Распространение срединно-океанических рифтовых зон на окраинах континентов

В нескольких районах земной поверхности срединно-океанические хребты вплотную подходят к окраинам континентов. В одних местах они на стыке с материковой окраиной затухают, а в других они «взламывают» окраину материка и даже проникают в глубь его. Так, ответвления Восточно-тихоокеанского поднятия – хребты Кокос и Карнеги, Чилийское поднятие – не обнаруживают явного продолжения на континенте.

Хребет Гаккеля – самое северное звено планетарной системы срединно-океаническнх хребтов – теряет геоморфологическую выраженность с приближением к подводной окраине Азии и морфологически не прослеживается на шельфе. Попытки проследить продолжение рифтовых зон срединно-океанических хребтов на пространствах Якутии не привели к убедительным результатам.

Сочленение Восточно-тихоокеанского поднятия и западной окраины Северной Америки. Рифтовая зона Восточно-тихоокеанского поднятия, по данным американских авторов, продолжается в западной части США и Канады. Узкий грабен Калифорнийского залива рассматривается как крупная рифтовая долина или рифтовая зона. От вершины залива к северу система рифтов разветвляется. Одна ветвь – широко известная система разломов Сан-Андреас – определяет тектонику и новейшую геологическую структуру прибрежной Калифорнии.. Собственно зона разломов Сан-Андреас (ее северный отрезок: – разлом Сан-Бенито) близ мыса Мендосино вновь уходит в океан. С ее дальнейшим океанским продолжением связаны крайние звенья системы срединно-океанических хребтов – подводные хребты Горда, Хуан-де-Фука, Эксплорер. Другая ветвь развита целиком в пределах материка. Она охватывает рифты Юта и их дальнейшее продолжение – рифтовую систему Скалистых гор,прослеженную до границы Аляски.

Развитие разломов, связанных с рифтовыми зонами запада Северной Америки, происходило более или менее согласно с основными простираниями мезозойских структур, образующих главную часть горных сооружений этого региона Североамериканского материка. Рифтогенез «обновил» древние структуры, подчеркнул их выраженность в рельефе, но не вызвал сколько-нибудь значительной перестройки общего структурного плана территории.

Сочленение Срединно-Атлантического хребта и Исландии.

Срединно-Атлантический хребет на отрезке между хребтами Кольбейнсей и Рейкьянес пересекает Исландию. В свете современных данных Исландия – окраинный континенталь­ный массив, в срединной части существенно преобразованный рифтогенезом. В рельефе острова эта зона выражена в виде крупной тектонической депрессии, осложненной серией рифтовых ущелий и разделяющих их горных гребней, гряд, сложенных застывшими при трещинных излияниях лавами, зияющими тектоническими трещинами и крупными вулканами (более 20 действующих).

По современным данным разрез земной коры в районе Исландии сходен с разрезом континентальной коры, но отличается очень мощным «базальтовым» слоем (сейсмические скорости 6,6 – 7,0 км/с), присутствием слоя повышенной плотности (до 7,5 км/с), глубоким залеганием поверхности Мохоровичича (до 50 км) и сильно редуцированным «гранитным» слоем.

Аденский рифт.

Ниболее изучено сочленение системы срединно-океанических хребтов с Африканско-Аравийской материковой платформой. Аравийско-Индийский хребет после пересечения его зоной разломов Оуэн испытывает сильный сдвиг к северу (примерно на 250 – 300 км). Западнее зоны разломов прослеживается Аденский рифт. Морфологически он выражен Аденским заливом.

Рельеф дна залива сильно расчленен. Шельф практически отсутствует, если не считать очень узкой прибрежной отмели вдоль главным образом Аравийского побережья. Крутые борта раздвига на глубине 1000 – 2000 м сменяются дном впадины залива. Рельеф его характеризуется чередующимися рифтовыми долинами и хребтами северо-восточного простирания. Самая глубокая впадина расположена при входе в залив. Это впадина Алула-Фартак с глубиной 5360 м. Мощность осадков во впадине невелика, но местами достигает 500 м, на поверхности это преимущественно фораминиферовые илы. Гребни рифтовых хребтов уплощены и нередко не имеют осадков. Здесь обнажаются базальты и диабазы.

Дно залива отличается высокой степенью сейсмичности. Особенно много эпицентров землетрясений приходится на рифтовые долины и их поперечные разломы. Все очаги землетрясений находятся на глубине не более 60 км. Выяснено, что на глубине 3 – 4 км залегает кровля «базальтового слоя», который на глубине 8 – 10 км подстилается поверхностью Мохоровичича. Верхняя часть разреза, как это отчасти показали и последующие данные глубоководного бурения, выражена осадочным и вторым сейсмическим слоями. Отсутствие «гранитного» слоя в разрезе земной коры Аденского залива объясняется раздвиганием континентальных масс Аравийского полуострова и Африки и формированием новой океанической коры при образовании ювенильного и в высшей степени активного срединно-океанического хребта.

Красноморский рифт.

У западного окончания Аденского залива происходит разветвление рифтовой зоны. Здесь расположена обширная вулканическая область Афар, оконтуренная серией разломов, имеющая вид треугольника, заполненного лавовыми полями и толщами молодых эффузивов четвертичного возраста. К югу от Афара простирается Эфиопский рифт – самое северное звено обширной и сложно построенной системы Восточно-африканских рифтов. С этой системой связан современный и четвертичный вулканизм Восточной Африки, к ней относятся глубочайшие рифтовые озера Танганьика, Ньяса, Рудольф, Альберт.

На северо-северо-запад от области Афар протягивается Красноморский рифт, выраженный в рельефе впадиной Красного моря. В отличие от Аденского залива Красное море имеет хорошо развитую прибрежную отмель, которая на глубине 100 – 200 м сменяется четко выраженным уступом, морфологически сходным с уступом материкового склона. Благодаря многочисленным коралловым постройкам прибрежная отмель имеет расчлененный рельеф.

Большая часть дна впадины Красного моря лежит в интервале глубин от 500 до 2000 м. Над волнистой донной равниной возвышаются многочисленные отдельные подводные горы, острова и подводные гряды, местами четко прослеживается серия ступеней, параллельных окраинам моря. Вдоль оси впадины проходит узкая глубокая борозда, которая и рассматривается как срединная рифтовая долина Красного моря. Максимальная глубина ее – 3040 м. В нескольких впадинах в долине открыты мощные выходы ювенильных вод с температурой до 56,5° С и соленостью до 257 ‰. Дно впадин сложено сцементированными осадками с очень высокими концентрациями различных металлов (меди, цинка, олова, серебра, золота, железа, марганца, ртути).

Данные геофизических и геохимических исследований свидетельствуют об отсутствии «гранитного» слоя в пределах осевой борозды Красного моря. Это, как и ступенчатость дна главной впадины Красного моря, связывают с раздвигом рифта и «дрейфом» Аравии и прилегающей части Африканской платформы. На шельфе и на ближних к материку ступенях дна главной впадины обнаружен гранитный слой. Таким образом, раздвиг на месте Красного моря значительно меньше, чем в Аденском заливе.

В северной части Красного моря рифтовая зона вновь разветвляется, образуя короткий (до 300 км) Суэцкий рифт, соответствующий одноименному заливу, и рифт залива Акаба, который продолжается на север в виде грабена Мертвого моря и Левантийских рифтов.