Плато Кемпбелл
Плато Кемпбелл — велике океанічне плато на південь від Нової Зеландії та височини Чатем[en]. Виникло під час розпаду Гондвани і є частиною Зеландії, значною мірою затопленого континенту.
Частини плато над рівнем моря — острови Баунті, острови Антиподів, Оклендські острови і острів Кемпбелл — складові Субантарктичних островів Нової Зеландії, які були оголошені об’єктом Світової спадщини в 1998 році. [1] Значні частини плато Кемпбелл лежать менше ніж на 1000 м нижче рівня моря. Плато здіймається до 500 м на височині Пукакі і виходить над рівнем моря на островах Окленд і Кемпбелл. [2]
Плато Кемпбелл має площу 800 000 км², пологу хвилясту батиметрію з великими підвищеннями, що простягаються зі сходу на захід: височина Кемпбелл-Айленд, височина Пукакі та хребет Баунті-Айленд. На західній околиці є дві майже паралельні височини: острів Стюарт — острів Снер і платформа острова Окленд. Континентальні схили круті на західній і південній околицях, тоді як північна околиця повільно уривається в жолоб Баунті. [3]
Плато Кемпбелл — приблизно трикутний кратонний мікроконтинент, який утворився під час розпаду Гондвани близько 80 млн. років. Великі частини плато складаються з палеозойських або старих гранітів , на яких розташовані набагато молодші щитові вулкани, які утворюють острови Окленд і Кемпбелл. [1]
Плато Кемпбелл складається з континентальної кори, але, надзвичайно тонкої. Причина цього обговорюється, але є дві ймовірності: або ранньокрейдовий період розширення, або пізньокрейдяний розрив між Новою Зеландією та Антарктидою. У крейдяному періоді між Південним островом і плато Кемпбелл утворено Великий Південний басейн[en], на якому з того часу накопичилося 8 км відкладень. Жолоб Баунті[en] було створено під час того самого процесу. На плато Кемпбелл могло вплинути це розширення або більш рання подія. [2]
Острови складаються з материкових порід. Західні острови, Окленд, Снерз і Стюарт, мають середньокрейдовий фундамент віком 100–120 мільйонів років, складений із гранітів. На островах Снерс і Стюарт сланці подібного віку свідчать про те, що метаморфізм припинився приблизно в цей час. Фундамент острова Кемпбелл і Фьордленд складається з палеозойських сланців. Острови Баунті складаються з гранодіориту віком 189 мільйонів, а докембрійсько-кембрійські грауваки знайдені поблизу острова. Острови Антиподи, навпаки, складаються з четвертинних лужних олівінових базальтів. [3]
Більшість тектонічних плитних реконструкцій розміщують плато Кемпбелл разом із височиною Лорд-Хау, плато Челленджер і морем Росса до розпаду Гондвани. Ці чотири структури мають подібну товщину земної кори та зазнали однакового процесу перед розпадом кори стоншення кори під час ранньої крейди або юри. [4] Південна околиця плато була розташована поруч із континентальними шельфами східної частини моря Росса та Землі Марі Берд. [3]
На плато Кемпбелл існує дві системи магнітних аномалій : система магнітних аномалій Стокса (SMAS) і система магнітних аномалій Кемпбелла (CMAS). Походження та взаємозв’язок цих аномалій залишаються неясними. [2]
Острови є важливими центрами розмноження як ендемічних, так і циркумполярних видів: королівського альбатроса, червонодзьобого пінгвіна та морського лева Гукера. [1]
Південну частину Південного острова (Фіордленд, Саутленд і Отаго) можна вважати частиною плато Кемпбелл, як біологічно, так і геологічно. Ендемічні таксони включають рід павуків Gohia, вид жаб Puhuruhuru patersoni та дев'ять родів жуків. Ряд Lepidoptera (молі та метелики) також пов’язує південь Південного остріва із Субантарктичними островами Нової Зеландії. [5]
Острів Маккуорі біологічно, але не геологічно пов'язаний з плато Кемпбелл. Острів складається з океанічної кори, що утворилася на потрійному стику Маккуорі[en]. Цей трійник спочатку був розташований поруч із плато Кемпбелл, але зараз ізольований на південь від нього через спрединг морського дна. На плато та острові є кілька ендемічних таксонів, включаючи шість видів жуків, рід мух (Schoenophilus) і рід судинних рослин (Pleurophyllum). [5]
- ↑ а б в Michaux та Leschen, 2005, Introduction, pp. 95–97
- ↑ а б в Grobys та ін., 2009, Introduction, pp. 213–214
- ↑ а б в Davey та Houtz, 1977, Introduction, pp. 61–63
- ↑ Grobys та ін., 2009, Origin of CMAS and SMAS, pp. 223–224
- ↑ а б Michaux та Leschen, 2005, Geographical limits of the Campbell Plateau, p. 106
- Davey, F. J.; Houtz, R. E. (1977). The Campbell Plateau and its relationship with the Ross Sea, Antarctica. Marine Geology. 25 (1–3): 61—72. doi:10.1016/0025-3227(77)90047-0. Архів оригіналу (PDF) за 27 September 2016. Процитовано 25 September 2016.
- Grobys, J. W. G.; Gohl, K.; Uenzelmann-Neben, G.; Davy, B.; Barker, D. (2009). Extensional and magmatic nature of the Campbell Plateau and Great South Basin from deep crustal studies (PDF). Tectonophysics. 472 (1): 213—225. doi:10.1016/j.tecto.2008.05.003. Процитовано 25 September 2016.
- Michaux, B.; Leschen, R. A. B. (2005). East meets west: biogeology of the Campbell Plateau. Biological Journal of the Linnean Society. 86 (1): 95—115. doi:10.1111/j.1095-8312.2005.00511.x.
- Weaver, P. P.; Carter, L.; Neil, H. L. (1998). Response of surface water masses and circulation to late Quaternary climate change east of New Zealand. Paleoceanography. 13 (1): 70—83. doi:10.1029/97pa02982.