Строение и рельеф срединно-океанских хребтов. Их происхождение

Срединно-океанские хребты имеют общую протяженность до 60 000 км, прослеживаясь во всех океанах и обладают средней глубиной около 2,5 км. Как правило, они располагаются с середине океанов, за исключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине.

Хребты представляют собой хорошо выраженное, пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имея ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появляется только на флангах хребта и его мощность постепенно увеличивается в стороны от гребня. По простиранию рельеф хребтов может изменяться, Восточно-Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной - до 4000 км и высотой в 2-4 км над дном абиссальных котловин, а, кроме того, вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, т.н. рифтовая (рифт – расселина, ущелье, англ.) долина (рис. 14.3.3). Например, в Срединно-Атлантическом хребте, рифт выражен глубоким, в 1-2 км ущельем, шириной в 20-40 км, впервые открытым Б.Хизеном из Ламонтской обсерватории США. Внутри главного рифта находится более узкий, всего в несколько км рифт, в котором наблюдается холмистый рельеф, образованный недавно излившимися лавами - базальтами. В редких местах, как, например, в Исландии, рифтовый хребет выходит на поверхность и его можно изучать обычными геологическими методами. На дне узкого внутреннего рифта наблюдаются открытые молодые трещины - гьяры.

Рис. 14.3.2. Распределение площадей по высотным уровням. Гипсографическая кривая поверхности Земли, построенная по гистограмме частоты встречаемости (слева), показывает долю ( в %) поверхности, лежащей выше или ниже любого уровня ( по W.A.Anikuchine, R.W.Sternberg, 1973)

Еще одной замечательной особенностью срединно-океанических хребтов является огромное количество параллельных разломов, пересекающих хребет перпендикулярно его оси и смещающих осевую рифтовую долину (рис. 14.3.4). Такие разломы называются трансформными и нередко представляют собой глубокие ущелья, с уступами, крутыми склонами, пересекающими не только сами хребты, но и дно прилегающих глубоководных котловин. Длина разломов достигает 3500 км, а амплитуда вертикального смещения от нескольких сот метров до 4 км. Величина горизонтального смещения превышает 3800-4000 км, за счет чего хребет изгибается наподобие буквы S. Осевые зоны срединно-океанических хребтов обладают повышенной сейсмичностью, неглубоким расположением очагов землетрясений, а в трансформных разломах сейсмически активным оказывается отрезок между двумя смещенными участками рифтовой долины хребта.

Рис. 14.3.3 Характерные профили рельефа рифтовой зоны СОХ с различными скоростями спрединга. Неовулканическая зона ограничена символами V, а зона трещиноватости – F, отметки ГП определяют зону границы плиты

Рис. 14.3.4. Трансформный разлом. 1 – рифтовая долина, 2 – трансформный разлом, 3 – эпицентры землетрясений, 4 – направление перемещения масс

Почему перемещаются литосферные плиты? Общепринятой точкой зрения считается признание конвективного переноса вещества мантии. Поверхностным выражением такого явления являются рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, где относительно более нагретая мантия поднимается к поверхности, подвергается плавлению и магма изливается в виде базальтовых лав в рифтовой зоне и застывает (рис.3.3.3).

Рис. 3.3.3. Происхождение полосовых магнитных аномалий в океанах. А и В – время нормальной, Б – время обратной намагниченности пород: 1 – океаническая кора, 2 – верхняя мантия, 3 – рифтовая долина по оси срединно-океанического хребта, 4 – магма, 5 – полоса нормально и 6 – обратно намагниченных пород. Стрелки – наращивание океанического дна.

Далее в эти застывшие породы вновь внедряется базальтовая магма и раздвигает в обе стороны более древние базальты. И так происходит много раз. При этом океаническое дно как бы наращивается, разрастается. Подобный процесс получил название спрединга (англ. спрединг – развертывание, расстилание). Таким образом, спрединг имеет скорость, измеряемую по обе стороны осевого рифта срединно-океанического хребта. Скорость разрастания океанического дна колеблется от первых мм до 18 см в год.

Строго симметрично по обе стороны срединно-океанических хребтов во всех океанах расположены линейные магнитные положительные и отрицательные аномалии (рис. 3.3.4).

Рис. 3.3.4. Полосовые магнитные аномалии океанского дна у побережья Северной мерики (А.Рафф и Д.Мезон, 1961)

Везде мы видим одну и туже последовательность аномалий, в каждом месте они узнаются, всем им присвоен свой порядковый номер. Фред Вайн и Друм Мэтьюз из Кембриджского университета Великобритании в 1963 г. показали, что этот странный рисунок магнитных аномалий, не встречающийся на континентах, отражает последовательность внедрения базальтовой магмы в рифтовой зоне хребта. Застывая, базальты, проходя точку Кюри, приобретают намагниченность данной эпохи. Новая порция магмы внедряясь в уже застывшую, симметрично раздвигает их в обе стороны (рис. 3.3.5).

Рис. 3.3.5. Симметричная система линейных магнитных аномалий (в гаммах) на пересечении через Восточно- Тихоокеанское поднятие (51° ю.ш.). Верхний профиль – по данным аэромагнитной съемки, нижний – рассчитан по магнитохронологической шкале (дана справа), исходя из гипотезы Вайна – Мэтьюза о записи геомагнитных инверсий в процессе двустороннего спрединга ( внизу блок- диаграмма) (по Ф.Вайну, 1966 и А.Коксу, 1969, с изменениями): 1 – прямая полярность, 2 – обратная полярность

Поэтому и магнитные аномалии располагаются симметрично относительно оси хребта. Иными словами, по обе стороны срединно-океанического хребта мы имеем две одинаковые «записи» изменения магнитного поля на протяжении длительного времени. Нижний предел этой «записи» – 180 млн. лет. Древнее океанической коры не существует. Подобный процесс и есть спрединг.

Если спрединг происходит быстро, то полосы магнитных аномалий находятся дальше друг от друга, они как бы растянуты. А если спрединг более медленный, то аномалии располагаются ближе. Это обстоятельство позволяет вычислить скорость спрединга на любом пересечении срединно-океанического хребта, т.к. расстояние от полосы магнитной аномалии до осевой зоны рифта в хребте, поделенное на время и даст скорость спрединга.

Таким образом и происходит наращивание океанической литосферы по обе стороны хребта, по мере удаления от которого она становится холоднее и тяжелее и постепенно опускается, продавливая астеносферу, а океан тем временем, приобретает все большую глубину (рис. 3.3.6). Существует определенная зависимость между глубиной океана и возрастом океанического дна, выражаемая формулой:

n = 0,35