находится над менее жесткой и вязкой астеносферой[3].

Механизмы движения[править | править код]

Формирование океанического хребта.

Срединно-океанический хребет с магмой, поднимающейся cнизу, формируя новую океаническую литосферу, которая распространяется от хребта.

Океаническая литосфера формируется на океаническом хребте, в то время как литосфера погружается обратно в астеносферу в океанических желобах. Считается, что за спрединг на срединно-океанических хребтах отвечают два процесса: толкание хребта (ridge-push) и вытягивание плиты (slab pull)[24]. Толкание хребта относится к гравитационному скольжению океанической плиты, которая поднимается над более горячей астеносферой, создавая таким образом силу, вызывающую скольжение плиты вниз под уклон[25]. При вытягивании плиты вес тектонической плиты, которая погружается (вытягивается) ниже вышележащей плиты в зоне субдукции, увлекает за собой остальную часть плиты. Считается, что механизм вытягивания плиты вносит больший вклад, чем толкание[24][26].

Срединно-океанические хребты на земном шаре и возраст образованного ими дна. Красным цветом обозначены самые молодые участки дна, произведённые хребтами; далее жёлтые, зелёные и самые старые — обозначены синим. Возраст этих участков доходит до 180 миллионов лет, а самым древним, как например дно Средиземного моря, 280 миллионов лет.

Ранее предполагалось, что процесс, способствующий движению плит и образованию новой океанической коры на срединно-океанических хребтах, — это «мантийный конвейер», происходящий из-за мантийной конвекции[27][28]. Однако некоторые исследования показали, что верхняя мантия (астеносфера) слишком пластична (гибка), чтобы создавать достаточное трение и вытягивать тектоническую плиту[29][30]. Более того, мантийный апвеллинг, который вызывает образование магмы под океанскими хребтами, по-видимому, затрагивает только ее верхние 400 км, что было выведено из данных сейсморазведки и наблюдений сейсмической неоднородности в верхней мантии на расстоянии около 400 км. С другой стороны, некоторые из крупнейших в мире тектонических плит, такие как Северо-Американская плита и Южно-Американская плита, находятся в движении, но субдуцируются только в ограниченных местах, таких как дуга Малых Антильских островов и дуга Южных Сандвичевых островов, указывая на действие на плиты толкающей силы. Компьютерное моделирование движений плит и мантии предполагает, что движение плит и мантийная конвекция не связаны, а основная движущая сила плит — это вытягивание плит[31].

Влияние на глобальный уровень моря[править | править код]

Повышенный спрединг (то есть скорость расширения срединно-океанического хребта) привел к повышению глобального (эвстатического) уровня моря в течение очень долгого времени (миллионы лет)[32][33]. Повышенный спрединг дна означает, что срединно-океанический хребет затем расширится и сформирует более широкий хребет с уменьшенной средней глубиной, занимая больше места в океаническом бассейне. Это вытесняет вышележащий океан и вызывает повышение уровня моря[34].

Изменение уровня моря может быть связано с другими факторами (тепловое расширение, таяние льда и мантийная конвекция, создающая динамическую топографию[35]). Однако в очень длительных временных масштабах это результат изменений объема океанических бассейнов, на которые, в свою очередь, влияет скорость спрединга морского дна вдоль срединно-океанических хребтов[36].

Высокий уровень моря, во время мелового периода (144-65 млн лет назад), можно объяснить только тектоникой плит, поскольку тепловое расширение и отсутствие ледяных щитов сами по себе не могут объяснить тот факт, что уровень моря был на 100—170 метров выше, чем сегодня[34].

Влияние на химический состав морской воды и карбонатные отложения[править | править код]

Спрединг морского дна на срединно-океанических хребтах представляет собой систему ионного обмена в глобальном масштабе[37]. Гидротермальные источники в центрах спрединга выбрасывают в океан различные количества железа, серы, марганца, кремния и других элементов, некоторые из которых рециркулируются в океаническую кору. Гелий-3, изотоп, который сопровождает мантийный вулканизм, испускается гидротермальными жерлами и может быть обнаружен в шлейфах в океане[38].

Высокая скорость спрединга приведет к расширению срединно-океанического хребта, что приведет к более быстрой реакции базальта с морской водой. Соотношение магний/кальций станет ниже, потому что больше ионов магния будет поглощаться породой из морской воды а больше ионов кальция будет вымываться из породы и попадать в морскую воду. Гидротермальная активность на гребне хребта эффективна для удаления магния[39]. Более низкое соотношение магний/кальций способствует осаждению низкомагнезиальных кальцитовых полиморфов карбоната кальция (кальцитовые моря)[40][37].

Медленный спрединг в срединно-океанических хребтах имеет противоположный эффект и приведет к более высокому соотношению магний/кальций, способствующему осаждению арагонита и высокомагнезиальных полиморфных модификаций карбоната кальция (арагонитовые моря)[37].

Эксперименты показывают, что большинство современных организмов с высоким содержанием магния в кальците имели бы низкое содержанием магния в кальцитовых морях прошлого[41], что означает, что соотношение магний/кальций в скелете организма изменяется в зависимости от соотношения магний/кальций в морской воде, в которой он вырос.

Таким образом, минералогия организмов, строящих рифы и образующих отложения, регулируется химическими реакциями, протекающими вдоль срединно-океанического хребта, скорость которых зависит от скорости спрединга морского дна[39][41].

История[править | править код]

Открытие[править | править код]

Первые признаки того, что бассейн Атлантического океана разделен пополам горным хребтом, были получены в результате британской экспедиции «Челленджера» в XIX веке[42]. Океанологи Мэтью Фонтейн Мори и Чарльз Уайвилл Томсон проанализировали результаты произведенных замеров глубин, и выявили заметный подъем морского дна, который спускался по Атлантическому бассейну с севера на юг. Эхолоты подтвердили это в начале XX века[43].

Лишь после Второй мировой войны, когда дно океана было исследовано более подробно, стала известна полная протяженность срединно-океанических хребтов. «Вема», корабль обсерватории Земли Ламонт-Доэрти Колумбийского университета, пересек Атлантический океан, записывая данные эхолота о глубине океанского дна. Команда под руководством Мари Тарп и Брюса Хизена пришла к выводу, что это огромная горная цепь с рифтовой долиной на ее гребне, проходящая через середину Атлантического океана. Ученые назвали его Срединно-Атлантическим хребтом. Другие исследования показали, что гребень хребта сейсмически активен[44], а в рифтовой долине были обнаружены свежие лавы[45]. Кроме того, тепловой поток земной коры здесь был выше, чем где-либо еще в бассейне Атлантического океана[46].

Сначала считалось, что хребет является особенностью Атлантического океана. Однако по мере продолжения исследований океанского дна по всему миру было обнаружено, что каждый океан содержит части системы срединно-океанических хребтов. В начале XX века немецкая экспедиция «Метеор» проследила срединно-океанический хребет от Южной Атлантики до Индийского океана. Хотя первый обнаруженный участок системы хребтов проходит по середине Атлантического океана, было обнаружено, что большинство срединно-океанических хребтов расположены вдали от центра других океанических бассейнов[2][3].

Влияние открытия: расширение морского дна[править | править код]

Альфред Вегенер предложил теорию дрейфа континентов в 1912 году. Он заявил: «Срединно-Атлантический хребет … зона, в которой дно Атлантического океана, продолжая расширяться, постоянно разрывается и освобождает место для свежих, относительно текучих и горячих частей коры [поднимающихся] из глубины»[47]. Однако Вегенер не следовал этому утверждению в своих более поздних работах, и его теория была отвергнута геологами, потому что не было механизма, объясняющего, как континенты могли пробиваться сквозь океаническую кору, и эта теория была в значительной степени забыта.

После открытия всемирной протяженности срединно-океанического хребта в 1950-х годах геологи столкнулись с новой задачей: объяснить, как могла образоваться такая огромная геологическая структура. В 1960-х годах геологи открыли и начали предлагать механизмы распространения морского дна. Открытие срединно-океанических хребтов и процесса расширения морского дна позволило расширить теорию Вегенера, включив в нее движение океанической коры, а также континентов[48]. Тектоника плит была подходящим объяснением расширения морского дна, и принятие тектоники плит большинством геологов привело к серьезному сдвигу парадигмы в геологическом мышлении.

Подсчитано, что вдоль срединно-океанических хребтов Земли каждый год в результате этого процесса образуется 2,7 км² нового морского дна[49]. При толщине земной коры 7 км это составляет около 19 км³ новой океанской коры, образующейся каждый год[49].

См. также[править | править код]

  • Океанический жёлоб
  • Чёрные курильщики

Примечания[править | править код]

  1. ↑ US Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration What is the longest mountain range on earth? (англ.). oceanservice.noaa.gov. Дата обращения: 29 мая 2021. Архивировано 24 июня 2019 года.
  2. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Ken C.Macdonald. Mid-Ocean Ridge Tectonics, Volcanism, and Geomorphology : [англ.] // Encyclopedia of Ocean Sciences (Third Edition). — 2019. — Vol. 4. — P. 405—419. — doi:10.1016/B978-0-12-409548-9.11065-6.
  3. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Roger Searle. Mid-Ocean Ridges. — Cambridge University Press, 2013. — 318 p. — ISBN 9781107017528.
  4. ↑ 1 2 John G. Sclater, Roger N. Anderson, M. Lee Bell. Elevation of ridges and evolution of the central eastern Pacific : [англ.] // Journal of Geophysical Research. — 1971. — Vol. 76, no. 32. — P. 7888—7915. — doi:10.1029/JB076i032p07888.
  5. ↑ 1 2 Barry Parsons, John G. Sclater. An analysis of the variation of ocean floor bathymetry and heat flow with age // Journal of Geophysical Research. — 1977. — Vol. 82, no. 5. — P. 803—827. — doi:10.1029/JB082i005p00803.
  6. ↑ 1 2 E.E. Davis, C.R.B. Lister. Fundamentals of ridge crest topography : [англ.] // Earth and Planetary Science Letters. — 1974. — Vol. 21, no. 4. — P. 405—413. — doi:10.1016/0012-821X(74)90180-0.
  7. ↑ F. J. Vine, D. H. Matthews. Magnetic Anomalies Over Oceanic Ridges : [англ.] // Nature. — 1963. — Vol. 199, no. 4897. — P. 947—949. — doi:10.1038/199947a0.
  8. ↑ F. J. Vine. Spreading of the Ocean Floor: New Evidence : [англ.] // Science. — 1966. — Vol. 154, no. 3755. — P. 1405—1415. — doi:10.1126/science.154.3755.1405.
  9. ↑ Ken C. Macdonald. Near-bottom magnetic anomalies, asymmetric spreading, oblique spreading, and tectonics of the Mid-Atlantic Ridge near lat 37°N : [англ.] // Geological Society of America Bulletin. — 1977. — Vol. 88, no. 4. — P. 541—555. — doi:10.1130/0016-7606(1977)88<541:NMAASO>2.0.CO;2.
  10. ↑ Ken C. Macdonald. Mid-Ocean Ridges: Fine Scale Tectonic, Volcanic and Hydrothermal Processes Within the Plate Boundary Zone : [англ.] // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. — 1982. — Vol. 10, no. 1. — P. 155—190. — doi:10.1146/annurev.ea.10.050182.001103.
  11. ↑ Charles DeMets, Richard G. Gordon, Donald F. Argus. Geologically current plate motions : [англ.] // Geophysical Journal International. — 2010. — Vol. 181, no. 1. — P. 1—80. — doi:10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x.
  12. ↑ Douglas S. Wilson. Fastest known spreading on the Miocene Cocos-Pacific Plate Boundary // Geophysical Research Letters. — 1996. — Vol. 23, no. 21. — P. 3003—3006. — doi:10.1029/96GL02893.
  13. ↑ 1 2 Henry J. B. Dick, Jian Lin, Hans Schouten. An ultraslow-spreading class of ocean ridge : [англ.] // Nature. — 2003. — Vol. 426, no. 6965. — doi:10.1038/nature02128.
  14. ↑ Ken C. Macdonald, P. J. Fox. Overlapping spreading centres: new accretion geometry on the East Pacific Rise // Nature. — 1983. — Vol. 302, no. 5903. — P. 55—58. — doi:10.1038/302055a0.
  15. ↑ B.M. Wilson. Igneous Petrogenesis A Global Tectonic Approach : [англ.]. — Springer, 2007. — 466 p. — ISBN 9780412533105.
  16. ↑ Peter J. Michael, Michael J. Cheadle. Making a Crust : [англ.] // Science. — 2009. — Vol. 323, no. 5917. — P. 1017—1018. — doi:10.1126/science.1169556.
  17. ↑ Donald W. Hyndman. Petrology of igneous and metamorphic rocks : [англ.]. — McGraw-Hill, 1985. — 786 p. — ISBN 9780070316584.
  18. ↑ Harvey Blatt, Robert Tracy. Petrology, Second Edition : [англ.]. — W. H. Freeman, 1996. — 529 p. — ISBN 978-0-7167-2438-4.
  19. ↑ F. N. Spiess, Ken C. Macdonald, T. Atwater, R. Ballard, A. Carranza et al. East Pacific Rise: Hot Springs and Geophysical Experiments : [англ.] // Science. — 1980. — Vol. 207, no. 4438. — P. 1421—1433. — doi:10.1126/science.207.4438.1421.
  20. ↑ William Martin, John Baross, Deborah Kelley, Michael J. Russell. Hydrothermal vents and the origin of life : [англ.] // Nature Reviews Microbiology. — 2008. — Vol. 6, no. 11. — P. 805—814. — doi:10.1038/nrmicro1991.
  21. ↑ R. Hekinian, ed. Chapter 2 The World’s Oceanic Ridge System : [англ.] // Elsevier Oceanography Series:Petrology of the Ocean Floor. — 1982. — Vol. 33. — P. 51—139. — doi:10.1016/S0422-9894(08)70944-9.
  22. ↑ Larson, R.L., W.C. Pitman, X. Golovchenko, S.D. Cande, JF. Dewey, W.F. Haxby, J.L. La Brecque. The Bedrock Geology of the World (Map) : [англ.]. — W H Freeman & Co, 1985. — ISBN 978-0716717027.
  23. ↑ R. Dietmar Müller, Walter R. Roest, Jean-Yves Royer, Lisa M. Gahagan, John G. Sclater. Digital isochrons of the world’s ocean floor : [англ.] // Journal of Geophysical Research:Solid Earth. — 1997. — Vol. 102, no. B2. — P. 3211—3214. — doi:10.1029/96JB01781.
  24. ↑ 1 2 Donald Forsyth, Seiya Uyeda. On the Relative Importance of the Driving Forces of Plate Motion : [англ.] // Geophysical Journal International. — 1975. — Vol. 43, no. 1. — P. 163—200. — doi:10.1111/j.1365-246X.1975.tb00631.x.
  25. ↑ Donald L. Turcotte, Gerald Schubert, Jerry Schubert. Geodynamics : [англ.]. — 2nd. — Cambridge University Press, 2002. — 456 p. — ISBN 0521661862.
  26. ↑ Carolina Lithgow-Bertelloni. Driving Forces: Slab Pull, Ridge Push : [англ.] / Harff J., Meschede M., Petersen S., Thiede J. (eds) // Encyclopedia of Marine Geosciences. — 2014. — P. 1–6. — ISBN 978-94-007-6644-0. — doi:10.1007/978-94-007-6644-0_105-1.
  27. ↑ Holmes, Arthur. Radioactivity and earth movements : [англ.] // Nature. — 1931. — Vol. 128, no. 3229. — P. 496—496. — doi:10.1038/128496e0.
  28. ↑ H. H. Hess. History of Ocean Basins : [англ.] / A. E. J. Engel; Harold L. James; B. F. Leonard // Petrologic Studies. — 1962. — P. 599—620. — doi:10.1130/Petrologic.1962.599.
  29. ↑ Frank M. Richter. Dynamical models for sea floor spreading : [англ.] // Reviews of Geophysics. — 1973. — Vol. 11, no. 2. — P. 223—287. — doi:10.1029/RG011i002p00223.
  30. ↑ Frank M. Richter. Convection and the large-scale circulation of the mantle : [англ.] // Journal of Geophysical Research. — 1973. — Vol. 78, no. 35. — P. 8735—8745. — doi:10.1029/JB078i035p08735.
  31. ↑ Nicolas Coltice, Laurent Husson, Claudio Faccenna, Maëlis Arnould. What drives tectonic plates? : [англ.] // Science Advances. — 2019. — Vol. 5, no. 10. — doi:10.1126/sciadv.aax4295.
  32. ↑ Walter C. Pitman. Relationship between eustacy and stratigraphic sequences of passive margins : [англ.] // GSA Bulletin. — 1978. — Vol. 89, no. 9. — P. 1389—1403. — doi:10.1130/0016-7606(1978)89<1389:RBEASS>2.0.CO;2.
  33. ↑ J.A.Church, J.M.Gregory. Sea Level Change : [англ.] / Steve A. Thorpe and Karl K. Turekian (eds.) // Encyclopedia of Ocean Sciences. — Elsevier Science, 2001. — P. 2599—2604. — doi:10.1006/rwos.2001.0268.
  34. ↑ 1 2 Miller K.G. Sea Level Change, Last 250 Million Years : [англ.] / Gornitz V. (ed.) // Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. — Springer, Dordrecht, 2009. — P. 879—887. — doi:10.1007/978-1-4020-4411-3.
  35. ↑ Muller, R. D., Sdrolias, M., Gaina, C., Steinberger, B., Heine, C. Long-Term Sea-Level Fluctuations Driven by Ocean Basin Dynamics : [англ.] // Science. — 2008. — Vol. 319, no. 5868. — P. 1357—1362. — doi:10.1126/science.1151540.
  36. ↑ M.A.Kominz. Sea Level Variations Over Geologic Time : [англ.] / Steve A. Thorpe and Karl K. Turekian (eds.) // Encyclopedia of Ocean Sciences. — Elsevier Science, 2001. — P. 2605—2613. — doi:10.1006/rwos.2001.0255.
  37. ↑ 1 2 3 Stanley S. M., Hardie L. A. Hypercalcification: paleontology links plate tectonics and geochemistry to sedimentology : [англ.] // GSA today. — 1999. — Vol. 9, no. 2. — P. 1—7.
  38. ↑ Lupton J. Hydrothermal helium plumes in the Pacific Ocean : [англ.] // Journal of Geophysical Research: Oceans. — 1998. — Vol. 103, no. C8. — P. 15853—15868.
  39. ↑ 1 2 Coggon, R. M., Teagle, D. A., Smith-Duque, C. E., Alt, J. C., Cooper, M. J. Reconstructing Past Seawater Mg/Ca and Sr/Ca from Mid-Ocean Ridge Flank Calcium Carbonate Veins : [англ.] // Science. — 2010. — Vol. 327, no. 5969. — P. 1114—1117. — doi:10.1126/science.1182252.
  40. ↑ John W. Morse, Qiwei Wang, Mai Yin Tsio. Influences of temperature and Mg:Ca ratio on CaCO3 precipitates from seawater : [англ.] // Geology. — 1997. — Vol. 25, no. 1. — P. 85—87. — doi:10.1130/0091-7613(1997)025<0085:IOTAMC>2.3.CO;2.
  41. ↑ 1 2 Justin B. Ries. Effect of ambient Mg/Ca ratio on Mg fractionation in calcareous marine invertebrates: A record of the oceanic Mg/Ca ratio over the Phanerozoic : [англ.] // Geology. — 2004. — Vol. 32, no. 11. — P. 981—984. — doi:10.1130/g20851.1.
  42. ↑ Kenneth Jinghwa Hsü. Challenger at Sea : A Ship That Revolutionized Earth Science : [англ.]. — Princeton University Press, 2014. — 464 p. — ISBN 9781400863020.
  43. ↑ Bryan Bunch, Alexander Hellemans, Bryan H. Bunch, Alexander Hellemans. The History of Science and Technology : A Browser’s Guide to the Great Discoveries, Inventions, and the People who Made Them, from the Dawn of Time to Today : [англ.]. — Houghton Mifflin, 2004. — 776 p. — ISBN 9780618221233.
  44. ↑ B. Gutenberg. Seismicity Of The Earth And Associated Phenomena : [англ.]. — Read Books, 2013. — 284 p. — ISBN 9781473384545.
  45. ↑ S. J. Shand. Rocks of the Mid-Atlantic Ridge : [англ.] // The Journal of Geology. — 1943. — Vol. 57, no. 1. — P. 89—92. — doi:10.1086/625580.
  46. ↑ E. C. Bullard, A. Day. The Flow of Heat through the Floor of the Atlantic Ocean : [англ.] // Geophysical Journal International. — 1961. — Vol. 4, no. 1. — P. 289—292. — doi:10.1111/j.1365-246X.1961.tb06820.x.
  47. ↑ Wolfgang R. Jacoby. Modern concepts of Earth dynamics anticipated by Alfred Wegener in 1912 : [англ.] // Geology. — 1981. — Vol. 9, no. 1. — P. 25—27. — doi:10.1130/0091-7613(1981)9<25:MCOEDA>2.0.CO;2.
  48. ↑ Seafloor Spreading (англ.). National Geographic Society (8 июня 2015). Дата обращения: 30 мая 2021. Архивировано 20 апреля 2021 года.
  49. ↑ 1 2 Jean-Pascal Cogné, Eric Humler. Trends and rhythms in global seafloor generation rate : [англ.] // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. — 2006. — Vol. 7, no. 3. — doi:10.1029/2005GC001148.
Источник

Contents

  • 1 Что такое срединно — океанический хребет
  • 2 Открытие срединно — океанических хребтов
  • 3 Образование срединно — океанических хребтов
  • 4 Строение срединно — океанических хребтов
  • 5 Рельеф срединно — океанических хребтов
  • 6 Вулканы срединно — океанических хребтов
  • 7 Крупнейшие срединно — океанические хребты
  • 8 Размещение срединно — океанических хребтов                                                                                                                  
  • 9 Срединно — океанические хребты Тихого океана
  • 10 Срединно-океанические хребты Атлантического океана
  • 11 Срединно-океанические хребты Индийского океана
  • 12 Срединно — океанические хребты Северного ледовитого океана
  • 13 Срединно — океанические хребты Южного океана

Что такое срединно — океанический хребет

Срединно — океанический хребет – это значительное подводное поднятие океанского дна в пределах разрыва плит литосферы. Срединно — океанические хребты считаются основой единой мировой системы, проходящей по дну всех океанов длиною 60 тыс. км. Они расположены почти в средней части океанов, (исключая Тихоокеанский бассейн, Восточно — Тихоокеанское поднятие), вследствие этого носят такое название. Делят Атлантику на две почти одинаковые части, Индийский океан – на три. Им свойственны резко расчлененный рельеф, высокие показатели скорости упругих волн в коре Земли, повышенный уровень теплового потока, а также высокая сейсмичность, их гребни и склоны обладают островными и подводными океаническими вулканами.

Открытие срединно — океанических хребтов

В IX веке британцы установили, что площадь Атлантического океана рассекается хребтом на две половины. При помощи зондирования дна моря, которое проводили океанологи Мэтью Фонтейн Мори и Чарльз Уивилл Томсон было выявлено заметное поднятие дна моря, имеющее спуск вдоль Атлантического океана от северных участков к южным.

В 50 — х годах XX века было проведено более обширное изучение дна океана и установлена величина срединно — океанических хребтов. В итоге пересечения Атлантической акватории судном Земной обсерватории Ламонт — Доэрти университета Колумбии была открыта глубина дна океана.

Ученые сделали вывод, что они открыли ряд высоких горных вершин с рифтовой долиной, расположенной на их вершине, идущую через центр Атлантического бассейна. Поэтому он носит название Срединно — Атлантического хребта. Так же была выявлена сейсмическая деятельность вершины хребта, а на территории рифтовой долины были найдена свежая лавовая масса. К тому же уровень теплового потока коры земли был более высоким, чем на других участках Атлантики.

Вначале предполагалось, что хребет – это отличительная черта Атлантического бассейна. Но после дальнейшего изучения дна океана по всей Земле, определили, что в каждом океане имеется размещение элементов системы срединно — океанических хребтов. В XX веке было прослежено расположение хребта от южной части Атлантического океана до Индийского бассейна. Было установлено, что в отличие от Срединно — Атлантического хребта, идущего через центральную зону Атлантики, большее количество срединно — океанических хребтов находится на расстоянии от центральной части остальных океанов.

В 1912 году Альфредом Вегенером была представлена теория дрейфа материков. Он предполагал, что дно Атлантики на территории Срединно — Атлантического хребта постепенно расширяется, разрывается и на этом участке появляется поднимающийся из глубинных недр горячий и текущий нижний слой коры земли. Эта теория не была до конца проработана и забыта, так как не было подтверждений, что материки проталкиваются через кору океана.

Вслед за определением величины срединно — океанического хребта по всему миру, ученые   озадачились причиной образования такой огромной геологической системы. В 1960 году были открыты механизмы расширения дна моря. Теорию Вегенера  доработали и дополнили движением  коры океана и материков. Расширение дна моря объяснялось тектоникой плит. Определено, что в зоне земных срединно — океанических хребтов в течение каждого года благодаря этому процессу возникает 2,7 км молодого дна моря. Если кора земли имеет толщину  7 км, то молодая кора океана, образующаяся на протяжении каждого года, будет насчитывать  19 км.

Образование срединно — океанических хребтов

Срединно — океанические хребты делятся на виды:

  • Широкие подводные, имеющие резко выраженную сейсмичность (на примере, Восточно — Тихоокеанского).
  • Узкие подводные с наличием крутых склонов и сейсмической активности (на примере, Срединно — Атлантического хребта).
  • Узкие и крутосклонные, но не обладающие сейсмической активностью (на примере, Средне — Тихоокеанского и Туамоту).

Самая распространенная форма горных формирований в океане – океанические валы. Большая их часть расположена на территории Тихого океана. Они представлены двумя разновидностями:

  • Антиклинальным типом поднятий, содержащими самые древние породы в ядре.
  • Океаническими валами, имеющими вулканические конусы и потухшие вулканы (гайоты).

Для определения возраста хребта используют структуру коры – бывает материковой и океанической. Большинство участков имеют альпийскую структуру, очень раздробленную и опущенную на большую глубину океана, например, участок вблизи моря у Фиджи.

Срединно — океанические хребты с антиклинальным типом представлены пологими склонами, отдельными и значительно редкими подводными вулканами – в основном не расчлененными. Они недавно образовались и являются простейшими видами деформации  дна океана, полученные в результате раздробления платформ, сейсмической и вулканической активности. Этот процесс начался в четвертичный период кайнозойской эры. Формирование и рост срединно — океанических хребтов с антиклинальным образованием происходит и в настоящий период.

Второму типу горных формирований – океаническим валам характерна большая высота и протяженность. Вытянутым линейно поднятиям, имеющих пологие склоны, свойственна довольно меньшая  толщина коры. Такая структура типична многим срединно — океаническим хребтам. На примере, Южно — Тихоокеанского и Восточно — Тихоокеанского. Они относятся  к более древним формированиям с вулканами, образовавшимися в третичный период, и подводными горами, возникшими позже. Процесс раздробления глубинных разломов проходил многократно.

Строение срединно — океанических хребтов

Океанические хребты в участках дробления обладают более сложным рельефом. Зоны с формирующимися срединно — океаническими хребтами имеют более сильное разчленение, на примере Индийского и Атлантического океанов, южной части Тихого, Южного океана возле африканских побережий, территории посреди Австралии и Антарктиды. Структуры такого типа характеризуются грабенами (глубокими долинами), окаймляющими цепь высоких (около 3 км) гребней, которые разделяют конусы вулканов.

Недавним рельефным образованиям свойственно отсутствие вторичного (более мелкого разделения), в отличие от срединного хребта и его склонов. Низ склона обладает ровными террасовидными поверхностями, имеющими уступы, отделенные между собой. Они являются ступенчатыми сбросами. Здесь же расположена рифтовая долина, разделяющая срединный хребет на две части.

Протяженность земного океанического разлома соответствует величине участков дробления. Тектоническое строение срединного хребта бывает разной. Так, Камчатке характерны активные тектонические процессы и постоянная вулканическая активность. Земная кора океана перерабатывается литосферными плитами Охотского блока, одновременно идет формирование континентальной земной коры. А срединный хребет Камчатки является объектом для наблюдения за происходящим процессом.

Рельеф срединно — океанических хребтов

Формирование срединно — океанических хребтов на планете имеет вид огромного ожерелья, достигающего ширины до 1,5 тыс. км и высоты над котловинами 3 — 4 км. В результате выступов вершин из океанских недр образуются острова, в основном вулканические. И сама вершина хребта имеет ширину 100 км. Хребет обладает четко расчленненым рельефом и мелкоблоковым строением. Параллельно оси хребта располагается рифтовая долина шириной, составляющей 30 км, с осевым рифтом в виде широкой щели 4 — 5 км и в высоту – множество сотен метров.

Дно рифта заполнено молодыми вулканами в окружении гидротерм – горячих источников, выделяющих сульфиды металлов (свинец, кадмий, цинк, серебро, железо, медь). На этом участке постоянно происходят землетрясения небольших масштабов. Пространство под осевыми рифтами занято магматическими камерами, связанными при помощи километрового канала с центровыми извержениями на щелевом дне. У покрытых лавовыми осадками сторон хребтов, ширина больше на много сотен км, чем у гребня.

Звенья системы имеют разное строение: у срединно — океанических хребтов разная ширина и степень пологости, на месте рифтовой долины иногда образуется выступ коры океана. На примере Восточно — Тихоокеанского и Южно — Тихоокеанского поднятия. На каждом срединном хребте имеются множественные поперечные разломы. Эти разломы служат для смещения осей хребтов на сотни километров. Места с пересечениями смываются в желоба глубиной 8 км.

Вулканы срединно — океанических хребтов

Срединно — океаническим хребтам свойственно накопление центров с сейсмической активностью, участков альпийской складчатости и геосинклинальных зон. Они учавствуют в образовании крупнейших сейсмических поясов планеты. Большинство землетрясений происходит в рифтовых зонах и образующих их разломах. Эпицентры сейсмичности концентрируются на участках нормальных сбросов, не проникающих на большие углубления.

У срединно — океанических хребтов меньшая плотность энергии сейсмической активности, чем в периходных зонах – геосинклинальных областях. Количество землетрясений в рифтовых зонах срединных хребтов приравнивается к числу толчков в областях с высокой сейсмоактивностью.

Известностью пользуются вулканы, находящиеся на гребнях хребтов – островах океана:

– остров Изабелла – массивное слияние пяти щитовых вулканов из базальта;

– остров Сен — Поль и Амстердам (в Индийском океане);

– остров Ян — Майен, вулкан Беренберг – к северу от Исландского острова;

– Исландский остров – больше 140 вулканов, 26 — активных;

– Азорские острова – 5 активных вулканов.

Срединно — океанические хребты характеризуются современным вулканизмом

Крупнейшие срединно — океанические хребты

Геосистема срединно-океанических хребтов образуется из Срединно — Атлантического, хребта Гаккеля в Северном Ледовитом бассейне, Американо — Антарктического, Африкано — Антарктического, Центральноиндийского, (включая Аравийско — Индийский хребет), Южно — Тихоокеанского хребта, Австрало — Антарктического и Восточно — Тихоокеанского поднятия. Ширина их составляет 200 — 2000 км, относительная высота 1 тыс. — 5 тыс. метров.

Размещение срединно — океанических хребтов                                                                                                                  

Система срединно — океанических хребтов начинается с хребта Гаккеля на участке Северного — Ледовитого океана – от бассейна Лаптевых к Шпицбергену. Затем Срединно — Атлантический хребет держится южного направления в сторону острова Буве. Взяв западную ориентацию, идет к Американо — Антарктическому хребту, далее в восточной направленности к Африкано — Антарктическому, который продолжает Юго — западный Индоокеанский. Далее идет тройное сочленение –  Аравийско — Индийский хребет идет по меридиану, а Юго — восточный Индоокеанский протягивается к Австрало — Антарктическому. Подхватывается Южно — Тихоокеанским поднятием, которое переходит в Восточно — Тихоокеанское поднятие, уходящее к северном направлении к Калифорнии, к разлому Сан — Андреас. Затем следует от срединного хребта Хуан — де — Фука в сторону Канадской территории.

Срединно — океанические хребты Тихого океана

Тихоокеанские хребты являются частью срединно — океанического поднятия, обладающего длиной 60 тыс. км и высотой от несколько сотен до 2 — 3 тыс. м, соединяющего крупнейшие мировые бассейны. Основная часть срединно — океанической системы состоит из массивных образований: Восточно — Тихоокеанского и Южно — Тихоокеанского поднятия. Они находятся в окружении хребтов меньшей величины:

  1. Гавайского, Северо — Западного, Императорского, находящихся на севере океана.
  1. Марианского, Нампо, Кюсю — Палау – на западе.
  1. Туамоту, Гавайского, хребет Рождества – в центре.
  1. Кокос и Наска, Чилийского и Галапагосского поднятия – на востоке.
  1. Норфолк, Маккуори, Лорд — Хау, поднятия Чатем – в юго — восточной части.

В зоне тихоокеанских хребтов происходят постоянные землетрясения и вулканические извержения.

Срединно-океанические хребты Атлантического океана

Срединно-Атлантический хребет считается самым обширным из всех срединно — океанических хребтов. Он служит границей между Северо — Американской и Евразийской тектоническими плитами. В его состав входят хребты меньшей величины: Книповича и Мона, Рейкьянес и Исландско — Янмайетский. И более крупных  размеров: Северо — Атлантический – длина его составляет больше 8 тыс. км и Южно — Атлантический – 10,5 тыс. км.

Срединно — Атлантический хребет проходит от исландских окраин до острова Буве. Вдоль хребта располагаются рифты. Система имеет длину свыше 18 тыс. км, ширину и заполняет 1/3 дна Атлантики. На некоторых участках  океана высокие горы способствовали образованию цепей островов: Азорских, Бермудских, Буве, Гоф, Исландских, острова Святой Елены и Вознесения, Тристан — да — Кунья. Но большее количество гребней Атлантического хребта расположено под водами океана.

Смещения тектонических плит способствуют образованию разломов, котловин и поднятий. По геологическим выкладкам установлено, что образование хребта произошло в Триасовом периоде. Эта территория известна вулканическими и тектоническими процессами. К более активным сейсмическим областям относятся Азорские и Исландские острова в северной части гор, остров Святой Елены и острова Вознесения — в южной.

Срединно-океанические хребты Индийского океана

Индийская акватория разбита срединными хребтами длиною 16 тыс. км. Она состоит из трех зон: северо — восточной – Азиатско — Австралийской, западной – Африканской, южной – Антарктической.

На каждом участке расположены котловины с углублениями 500 — 5 000 м. Их пограничные линии образованы поднятиями и плато.

Срединные хребты обладают разной ориентацией и сходятся в одной точке:

  • к северной ориентации относятся Аравийско — Индийская и Восточно — Индийская гряда;
  • юго — западной – Западно — Индийская и Африкано — Антарктическая;
  • юго — восточной – Центрально — Индийская и Австрало — Антарктическая.

Территория  Аравийско — Индийской гряды простирается от Аравийского полуострова к острову Маврикий, Восточно — Индийской – от Бенгальского залива к плоскогорью Брокен и желобу Оби.                                           Центрально — Индийская к плато Амстердам и Австрало — Антарктическому поднятию, Западно — Индийская обладает перпендикулярным расположением относительно предыдущей и протягивается к плато Крозе.

Поднятия океана  имеют высоту 2000 — 4500 м, ширину 500 — 800 м. Срединные хребты в юго — западных и юго — восточных районах присоединяются к горным цепям Тихого и Атлантического бассейна.

Срединно — океанические хребты Северного ледовитого океана

Бассейн океана состоит из Северо — Европейской, Канадской и Арктической области. В Северо — Европейской области, относящейся к России и простирающейся к Земле Франца Иосифа, находится территория со срединно — океаническим хребтом. На ней расположен рифовый участок Исландского острова с активными вулканическими возвышенностями и геотермальными источниками. В этой области имеется несколько диаметральных разломов, особенно на острове Ян — Майен. Вторая ее часть – поднятие Мона простирается в восточном направлении на сотню километров.

На этом участке срединно — океаническими хребтами Книповича, Мона и Исландский разделяются котловины в Гренландском и Норвежском море. Исландский хребет обладает действующим вулканом на острове Ян — Майен.

В Арктическом бассейне, раскинувшимся от Гренландского острова до Североамериканского материка, расположен срединно — океанический хребет Гаккеля. Он образовывает основной рельеф этого участка, обладает тектонической структурой срединного хребта, что сравнивается со срединно — океаническим поднятием. На осевой части хребта имеются резкие расчленения: между рядом коротких хребтов образованы глубокие рифтовые долины с кулисообразным расположением параллельно хребтовой оси. Хребет пересечен разломами большой глубины, хранящими вулканическую способность. Но подземных толчков здесь не наблюдалось.

В области водораздела между Европейским континентом и хребтом Гаккеля расположена котловина Нансена с глубиной 5449 м. В бассейне моря Бофора хребет Гаккеля находится на границе с плоской котловиной Амундсена с углублением 300 — 4500 м.

Центральная акватория Северного Ледовитого бассейна поделена напополам с помощью хребта Ломоносова. Он тянется от окраин Новосибирских островов через северный полярный круг к Гренландским побережьям. Его длина составляет 1800 м, а высота 2500 — 3000 м. Часть горы находится на границе с котловинами Амундсена и Нансена, отделенных грядой Гаккеля, вторая находится возле хребтов Менделеева и Альфа и канадской котловины Макарова с глубиной около 3336 м.

Срединно — океанические хребты Южного океана

Самым массивным хребтом океана считается хребет Скоша (дуга Скоша, Южно — Антильский хребет), с помощью которого Анды присоединяются к Антарктическому полуострову (Земля Грейама). Имеет длину 16 тыс. км на территории Южного океана. Простирается от южной части Атлантического бассейна через воды Индийского океана и южнее австралийского континента идет к тихоокеанскому бассейну. Проходит около северных границ Южного бассейна вблизи Атлантико — Индийского хребта,  и отклоняясь в северно — восточном направлении, идет до Юго — Западного Индийского хребта, далее присоединяется к Центральному Индийскому хребту.

Центральная рифтовая зона хребта имеет молодой рельеф, слишком высокие тепловые потоки, очень высокий уровень сейсмичности – большее количество колебаний земной поверхности происходит на этом участке. Обладает древним образованием.

В восточном направлении от дуги Скоша располагается поперечный хребет Кергелен — Гауссберг, являющийся молодым вулканом, в состав которого входит лейцитовый базальт. Находится вблизи побережий Земли Эндерби, а на острове Кергелен скоплено множество старых вулканов, которые поднимаются от широкого поднятия наподобие Азорских островов.

От острова Пасхи до южных чилийских побережий простирается участок Южно — Чилийского хребта с узким длинным желобом, свидетельствующим о сдвиге, подобном смещению Восточно — Тихоокеанского поднятия. Это подтверждает, что хребет относится к системе срединно — океанических хребтов.

На территории Южного океана размещены три котловины, которые разделяют подводные хребты. На северных границах Атлантико — Индо — Антарктической котловины глубиной 5872 м находятся хребты: Южно — Оркнейский, Южно — Сандвичевый, Атлантико — Антарктический, Принс — Эдуард — Крозс; на восточных границах – гора Кергелен — Гауссберг. На западных границах Тихоокеанско — Антарктической котловины глубиной 6414 м расположен Тихоокеанско — Антарктический хребет и Юго — Восточное Тихоокеанское плато. На южных границах Восточной Индо — Антарктической котловины глубиной 5455 м пролегает Индо — Антарктический хребет и плато Амстердам — Сен — Поль.

Источник

Дно Мирового океана, как и суша, имеет разнообразный рельеф.

okean.png

В рельефе океанического дна выделяют (3) главные части:

Схема 2.png

Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты — мощные подводные поднятия дна океана на границах расхождения литосферных плит. Образуют единую мировую систему, протягивающуюся по дну всех океанов.

Срединно-океанические хребты располагаются почти по середине океанов (кроме Тихого, где располагается Восточно-Тихоокеанское поднятие), поэтому так и называются.

Срединно-океанические хребты — это самая крупная горная система на нашей планете, она протянулась более чем на (60) тысяч км. В ширину хребты достигают (1000) км и более, относительная их высота —  (2)–(3) км. Крупные поднятия становятся островами. Исландия, — самый яркий пример такого острова, который сформировался в результате выхода одной из вершин Срединно-Атлантического хребта на поверхность.

Islande.png

При расхождении литосферных плит магма изливается на океаническое дно, застывает, и в результате формируются подводные горные хребты.

Расхождение плит с океанической земной корой.png

Источник
Обучайтесь и развивайтесь всесторонне вместе с нами, делитесь знаниями и накопленным опытом, расширяйте границы знаний и ваших умений.

поделиться знаниями или
запомнить страничку

  • Все категории
  • экономические
    43,655
  • гуманитарные
    33,653
  • юридические
    17,917
  • школьный раздел
    611,939
  • разное
    16,901

Популярное на сайте:

Как быстро выучить стихотворение наизусть? Запоминание стихов является стандартным заданием во многих школах. 

Как научится читать по диагонали? Скорость чтения зависит от скорости восприятия каждого отдельного слова в тексте. 

Как быстро и эффективно исправить почерк?  Люди часто предполагают, что каллиграфия и почерк являются синонимами, но это не так.

Как научится говорить грамотно и правильно? Общение на хорошем, уверенном и естественном русском языке является достижимой целью. 

Источник

Добавить комментарий