Срединно-океанские хребты

Cрединно-океанские хребты почти целиком вписываются в контуры линейной магнитной аномалии №14, отвечающей олигоцену. Cрединные хребты на всем своем протяжении сеисмичны и вулканически активны.

Срединно-Атлантический хребет является лишь одним звеном мировой системы срединно-океанских хребтов пронизывающей все океаны и возвышающихся над ложем океана на 1000—3000м. Ширина хребтов широко варьирует.

Срединно-Атлантический хребет имеет наибольшее основание называться срединным. Его северной частью служит хр. Гаккеля, занимающий срединное положение лишь к самой молодой глубоководной котловине — Евразийской котловине. На востоке он упирается в континентальный склон моря Лаптевых и продолжается погребенным рифтовым грабеном, затухая на Азиатский континенте, возможно, вплоть до Сахалинского трансформного разлама. На юге Атлантики, в районе о. Буве, Срединно-Атлантический хребет имеет тройное сочленение и его короткая запад-юго-западная ветвь, именуемая Американо-Антарктическим хребтом, прослеживается до южного окончания Южно-Сандвичевой островной дуги, где срезается трансформным разломом. Другая ветвь — Африкано-Антарктический хребет — простирается между Африкой и Антарктидой и переходит в Юго-Западный Индоокеанский хребет.

Последний почти в центре Индийского океана сочленяется с двумя другими срединными хребтами — Аравийско-Индийским хребтом и Юго-Восточным Индоокеанским хребтом.

Аравийско-Индийский хребет простирается между Африкой с Мадагаскаром и Аравией на западе и Индостаном на северо-востоке; в виде хребта Шебз он продолжается в Аденский залив и далее в рифты Красного моря и Восточной Африки.

Юго-Восточный Индоокеанский хребет переходит в Австрало-Антарктический хребет и к югу от о. Тасмания — в Южно-Тихоокеанское поднятие.

Последнее сменяется далее к северо-востоку меридиональным Восточно-Тихоокеанским поднятием, занимающим в Тихом океане маргинальное, сильно смещенное к востоку положение, указывающее на его солидный возраст. В северном направлении это поднятие приближается к американскому побережью и уходит в Калифорнийский залив, срезаясь в его вершине разломом Сан-Андреас и погружаясь под континент Северной Америки, производя экстенсиональную тектонику полуграбенов Провинции Бассейнов и Хребтов. Куда это выходит дальше – не ясно, но эта часть американского континента поражает своими фантастическими геообразованиями.

Разлом Сан-Андреас продолжается к север-северо-западу и сочленяется с широтным разломом Мендосино. К северу от этого разлома в океане вновь появляется хребет срединного типа; в своей южной части он именуется хр. Горда, а в северной — хр. Хуан-де-Фука; на подступах к заливу Аляска последний окончательно срезается разломом. Таким образом, структуры срединно-океанического рифтинга опутывают всю Землю почти состыкующимся кольцом.

Остается добавить, что на юге, против побережья Чили, от Восточно-Тихоокеанского поднятия к юго-востоку отходит ветвь, получившая название Западно-Чилийского поднятия; на крайнем юге Чили оно уходит под Южно-Американский континент.

Такова мировая система срединно-океанских хребтов; мы видели выше, что в ряде районов ее звенья внедряются или утыкаются в континентальные структуры — под морем Лаптевых, в Аденском и Калифорнийском заливах, на юге Чили и возможно в районе Татарского пролива.

В строении срединно-океанских хребтов выделяются три зоны — осевая рифтовая долина(грабен), гребневая зона по обе стороны этой долины с сильно расчлененным рельефом, и зона склонов хребта, понижающаяся к абиссальной равнине.

Рифтовые долины вдоль хребта представляют оси активного спрединга и имеют глубину 1-2 км при ширине в несколько километров. Это сложные грабены с рядом ступеней, спускающихся к центру долины. На дне - открытые трещины растяжения, подобные «гьяу» на о.Исландия в виде приподнятого участка срединного хребта.

Имеются здесь и многочисленные центры вулканических поднятий, выраженные холмами высотой до 200 — 600 м, местами застывшие лавовые озера.

Потоки базальтовых лав имеют форму труб, а в поперечном сечении сплюснутых шаров — подушек, столь характерную для их древних аналогов, встречаемых на суше. Нередко они очень свежие, о чем свидетельствует почти полное отсутствие поверх них осадков; в Красном море они лишь слегка припудрены известковым илом. Но современных излияний нигде не встречено, они отмечены лишь непосредственно к югу от Исландии. По обе стороны от молодых вулканических центров обнаружены гидротермы, сначала в Красном море, затем в Тихом и позднее в Атлантическом океанах. Эти гидротермы отлагают сульфиды, сульфаты и окислы металлов (цинка, меди, железа, марганца и др.) в виде настоящих выступающих труб, образующие скопления, достигающие в высоту десятков метров.

Струи горячей воды, содержащей газы Н2, СO2, СH4 и металлы, нагреты до температуры 350°. Над жерлами воздымаются облака из тонкодисперсных сульфатов, благодаря чему эти гидротермы получили название чёрных и белых (в зависимости от состава преобладающих минералов сульфидов и сульфатов) курильщиков. Благодаря высокой концентрации во флюидах сероводорода вокруг гидротерм бурно развиваются сульфиднокислые бактерии, служащие пищей для более высокоорганизованных живых существ, в том числе ранее неизвестных биологической науке.

Деятельность гидротерм связана со взаимодействием поднимающейся базальтовой магмы с морской водой. Вода проникает в трещины остывающих базальтовых лав и выщелачивает из них металлы и другие соединения и затем осаждает их при своем охлаждении. Осевые зоны срединно-океанских хребтов характеризуются высоким тепловым потоком и являются основными зонами выделения внутреннего тепла Земли.

Рифтовые долины практически не заполнены осадками.

Исключение составляют осыпи и обвалы у подножия уступов, высота которых может превышать 1 км. Эти осыпи состоят из глыб и щебня океанской коры — базальтов, габбро, перидотитов и образуют особый тип осадочных пород -эдафогены.

В разрезе 2-го слоя океанской коры они могут переслаиваться с подушечными и массивными базальтами. В основании 1-го слоя океанской коры часто встречаются металлоносные осадки — продукты гидротерм.

Рифтовые долины наблюдаются далеко не на всем протяжении срединно-океанских хребтов.

Восточно- и Южно-Тихоокеанское поднятия из-за их возраста лишены таких долин; вместо них на оси спрединга располагаются горсты, возвышающиеся над гребневыми зонами. Вместе с большей шириной этих хребтов и их относительно слабой расчлененностью это придает им характер пологих поднятий.

Отсутствие рифтовых долин и появление осевых горстов связывается с высокой скоростью спрединга (>8 см/г), свойственной Тихоокеанским поднятиям и обильным магмовыделением. Эти камеры магмовыделения являются весьма узкими, шириной в первые километры, а их кровля, поднимается, достигая глубины лишь в 2 — 3 км от поверхности дна при мощности всего в первые сотни метров. На медленноспрединговых (v<5 см/г) хребтах камеры не достигают и этого уровня. По простиранию хребтов они развиты весьма неравномерно, по существу прерываясь в полосах пересечения хребтов трансформными разломами.

Питание магмой этих камер происходит из астеносферы с глубины 30-35 км.

Продукты вулканической деятельности срединных хребтов принадлежат к толеитовым базальтам. В ничтожно малом количестве драгированием подняты и более кислые породы — плагиограниты, рассматриваемые как дифференциаты толеит-базальтовой магмы. На о. Исландия кислые породы — «исландиты» — составляют 14% обнаженного разреза, в Индийском океане плагиограниты встречены в количестве 1% от драгированных пород.

Помимо повышенного теплового потока и вулканической активности, осевые зоны срединно-океанических хребтов отличаются сейсмической активностью, являясь одновременно сейсмическими зонами. Но очаги землетрясений не превышают 30 км, что и отвечает максимальной мощности литосферы под срединными хребтами, а выделяемая энергия оказывается почти на порядок меньше максимальной энергии землетрясений, происходящих на конвергентных границах плит.

Гребневые зоны срединно-океанских хребтов занимают полосы по oбе стороны рифтовых долин или осевых горстов шириной в первые сотни километров. Они отличаются расчлененным рельефом и блоковой тектоникой и состоят из чередования более поднятых и менее поднятых, линейных блоков, расчлененных субвертикальными разломами.

В гребневых зонах сохранена сейсмическая активность.

Появляется прерывистый осадочный чехол,заполняющий «карманы» на более погруженных блоках. Мощность его измеряется лишь десятками метров, осадки не древнее позднего миоцена; это соответствует тому, что гребневые зоны обычно очерчиваются 5-й линейной магнитной аномалией (поздний миоцен, около 10 млн лет).

Фланговые зоны (склоны) срединно-океанских хребтов — наиболее широкие зоны, измеряемые многими сотнями и даже тысячами километров (последнее относится к хребтам Тихого океана). В пределах этих зон происходит плавное понижение рельефа в сторону абиссальных равнин.

Склоны средидных хребтов асейсмичны. Осадочный чехол развит повсеместно, его возрастной диапазон увеличивается до олигоцена, мощность возрастает в направлении абиссальных равнин до сотен метров.

Линейные магнитные аномалии в пределах срединно-океанских хребтов находят свое наиболее яркое выражение. Ограничивает эти хребты обычно 14-я аномалия с возрастом, как указывалось, около 40 млн лет (начало олигоцена).

Изучение этих аномалий позволило вскрыть некоторые особенности развития хребтов. Выяснилось на примере Австрало-Антарктического хребта, что спрединг не всегда симметричен в скорости по обе стороны хребта; подобное справедливо и для хр.

Гаккеля. Во-вторых наблюдаться перескок осей спрединга параллельно самим себе в Норвежско-Гренландском бассейне, где они произошли дважды в течение кайнозоя, а также южнее Исландии. В Тихом океане, к северу и югу от пересечения Восточно-Тихоокеанского поднятия Галапагосской зоной разломов, перескок произошел в неогене, причем на северном участке древняя ось спрединга располагается к западу от современной, совпадая с хр. Математиков, а на южном участке — к востоку; это Южно-Галапагосский хребет. На примере северной части Срединно-Атлантического хребта выяснилось, что перескоки мелкого масштаба представляют обычное явление. Возможно с ними и связана асимметрия в разрастании океанской коры по обе стороны современных осей спрединга. Соотношение аномалий позволяет судить и о переориентировке оси спрединга.

Но скорость спрединга меняется во времени, как это можно установить по ширине полос океанской коры. Так, периодом высокой скорости спрединга (до 18 см в год) был период спокойного магнитного поля, т.е. отсутствия инверсий его полярности, охватывающий середину мела, с апта по турон включительно. А так как существует определенная корреляция между скоростью спрединга и объемом срединных хребтов, то чем выше эта скорость, тем больше объем хребта (это хорошо видно на примере Восточно-Тихоокеанского поднятия), а следовательно, и вытесненной воды. Это способствует подъему уровня Мирового океана и является, как впервые отметили Р. Ларсон и У. Питман, дополнительной причиной глобальных трансгрессий.

Само существование срединных хребтов как топографических возвышенностей ложа океанов обязано разогреву слагающей их литосферы, потому что они не проявляют себя изостатическим неравнговесием в аномалии поля силы тяжести. По мере остывания литосферы с удалением от оси спрединга она становится плотнее, чему еще способствует закрытие трещин в связи с заполнением их минеральным веществом, и она подвергается опусканию. Увеличение глубины океана прямо пропорционально квадратному корню от возраста океанской литосферы и может быть легко вычислено исходя из гипсографических отметок. Соответствующая кривая дает относительно крутой наклон до возраста 40—60 млн лет, т.е. в пределах срединных хребтов и их склонов до глубины 5000 м, а далее выполаживается, плавно опускаясь до 6000 м, что уже отвечает абиссальным равнинам.