Рифтові системи Землі (стр. 6 из 14)

Якими ж породами складний третій шар серединно-океанічних хребтів? Це, мабуть, саме складне питання. Дотепер залишається неясним, яка потужність третього шару під серединно-океанічними хребтами. Гравіметричний вимір показує, що серединно-океанічні хребти характеризуються мінімумом сили ваги в редукції Буге. Це може свідчити про те, що хребтам властиве потовщення кори. Деякі сейсмічні дані це підтверджують. Так, під островом Ісландія, розташованому на Атлантичному підвідному хребті, потужність кори досягає 40 км. Однак на деяких інших ділянках того ж підвідного хребта стовщення кори не виявлено.

Аналіз геологічної історії Північної Атлантики переконує, що серединно-океанічні хребти, хоча б частково, були закладені там, де раніше був геосинклінально-складчастий пояс. Отже, під другим шаром, що складається з перешаровування базальтів і осадових порід, повинні бути метаморфізовані породи древнього геосинклінального пояса [13].

У деяких випадках зразки таких порід, що виступають серед більш молодих утворень, виявлені на островах. У Серединно-Атлантичному хребті це найдавніші ультраосновні породи (перидотити) з островів Святого Петра і Святого Павла, метаморфізовані базальтоїди, зібрані в декількох місцях у гребневій зоні хребта, основні і кислі магматичні породи віку 1600-1500 млн. років із гребеня хребта на 45° пн.ш. Західніше, на східному схилі хребта з глибини 4255 м підняті глинисті сланці і кременисті вапняки кембрійського віку. Глинисті сланці, алевроліти палеозойського віку драговані "Академіком Курчатовим" з поверхні хребта до півночі від Ісландії. Геосинклінальний комплекс відкладів, що складає основу серединно-океанічного хребта, повинний досягати значної потужності (10-15 км і більш), і ним, можливо, складене все потовщення третього шару під підводним хребтом.

Крім характерної для океану кори океанічних улоговин і серединно-океанічних хребтів, поширені й інші типи кори, властиві островам, западинам, підводним плато, острівним, дугам, обмеженим глибоководними жолобами.

Потоки та покриви базальту, вивержені в сучасну епоху й недавно. Неодноразово на осі серединного хребта знаходили пліоценові і навіть міоценові відкладення, зцементовані базальтовою лавою На схилах Серединного Атлантичного хребта залягають базальтові маси вивержені раніше. Чим ближче до материка, тим вони старіші. Найдавніші базальти залягають біля материка Північної Америки. Вони вкриті осадочними відкладами середньоюрського віку.

Розсування або розростання океанічного дна почалося понад 165 млн. років тому. Швидкість його змінювалась від 0,3 до 6,0 см./ рік. Дно Атлантичного океану на 30° північної широти розростається з постійною швидкістю 2 см/рік.

Розростання океанічного дна, за уявленнями прибічників неомобілізму, є однією з причин дрейфу материків. Спрощено це замальовується так. Земна кора Атлантичного океану разом із Серединним хребтом пересувається на захід до Антильських островів. Ще далі на захід вона заглиблюється під материк Америки й зникає. Одночасно на схід від Серединного хребта земна кора Атлантичного океану впирається у материк Африку, зрушує його на схід. Виходить, що розростання дна океану відбувається лише на схід від Серединного хребта, який переміщується на захід.

Серединний хребет Атлантичного океану вивчений найбільш детально. Він простягається вздовж осі на всю довжину океану і на півночі за материковим схилом з'єднується з підводним хребтом Північного Льодовитого океану. Звідти, вигинаючись, із заходу обходить острови Шпіцберген, простує до Ісландії й далі — до Азорських островів. Між ними та Ісландією виникає відгалуження Атлантичного Серединного хребта у напрямку Девісової протоки між Гренландією та Лабрадором. Воно тягнеться також у напрямку на Гібралтар центральній частині Атлантичного океану, між Азорськими островами та екватором (острів Сан-Паулу). Серединний хребет утворює велику дугу, опуклу на захід до Центральної Америки. У Південній частині Атлантичного океану він простягається в напрямку островів Вознесіння, Трістан-де-Кунья та Буве. В цьому районі є відгалуження хребта, що простежується до Південно-Антильських островів. Далі Атлантичний Серединний хребет повертає на схід, з півдня огинає Африку й з'єднується з Серединним Індійським хребтом.

По сучасних уявленнях, серединний хребет між Шпіцбергеном і Гренландією своїм східним схилом примикає до материкового підніжжя і простягається у вигляді вузького гребеня, розбитого поздовжніми дислокаціями типу рифтів і ускладненого підводними вулканічними піками. Зона хребта збігається з поясом епіцентрів землетрусів. Південніше Шпіцбергену простягання хребта міняється з меридіонального на субширотне.

Меридіональний північний відрізок хребта одержав найменування хребта Кніповича, субширотна ділянка ‑ хребет Мона. Цей хребет значно ширший, у зводі його чітко вимальовуються рифтові морфоструктури, хребет розбитий також декількома поперечними розломами. Найбільш значний з них ‑ розлом Ян-Маєн, він супроводжується підводними і надводними вулканами. Південніше о. Ян-Маєн розташована наступна ланка системи ‑ хребет Кольбейнсей. Він стикається із шельфом Ісландії і рифтова зона його продовжується на поверхні Ісландії у вигляді Великого Ісландського грабена, борти і дно якого засіяні вулканами.

Острів Ісландія утворився шляхом нарощування базальтового Серединного хребта продуктами вулканічних вивержень [1]. З них складається плоскогір'я, підняте на 400—600 м над рівнем моря. Над плоскогір'ям ступенями піднімаються базальтові покриви, увінчані щитовими та конусними вулканами. Окремі вершини висотою до 2000 м. Вулкани стоять рядами вздовж розломів земної кори. Найбільший з видимих розломів — Лакі — довжиною понад 30 км. Ступінчата будова базальтового масиву Ісландії тотожна з будовою прилеглих підводних частин Серединного Атлантичного хребта. Там і там цоколь і нижній ступінь складають базальти найстарішого віку. Ступені над ними — з базальтових покривів молодшого віку а наймолодші лави сучасних вивержень зосереджені вздовж рифту. Це приклад нарощування вулканічних хребтів шляхом послідовного накопичення вулканогенного матеріалу, а не розсування океанічного дна продуктами нових вулканічних вивержень, як твердять деякі сейсмологи. Осадкоутворення на острові відбувається дуже інтенсивно. Джерелом матеріалу для нових верств осадочних порід є величезні викиди крихкого вулканогенного матеріалу, який переробляють лід та льодовикові води.

Продовженням серединно-океанічної системи до півдня від Ісландії є хребет Рейк’янес. Серединно-океанічний хребет тут сильно розширюється. Уздовж розломів розташовані підводні вулкани, один з них викидався в 1963 р., у результаті чого тут утворився новий острів ‑ Сюртсей. Приблизно на широті Ірландії хребет розсічений поперечними розломами Рейк’янес і Гіббса, до останнього приурочена група підводних гір Фарадея. До півдня від них починається Північно-Атлантичний хребет, який до Азорських островів має майже меридіональне простягання. Азорський вулканічний масив розташований у зоні однойменного поперечного розлому, який прослідковується від підводної окраїни Північної Америки до Піренейського півострова. Південніше затоки Мейн із цією зоною розломів генетично пов'язаний ланцюг підводних вулканів Кельвін, потім до сходу від них ‑ вулканічний масив Корнер, а біля підводної окраїни Іберійського масиву ‑ група підводних вулканічних гір Горриндж і ін. У цілому це одна з найбільш активних вулканічних зон в Атлантиці. У 1957 р. тут відбулося велике підводне виверження, у результаті якого утворився новий вулкан Капеліньюш.

До півдня від Азорських островів розташована група підводних вулканічних гір Грейт Метеор (гори Платона), що утворюють поперечний гребінь на східному фланзі серединного хребта. Рифтова зона тут до 18° пн. ш. має південно-західне простягання. Хребет перетинається декількома широтними розломами, з них найбільш велика зона розломів ‑ Атлантис. Південніше, до екватора, простягання хребта міняється на південно-східне. У районі екватора хребет січе цілий ряд розломів, по яких окремі сегменти серединно-океанічного хребта зрушені по відношенню один до одного в східному напрямку. З найбільшими з цих розломів пов'язані глибокі поперечні западини, наприклад Романш із глибиною до 7856 м. Інші великі розломи в приекваторіальній частині серединного хребта ‑ Віма Сан-Паулу, Чейн. З розломом Сан-Паулу пов'язаний однойменний острів, який являє собою самотню скелю перидотиту, що піднімається над рівнем моря на сотню метрів. Вік перидотитів на о. Сан-Паулу ‑ 835 млн. років

До півдня від екватора простягається Південно-Атлантичний хребет, що зберігає в цілому меридіональне простягання. Поперечних січних розломів тут значно менше, ніж у Північній півкулі. Хребет сильно розвинутий у ширину, займаючи більш 1/3 загальної площі дна океану. З великими поперечними розломами пов'язані осередки сучасного чи недавнього вулканізму (о-ва Вознесіння, Св. Олени, Тристан-да-Кунья).

У районі вулканічного острова Буве, приблизно на широті 55° пд.ш. простягання хребта міняється на субширотне, і Серединно-Атлантичний хребет переходить в Африкансько-Антарктичний, що відрізняється меншою висотою і шириною, але зберігає рифтову структуру гребеня. Він обгинає Південну Африку і простягається далі в Індійський океан.