Геотектоника и геодинамика. В. С. Дубинин

сосредоточены в субмеридиональных неовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной части. Самые молодые базальты приурочены к их осевой части. Дальше от центра извержения базалты имеют возраст 0,7 – ;млн. лет, а еще дальше – 16 млн.лет. Каждый последующий покров базальтов мощностью до 10 метров лежит горизонтально, а его подводящий канал – это вертикальная дайка долерита шириной от 1 до 3 м., ориентированная вдоль рифтовой зоны. По мере накопления платобазальтов происходит их проседание. Мощность океанической коры здесь значительно больше обычной и достигает 40 км. Сторонники концепции тектоники литосферных плит [7] объясняют это тем, что якобы под Исландией существует и действует « мантийная струя» которая постоянно наращивает кору, поставляя все новые порции платобазальтов ( «горячая точка»)

      8 Главные структуры океанов [7]

      В составе земной коры выделяются два типа главных структур: континенты (материки) и океаны. В литосфере выделяются литосферные плиты, в состав которых включаются как континенты, или их части, так и океаны, резко отличающиеся глубинным строением, составом, мощностью слоев земной коры, особенностями тектонического развития, различным составом мантии в различных ее частях. В пределах мирового океана выделяются две различных по своему строению и площади области:

      1) область шельфа и материкового склона;

      2) область ложа мирового океана.

      Первая – это подводная окраина континентов, она отличается континентальным строением земной коры ( в ней сохраняется, хотя и в утоненном виде, континентальная кора с ее гранитным слоем ). Главная и важнейшая граница между континентом и океаном – подножие материкового склона. Океаническое дно занимает 75 % площади Мирового океана. В его рельефе выделяются основные структуры: с р е д и н н о-о к е а н и ч е с к и е х р е б т ы , в у л к а н и ч е с к и е о с т р о в а, в а л ы , п о д н я т и я, п о д в о д н ы е р а в н и н ы, г л у б о к о в о д н ы е ж е л о б а.

      Для срединноокеанических хребтов характерна повышенная тектоническая активность, вулканизм, мелкофокусные землетрясения, высокий тепловой поток. Главными тектоническими структурами срединных хребтов являются центральные понижения – грабены, ограниченные глубинными разломами, рифтовые зоны и пересекающие их поперечные зоны глубинных разломов (от 50 до 300 км.) , названные т р а н с ф о р м н ы м и. Некоторые вершины хребтов возвышаются над уровнем океана, образуя острова (Исландия, Азорские острова и др).

      Срединноокеанические хребты сложены в основном базальтами. Осадочный слой на них отсутствует или имеет очень малую мощность, но в трансформных разломах может достигать нескольких сотен метров. Из рифтовых зон и трансформных разломов драгированием подняты обломки ультраосновных пород, что говорит о непосредственном выходе пород мантии. В рифтовых зонах проявляется спрединг, сопровождаемый выплавлением базальтовой магмы и наращиванием океанического дна за счет вновь образованной молодой океанической коры. Это подтверждается следующим:

      вдоль