Рифтові системи Землі

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.

Рифтова зона Серединно-Атлантичного хребта на всій його протяжності від Норвезького моря до о. Буве збігається з поясом епіцентрів землетрусів, що продовжується далі до півночі, вже в Північному Льодовитому океані, і до сходу від о. Буве, уздовж Африкансько-Антарктичного підняття. Серединно-Атлантичному хребту притаманні також лінійні магнітні аномалії, на думку більшості дослідників найбільш характерні для серединно-океанічних структур. Сейсмічні дослідження показують ненормально високі швидкості пружних хвиль під рифтовою зоною хребта, а геотермічні ‑ високі значення теплового потоку. Таким чином, Серединно-Атлантичний хребет має всі типові геофізичні особливості, властивими цьому типу планетарних морфоструктур. У результаті драгування в рифтових зонах були виявлені ультраосновні породи і габро. Аналогічні результати були отримані також і при драгуванні в западині Романш. За уявленнями І.Н. Єльнікова і Г.Н. Лунарського (1970), западина Романш являє собою досить древнє утворення, що сформувалося, можливо, ще до виникнення серединного хребта, на що, на їхню думку, вказує значна потужність осадового шару і, очевидно, "іншого" шару на дні цієї западини. Зсув окремих сегментів хребта по розломах, у тому числі і по розлому Романш, здавалося б, суперечить цьому уявленню, але цілком припустимо, що при дуже давньому закладенні розлом продовжує бути досить активним.

2.1.2 Тихий океан є найбільшим водним басейном на Землі. Він розміщений між материками Азії, Австралії та Америки. Його площа ‑179,68 млн. км2, середня глибина 3981 м. Він має округлі обриси, довша вісь його становить майже половину довжини земного екватора, коротша ‑ сягає 13000 км. Тихий океан має структурні береги, видовжені у напрямку простягання узбережних гір. Нерівності земної поверхні у ньому від западин дна до вершин прилеглих гір перевищують 14000 м [3].

Серединний хребет у Тихому океані знаходиться в східній частині його. Від Індійського хребта він тягнеться на схід, з півдня обходить Австралію, простягається на північний схід через о, Пасхи до Каліфорнії. Далі система підводних паралельних хребтів і жолобів простежується до Аляски. У Тихому океані планетарна система серединно-океанічних хребтів представлена Південно-Тихоокеанським і Східно-Тихоокеанським хребтами. Поділ на ці два хребти зовсім умовний. Власне кажучи це єдина структура, що характеризується зводоподібною будовою, з дуже великою шириною (до 2000 км), розбита січними розломами на ряд параллелепіпедальних сегментів, зміщених у латеральному напрямку відносно один одного. Рифтова структура осьової зони тут виражена слабкіше, ніж у Серединно-Атлантичному хребті, але інші характерні риси серединно-океанічних хребтів ‑ велика щільність земної кори під гребенем, сейсмічність, вулканізм високі значення теплового потоку, лінійні магнітні аномалії, розвиток ультраосновних порід у рифтовій зоні ‑ виявляються дуже яскраво. Цікава особливість Південно-Тихоокеанського хребта ‑ участь метаморфічних сланців у його геологічній будові.

Північніше екватора Східно-Тихоокеанський хребет помітно звужується. Чітко виражена рифтова структура хребта. У східній переважають великі глибоководні улоговини, які місцями прилягають до підніжжя материкового схилу Америки. Схили хребта мало виразні, тому його часто приймають за Східно-Тихоокеанське підняття. Тут виявлено систему поперечних розломів близько до широтного напрямку, розміщених між Алеутськими та Маркізькими островами. Найбільші розломи Кліппертон проходять в екваторіальній зоні океану. Простягаються від берегів Америки до центральної частини океану в напрямку островів Лайн. У районі цього архіпелагу розломи ложа вкриває вулканічний покрив, за межами якого на продовженні розломів розміщені глибокі жолоби. В районі острова Фенікс виявлений тектонічний уступ висотою понад 2000 м. По уявленнях американських учених (Менард, 1966;), у районі Каліфорнії серединно-океанічна структура поширюється на материк, захоплюючи гірський Далекий Захід США і західну частину Канади. З цим пов'язується утворення найбільшого активного розлома Сеіт-Аідреас, депресій Сакраменто і Йосемітської долини, брилових структур великого Басейну, Головного рифта Скелястих гір. З поширенням серединного хребта на материк, мабуть, пов'язане також утворення Каліфорнійського бордерленда. Північніше миса Аренас, частина серединного хребта знову виявляється розташованою в межах океану, утворюються підняття Горда і Хуан-де-Фука.

Крім серединно-океанічних хребтів в абісальній області Тихого океану є ряд інших найбільших гірських систем, але їх за будовою земної кори варто відносити до ложа океану.

2.1.3 Між Африкою, Південною Азією та Австралією лежить Індійський океан, його площа — 74,92 млн. км. У південній частині Індійський, Атлантичний і Тихий океани зливаються, утворюючи єдиний водний простір навколо земної кулі[3].

Серединний хребет Індійського океану є продовженням Атлантичного, з яким з'єднується в районі улоговини Атульяс на південь від Африки. В Індійському океані хребет простягається на північний схід у напрямку о. Родрігес, а на південь від нього — розгалужується: одна вітка тягнеться в напрямку о. Макуорі й далі в Тихий океан, друга (власне Серединний хребет Індійського океану) пролягає на північ до о. Чагос, потім — на північний захід в Аденську затоку і Червоне море. В цьому районі рифт Серединного хребта Індійського океану з'єднується з материковим рифтом або зоною Великих розломів Східної Африки. На північ від островів Чагос тягнеться Мальдійський хребет. У центральній частині Індійського океану від Серединного відходить Південно-Східний Індійський хребет. Серединний хребет поділяє Індійський океан на західну та східну частини, будова дна яких істотно різниться. В західній частині його вона подібна до структури дна східної частини Тихого океану. Серединний хребет Індійського океану, як і Атлантичного, розчленований поздовжніми та поперечними розломами. З рифтами пов'язані діяльність вулканів, виверження базальтів.

У геологічній будові дна Індійського океану, крім молодих базальтів, виявлені масиви давніх, сильно серпентинізованих перидотитів, габро та зеленокам'яних порід. На Сейшельських островах відомі інтрузії гранітоїдів. Знахідки стародавніх кристалічних порід на Дні Індійського океану розглядають, як свідчення того, що ніби на його місці існував материк, який пізніше був подрібнений і знищений у процесі дрейфу материків.

Основу орографічного каркаса дна Індійського океану утворює система серединно-океанічних хребтів. Вона починається на південному-заході Західно-Індійським хребтом, що має північно-східне простягання і характеризується усіма відмітними ознаками рифтогеналі ‑ високим ступенем сейсмічності, підводним вулканізмом океанічного типу і рифтовою структурою гребеня. На східному схилі цього хребта розташовані два великих вулканічних масиви, що виступають над водою. Їхньої вершини утворюють острова Принс-Едуард і Крозе.

На широті близько 20°, на схід о. Родрігес, цей серединний хребет змикається з Аравійсько-Індійським і Центральноіндійським хребтами. Аравійсько-Індійський хребет у даний час вивчений набагато краще інших серединно-океанічних хребтів. Тут чітко виражена рифтова структура гребньової зони, установлений лінійний розподіл магнітних аномалій, сейсмічність, виходи ультраосновних порід на дні, тобто всі характерні ознаки рифтогеналей.

Повинні бути згадані також розломи, з якими пов’язані вузькі глибокі западини - Вім (6237 м) і Витязь (6400 м). Ці розломи мають північно-східне простягання, а приурочені до них западини - "троги" - набагато різкіше виражені в рельєфі, ніж рифтові долини.

На схід від Сокотри серединний хребет перетинає зона розломів Оуен, що починається на дні Сомалійської улоговини і потім продовжується до півночі від серединного хребта. З нею пов'язаний підводний хребет Меррей, що на відміну від інших підняттів ложа океану, сейсмічний. Це зближає його з хребтами серединно-океанічної системи. Хребет Меррей прослідковується аж до шельфу Пакистану. По географічним даним розлом Оуэн продовжується і на шельфі, очевидно, змикаючись з зоною розломів Кветта, що відокремлює гори Белуджистана від Індо-Гангської депресії.

По розлому Оуен серединно-океанічний хребет зрушений до півночі. Далі Аравійсько-Індійський хребет приймає майже широтне простягання і змінюється рифтово-бриловими структурами дна Аденської затоки. У західній частині Аденської затоки система рифтів роздвоюється - південна гілка вторгається в межі Африканського материка у вигляді Східноноафриканських рифтів, а північну гілку утворюють рифти Червоного моря, затоки Акаба, Мертвого моря і Лівану.

В осьовому грабені Червоного моря були виявлені могутні виходи гарячих (до 70°) і надзвичайно солоних (до 300‰) ювенільних вод. Донні відклади Червоного моря тут просочені солями, що випали з цих концентрованих розсолів, що утворюють своєрідні породи типу евапоритів. Відзначається високий вміст рідкісних металів у цих відкладах, зокрема міді.

Наступною ланкою системи серединно-океанічних хребтів є Центральноіндійський хребет. Він простягається на південний схід від місця зчленування Західно-Індійського й Аравійсько-Індійського хребтів до району островів Амстердам і Сен-Поль, де Амстердамською зоною розломів відокремлюється від ще однієї ланки серединно-океанічної системи в Індійському океані ‑ Австрало-Антарктичного підняття. Центральноіндійський хребет має будову, подібну з Аравійсько-Індійським. Австрало-Антарктичне підняття морфологічно ближче до серединно-океанічних піднять Тихого океану. Це широке валоподібне підвищення океанічного дна, витягнуте з заходу на схід, з помірковано розчленованою поверхнею. Переважає низькогір’я і горбкуватий рельєф. На більшій частині підняття рифтові долини відсутні, але в східному сегменті підняття вони досить чітко виражені. Ця частина підняття розбита численними меридіональними розломами, по яких сегменти хребта, що утворилися, сильно зрушені до півдня один відносно одного, і в плановому зображенні додає всій цій частині хребта специфічний малюнок, що нагадує сходи. У середній частині підняття роздроблене широкою зоною меридіональних розломів [10].

У межах ложа Індійського океану є також ряд хребтів і підняттів. Серед них Мадагаскарські і Мозамбікські підняття, складені материковою корою, які відносяться до структур підводної окраїни материків, а також хребти Меррей і Мальдівський. У західній частині океану виділяються також Маскаренський і Амірантський хребти. Назва Маскаренський хребет не зовсім вдала, тому що з Маскаренських островів тільки один ‑ Маврикій - орографічно пов'язаний з ним. О. Реюньйон являє собою ізольований вулканічний конус, а о. Родрігес ‑ частина гребеня невеликого базальтового хребта широтного напрямку. Амірантський хребет по своїх контурах, а також по глибоку жолобу нагадує острівну дугу, але, як показують геофізичні дослідження, він складений базальтовою корою. Хребет сейсмічний. Самі Амірантські острова ‑ коралової будови, насаджені на вершини хребта. На його східному схилі розташований атол Дерош ‑ класичний підводний атол правильної кільцеподібної форми.

До сходу від Мальдівського хребта, паралельно йому, розташований невеликий хребет Ланка, а ще на схід - величезної довжини (5 тис. км) Східно-Індійський хребет. В. Ф. Канаєв описує його як порівняно вузьке (до 100 миль) гірське підняття, з відносною висотою до 4 км, розбите подовжніми розломами. По своїй структурі він може бути віднесений до брилових хребтів і складений океанічною корою. Приблизно проти його середньої частини до сходу відходить підняття Кокосових островів, що складається з декількох вулканічних груп, розділених досить глибокими проходами. Вершини Кокосових островів увінчані кораловими атолами, а о.Різдва, також розташований на цьому хребті, являє собою піднятий древній атол, з абсолютною висотою 357 м.

На Сейшельській банці і однойменних островах, розташованих у північній частині цього хребта, є виходи гранодіоритів, вік яких 600 млн. років.

Від південного закінчення Східно-Індійського хребта майже під прямим кутом відходить на схід Західно-Австралійський хребет складного рельєфу, який складається з платоподібних піднять, що чергуються і різко виражених гряд, очевидно, тектонічного походження. За даними американських дослідників, цей хребет складений корою материкового типу потужністю близько 20 км, під осадовим шаром залягають породи з щільністю, що відповідає гранітам. На схилах хребта драгою підняті уламки долеритів, близьких за будовою до тих, що відомі в Тасманії. Потужність кори тут близько 12 км, кора звичайна базальтова. Що ж стосується долеритв, те вони характерні для океанічних структур.

У південній частині океану великими орографічними елементами є вулканічне плато Крозе й Амстердам і елементи підводної окраїни материка ‑ хребет Кергелен і Гуннерус.

2.1.4 Північний Льодовитий океан оточує Північний полюс. Він омиває північні береги Європи, Азії та Північної Америки й з'єднується звуженими протоками з Атлантичним і Тихим океанами. Площа Північного Льодовитого океану близько 13,1 млн. км2 [3].

Вузька улоговина ложа океану, що прилягає до Баренцевоморського і Карського шельфів, має назву улоговини Нансена. Максимальна глибина її 5449 м. Дно улоговини зайняте плоскою абісальною Баренцевою рівниною. З півночі її обгороджує серединно-океанічний хребет Гаккеля, що є північним продовженням Серединно-Атлантичного хребта. Для нього характерне кулісоподібне розташування рифтових гребенів і долин, з відносною глибиною розчленовування до 3000 м. Місцями піднімаються окремі вершини, вулканічного генезису. Хребет відрізняється малою шириною ‑ власне кажучи, він представлений тут тільки рифтовою зоною. Фланги хребта, подібні тим, що відзначені для серединних океанічних споруджень інших океанів, відсутні. У рельєфі дна хребет Гаккеля чітко виражений приблизно до 120° сх. д. Хребту Гаккеля властиві смугові магнітні аномалії, витягнуті по його простяганню, причому для осьової зони значення позитивних аномалій досягають 700 гам, що, очевидно, вказує на присутність виходів ультраосновних порід у рифтових тріщинах.

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7