Земная кора срединноокеанических хребтов

Земная кора срединноокеанических хребтов имеет весьма своеобразную внутреннюю структуру (рис. 5). На отдалённых участках крыльев кора имеет нормальный океанический облик, правда, осадочный слой здесь пониженной толщины. Выше по склонам постепенно исчезает осадочный слой. Он обнаруживается только в западинах рельефа. Совсем иной вид кора имеет в приосевой зоне. Осадочный слой здесь или отсутствует, или проявляется в виде небольших маломощных (до 100 м) нашлёпок. Второй слой имеет нормальную мощность (2–3 км) и характеризуется обычными для него скоростями продольных сейсмических волн (4–6 км/с). Третий слой коры в большинстве случаев замещён мощной линзой разуплотнённого (около 3.1 г/см3) мантийного материала со скоростями 7.2–7.6 км/с. Предполагается, что эта линза представляет собой выступ астеносферы и что её разуплотнение обусловлено наличием в веществе мантии обильных жидких базальтовых включений.



Кора хребтов многочисленными субвертикальными разломами рассечена на узкие продольные блоки. Блоковое строение коры подтверждается продольно-грядовым рельефом хребтов и ярко вырисовывается в магнитном поле. Хребтам отвечают линейнополосовые знакопеременные аномалийные зоны интенсивностью до 500–1000 гамм. Ширина отдельных полос 5–20 км, простирание совпадает с ориентировкой хребтов (рис. 6).



Продольно-глыбовая структура коры нарушается поперечными вертикальными разломами, которые пересекают не только хребты, но прослеживаются далеко в пределы прилегающих талассоплатформ. Внешний облик разломов типично сдвиговый (рис. 7). Однако природа их иная. Это особые разрывные структуры, о чем подробнее будет сказано ниже. По предложению Дж. Вильсона (Wilson, 1965) они называются трансформными разломами. Расстояние между ними на хребтах 20–40 км, иногда больше. Амплитуда смещения по разломам достигает нескольких десятков и сотен километров. Продольные и трансформные разломы образуют единую ортогональную сеть, в результате чего возникает на огромных площадях океанической коры характерный рисунок «булыжной мостовой» с прямоугольными блоками, а осевая зона хребтов приобретает вид составной «панели», отдельные прямолинейные отрезки которой, сохраняя общее простирание, сдвинуты относительно друг друга (рис. 7).



Осевым зонам срединноокеанических хребтов свойственно интенсивное проявление современного вулканизма, чаще всего трещинного подводного. Вулканы центрального типа встречаются реже. Их конусы иногда выступают над поверхностью океана в виде небольших разрозненных островов. Продукты вулканизма — толеитовые и щелочные (K₂O до 1–2 %) базальты. Первые преобладают, они составляют почти 80 % от общего объёма базальтов. Из интрузивных пород в осевых зонах хребтов чаще всего обнаруживаются габбро, диабазы, дуниты, лерцолиты, гарцбургиты и серпентиниты, отвечающие, видимо, зарождению слоя 3. Вследствие интенсивного подъёма базальтовых расплавов хребтам отвечает повышенный тепловой поток, достигающий 6–8 мккал/ (см²хс). Поток значителен лишь в узкой приосевой зоне. На расстоянии 50–100 км от гребня он снижается до уровня, свойственного океаническим платформам.

Осевые зоны срединноокеанических хребтов являются важными сейсмоактивными областями планеты. Практически все очаги землетрясений в океанах приурочены к срединноокеаническим хребтам и их ответвлениям. Именно это позволило в течение немногих лет выявить и протрассировать глобальную систему хребтов. Очаги землетрясений располагаются на небольших глубинах, ограниченных интервалом 5–40 км, основная их часть связана с глубинами 5–10 км. Очаги концентрируются в узкой и осевой зоне и на прилегающих отрезках трансформных разломов между разобщёнными блоками осевой зоны. Л. Сайкс (Sykes, 1967), детально изучавший сейсмичность океанов, указывает, что землетрясения, локализующиеся на трансформных разломах, связаны с горизонтальными сдвигами коры, а землетрясения осевой зоны — с разрывами коры под воздействием горизонтальных сил растяжения, ориентированных перпендикулярно к простиранию хребтов.