Строение и формирование океанической коры

Процесс формирования океанической коры связан с поступлением вещества астеносферы. В пространство между расходящимися краями плит поднимается снизу горячее и частично расплавленное вещество астеносферы. Изливающиеся на поверхность лавы образуют пространство между. Его наиболее легкоплавкая и подвижная составляющая – базальтовая магма – изливается на поверхность океанского дна и формирует слой базальтов, заключающих редкие маломощные прослои осадочных пород, накопленные в промежуток между излияниями. Подводящие трещинные каналы, по которым расплав поднимается к поверхности, вмещают долеритовые дайки. Таким образом, каждое трещинное излияние создаёт базальтовый покров (мощностью до первых десятков метров) и вертикальную дайку, ориентированную вдоль оси рифта. Каждое следующее излияние, приуроченное вновь к осевой зоне и связанное с следующим импульсом расхождения плит, разделяющей добавляет один покров и одну дайку, наращивающие океаническую кору. Таким путём формируется II слой океанской коры (см. рисунок). Сверху, по мере накопления осадков, базальты океанического дна перекрываются осадочными породами, отвечающими I слою.

Ниже располагаются магматические резервуары, содержащие до 30-40% расплава, что значительно выше, чем в астеносфере (из этих резервуаров иногда происходит внедрение штокообразных тел, прорывающих дайки, сложенных микрогаббро).

По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга (в зоне которой максимальный тепловой поток), от питающей системы удаляется и соответствующая часть магматического резервуара. Она уже не пополняется новыми порциями базальтовых выплавок, но ещё находится в зоне высоких температур, что благоприятствует процессу кристаллизационной дифференциации. Таким путём формируется III слой океанской коры – комплекс расслоенных габброидов, в котором спектр дифференциатов от лейкократовых разностей вверху до дунитовых кумулятов внизу. Небольшое количество остаточного расплава, по составу отвечающего плагиогранитам, образуют небольшие интрузивные тела.

По мере охлаждения, связанного с продолжающимся смещением от осевой области, начинается консолидация астеносферного рестита, оставшегося после выплавления базальтовых магм. За счёт этого кристаллизуются периодиты, наращивающие океаническую литосферу снизу. Этот длительный процесс продолжается по мере движения плиты от СОХ, что определяет прогрессирующее наращивание мощности океанской литосферы.

В итоге формируется характерный разрез океанской литосферы:

1 – осадочный слой; 2 – «базальтовый» слой: 2а - базальты с редкими маломощными прослоями осадочных пород, 2б – комплекс параллельных дайки долеритов; 3 – комплекс расслоенных габброидов: 3а – расслоенные габбро, 3б – расслоенный комплекс, состоящий из чередования габбро и ультраосновных пород; 4 – ультрабазиты: 4б - тектонизированные периодиты.

Структура и рельеф

Срединно-океанические хребты образуют глобальную систему линейных поднятий. В пределах хребтов установлены зияющие трещины - гъяры, свидетельствующие об их формировании в обстановке растяжения. Среди СОХ различается два подтипа, которые можно назвать атлантическим и тихоокеанским. Первый характеризуется относительной узостью (менее 100 км) и отчётливой выраженностью осевой рифтовой долины, к которой и приурочен вулканизм; второй - большой шириной, менее изрезанным рельефом гребневой зоны и отсутствием рифтовой долины, вместо которой наблюдается обширное поднятие поднятие, рассечённое системой грабенов. Тихоокеанский подтип хорошо выражен в Восточно-Тихоокеанском поднятии, в пределах хребта Рейкьянес (северная часть Атлантики), Юго-Западному Индоокеанскому и Австрало-Антарктическому хребтам.

При этом для обоих подтипов характерным является закономерное понижение по мере удаления от осей спрединга.

Приведённое выше положение о наращивании мощности (и соответственно массы) океанской литосферы за счёт её наращивания кристаллизующимися ультраосновными мантийными породами позволяет объяснить закономерное погружение океанского дна с удалением от оси срединного хребта и соответственно с увеличением возраста. Эта закономерность (известная как закон Слейтера – Сорохтина) описывается формулой

, где h – перепад глубин океанского дна между гребнем хребта и любой точкой на его слоне, выраженный в км; t – возраст океанической коры в миллионах лет,

хорошо согласующейся с экспериментальными данными.

Это хорошо видно на рисунке где в виде линии показана рассчитанная зависимость, а результаты измерений глубины Атлантического и Тихого океанов относительно глубины их срединных хребтов – соответственно квадратиками и кружками.

Согласно приведённой формуле перепад глубин дна между гребнями срединных хребтов и океанскими абиссалями, где возраст литосферы превышает 100 млн лет, составляет около 3,5 км. Само же положение гребней срединно-океанских хребтов определяется тем глубинным уровнем, до которого осуществляется гидростатический подъем выжатого давлением смежных литосферных плит вязкого астеносферного вещества в зияющей рифтовой трещине на дивергентной границе. Этот глубинный уровень называется зеркалом астеносферы, или уровнем свободной мантии, и составляет около 3 км. Соответственно глубина дна в пределах океанских абиссалей (у подножий срединных хребтов, где их склоны выполаживаются) достигает 6 – 7 км, что также хорошо согласуется с реальной топографией океанского дна.

Морфологические различия выделяемых подтипов хорошо коррелируются со скоростями спрединга, которые колеблются в интервале 1,5-18 см/год.

Рисунок - Морфология рифтовых зон срединно-океанских хребтов

с быстрой и медленной скоростями спрединга.

1 – область магматической активности;

2 – область тектонической активности.

Быстроспрединговые хребты со скоростью разрастания более 6 см/год соответствуют тихоокеанскому подтипу (Восточно-Тихоокеанское поднятие). Центр спрединга в них представляет собой слабо выраженный в рельефе центральный грабен глубиной первые десятки метров, находящийся на гребне хребта.

Медленноспрединговые хребты, разрастающиеся со скоростью менее 6 см/год (к ним относятся в частности Срединно-Атлантический хребет и его продолжение в Северном Ледовитом океане – хребет Гаккеля) соответсвуют атлантическому подтипу. Для них типично наличие рифтовой долины шириной до 20 – 30 км, ограниченную рифтовыми горами высотой до 2 – 2,5 км. Склоны рифтовой долины осложнены нормальными или листрическими сбросами. По дну рифтовой долины проходит ось раскрытия медленно-спредингового срединно-океанского хребта. Дно может быть очень узким (первые сотни метров), и тогда рифтовая долина имеет V-образную морфологию. Если же ширина дна рифтовой долины между подножиями рифтовых гор достигает нескольких километров, то в ее пределах, как правило, выделяется небольшой хребтик высотой в сотни метров, придающий долине W-образную форму (как в случае Срединно-Атлантического хребта). Этот хребтик называется центральным поднятием, или неовулканической (экструзивной) зоной. Именно вершина центрального поднятия соответствует положению современной оси раскрытия срединно-океанского хребта.

Вне зависимости от скорости спрединга тектоническая активность срединного хребта локализуется в узкой зоне шириной около 5 км, а магматическая активность, которая, собственно, и обусловливает спрединг, – в еще более узкой зоне шириной всего 1 –1,5 км. Это значит, что кора в любой точке современного Мирового океана, занимающего 2/3 поверхности нашей планеты, когда-то образовалась именно в таких чрезвычайно узких зонах на гребнях срединных хребтов, а потом была отодвинута от них на тысячи километров в процессе спрединга.

Различная морфология рифтовых зон срединно-океанских хребтов с быстрыми и медленными скоростями спрединга связана с различиями их глубинной структуры и механизма поступления базальтового расплава в верхние горизонты коры (см. рисунок):

Рисунок - Различия в глубинной структуре быстро- и медленноспрединговых срединно-океанских хребтов.

Под быстроспрединговыми хребтами под корой располагается постоянная магматическая камера, доля расплава в которых достигает 30 – 40%. Камера постоянно подпитывается снизу базальтовым расплавом, выплавляющимся из астеносферы. Таким образом, в этих зонах действует динамический напор восходящего астеносферного потока.

Под медленноспрединговыми хребтами стационарных магматических камер не обнаруживается, а доля расплава здесь не превышает 10%. Соответсвенно, динамического напора нет, процесс спрединга связан в основном с растяжением, при котором в образующееся между плитами пространство заполняется базальтовым расплавом.

Ещё одной особенностью строения СОХ служит их поперечная сегментация – хребты разделены трансформными разломами (сдвигами) на отдельные отрезки. Особенно выражена такая сегментация у медленноспрединговых хребтов. Основная причина – разная скорость спрединга вдоль осевой зоны хребта. Дополнительным фактороя являются ротационные силы.