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 Dh – 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.