Серединні океанічні хребти тихого океану назви. Серединно-океанічні хребти

Перехідна зона

По західній околиці Тихого океану розташовані перехідні області від околиць материків до ложа океану: Алеутська, Курило-Камчатська, Японська, Східно-Китайська, Індонезійсько-Філіппінська, Бонінсько-Маріанська (з найглибшою точкою океану - Маріанським жолобом, глибина 2 , Меланезійська, Вітязівська, Тонга-Кермадекська, Маккуорі. Ці перехідні області включають глибоководні жолоби, окраїнні моря, обмежені острівними дугами. Східною околицею розташовані перехідні області: Центрально-Американська та Перуансько-Чилійська. Вони виражені лише глибоководними жолобами, а замість острівних дуг уздовж жолобів простягаються молоді скелясті гори Центральної та Південної Америки.

Всім перехідним областям властивий вулканізм та висока сейсмічність, вони утворюють окраїнний Тихоокеанський пояс землетрусів та сучасного вулканізму. Перехідні області на західній околиці Тихого океану розташовуються у вигляді двох ешелонів, наймолодші по стадії розвитку області розташовані на кордоні з ложем океану, а зрілі відокремлюються від ложа океану острівними дугами та острівними масивами суші з материковою земною корою.

Серединно-океанічні хребти та ложа океану

11% площі дна Тихого океану займають серединно-океанічні хребти, представлені Південно-Тихоокеанським та Східно-Тихоокеанським підняттями. Вони являють собою широкі, слабо розчленовані височини. Від основної системи відходять бічні відгалуження у вигляді Чилійського підняття та Галапагоської рифтової зони. До системи серединно-океанічних хребтів Тихого океану також належать хребти Горда, Хуан-де-Фука та Експлорер на північному сході океану. Серединно-океанічні хребти океану є сейсмічні пояси з частими поверхневими землетрусами та активною вулканічною діяльністю. У рифтовій зоні виявлені свіжі лави, металоносні опади, які зазвичай пов'язані з гідротермами.

Система тихоокеанських піднятий ділить ложе Тихого океану на дві нерівні частини. Східна частина менш складно пробудована і більш мілководна. Тут виділяють Чилійське підняття (рифтова зона) та хребти Наска, Сала-і-Гомес, Карнегі та Кокос. Ці хребти ділять східну частину ложа на Гватемальську, Панамську, Перуанську та Чилійську улоговини. Усі вони характеризуються складно розчленованим горбистим та гористим рельєфом дна. У районі Галапагоських островів виділяють рифтову зону.

Інша частина ложа, що лежить на захід від тихоокеанських піднять, займає приблизно 3/4 всього ложа Тихого океану і має дуже складну будову рельєфу. Десятки пагорбів та підводних хребтів ділять ложе океану на велику кількість улоговин. Найбільш значні хребти утворюють систему дугоподібних у плані піднятий, що починаються заході і закінчуються південному сході. Першу таку дугу утворює Гавайський хребет, паралельно йому наступну дугу утворюють гори Картографів, Маркус-Неккер, підводний хребет островів Лайн, дуга закінчується підводною основою Туамоту. Наступна дуга складається з підводних основ островів Маршаллових, Кирибаті, Тувалу та Самоа. Четверта дуга включає Каролінські острови і підводну височину Капінгамаранги. П'ята дуга складається з південної групи Каролінських островів та валу Еауріпік. Деякі хребти та височини відрізняються за своїм простяганням від перерахованих вище, це Імператорський (Північно-Західний) хребет, височини Шатського, Магеллана, Хесса, Маніхіки. Ці височини відрізняються вирівняними вершинними поверхнями і зверху покриті карбонатними відкладеннями підвищеної потужності.

На Гавайських островах і архіпелазі Самоа є вулкани, що діють. По ложі Тихого океану розпорошено близько 10 тисяч окремих підводних гір, переважно вулканічного походження. Багато з них є гайотами. Вершини деяких гайотів знаходяться на глибині 2-2,5 тисячі м, середня глибина над ними близько 1,3 тисячі м. Переважна більшість островів центральної та західної частин Тихого океану має коралове походження. Майже всі вулканічні острови облямовані кораловими спорудами.

Для ложа та серединно-океанічних хребтів Тихого океану характерні зони розломів, зазвичай виражені у рельєфі у вигляді комплексів згідно та лінійно орієнтованих грабенів та горстів. Усі зони розломів мають власні назви: Сервейор, Мендосіно, Меррей, Кларіон, Кліппертон та інші. Для улоговин і піднятий ложа Тихого океану характерна земна кора океанічного типу з потужністю осадового шару від 1 км на північному сході до 3 км на височини Шатського і з потужністю базальтового шару від 5 до 13 км. Серединно-океанічні хребти мають земну кору рифтогенального типу, що відрізняється підвищеною щільністю. Тут виявляються ульстраосновні породи, а зоні розлому Ельтанін було піднято кристалічні сланці. Під острівними дугами виявлено субконтинентальну (Курильські острови) та континентальну кору (Японські острови).

У Тихому океані, площа якого становить майже половину всього Світового океану, відзначається найбільша різноманітність мегарельєфу ложа. Середні хребти Тихого океану (їх два – Південно- та Східно-Тихоокеанський) за будовою нагадують Австрало-Антарктичний: їх широкі фланги мають порівняно слабо розчленований рельєф, а рифтова структура осьової зони не так виразно проявляється, як у Серединному Атлантичному або Аравійсько-Індійському хребтах. Найбільші риси будови серединних хребтів Тихого океану пов'язані з січеними їх хрестом простягання потужними розломами. По розломах серединний хребет розбитий на велику кількість сегментів, що мають форму паралелепіпедів, зрушених відносно один одного по латералі.

Між 30 та 40 0 пд.ш. від Східно-Тихоокеанського хребта на ПдС відходить Західно-чілійський хребет, що має рифтову структуру і відрізняється сейсмічності і проявами вулканізму, у зв'язку з чим його можна вважати гіпотетичною відгалуженням серединно-океанічної системи.

Каліфорнійська затока, мабуть, є рифтовою зоною на ділянці переходу рифтової структури на західну околицю Північно-Американського материка. Земна кора як Південно-тихоокеанського, і Східно-Тихоокеанського хребтів рифтогенного типу. Інші лінійно витягнуті орографічні елементи дна Тихого океану характеризуються океанічним типом земної кори. Вони мають вигляд великих валів, на склепіннях яких насаджені вулкани, що у ряді випадків утворюють цілі вулканічні ланцюги. Найбільш грандіозний з них за протяжністю, висотою та активними проявами вулканізму океанічного типу Гавайський хребет, увінчаний однойменними островами. Вулкани цих хребтів щитові із магмою основного складу.

Розташування найбільших орографічних елементів ложа Тихого океану можна побачити на карті.

У Тихому океані поширені такі океанічні вали, на гребенях яких височіють плосковершинні гори. гаоти, що морфологічно представляють конуси з усіченою вершиною. Найбільш характерний вал із гайотами Маркус-Неккерпростягається у широтному напрямі від південної частини Гавайських островів на захід до островів Бенін та Волкано. Глибина над вершинами багатьох гайот досягає 2,5 км. Така глибина, очевидно, свідчить про занурення гайотів.

Інші океанічні склепіння мають гірські вершини, увінчані кораловими спорудами - кільцевими рифами, або атолами. За даними геофізики, гори, які стали підставами для коралових рифів, також є вулканічними утвореннями. Більшість океанічних склепінних хребтів і з вулканічними ланцюгами, і з гайотами, і з кораловими рифами присвячена широкій смузі, що перетинає Тихий океан з ПдС на СЗ, від району острова Великодня до Північно-Західної улоговини.

На думку Г.Менарда, океанічні підняття є залишками древнього серединно-океанічного хребта, який наприкінці крейди - на початку палеогену зазнав руйнування внаслідок потужних тектонічних процесів. За глибокими розломами, ймовірно, відбувалися бурхливі вулканічні виверження, а великі ділянки хребта потім зазнали занурення, виник лабіринт улоговин, гірських піднять, вулканів, гайотів і коралових рифів, що визначають виключно складний рельєф центральної та північно-західної частин.

Одна із специфічних особливостей типів рельєфу окраїнних ділянок улоговин ложа Тихого океану – « острівні шлейфи» - це шлейфи вулканічного матеріалу біля підніжжя підводних хребтів, причому ці шлейфи утворюють похилі абісальні рівнини.

І ще одна специфічна деталь. Оскільки ложе Тихого океану майже усюди відокремлено від материків глибоководними жолобами, надходження теригенного матеріалу із суші до Тихого океану дуже обмежене. В результаті днища улоговин у Тихому океані мають малу потужність опадів, всюди переважає рельєф абісальних пагорбів. Тільки в межах затоки Аляски є велика плоска абісальна рівнина, але тут численні гайоти. Крім того, велика абісальна рівнина займає більшу частину пріантарктичної улоговини Тихого океану улоговини Беллінсгаузена. Для пріантарктичного та Індійського океанів також характерний широкий розвиток абісальних рівнин. Це пов'язано із значним принесенням теригенного матеріалу плавучими льодами-айсбергами, що утворюються в результаті стікання льоду з Антарктичного льодовикового щита.

У Тихому та Атлантичному океанах є безперечні ознаки значних горизонтальних рухів земної кори, що виражаються у характерних глибинних розломах широтного простягання, що простежуються на кілька тисяч кілометрів.

Але все ж таки, головне значення у розвитку мегарельєфу дна океанів взагалі, і Тихого зокрема, належать, мабуть, вертикальним рухам земної кори. Для серединних хребтів основну роль грають позитивні, а ложа океану - негативні рухи. Але треба сказати, що негативні рухи характерні не тільки для улоговин, але і для більшості позитивних форм рельєфу ложа океану. На це вказують 1) знаходження гайотів на значних глибинах, що в десятки разів перевищують можливий розмах коливань рівня океану; 2) і велика потужність коралових вапняків, що становлять океанічні атоли (до 1400 м). Тим часом рифтоутворюючі корали можуть мешкати лише на глибинах до 50 м. Власні коливання рівня океану за рахунок танення льодовикових покривів не перевищують 110 м. Дані буріння також свідчать про значні вертикальні рухи (переважно негативні) дна океану. Очевидно, за кайнозою середня величина занурення дна океану становить близько 1 км.

Рельєф дна Тихого океану складний та різноманітний. Глибоководні жолоби, підводні гори та вулкани, безліч острівних та рифових мілин є особливостями рельєфу найбільшого океану нашої планети.

Рельєф Тихого океану та його особливості

Площа тихоокеанських материкових шельфів порівняно невелика. Ці елементи рельєфу становлять лише 5,4 % площі дна цього океану. Шельфи найбільше розвинені біля берегів Азії та Австралії, а також в окраїнних північних морях. На австралійському шельфі, в Кораловому морі, знаходиться знаменитий Великий Бар'єрний Риф, який є найбільшим біогенним елементом Тихого рельєфу та інших океанів.

Американське узбережжя Тихого океану порізане каньйонами і майже не має материкових мілин, а біля берегів Антарктиди особливістю шельфового рельєфу Тихого океану є льодовики. Унікальну структуру має підводна околиця Нової Зеландії. Фактично вона є затопленим мікроконтинентом – площа підводного плато вдесятеро перевищує площу самих островів. Це плато має дуже широкий материковий схил.

Як найбільший океан світу, Тихий океан розташовується на кількох літосферних плитах. Тому рельєф Тихого Океану має таку особливість, як наявність великої кількості про «перехідних зон» у місцях стикування цих плит друг з одним чи з материковими плитами. У цих зонах через тектонічні рухи, що тривають і в даний час, велика активність підводних вулканів і часті землетруси.

Характерний для перехідних зон Тихого Океану рельєф дна включає глибоководні жолоби, в одному з яких знаходиться знаменита Маріанська западина, а також окраїнні моря, обмежені острівними дугами. Цікаво, що на східній околиці Тихого океану острівних дуг та окраїнних морів немає, вони заміщені наземними горами – Андами та Сьєрра-Мадре. Рельєф вузького пріамериканського шельфу представлений лише глибоководними жолобами.

Ложе Тихого океану має досить складний рельєф. Воно розділене на дві частини Серединно-океанічними хребтами - Південно-Тихоокеанським та Східно-Тихоокеанським. Рельєф цих елементів значно відрізняється — Східна включає великі улоговини, абісальні горбисті рівнини і розломи, що йдуть від серединних хребтів.

У Західній же улоговини невеликі, а дно поцятковане дрібними хребтами, розломами та окремими горами. Ширина серединних хребтів сягає 2000 км, а складаються з гігантських куполів, розсічених розломами. Серединні хребти також є «гарячою точкою» — у них нерідкі землетруси та виверження вулканів. Від цих найбільших піднять відгалужуються дрібніші підводні хребти та гряди, такі як Галапагоський, Чилійський, Гавайський.

За структурою та походженням підводні підняття діляться на вулканічні хребти, склепінні гори, гайоти, глибові гори та окраїнні підняття. Вулканічні хребти являють собою кілька діючих або згаслих вулканів, що злилися. Нерідко вершини цих вулканів утворюють острови, такі як Гавайські, Туамоту чи Маркізські. Склепіння гори - це великі і пологі, схожі на величезний вал, підняття базальтової кори. Часто вони розсічені розломами окремі блоки.

Ці елементи рельєфу дна Тихого Океану розташовані впорядковано і утворюють кілька острівних дуг. Перша, найпівнічніша, вінчається островами Туамоту і Лайн, наступна бере початок у Маріанського жолоба і служить базою островам Самоа і Маршалловим, третя і четверта дуги утворюють Північні та Південні Каролінські острови відповідно.

Такий порядок дослідники пояснюють тим, що раніше склепіння гори були частиною ще одного серединно-океанічного хребта, руйнація якого сталася в палеогені. Глибові гори формуються в тих ділянках земної кори, де гірські породи вже не вперше піддаються тектонічним зрушенням і стають крихкими. Під час гороутворення вони розколюються на блоки з крутими схилами, розділені глибокими розломами.

Глибові хребти в основному супроводжують розломи, що йдуть від Східно-Тихоокеанського підняття. Вони додатково ускладнюють рельєф дна Тихого океану, поділяючи його на улоговини – Панамську, Гватемальську, Чилійську та інші. Однак зустрічаються вони і поблизу розломів, не пов'язаних із серединно-океанічними хребтами, наприклад, у Філіппінському морі або поблизу Алеутського жолоба.

Рельєф дна улоговин Тихого Океану найчастіше є горбкуватою абісальною рівниною. Це означає, що донних опадів там недостатньо для того, щоб згладити абісальні пагорби, заповнивши простір між ними і утворивши гладку або хвилясту абісальну рівнину. Але є і винятки - наприклад, улоговина Беллінсгаузена, куди надходить осадовий матеріал з Антарктиди і формує гладку рівнину.

Гайоти - це плосковершинні підводні гори, що окремо стоять. Припускають, що вони є останками давно згаслих древніх вулканів, чиї вершини були згладжені під тиском води. Вони дуже часто є основою для коралових островів – атолів.

Рельєф Тихого океану в його ложі також має одну особливість — відсутність гранітного шару океанічної платформи. Вона складається всього з двох шарів – осадового та базальтового, а де-не-де тільки з базальтів через малу кількість опадів.

Донні опади суттєво впливають на рельєф моря. Як згадувалося, розмаїтість опадів призводить до перетворення горбистій абиссальной рівнини спершу на хвилясту, та був у гладку. Опадами покрито лише 10% площі тихоокеанського дна. В основному вони біогенного походження - це форамініферовий мул, утворений скелетами мільйонів мікроскопічних організмів - форамініфер, птероподові відкладення, а на шельфах також черепашкові та коралові опади. На великих, понад 5 км, глибинах, дно утворене червоними глинами. Через інтенсивну вулканічну діяльність нерідкі на дні Тихого океану та осадові породи вулканічного походження, наприклад, конкреції залізо-марганцевих руд.

Найбільш важливу особливість рельєфу океанічної земної кори є Серединні океанічні хребтиє планетарними формами поверхні земної кулі. Це витягнуті підняття океанічного ложа, ускладнені численними розломами, що займають центральні частини Атлантичного та Індійського океанів і простежуються також у південно-східній половині моря.

Про Серединні океанічні хребти та пов'язані з ними рифти є багато даних, останні зведення про які опубліковані в монографії «Рельєф Землі» (1967) і книгах Л. Книга (1967), Г. У. Менарда (1966), збірнику «Дрейф континентів» під редакцією С. К. Ранкорна (1966), перекладених російською мовою, та ін.

Найбільш вивчений Атлантичний Середній хребет. Він простежується від Північного Льодовитого океану до Антарктики. На південь від Африки він повертає на схід, північний схід і простягається в Індійський океан. Хребет розташований посередині океану між Європою, Африкою та Америкою. На всьому протязі Атлантичний підводний хребет простягається паралельно берегам материків, що облямовують його. Сам він має вигляд вилкоподібного підняття океанічного дна. Між хребтом та прилеглими материками розташовані глибокі плоскодонні улоговини. У східній частині Атлантичного океану з півночі на південь розташовуються улоговини (Кінг, 1967): Норвезька, Північно-Західна Атлантична, Зеленого мису, Південно-Східна Атлантична. Капська, Агульяс та Атлантично-Індійська Антарктична западина. У західній частині Атлантичного океану розміщуються в тому ж порядку Гренландська, Північно-Західна Атлантична, Нарес, Венесуельська, Бразильська та Арктична улоговини. Між улоговинами часто зосереджені невисокі округлі пагорби.

Середній океанічний хребет, але Б. К. Хізен (1966), завжди має добре виражений гребінь. Схили хребта знижуються поступово і непомітно зливаються з поверхнею прилеглих улоговин. Весь хребет порізаний поздовжніми ущелинами та характеризується різким коливанням висот.

У склепінній частині Серединного Атлантичного хребта, як і в склепінних частинах інших Серединних океанічних хребтів, розміщується поздовжній грабен, або рифт, що є безперервною западиною або складається з ешелонованих ровів. Грабен обмежений розломами. Паралельно розповсюдженню цих розломів на дні рифту спостерігаються тектонічні тріщини. Весь Середній Атлантичний хребет розбитий поперечними (широтними) розломами. За розломами спостерігаються значні зрушення блоків у західному напрямку. Зрушення особливо різко виражені в екваторіальній частині Атлантичного океану. Великі порушення цього виявлено також південніше і північніше Ісландії (Хизен, 1966). У структурі Серединного Атлантичного та інших океанічних хребтів переважають зрушення, скиди і загалом опускання. Освіта поздовжнього грабена викликане, на думку більшості дослідників, розтягуванням. Однак деякі вчені припускають, що хребет утворився внаслідок стиснення.

Вся область Серединного Атлантичного хребта, як і інших океанічних хребтів, тектонічно активна. З нею пов'язані землетруси та численні вулкани.

Середній Індійський хребет займає проміжне положення планетарної деформації океанічної земної кори. Від з'єднання з Атлантичним хребтом в області підняття і улоговини Агульяс (Миса Ігольного, Південна Африка) Індійський Середній хребет простягається на північний схід у напрямку острова Родрігес, на південь від якого він поділяється. На південний схід хребет простягається у напрямку острова Макуорі і далі в Тихий океан. Інша гілка слід спочатку на північ і від архіпелагу Чагос на північний захід, у напрямку Аденської затоки та Червоного моря. Від архіпелагу Чагос на північ, у напрямку Лаккадівських островів, простягається Мальдівський хребет, що також представляє відгалуження Серединного хребта. У центральній частині Індійського океану близько 30° пд. ш. до Серединного хребта примикає Південно-Східний Індійський хребет, що простягається майже в широтному напрямку.

Середній хребет поділяє Індійський океан на західну та східну частини. Структурний рельєф дна цих елементів значно різний. Західна частина Індійського океану має вкрай складну будову дна. Особливості його структури багато в чому схожі на будову західної частини дна Тихого океану.

У західній частині Індійського океану виділяються вілоподібні підняття та підводні хребти, на яких розміщуються океанічні острови та, часто, вулкани. Більшість пагорбів дна простягаються близько до меридіонального напрямку. Їх конфігурація певною мірою відображає контури Серединного Індійського хребта і східного узбережжя Африки, між якими розташовані підняття, що розглядаються. З піднять дна в західній частині Індійського океану найбільш примітний Мадагаскарський хребет і острів Мадагаскар. Цей хребет простягається у близькому до меридіонального напрямку між 10-30° пд. ш. Як і багато інших підняття океанічної кори, він обмежений глибинними розломами, з якими пов'язані вулканічні утворення. Від Африканської платформи Мадагаскарський хребет відокремлюють Наталську та Мозамбікську улоговини (5778 м), Коморську улоговину і, північніше, Коморський підводний хребет.

Структурно-геоморфологічний аналіз західної частини Індійського океану показує, що Мадагаскар - це самостійне острівне утворення материкової земної кори в Індійському океані протягом геологічної історії був складовою материка Африки.

Одвічними структурно-геоморфологічними утвореннями західної частини Індійського океану є западини: Аравійська, Сомалійська, Маскаренська, Маврикій, Кергеленська та Атлантико-індійсько-антарктична. Підводні вали, що розділяють їх, увінчані архіпелагами островів, являють собою окремі острівні дуги. До них відносяться Маскаренський хребет з островами Сейшельськими - Маврикій і Реюньйон, Мальдівський хребет з островами Лаккадівськими, Мальдівськими і Чагос, хребет Кергелен та ін Морські западини, що розділяють їх підводні хребти частин Тихого океану. У тому й іншому випадку океанічна кора в прилеглих до материкових зонах має масивно-котловинну структуру. Котловини мають овальні контури і, в більшості, близьке до меридіонального протягу.

Східна частина Індійського океану відрізняється від західної більш сплощеним рельєфом дна. Величезні підводні рівнини нагадують її рельєф дна західної частини Тихого океану.

Середній хребет у Тихому океані проходить у східній частині басейну. Від Індійського хребта він простягається Схід, з півдня огинає Австралію і далі у північно-східному напрямі проходить через о. Великдень до Каліфорнії. Деформації області Тихоокеанського Серединного хребта, мабуть, продовжуються на західному узбережжі Північної Америки, включаючи розломи Сан-Андреас. Далі система паралельних хребтів і жолобів простежується до затоки Лінн на Алясці (Хізен, 1966).

Розташування та протяг Серединного океанічного хребта характеризує його як найважливішу особливість океанічної земної кори. Йому протистоять масиви материків, які заповнюють депресії підкорового фундаменту. Серединні хребти та підматерикові депресії океанічної кори є первинними тектоорогенічними формами нашої планети. Розвиток їх протягом усього геологічного часу було поєднане.

Ложе океану між Серединним хребтом і материковими масивами зберігає первинні риси рельєфу планети, мало тектонічно деформованого і незачепленого денудацією. Подальший розвиток рельєфу тектоносфери знайшов свій вираз у структурі основних дуг та складчастих гірських споруд, особливо яскраво виражених у західних частинах Індійського та Тихого океанів, а також на східному узбережжі Азії та Австралії.

Релікти океанічної земної кори, позбавлені сіалічного покриву, відомі у сфері материків. Це западини Середземного, Чорного та Каспійського морів. За сучасними особливостями морфоструктурних ці ділянки представляють утворення, аналогічні підводним хребтам океанічного ложа. Середземноморські підняття океанічної земної кори облямовані складчастими гірськими спорудами, що зміщуються в сторони материків. В області Чорного моря це явище характерно на прикладі Кримських і Понтійських гір. По відношенню до них глибинний вал базальтової кори дна Чорного моря є серединним масивом, що історично розмежовує складчасті структури облямівки прилеглих материкових платформ.

Вконтакте

У Тихому океані планетна система середземноморських рифів є південною частиною Тихого океану і східною частиною Тихого океану.

Це одна структура, що характеризується купольною структурою шириною до 2000 км і завдовжки тисячі кілометрів. Структура осі осьової зони менш виражена, ніж у Середньоатлантичному хребті. Але дуже яскраво проявляються такі характеристики тріщин, як густина земної кори під хребтом, сейсмічність, вулканізм, високі значення теплового потоку, розвиток наднизької породи.

На північ від екватора Східно-Тихоокеанське піднесення вже існує. Тут чітко виражено структуру розколу.

За словами американського вченого Менарда в Каліфорнійському регіоні, середземноморська структура тягнеться на континент і захоплює гірський захід Сполучених Штатів та західної Канади.

Це пов'язано з виникненням великого активного розладу Сан-Адреаса, депресії Сакраменто та долини Йосеміті, блоку Великої Басейнової структури, але великого тектонічного каміння.

Формування каліфорнійської кордону пов'язане з поширенням хребта Середнього океану на континенті. На геоморфологічній карті Тихого океану існує явна різниця у структурі дна західної та східної частини океану. У східній частині є великі басейни з плоским або горбистим рельєфом, хребтом Середнього океану та субкаврівськими розломами. Для заходу та південного заходу існує постійний обмін підводними рифами, глибоководними жолобами, окремими горами, відносно невеликими басейнами та численними острівними групами.

Нижній осад.

Враховуючи переважання глибин понад 5000 м великих площ, океанська підлога покрита глибокою червоною глиною, піднятим дном (підводні рифи, шахти) — піщаним мулом та грязьовим піском.

У північній півкулі розвиток останніх обмежений горизонтальними поверхнями хребтів, де більша частина складу цих бризковиків утворена нижніми форамініферами. У кораловому морі є кілька областей застосування птерододи.

Я був би вдячний, якщо ви розділите статтю про соціальні мережі:

Середньоокеанічні рифи Тихоокеанського Вікіпедії
Пошук на цьому сайті:

У Тихому океані планетна система середземноморських рифів є південною частиною Тихого океану і східною частиною Тихого океану. Це одна структура, що характеризується купольною структурою шириною до 2000 км і завдовжки тисячі кілометрів.

Структура осі осьової зони менш виражена, ніж у Середньоатлантичному хребті. Але дуже яскраво проявляються такі характеристики тріщин, як густина земної кори під хребтом, сейсмічність, вулканізм, високі значення теплового потоку, розвиток наднизької породи.

На північ від екватора Східно-Тихоокеанське піднесення вже існує.

Тут чітко виражено структуру розколу. За словами американського вченого Менарда в Каліфорнійському регіоні, середземноморська структура тягнеться на континент і захоплює гірський захід Сполучених Штатів та західної Канади.

З цим здійснює зв'язокпоява найбільшої активної провини Сан-Адрес, депресії Сакраменто та долини Йосеміті, структура Великого Басейну, основні Скелясті гори. Формування каліфорнійської кордону пов'язане з поширенням хребта Середнього океану на континенті.

На геоморфологічній карті Тихого океану існує явна різниця у структурі дна західної та східної частини океану. У східній частині є великі кімнати з рівнинною або горбистийрельєф, центральний океанський риф, помилки підзаголовків.

Тихий океан

Для заходу та південного заходу існує постійний обмін підводними рифами, глибоководними жолобами, окремими горами, відносно невеликими басейнами та численними острівними групами.

Нижній осад. Враховуючи переважання глибин понад 5000 м великих площ, океанська підлога покрита глибокою червоною глиною, піднятим дном (підводні рифи, шахти) — піщаним мулом та грязьовим піском.

На високих широтах обох півкуль поширені діатомові бруду, на південь від екватора — переважно фораміновані сили.

У північній півкулі розвиток останніх обмежений горизонтальними поверхнями хребтів, де більша частина складу цих бризковиків утворена нижніми форамініферами. У Кораловому морі є кілька частин дифузіяптероподні відкладення.

Серединно-океанічні хребти Тихого океану

У Тихому океані планетарна система серединно-океанічних хребтів представлена Південно-Тихоокеанським та Східно-Тихоокеанським підняттями. Це єдина структура, що відрізняється зводоподібною будовою завширшки до 2000 км і завдовжки кілька тисяч кілометрів. Рифтова структура осьової зони виражена слабше, ніж у Серединно-Атлантичному хребті. Але такі риси рифтових зон, як щільність земної кори під гребенем, сейсмічність. вулканізм.

високі значення теплового потоку; розвиток ультраосновних порід. виявляються дуже яскраво.

На північ від екватора Східно-Тихоокеанське підняття стає вже. Тут чітко виражено рифтову структуру. На думку американського вченого Менарда, у районі Каліфорнії серединно-океанічна структура поширюється на материк, захоплюючи гірський Захід США та західну частину Канади.

З цим пов'язується утворення найбільшого активного розлому Сан-Адреас, депресій Сакраменто та Йосемітської долини, глибових структур Великого Басейну, головного рифту Скелястих гір. З поширенням серединно-океанічного хребта на материк, очевидно, пов'язане утворення каліфорнійського бордерленду. На геоморфологічній карті Тихого океану чітко видно суттєва різниця у будові дна західної та східної частин океану.

Тихий океан, загальна інформація

У східній частині типові великі улоговини з рівнинним або горбистим рельєфом. серединно-океанічний хребет, субширотні розломи. Для заходу та південного заходу характерне суцільне чергування підводних хребтів, глибоководних жолобів. окремих гір, щодо невеликих улоговин, численних острівних груп.

Донні відкладення. У зв'язку з переважанням глибин понад 5000 м великі площі дна океану покриті глибоководною червоною глиною, піднесені ділянки дна (підводні хребти, вали) – піщанистим мулом та мулистим піском.

У високих широтах обох півкуль значно поширений діатомовий мул, на південь від екватора - головним чином форамініферові мули.

У Північній півкулі розвиток останніх обмежується вершинними поверхнями хребтів, де більшу частину складу цих мулів утворюють донні форамініфери. У Кораловому морі є кілька ділянок поширення птероподових відкладень.

Океани як структурний елемент вищого ладу

Серединно-океанічні підняття (хребти), їх будова

океан магматизм хребет жолоб

mid-ocean ridges; н. mittelozeanische Gebirgsrucken; ф. dorsales oceaniques mediannes; і...

3.1.1 Океанічні рифти - "зіючі тріщини до мантії Землі"

Рифтами називають дивовижні структури, відомі і на континентах, і в океані.

Назвіть серединноокеанічні хребти Тихого океану.

Якщо порівняти нашу планету з живим організмом, тоді рифти уподібняться гігантським рубцям на ній, здатним кровоточити.

Підводний вулканізм, його особливості та поширення

3.1.3 Спрединг у підводних серединно-океанських хребтах

За допомогою населених підводних апаратів досі докладно вивчений цілий ряд відрізків рифтових зон океану.

Початок цих робіт поклала франко-американська програма FAMOUS, за якою в 1974-1975 рр.

Рельєф областей океанічного вулканізму та фактори, що забезпечили його формування

ГЛАВА 2. СЕРЕДНИНО-ОКЕАНІЧНІ ХРЕБТИ, ЇХ МОРФОСТРУКТУРА І ОСОБЛИВОСТІ ВУЛКАНІЗМУ.
НЕОВУЛКАНІЧНА ЗОНА

Серединно-океанічні хребти (СОХ) є найбільшим лінійним комплексом мегарельєфу у світі, і водночас поясом зосередження активних центрів неовулканізму. Вулканізм СОХ займає важливу нішу, складаючи нарівні з плюмовим вулканізмом.

Серединно-океанічні хребти: будова, склад

1.
Що ж таке "серединно-океанічний хребет"

Однією з найважливіших форм рельєфу дна Світового океану є серединно-океанічні хребти (далі СОХ) Північного Льодовитого, Атлантичного, Індійського та Тихого океанів.

Їхній ланцюг простягається більш ніж на 60 тис. км.

Тектоніка дна світового океану

1. Серединно-океанічні хребти

Мережа хребтів, розташованих у центральних частинах всіх океанів, називаються серединно-океанічними хребтами. Вони утворюють єдину гірську систему загальною довжиною понад 64 тис. км.