Примерно 30 млн лет назад плита Фараллон погрузилась под Североамериканскую плиту, сегментировав Тихоокеанский хребет Фараллон . Эта субдукция создала новые микропланшеты и новые гребни, в том числе пластину Хуана де Фука и хребет Хуана де Фука. Поскольку плита Хуан-де-Фука продолжала погружаться под Североамериканскую плиту, она также сегментировалась, создав плиту Горда и хребет Горда.
Из-за близости горного хребта Горда к Тройному соединению Мендосино этот район подвергается значительной сейсмической активности. Большая часть активности наблюдается на плите Горда, однако некоторая активность наблюдается на самом хребте. Большинство событий вызвано дивергенцией Тихоокеанской плиты и плиты Горда. С 1983 года здесь ежегодно происходило землетрясение силой около 80 баллов 3 балла.
Батиметрическое изображение хребта Горда — GeoMapApp
Региональная обстановка хребта Горда.
Горда хребет (41 ° 36’19.6 «N 127 ° 22’03.1» W), также известный как Горда хребтами тектонические распространяющих центр , расположен примерно в 200 км (120 миль) от северного побережья Калифорнии и южной части штата Орегон . Протяженность трассы северо-восток-юго-запад составляет примерно 300 километров (190 миль). Гребень разбит на три сегмента; северный хребет, центральный хребет и южный хребет, в котором находится прогиб Эсканаба.
центр тектонического распространения у северного побережья Калифорнии и южного Орегона
Батиметрическое изображение Горды Хребет — GeoMapApp
Хребет Горда (41 ° 36’19,6 «с.ш., 127 ° 22’03,1» з.д.), он же хребет Горда тектонический центр распространения, расположен примерно в 200 километрах (120 миль) от северного побережья Калифорнии и южного Орегона. Протяженность трассы северо-восток — юго-запад составляет около 300 километров (190 миль). Гребень разбит на три сегмента; северный хребет, центральный хребет и южный хребет, в котором находится прогиб Эсканаба.
В отличие от других центров промежуточного спрединга, хребет Горда имеет большую рифтовую долину, которая обычно наблюдается в областях центров медленного спрединга. Это вызвано тем, что океаническая кора под хребтом тоньше, а температура мантии ниже, чем в большинстве промежуточных спрединговых центров. Средняя глубина хребта Горда составляет 3000 м, а в некоторых местах глубина достигает 3500 м. Стены этой долины крутые, в большинстве случаев образующие вертикальный рельеф более 1000 м. Дно долины южного хребта было засыпано примерно 1000 м отложениями с материковой окраины , в основном доставленными мутными течениями. Долина центрального хребта содержит обнаженный базальт, а долина северного хребта имеет легкий осадочный покров.
Тихоокеанская плита движется в северо — западном направлении, создавая дивергенцию с плиты Горда со скоростью 5 см в год. Плиты Хуан — де — Фука (включая плиты Горда ) движется на восток-северо-восток, погружающейся под Северной Америке плиты с гораздо меньшей скоростью 2,5-3 см в год. Из-за того, что хребет сегментирован на три отдельные части, каждая секция имеет свою скорость распространения, вызванную вытягиванием плиты и выталкиванием гребня окружающих тектонических плит . Северный сегмент является самым узким, с частями шириной до 3 км, и имеет самую высокую скорость распространения — 2,9 см в год (половинная скорость). Центральный сегмент имеет ширину примерно 10 км и скорость распространения 2,4 см в год (половинная скорость). Южный сегмент имеет участки шириной до 18 км и имеет самую низкую скорость распространения — 1,2 см в год (половинная скорость).
Сейсмические события в районе хребта Горда.
Хребет Горда проходит в северо-восточном направлении, ограниченный с обоих концов трансформными разломами . На южном конце хребет встречается с трансформным разломом Мендосино , а северный конец упирается в трансформный разлом Бланко . К востоку от него находится плита Горда , которая вместе с плитой Хуан-де-Фука к северу от нее — это то, что осталось от некогда огромной плиты Фараллон . Эти две океанические плиты в настоящее время движутся на восток, погружаясь под Североамериканскую плиту в так называемой зоне субдукции Каскадия . К западу и югу от хребта находится Тихоокеанская плита , которая в настоящее время движется на запад, отклоняясь от плиты Горда. Дивергенция Тихоокеанской плиты и плиты Горда привела к образованию хребта Горда. На Тихоокеанской плите, примерно в 50 км к западу от северной части хребта, находятся восемь подводных гор (подводных вулканов), известных как подводные горы Президента Джексона .
История образования хребта Горда
Один из северных остатков плиты Фараллон
Карта Горды и соседние плиты Хуана де Фука, погружающиеся под Североамериканскую плиту
Плита Горда, расположенная ниже Тихого океана у побережья северной Калифорнии, является одной из северных остатков плиты Фараллон. Иногда на нее ссылаются (например, публикации из USGS Earthq uake Hazards Programme) как просто самую южную часть соседней плиты Хуана де Фука, еще одного остатка Фараллона.
В отличие от большинства тектонических плит, плита Горда испытывает значительную внутриплитную деформацию внутри своих границ. Многочисленные разломы были нанесены на карту как в отложениях, так и в основании бассейна Горда, который находится внутри плиты к югу от 41,6 ° с.ш. Напряжения от соседней Североамериканской плиты и Тихоокеанской плиты вызывают частые землетрясения внутри плиты, в том числе землетрясение Эврика 1980 (также известное как бассейн Горда.
Восточная сторона — это сходящаяся граница, погружающаяся под Североамериканскую плиту в северной Калифорнии. Южная сторона является границей преобразования с Тихоокеанской плитой вдоль разлома Мендосино. Западная сторона представляет собой расходящуюся границу с Тихоокеанской плитой, образующей хребет Горда. Этот хребет является морфологическим свидетельством разной скорости распространения, при этом северная часть хребта узкая, а южная — широкая. Северная сторона — граница трансформации с плитой Хуан-де-Фука, Зона разлома Бланко.
Поглощающая плита Горда соединена с вулканами в северной Калифорнии, а именно: гора Шаста и пик Лассен. Пик Лассена последний раз извергался в 1914–1917 гг.
Севернее у берегов штатов Орегон и Вашингтон в прибрежной части океана вновь появляется рельеф, характерный для срединно-океанических хребтов, приуроченный к подводным хребтам Горда и Хуан-де-Фука, разделенным зоной разлома Бланко. Вдоль оси хребта Горда, проходит типичное рифтовое ущелье, ограниченное сбросами и рифтовыми кряжами, очень напоминающее рифтовые зоны Срединно-Атлантического и Срединно-Индийского хребтов. Типичный для рифтовых зон грядовый рельеф имеет и подводный хребет Хуан-де-Фука. Вдоль осевой зоны обоих хребтов проходит пояс высокой сейсмической активности, а строение коры и верхней мантии этих хребтов характеризуется утонением «базальтового слоя» и подъемом кровли верхней мантии с одновременным разуплотнением ее вещества. Оба хребта сопровождаются четкими линейными магнитными аномалиями, симметрично расположенными относительно их осей, т. е. имеют все признаки типичных срединно-океанических хребтов. К северу от хребта Хуан-де-Фука продолжение Восточно-Тихоокеанского хребта пока не прослежено.
Очень интересен переход типично срединно-океанического Аравийско-Индийского хребта через межматериковые рифты Аденского залива и Красного моря во внутриматериковые рифты Восточной Африки. Межматериковые рифты характеризуются корой океанического типа в рифтовой зоне и материковой корой на крыльях. Рифт Красного моря характеризуется интенсивным выделением тепла и современной гидротермальной деятельностью. Восточноафриканские рифты в северной оконечности, примыкающей к Красному морю (Эфиопская и Кенийская зоны), отличаются мощной и длительной вулканической деятельностью, начавшейся до их заложения, а затем продолжавшейся в пределах осевого грабена и связанных с ним второстепенных грабенов и разломов. Изливались андезиты и базальты, часто щелочные, а в Эфиопской зоне также кислые эффузивы.
Образованию рифтов предшествовал рост сводового поднятия, и их происхождение частично объясняется проседанием земной коры при разгрузке глубинных вулканических очагов. Эти рифтовые зоны характеризуются умеренной сейсмичностью, крупным гравитационным минимумом, связанным с разуплотнением низов коры и верхов мантии и высоким тепловым потоком из недр. К югу вулканическая деятельность в восточноафриканской рифтовой зоне резко снижается и проявлена не повсеместно. Но и на юге рифты представляют собой систему грабенов вдоль оси свода, местами чередующихся с горстами. Сбросовые уступы в рифтовой зоне часто вовсе не затронуты эрозией и выглядят совсем молодыми.
2. Океанические платформы
талаплен рельеф океан материковый
Океанические платформы (талассократоны) с корой океанического типа встречены, бесспорно, только в трех океанах: Тихом, Атлантическом и Индийском. В Северном Ледовитом океане только относительно небольшие котловины Нансена и Амундсена имеют кору океанического типа, да и то лишь предположительно, так как осадочный слой подстилается в этих котловинах сложно дислоцированной толщей, вовсе не характерной для типичных океанских платформ. В других котловинах (в том числе и огромной Канадской) мощность земной коры достигает 15—20 км и она относится к промежуточному типу, т. е. только в отдельных местах ее толщина снижается до 10 км и имеет типичное для океанов строение (лишена «гранитного слоя»). Хребты Ломоносова, Менделеева и огромный шельф Ледовитого океана имеют кору материкового типа.
Талассократоны Тихого, Индийского и Атлантического океанов ограничены подножиями материковых склонов и глубоководными желобами, сопряженными с островными дугами. В этих границах они состоят из плоских абиссальных равнин, разделенных срединно-океаническими хребтами, сводово-глыбовыми поднятиями и разного рода подводными хребтами на обособленные котловины, названные Г. Б. Удинцевым (1972 г.) талапленами.
В талапленах земная кора типично океаническая, состоящая из маломощного слоя рыхлых осадков, «второго слоя» из уплотненных осадков, вулканогенных пород и серпентинитов и «базальтового слоя», сложенного породами типа габбро. В рельефе талапленов характерны многочисленные подводные холмы (высотой до 500 м и менее), и горы, превышающие 500 м. Все они имеют более или менее правильную коническую форму и местами объединяются в группы, массивы и линейные ряды. Горы имеют в Тихом океане разный возраст. Все они вулканического происхождения. Число холмов на поверхности талапленов очень велико, но определить их количество пока трудно: там, где мощность осадков большая, холмы полностью перекрыты, и дно имеет плоскую или волнистую поверхность. Однако местами покров осадков тонок или вовсе отсутствует и на поверхности дна выходят палеоген-неогеновые осадки или базальтовые лавы.
На обширных пространствах талассократонов нет никаких следов существования складчатости, и основные структуры представлены либо сводовыми поднятиями, либо различными проявлениями дизъюнктивной тектоники и вулканизма. Так именно построены подводные хребты, ограничивающие талаплены. Например, подводная часть Гавайских островов, ограничивающих с юго-запада Северо-Восточную котловину Тихого океана, представлена сводовым поднятием, вытянутым более чем на 2500 км при ширине около 1000 км и высоте всего 500 метров. На этом своде расположен подводный цоколь хребта, состоящий из смыкающихся щитовых вулканов, образующих почти непрерывную гряду, наращенную вулканическими конусами, часть которых поднимается в виде Гавайских островов, а другая часть слагает подводные конусы и гайоты иногда с коралловыми надстройками. Источник магмы гавайских вулканов лежит на глубине 60 км в верхней мантии. Из очага магма поступает по постоянно действующему каналу вверх в относительно неглубокий резервуар, расположенный непосредственно под кальдерой вулкана Килауэа. По данным глубинного сейсмического зондирования поверхность Мохоровичича под Гавайскими островами прогнута. Этот прогиб связывают или с нагрузкой вулканического Гавайского хребта или со сдвигом плиты Северо-Восточной котловины Тихого океана под плиту Северо-Западной котловины.
К числу других хребтов такого же типа в Тихом океане относятся: Северо-Западный подводный хребет, хребет Лайн с одноименными островами, подводные валы Туамоту с одноименными островами, подводные вулканические горы, наращивающие вал Маркус-Уэйк-Неккер, вал Капингамаранги, увенчанный подводными вулканами и атоллами, наращивающими вулканические сооружения, вал Маршалл-Гилберт-Эллис с одноименными островами и др.
Другой разновидностью структурных поднятий ложа Мирового океана являются глыбовые поднятия и горные хребты. В Тихом океане их немного: хребет островов Сала-и-Гомес, приуроченный к широтной зоне разлома острова Пасхи, хребет Наска, имеющий очень крутые склоны и асимметричный профиль с крутым юго-восточным склоном и более пологим северо-западным, с хорошо выровненной вершинной поверхностью (состоит из цепи плосковерхих гор на глубинах от 300 до 2028 м). Хребет Наска имеет кору материкового типа мощностью около 15 км, тогда как по его краям кора типично океаническая. Считается, что это недавно опущенный крупный горст. К структурам этого типа относятся подводные возвышенности Шатского и Обручева в Северо-Западной котловине Тихого океана.
Извержение 1996 г.
28 февраля 1996 г. в северной части хребта Горда (42 40’N 126 48’W) произошел всплеск сейсмической активности, который длился примерно три недели. Одновременно с сейсмичностью произошла серия медленных вулканических извержений (1–10 м 3 / сек), образующих мощные потоки подушечного базальта . Эти подушечные базальты наиболее толсты к северу, что указывает на то, что активность в этом регионе длилась дольше, чем в других частях хребта. Предполагаемый объем извергнутой магмы во время этого события составляет 18×10 6 м 3 , образуя покров новой океанической коры, в среднем толщиной 75 м.
28 февраля 1996 г. северный сегмент хребта Горда (42 40’N 126 48 ‘ W) пережил всплеск сейсмической активности, который длился примерно три недели. Одновременно с сейсмичностью произошла серия медленных вулканических извержений (1–10 м / сек), образующих мощные потоки подушечного базальта. Эти подушечные базальты наиболее толсты к северу, что указывает на то, что активность в этом регионе длилась дольше, чем в других частях хребта. Предполагаемый объем извергнутой магмы во время этого события составляет 18х10 м, образуя покров новой океанической коры средней толщиной 75 м.
Внешние ссылки
Координаты : 41 ° 12′N 126 ° 24′W / 41,2 ° N 126,4 ° W / 41,2; -126.4
Осевая долина
В отличие от других промежуточных центров спрединга, хребет Горда имеет большая рифтовая долина, которая обычно наблюдается в областях с медленными центрами спрединга. Это вызвано тем, что океаническая кора под хребтом тоньше, а температура мантии ниже, чем в большинстве промежуточных спрединговых центров. Средняя глубина хребта Горда составляет 3000 м, а в некоторых местах глубина достигает 3500 м. Стены этой долины крутые, в большинстве случаев образующие вертикальный рельеф более 1000 м. Дно долины южного гребня было засыпано примерно 1000 м отложениями с континентальной окраины, в основном доставленными мутными потоками. Долина центрального хребта покрыта обнаженным базальтом, а долина северного хребта покрыта легкими осадками.
Скорость распространения
Тихоокеанская плита движется в северо-западном направлении, создавая дивергенцию с плитой Горда со скоростью 5 см в год. Плита Хуан-де-Фука (включая плиту Горда ) движется с востока на северо-восток, погружаясь под Северо-Американскую плиту с гораздо меньшей скоростью — 2,5–3 см в год. Из-за того, что хребет сегментирован на три отдельные части, каждая секция имеет свою скорость распространения, вызванную вытягиванием плиты и выталкиванием гребня окружающих тектонических плит. Северный сегмент является самым узким, с частями шириной до 3 км, и имеет самую высокую скорость распространения — 2,9 см в год (половинная скорость). Центральный сегмент имеет ширину примерно 10 км и скорость распространения 2,4 см в год (половинная скорость). Южный сегмент имеет секции шириной до 18 км и имеет самую низкую скорость распространения — 1,2 см в год (половинную скорость).
Сейсмические события вблизи хребта Горда.
Региональные условия
Хребет Горда проходит в северо-восточном направлении, ограниченный с обоих концов трансформными разломами. На южном конце хребет встречается с трансформным разломом Мендосино, а северный конец упирается в трансформный разлом Бланко. К востоку от него находится плита Горда, которая вместе с плитой Хуана де Фука к северу от нее — это то, что осталось от некогда огромной плиты Фараллон. Эти две океанические плиты в настоящее время движутся на восток, погружаясь под Североамериканскую плиту в так называемой зоне субдукции Каскадия. К западу и югу от хребта находится Тихоокеанская плита, которая в настоящее время движется на запад, отклоняясь от плиты Горда. Дивергенция Тихоокеанской плиты и плиты Горда привела к образованию хребта Горда. На Тихоокеанской плите, примерно в 50 км к западу от северной части хребта, находятся восемь подводных гор (подводных вулканов), известных как подводные горы Президента Джексона.
Сейсмичность
Из-за близость Горда-Ридж к Тройному соединению Мендосино, область испытывает значительную сейсмическую активность. Большая часть активности наблюдается на плите Горда, однако некоторая активность наблюдается на самом хребте. Большинство событий вызвано дивергенцией Тихоокеанской плиты и плиты Горда. С 1983 года в этом месте ежегодно происходило землетрясение силой около 80 магнитудой 3.
Геологическая история
Примерно 30 млн лет назад плита Фараллон погрузилась под Северо-Американскую плиту, разделив Тихоокеанский хребет Фараллон. Эта субдукция создала новые микропланшеты и новые гребни, в том числе пластину Хуана де Фука и хребет Хуана де Фука. По мере того как плита Хуан-де-Фука продолжала погружаться под Североамериканскую плиту, она также сегментировалась, создавая плиту Горда и хребет Горда.