Структура океана
Итак, каждый рейс «Гломара Челленджера» все шире приоткрывал завесу над тайнами океана. Постепенно начинала вырисовываться структура океанского дна, совершенно непохожая на ту, какой ее себе представляли геологи, работавшие на континентах. Здесь нужны были новые исследования. Однако главное можно было считать установленным: дно океана было повсеместно молодым. Ведь даже в периферийных районах Атлантического и Тихого океанов в основании осадочного чехла бур «Гломара Челленджера» вскрыл отложения не старше мелового и позднеюрского возраста. Последние залегали на базальтах фундамента, Которые сформировались практически в то же время. Таким образом, возраст океанского ложа не превышал 150—180 млн лет. Это ничтожно мало по сравнению с докембрийским возрастом пород, слагающих фундамент кратонов на континентах и выступающих на поверхность в пределах Балтийского, Канадского, Бразильского, Анабарского и других щитов: 1—2 млрд лет для протерозойских и 3—3,5 млрд лет для архейских образований.
Молодость фундамента в океанах можно было объяснить лишь его спредингом — формированием в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Однако поговорим вначале о строении самой океанической коры.
Океаническая и континентальная кора: антиподы или разные стадии развития литосферы?
Земная кора — многослойное образование. Верхнюю ее часть — осадочный чехол, или первый слой,— образуют осадочные породы и не уплотненные до состояния пород осадки. Ниже как на континентах, так и в океанах залегает кристаллический фундамент. В его строении и кроются основные различия между континентальным и океаническим типами земной коры. На континентах в составе фундамента выделяются два мощных слоя — «гранитный» и базальтовый. Под абиссальным ложем океанов «гранитный» слой отсутствует. Однако базальтовый фундамент океана отнюдь не однороден в разрезе, он разделяется на второй и третий слои.
До сверхглубокого и глубоководного бурения о структуре земной коры судили главным образом по геофизическим данным, а именно по скоростям продольных и поперечных сейсмических волн. В зависимости от состава и плотности пород, слагающих те или иные слои земной коры, скорости прохождения сейсмических волн значительно изменяются. В верхних горизонтах, где преобладают слабо уплотненные осадочные образования, они относительно невелики, в кристаллических же породах резко возрастают по мере увеличения их плотности.
После того как в 1949 г. впервые были измерены скорости распространения сейсмических волн в породах ложа океана, стало ясно, что скоростные разрезы коры континентов и океанов весьма различны. На небольшой глубине от дна, в фундаменте под абиссальной котловиной, эти скорости достигали величин, которые на материках фиксировались в самых глубоких слоях земной коры. Вскоре выяснилась причина подобного несоответствия. Дело в том, что кора океанов оказалась поразительно тонкой. Если на континентах толщина земной коры составляет в среднем 35 км, а под горно-складчатыми системами даже 60 и 70 км, то в океане она не превышает 5—10, редко 15 км, а в отдельных районах мантия находится почти у самого дна.
Стандартный скоростной разрез континентальной коры включает верхний, осадочный слой со скоростью продольных волн 1—4 км/с, промежуточный, «гранитный» — 5,5—6,2 км/с и нижний, базальтовый — 6,1—7,4 км/с. Ниже, как полагают, залегает так называемый перидотитовый слой, входящий уже в состав астеносферы, со скоростями 7,8—8,2 км/с. Названия слоев носят условный характер, так как реальные сплошные разрезы континентальной коры никто до сих пор не видел, хотя Кольская сверхглубокая скважина проникла в глубь Балтийского щита уже на 12 км.
В абиссальных котловинах океана под тонким осадочным плащом (0,5—1,5 км), где скорости сейсмических волн не превышают 2,5 км/с, находится второй слой океанической коры. По данным американского геофизика Дж. Уорзела и других ученых, он отличается удивительно близкими значениями скорости — 4,93—5,23 км/с, в среднем 5,12 км/с, а средняя мощность под ложем океанов равна 1,68 км (в Атлантическом — 2,28, в Тихом — 1,26 км). Впрочем, в периферийных частях абиссали, ближе к окраинам континентов, мощности второго слоя довольно резко увеличиваются. Под этим слоем выделяется третий слой коры с не менее однородными скоростями распространения продольных сейсмических волн, равными 6,7 км/с. Его толщина колеблется от 4,5 до 5,5 км.
В последние годы выяснилось, что для скоростных разрезов океанической коры характерен больший разброс значений, чем это предполагалось ранее, что, по-видимому, связано с глубинными неоднородностями, существующими в ней [Пущаровский, 1987].
Как видим, скорости прохождения продольных сейсмических волн в верхних (первом и втором) слоях континентальной и океанической коры существенно различны.
Что касается осадочного чехла, то это обусловлено преобладанием в его составе на континентах древних образований мезозойского, палеозойского и докембрийского возраста, претерпевших довольно сложные преобразования в недрах. Дно же океана, как говорилось выше, относительно молодо, и осадки, лежащие над базальтами фундамента, слабо уплотнены. Это связано с действием целого ряда факторов, определяющих эффект недоуплотнения, который известен как парадокс глубоководного диагенеза.
Сложнее объяснить разницу в скоростях сейсмических волн при их распространении через второй («гранитный») слой континентальной и второй (базальтовый) слой океанической коры. Как ни странно, в базальтовом слое океана эти скорости оказались ниже (4,82—5,23 км/с), чем в «гранитном» (5,5—6,2 км/с). Дело тут в том, что скорости продольных сейсмических волн в кристаллических породах с плотностью 2,9 г/см3 приближаются к 5,5 км/с. Отсюда вытекает, что если «гранитный» слой на континентах действительно сложен кристаллическими породами, среди которых преобладают метаморфические образования нижних ступеней трансформации (по данным сверхглубокого бурения на Кольском полуострове), то в составе второго слоя океанической коры, помимо базальтов, должны участвовать образования с плотностью меньшей, чем у кристаллических пород (2—2,55 г/см3).
Действительно, в 37-м рейсе бурового судна «Гломар Челленджер» были вскрыты породы океанического фундамента. Бур проник сквозь несколько базальтовых покровов, между которыми находились горизонты карбонатных пелагических осадков. В одной из скважин была пройдена 80-метровая толща базальтов с прослоями известняков, в другой — 300-метровая серия пород вулканогенно-осадочного происхождения. Бурение первой из перечисленных скважин было остановлено в ультраосновных породах — габбро и гипербазитах, которые, вероятно, уже относятся к третьему слою океанической коры.
Глубоководное бурение и исследование рифтовых зон с подводных обитаемых аппаратов (ПОА) позволили выяснить в общих чертах структуру океанической коры. Правда, нельзя с уверенностью утверждать, что нам известен полный и непрерывный ее разрез, не искаженный последующими наложенными процессами. Наиболее детально изучен в настоящее время верхний, осадочный слой, вскрытый частично или полностью почти в 1000 точках дна буром «Гломара Челленджера» и «Джойдес Резолюшн». Гораздо менее исследован второй слой океанической коры, который вскрыт на ту или иную глубину гораздо меньшим числом скважин (несколькими десятками). Однако сейчас очевидно, что этот слой сформирован в основном лавовыми покровами базальтов, между которыми заключены разнообразные осадочные образования небольшой мощности. Базальты относятся к толеитовым разностям, возникшим в подводных условиях. Это подушечные лавы, сложенные зачастую пустотелыми лавовыми трубами и подушками. Находящиеся между базальтами осадки в центральных частях океана состоят из остатков мельчайших планктонных организмов с карбонатной или кремнистой функцией.
Наконец, третий слой океанической коры отождествляют с так называемым дайковым поясом — сериями небольших магматических тел (интрузий), тесно пригнанных одно к другому. Состав этих интрузий основной в ультраосновной. Это габбро и гипербазиты, формировавшиеся не при излиянии магм на поверхности дна, как базальты второго слоя, а в недрах самой коры. Иначе говоря, речь вдет о магматических расплавах, которые застыли вблизи магматического очага, так и не достигнув поверхности дна. Их более «тяжелый» ультраосновной состав свидетельствует об остаточном характере этих магматических расплавов. Если же вспомнить, что толщина третьего слоя обычно в 3 раза превышает мощность второго слоя океанической коры, то определение ее как базальтовой может показаться большим преувеличением.
Подобно этому и «гранитный» слой континентальной коры, как выяснилось в процессе бурения Кольской сверхглубокой скважины, оказался вовсе не гранитным, по крайней мере в верхней его половине. Как уже говорилось выше, в пройденном здесь разрезе преобладали метаморфические породы низших и средних ступеней преобразования. В большинстве своем они являются измененными при высоких температурах и давлении, существующих в недрах Земли, древними осадочными породами. В этой связи сложилась парадоксальная ситуация, заключающаяся в том, что мы теперь больше знаем о коре океанической, чем о континентальной. И это при том, что первая изучается интенсивно от силы два десятилетия, тогда как вторая — объект исследований по крайней мере полутора столетий.
Обе разновидности земной коры не являются антагонистами. В краевых частях молодых океанов, Атлантического и Индийского, граница между континентальной и океанической корой несколько «размыта» за счет постепенного утонения первой из них в области перехода от континента к океану. Эта граница в целом тектонически спокойна, т. е. не проявляет себя ни мощными сейсмическими толчками, которые случаются здесь крайне редко, ни вулканическими извержениями.
Однако такое положение сохраняется не везде. В Тихом океане граница между континентальной и океанической корой относится, пожалуй, к самым драматическим рубежам раздела на нашей планете. Так что же все-таки, эти две разновидности земной коры — антиподы или нет? Думается, что мы можем с полным основанием считать их таковыми. Ведь несмотря на существование целого ряда гипотез, предполагающих океанизацию континентальной коры или, напротив, превращение океанического субстрата в континентальный за счет целого ряда минеральных трансформаций базальтов, на самом деле доказательств непосредственного перехода одного типа коры в другой нет. Как будет показано ниже, континентальная кора формируется в специфических тектонических обстановках в активных зонах перехода между материком и океаном и в основном в результате преобразования другой разновидности земной коры, называемой субокеанической. Океанический субстрат исчезает в зонах Беньофа, либо выдавливается, как паста из тюбика, на край континента, либо превращается в тектонический меланж (крошево из перетертых пород) в областях «захлопывания» океанов. Впрочем, об этом позднее.
Океанические рифты — «зияющие» трещины к мантии Земли
Рифтами называют удивительные структуры, известные и на континентах и в океанах. Если сравнить нашу планету с живым организмом, то тогда рифты уподобятся гигантским рубцам на ней, способным кровоточить. Только роль крови в данном случае выполняет магма. Магматические расплавы поднимаются здесь на поверхность, можно сказать, прямо из мантии. Действительно, рифты образуются над ее выступами и как бы протыкают, вернее, проплавляют земную кору. Рельеф, возникающий при этом, своеобразен. Обычно это глубокие провалы — долины, которые протягиваются на сотни и даже тысячи километров и окружены крутыми уступами вздыбленных блоков коры, вытянувшихся параллельно провалу в виде хребтов. Перепад высот здесь достигает нескольких сот, а иногда 2—3 тыс. м. К этим провалам шириной не более 80—100 км часто приурочены крупные озера. Уникальное по красоте, строению и гидрологии озеро Байкал обязано своим происхождением процессам рифтообразования. Другим примером является великая Восточно-Африканская рифтовая система. С ней связана целая цепочка глубоких озер — Виктория, Альберт, Ньяса и др., а также отдельные вулканы, крупнейшим из которых остается Килиманджаро.
Однако какими бы грандиозными ни были континентальные рифты, по размерам они уступают океаническим. Океаническая кора подобна тонкой коже, покрывающей мантию Земли. Она легко вспучивается и лопается, открывая путь наверх магматическим расплавам, гидротермам и газам. Открывающиеся под водой картины не менее красочны и фантастичны, чем лунный или марсианский ландшафт, вид которого нам передают телекамеры управляемых автоматических станций.
Одними из самых необычных образований на дне подводных рифтовых долин являются гъяры — глубокие и узкие трещины, протягивающиеся вдоль рифтовых долин. Их глубина может превышать 20—30 м при ширине 1—2 м, а нередко и 5—10 м. Стенки этих трещин отрыва обычно вертикальны и сложены застывшими базальтовыми лавами. Книзу гъяры сужаются, что делает опасным погружение в них подводных обитаемых аппаратов с людьми на борту. Вдоль стенок видны уровни, на которые поднималась из недр магма после раскола и образования гъяра.
Другими интересными формами подводного рельефа являются вулканические горы с коническими вершинами, образованные большим количеством лавовых труб и покровов. Двигаясь вниз по склону горы, лавовая струя застывает на контакте с водой, образуя трубу, по которой продолжает течь, пока не иссякнет ее напор. Огромное количество таких труб, напоминающих пучки гигантских макарон или соломин, формирует склоны подводных гор и более мелких вулканических построек. Акванавты дали им название «стоги сена». Среди лавовых труб много пустотелых. Они легко ломаются под тяжестью вышележащих покровов, поэтому у основания вулканических построек накапливается лавовая брекчия из обломков труб и базальтовых корок.
В рифте Таджура, располагающемся в вершине Аденского залива, советские акванавты обнаружили кратерные озера (3—4 м в диаметре, глубиной 2—3 м) с отвесными стенками. Их днище образовано стекловатым базальтом, а на стенках видны следы кратковременного стояния лавы. Нередко последняя уходила из кратеров через небольшие отверстия на дне лавовых озер.
Еще более интересной формой являются лавовые купола, приуроченные к центральной части рифтовой долины. Ширина этих вздутий, напоминающих огромные подушки, достигает 20—50 м при высоте 5—10 м. При застывании лавы образовывались радиальные трещины, которые сходятся к самой макушке купола (рис. 5). Согласно наблюдениям с погружаемых аппаратов, или, как их еще называют, ныряющих блюдец, под поверхностной коркой куполов часто находятся обширные полости. Они возникли в результате вытекания лавы из верхней части купола. Формы рельефа типа лавовых куполов впервые были описаны советскими исследователями в рейсе судна «Академик Мстислав Келдыш» в рифте Таджура [Подводные геологические исследования..., 1985]. Сердечники куполов сложены параллельно лежащими, круто падающими лавовыми пластинами.
Рис. 5. Вулканический купол (блистер) на дне Красноморского рифта. Вершина разбита радиальными контракционными трещинами [Подводные..., 1985]
Рис. 6. Разрезы океанических рифтовых зон а — Красноморский рифт, 18° с. ш.; б — Срединно-Атлантический рифт, 37° с. ш.; в, г — Восточно-Тихоокеанское поднятие: в — 21° с. ш., г — 3,5° ю. ш. [Подводные..., 1985]; 1 — экструзивная зона; 2 — внутренний рифт; 3 — зоны сбросовых уступов
Различные вулканические постройки концентрируются преимущественно в осевой части океанических рифтов. Она получила название экструзивной зоны. Именно здесь происходит новообразование океанической коры, сопровождающееся излияниями лав. Ширина осевой зоны, или так называемого внутреннего рифта, составляет от 5 до 15 км. Внутренний рифт распадается на центральную экструзивную зону, в которой находятся молодые вулканические постройки, и на обрамляющие ее краевые ложбины. Внешней границей внутреннего рифта с той и другой стороны служат краевые сбросовые уступы. О молодости базальтов, слагающих экструзивную зону, свидетельствуют не только определения абсолютного возраста, но и почти полное отсутствие осадков. Последние повсеместно распространены в океане и не покрывают только крутые склоны подводных гор и отвесные стенки на континентальных окраинах.
В большинстве рифтов с экструзивной зоной связано вулканическое поднятие, включающее подводные горы и гряды. Однако описаны случаи, когда это поднятие выражено лишь небольшим повышением уровня дна. Таков, например, рифт Таджура.
Наиболее низкое положение в океанических рифтах занимают краевые ложбины, где молодые базальты уже перекрыты осадками. Ширина их варьирует от 0,5 до 5 км. Осадки сглаживают неровности рельефа, лишь местами ровная поверхность дна разбита гъярами. Гъяры встречаются вблизи уступов либо в окрестностях вулканических построек на границе с экструзивной зоной.
Краевые сбросовые уступы воздымаются на 150—200 м над ложбинами и представляют собой блоки океанической коры, вершинные поверхности которых наклонены в сторону от оси рифта. С каждой стороны от нее выделяется несколько уступов в виде ступеней (рис. 6). Эти тектонические ступени имеют сбросовое происхождение. Они интересны тем, что в связанных с ними уступах обнажаются зачастую разрезы глубинных слоев океанической коры. Гребни ступеней обычно сложены базальтами, а пространство между таким гребнем и соседним уступом напоминает карман, заполненный осадками. Если в экструзивной зоне обнажаются исключительно молодые, голоценовые базальты, то сбросовые ступени сложены гораздо более древними, плейстоценовыми породами.
С позиций новой глобальной тектоники в океанических рифтах происходит раздвиг и наращивание краев соседних литосферных плит. Здесь формируется молодое океанское дно, новая кора, толщина которой в пределах экструзивной зоны не превышает первых тысяч метров. К периферийным частям рифта мощность коры возрастает до 7 км, в основном за счет приращения самого нижнего, третьего слоя со скоростями преломленных сейсмических волн 6,7—7,2 км/с. В районе хребта Рейкьянес (к югу от острова Исландия) такое приращение составляет около 2,5 км.
Наращивание новой океанической коры в рифтах происходит с различной скоростью и обычно варьирует от 2 до 15 см в год. В зависимости от скорости раздвига дна меняется не только рельеф подводной горной страны, но и интенсивность таких проявлений, как магматизм, сейсмичность, гидротермальная деятельность.
Геофизические данные свидетельствуют, что мантия под океаническими рифтами залегает наиболее близко от поверхности дна. Именно в рифтах куется молодое ложе океана, и если рифт — это наковальня, то все сооружение срединно-океанического хребта с рифтом в центре вполне можно сравнить с кузницей.
Глобальная система срединно-океанических хребтов
Одними из наиболее выдающихся структур в океане по праву считаются срединно-океанические хребты, образующие поистине глобальную систему протяженностью около 60 тыс. км. Гигантским ожерельем обвили они всю нашу планету, разделив на две равные половины Атлантический океан и на три части Индийский. Лишь в Тихом океане это ожерелье как бы сбилось в сторону. Восточно-Тихоокеанское поднятие резко смещено к Южно-Американскому континенту и к Центральноамериканскому перешейку, вдоль которого оно протягивается на север, в район Калифорнийского залива. Здесь оно исчезает, погружаясь под глыбу материка Северная Америка.
Даже в сравнительно небольшом Северном Ледовитом океане мы находим рудимент структуры, равнозначной срединно-океаническим поднятиям. Это подводный хребет Гаккеля.
Могучие вздутия на дне океанов не просто подводные хребты. Они представляют собой границы литосферных плит, делящих поверхность нашей планеты на несколько пластин. Последние можно сравнить с льдинами, в которые впаяны материки. По одному краю этих «льдин» постоянно намораживается новый «лед», на другом этот лед подтаивает. Сшибаясь, одни «льдины» наползают на другие. Как раз это и произошло в Тихом океане, где край Северо-Американской плиты перекрыл смежные участки сразу двух плит — Кокос и Тихоокеанский — вместе с разделяющей их северной ветвью Восточно-Тихоокеанского поднятия. Фрагменты этой ветви, известные как хребты Горда и Хуан-де-Фука, еще функционируют вблизи континентальной окраины материка, в пределах побережья штатов Орегон и Вашингтон. Эта ситуация является примером не очень добрососедских отношений между отдельными литосферными плитами, когда расширение одних происходит за счет поглощения других. При этом материки играют роль торосов; под них уходят, приподнимая их и дробя, участки океанической коры.
Рифтовые зоны относятся к срединно-океаническим хребтам, занимая центральное в них положение. Несмотря на одинаковое строение, облик срединно-океанических поднятий меняется от участка к участку в зависимости от скорости спрединга, т. е. формирования океанского дна. На тех участках, где приращение новой коры происходит с большей скоростью, рельеф хребта в поперечном сечении совершенно иной, нежели на участках с низкой скоростью спрединга. К последним относится рифт Таджура. Внутренний рифт и входящая в его состав экструзивная зона выражены здесь в виде крупной подводной долины. Дно ее погружено на 300—400 м относительно гребней обрамляющих ее сбросовых ступеней, причем каждая последующая пара ступеней приподнята на 100— 150 м выше предыдущей. Такое же строение имеют Красноморский рифт и некоторые участки Срединно-Атлантического хребта. Для них также характерны небольшие скорости спрединга нового океанского дна (<6 см/год).
Иначе выглядят, особенно в поперечном сечении, хребты, с которыми связаны высокие скорости спрединга. В настоящее время наиболее изучено Восточно-Тихоокеанское поднятие на широте 35° ю. ш. и 22° с. ш. Экструзивная зона выражена здесь в виде центрального поднятия (рис. 6, в, г), занимающего наиболее высокое гипсометрическое положение (на 300—500 м выше окружающего рельефа). Оно состоит из цепочки вулканических сооружений. К ним относятся так называемые линейные вулканы, напоминающие обычные щитовые вулканы, которые столь широко распространены в абиссальных котловинах океана. В вершинной части линейного вулкана прослеживается осевая депрессия, напоминающая кальдеру, глубиной до 35 м.
Ширина экструзивной зоны составляет 2—3 км. Ее опоясывают узкие понижения, изобилующие гъярами и гидротермами. Они соответствуют краевым депрессиям рифта Таджура. По мере удаления от осевой зоны появляются группы горстов и грабенов шириной 1—3 км, составляющих склоны срединно-океанического поднятия. Перепады в рельефе дна и глубина залегания отдельных гребней постепенно снижаются, приближаясь к тем глубинам, которые характерны для окружающих абиссальных котловин. При этом мощность осадочного чехла, перекрывающего базальты, быстро возрастает. Горсты и разделяющие их грабены на хребтах с высокой скоростью спрединга дна играют ту же роль, что и сбросовые ступени в рифтах с низкими скоростями спрединга.
Шрамы на теле океана
Как показала детальная батиметрическая и геофизическая съемка, дно океанов изборождено глубокими трещинами, протягивающимися зачастую на многие сотни километров. Одни из них имеют прямолинейные очертания и распространены в центральных частях Атлантического и Индийского океанов, другие проявляются в восточной половине Тихого океана. Эти трещины принадлежат к особому классу разломов, называемых трансформными,— очень специфическому типу образований, не имеющему аналогов на континентах. С геологической точки зрения трансформные разломы определяются как полусдвиги. Тектонические смещения происходят не обязательно по всей их длине, иногда лишь на отдельных отрезках, пересекающих срединно-океанические хребты. Другая особенность трансформных разломов заключается в том, что они соединяют или разъединяют самые разнородные структуры в океане и в переходной к нему от континентов зоне. Примером может служить знаменитый разлом Сан-Андреас на континентальной окраине Калифорнии, через который увязываются в единую систему северная ветвь Восточно-Тихоокеанского поднятия и спрединговые хребты Горда и Хуан-де-Фука, некогда входившие в его состав. Это правосторонний сдвиг, играющий роль скользящего края двух плит — Тихоокеанской и Северо-Американской.
Разлом Сан-Андреас приобрел печальную известность: из-за того, что с ним связаны наиболее разрушительные; землетрясения на Восточном побережье США. Достаточно вспомнить землетрясение 1906 г., приведшее к разрушению значительной части города Сан-Франциско. И в настоящее время десятки сейсмографов чутко следят за дыханием недр в районе этого разлома, так как, согласно статистике, разрушительные землетрясения происходят здесь с интервалом в несколько десятков лет и спокойный период должен вот-вот подойти к концу.
Землетрясениями сопровождаются мощные сдвиговые дислокации, в результате которых один из участков древней, плейстоценовой дельты реки Колорадо переместился за последние 150—200 тыс. лет примерно на 120 км севернее своего исходного положения. Сместились и многие другие участки на окраине Калифорнии. Поэтому составные части некогда единых геологических тел, например подводных конусов выноса рек, оказавшись по разные стороны от разлома, теперь разъехались на расстояния, превышающие 500 км.
Сан-Андреас — редкий пример того, как трансформный разлом определяет тектонический режим в краевой части континента. Сфера влияния трансформных разломов — океанское дно, где они расчленяют на отдельные отрезки срединно-океанические хребты, смещая их в латеральном направлении друг относительно друга на многие десятки километров. В этом смысле трансформные разломы — это застывшая в камне история раздвига океанского дна и дрейфа материков. Как правило, они унаследованы от гораздо более древних структур — ослабленных зон или древних глубинных разломов, с активизации которых и начался когда-то распад древних суперконтинентов.
Самые крупные смещения отрезков срединно-океанических хребтов, как выясняется, были запрограммированы еще на исходной стадии формирования молодого океана. С трансформными разломами связан механизм приспособления новых, нарождающихся форм в океане к старым, континентальным структурам. Так, для осуществления раздвига в экваториальных районах Атлантики потребовалась целая система мощных трансформных разломов, по которым срединный спрединговый хребет разорван на несколько мелких сегментов, не соприкасающихся один с другим и отстоящих на десятки и сотни километров один от другого (рис. 7).
Рис. 7. Трансформные разломы в срединно-океанический хребет в экваториальной части Атлантического океана [Морган, 1974]
1 — поднятия на континентах; 2 — подводные окраины континентов (шельф); 3 — сегменты Срединно-Атлантического хребта, разделенные трансформными разломами
Окончания трансформных разломов упираются в континенты. В современную эпоху эти древние их участки, как правило, неактивны. Однако там, где они подходят к окраине материка, на шельфе и прилегающей суше часто обнаруживаются крупные поперечные прогибы или впадины, для которых характерен мощный осадочный чехол. Нередко трансформные разломы влияют на современную береговую линию, причудливо изгибая ее. На продолжении трансформных разломов находятся крупные заливы и бухты, например Сан-Хорхе на Атлантическом побережье Южной Америки. Впрочем, подобное выражение получают лишь наиболее крупные трансформные разломы очень древнего заложения. Там, где к континенту подходил такой разлом, на его окраине длительное время существовала ослабленная зона — область активного прогибания земной коры. Именно по этим зонам устремлялись к океану многие, в том числе и крупные, реки. В их дельтах на побережье оседало огромное количество взвешенного материала, а по прошествии миллионов лет формировались прогибы, заполненные осадками.
Таким образом, не только структура дна океана, но и во многом рельеф и даже речной сток с континентов определялись тектоническими движениями по трансформным разломам. В целом же активной тектонической Жизнью живут лишь те отрезки трансформных разломов, которые разъединяют соседние участки срединно-океанических хребтов. Именно здесь многочисленные тектонические подвижки сопровождаются сейсмическими толчками, внедрением магматических расплавов, выходами гидротерм. Так, при обследовании трансформного разлома Атлантис французские специалисты, находившиеся на борту ПОА «Сиана», впервые обнаружили продукты подводной гидротермальной деятельности. Эти специфические натечные образования были сложены закисными и окисными соединениями металлов.
Даже когда срединно-океанический хребет перекрывается континентом, как северная ветвь Восточно-Тихоокеанского поднятия, на прилегавших к нему участках абиссали еще долгое время сохраняются разломные зоны протяженностью в тысячи километров. По этим гигантским морщинам на ложе океана продолжаются тектонические подвижки в основном сдвигового характера, благодаря которым обновляется рельеф и на дно трещин стряхиваются осадки, скопившиеся на бортах трещин. Особенно поражают размерами реликты древних трансформных разломов в восточной части Тихого океана: Меррей, Мендосино, Кларион, Клиппертон, Пайонир и др. Один из бортов у этих разломов зачастую вздернут на 100— 200 м относительно другого. Многие участки напоминают гигантские ущелья глубиной до нескольких километров. В стенках, их обрамляющих, обнажаются зачастую основные слои океанической коры. Последняя нередко становится проницаемой для подкоровых субстанций. Об этом свидетельствует то обстоятельство, что близ многих трансформных разломов располагаются цепочки щитовых вулканов и даже целые системы подводных вулканических гор, например Безлунные горы и горы Музыкантов в восточной части Тихого океана или подводные горы Атлантис у разлома Ошеанографер в Центральной Атлантике. Интересно, что такие горы не обязательно теснятся вблизи срединно-океанического хребта, но часто вырастают в периферийных участках трансформных разломов. Таковы Ампер и Жозефина в районе Гибралтарского разлома.
Сложная тектоническая жизнь трансформных разломов в их влияние на эволюцию океанского дна еще до конца не выяснены. Остается, например, загадкой, почему активность в районе ряда разломов, в том числе и сейсмическая, сохраняется лишь по одну сторону от срединно-океанического хребта, тогда как другая его половина совершенно пассивна.
Трансформные разломы выполняют еще одну функцию в океане: зачастую они становятся тем коридором, по которому сообщаются глубинные водные массы, изолированные по обе стороны от срединно-океанического хребта. Так, в районе разлома Чарли-Гиббс происходит переток глубинных вод из Лабрадорского моря в северо-восточные районы Атлантического океана. Происходит движение вод и в обратном направлении.
В районе подводного ущелья Вим в Южно-Бразильской котловине Атлантики также протекают сложные гидрологические процессы. Вблизи дна осуществляется переток на север, к экватору, тяжелых и холодных антарктических вод (так называемое Антарктическое контурное течение), которые затем по трансформному разлому Рио-Гранде поворачивают на восток. Над ними же в противоположном направлении, т. е. на юг от экватора, двигаются менее тяжелые глубинные воды, имеющие арктический генезис. Граница раздела между ними находится на глубинах около 4000 м. Таким образом, циркуляция придонных океанских вод во многом связана с системами трансформных разломов.
Грозное дыхание недр океана
Несмотря на то что основная вулканическая деятельность в океане протекает на дне рифтовых долин, более изучен вулканизм слабосейсмичных хребтов центральноокеанического типа. Это и неудивительно. Ведь происходящие в срединно-океанических рифтах процессы до последнего времени были скрыты от глаз человека, тогда как об огнедышащих вулканах на затерянных в океане островах стало известно еще в период великих географических открытий.
Согласно гипотезе о «горячих точках», выдвинутой в начале 70-х годов В. Морганом, вулканизм центральноокеанических хребтов типа Гавайского и Лайн обусловлен подъемом мантийных диапиров. Так называются столбы перегретого вещества, которые зарождаются на границе ядра и мантии Земли и поднимаются к поверхности.
В. Морган относит их к стабильным, долгоживущим образованиям. Поэтому когда литосферная плита проходит над «горячей точкой», последняя прожигает ее, как газовая горелка. Возникший при этом разрез залечивается застывшими базальтами. Непосредственно над «горячей точкой» начинается вспучивание земной коры, которую прорывают магматические расплавы. Вскоре здесь вырастает вулкан, иногда возвышающийся над поверхностью воды на 3—4 км. Период его роста отличается наивысшей активностью. В океане образуется вулканический остров с одним или несколькими конусами, каждый со своим нравом и периодичностью извержений.
Так как для центральных частей океана характерен вулканизм основного или щелочного состава, т. е. из недр сюда поднимаются тяжелые расплавы, эруптивная деятельность проявляется главным образом в виде лавовых излияний, а не выбросов вулканического пепла и камней, хотя последние также происходят. Соответственно конусы вулканов, образующиеся в центральных частях океана, очень широкие, с относительно пологими склонами, многократно наращенными потоками застывшей лавы. Отличительной особенностью этих вулканических зон считается очень слабая сейсмичность, т. е. излияния магмы не сопровождаются здесь крупными тектоническими дислокациями. Расплавам, по-видимому, не надо пробивать путь к поверхности.
По мере продвижения плиты старые вулканы затухают и начинают разрушаться под воздействием физических и химических агентов выветривания. Зато в их тылу над «горячей точкой», занимающей фиксированное положение, вырастает молодое вулканическое поднятие, увенчанное новым конусом. В течение многих миллионов лет подобное перемещение плиты над мантийным диапиром приводит к формированию целого вулканического хребта, зачастую огромной протяженности. Подтверждением гипотезы о «горячих точках» могут служить линейные очертания многих хребтов центральноокеанического типа, а также постепенное омоложение вулканов от одного края хребта к другому.
Самым наглядным примером такого рода образований может служить Гавайское вулканическое поднятие. На западе это подводный хребет на массивном цоколе с цепочкой отдельно стоящих гор, их вершины находятся на глубине 100—350 м. Самая западная подводная гора Кинмей имеет почти меридиональное простирание. Это крупное вулканическое сооружение, покрытое «шапкой» ранне- и позднекайнозойских известняков — литифицированных рифовых массивов, над которыми залегают пласты фораминиферовых сцементированных песков. Рельеф вершины горы, расположенной на глубине 340—360 м, очень неровный. На ней много выступов и гребней, разделенных впадинами и карманами. В процессе тралений были подняты обломки кремовых и бурых известняков, очень плотных, в отдельных случаях кавернозных. Нередко они покрыты марганцевыми корками и пленками и состоят из фрагментов мшанок, тонкостенных раковин моллюсков и фораминифер. Автор этих строк, участвовавший в экспедиции ТИНРО на подводную часть Гавайского хребта, собрал большую коллекцию образцов этих пород. На его глазах из тралов (экспедиция носила научно-промысловый характер) наряду с экзотическими рыбами извлекали обломки черных драгоценных кораллов, растущих на вершине горы Кинмей. Они напоминали диковинные деревья с глянцевыми черными стволами и ветвями, на которых висели редкие красные «листочки» — наросты других, мягких полипов. На сломе такого «деревца» видно концентрическое строение его ствола. Учитывая то обстоятельство, что на плоской вершине этой горы выявляется впадина заливообразной формы, можно предполагать, что банка Кинмей была когда-то атоллом (рис. 8).
Другие подводные горы Гавайского хребта имеют небольшие овальной формы вершины (в плане), которые очень непросто разыскать в открытом океане. На эхолотных записях они выглядят как острия поставленных вертикально игл. Есть подводные горы и с плоскими вершинами. Это так называемые гайоты — подводные вулканические горы со срезанными эрозией или с нивелированными осадками конусами. Типичными гайотами с плоскими выровненными вершинами являются подводные горы Милуоки (Центральная и Южная, рис. 9), Карандаш, Пьедестал, Восточная и др., как, впрочем, и описанная выше гора Кинмей. Над вершинами подводных гор зачастую висят целые скопления промысловых рыб. Они здесь кормятся или отдыхают.
На Гавайском хребте вершины подводных гор постепенно поднимаются к водной поверхности в восточном направлении и наконец появляются над ней, сначала в виде атолла (атолл Мидуэй), а затем в виде все более крупных вулканических островов. Замыкает эту цепь самый значительный по размерам остров — Гавайи. Его занимает мощный вулкан Мауна-Лоа с конусом, поднявшимся на высоту 4168 м над уровнем океана. Это активный вулкан.
Рис. 8. Эхолотные профили через вершину подводной горы Кинмей
Рис. 9. Эхолотные профили через вершину подводной горы Милуоки
Эруптивная деятельность характерна и для соседнего с ним острова Мауи: действующий вулкан расположен в восточной его части. Возраст вулканических пород, встречающихся в пределах Гавайского хребта, увеличивается в западном направлении. На западе Мауи он составляет 1,3 млн лет, на островах Молокаи и Оаху вулканиты датируются 0,1—3,3 млн лет, на Кауи — 0,6—5,9 млн лет. Еще дальше, уже в подводной части хребта, возраст вулканических пород 41—46 млн лет (столько лет, например, горе Кинмей). В районе этой банки Гавайский хребет меняет свое простирание на близкое к меридиональному. Отсюда он прослеживается вплоть до северной оконечности Курило-Камчатского глубоководного желоба. Это более древняя, мезозойско-раннекайнозойская часть подводного вулканического поднятия, получившая название Императорских гор. Они сравнительно невысокие, но имеют мощный цоколь. Объем таких подводных гор самый большой в Тихом океане — 4— 5 тыс. км3. Их вершины перекрыты крупными карбонатными шапками мощностью до нескольких сот метров в постепенно погружаются на север от 500 до 1200 м. Возраст же вулканических пород, слагающих эти торы, увеличивается до 76 млн лет.
Подводные горы Императорского и Гавайского хребтов — разросшиеся щитовые вулканы с типичными для последних широкими основаниями и относительно пологими склонами. Цоколи отдельных вулканов к настоящему времени слились вместе, образовав единое обширное поднятие, шириной на отдельных участках до 800 км. Усеченные вулканические конусы — подводные банки — в основном сидят на гребне поднятия. Однако встречаются и периферийные подводные вулканы высотой 2—3 км и шириной основания от 100 до 200 км. Всего в составе Гавайского хребта выявлено более 50 подводных гор, в большинстве своем гайотов, а в составе Императорского хребта — 42 подводные горы, из них шесть гайотов.
Императорский и Гавайский подводные хребты — это след прохождения Тихоокеанской плиты в позднем мезозое и кайнозое над Гавайской «горячей точкой». Если это так, то изменение в простирании хребтов должно свидетельствовать об изменении направления движения плиты где-то на рубеже мезозоя и кайнозоя, а может быть, и несколько позднее.
Помимо Гавайской, В. Морган выделил еще около 20 «горячих точек», иначе диапиров, и описал их как столбообразные области конвективного подъема разогретого мантийного вещества. В плане эти зоны рисуются как круги и овалы диаметром около 150 км. Следами «горячих точек» внутри плит в Тихом океане, по мнению В. Моргана, являются также острова Кука и Табуаи, хребет Лайн и острова Общества, в Атлантике — Канарский вулканический архипелаг, в Индийском океане — Коморские острова. Другие «горячие точки» фиксированы в районах срединно-океанических спрединговых поднятий. Здесь с ними связано формирование таких вулканических островов, как Исландия, Пасхи, Галапагосские, Азорские и др.
Надо отметить, что многие данные, в частности петрохимические и геохимические исследования базальтов, а также определения их возраста, подтверждают гипотезу «горячих точек». Вместе с тем в последнее время накапливаются факты, трудно объяснимые с позиций этой концепции. Однако в настоящее время нет другой Гипотезы, которая давала бы лучшее толкование всей совокупности данных, накопленных наукой при изучении вулканических хребтов в центральных частях океанов.
До 90% вулканических пород, слагающих вулканические хребты (а на Гавайских островах и все 99%), составляют толеитовые базальты. Они особенно характерны для ранней стадии развития — стадии щитовых вулканов, когда основная масса базальтов бывает представлена подушечными лавами. Для зрелого вулкана характерна кальдера, появление которой можно объяснить частичным опорожнением промежуточной магматической камеры, находящейся в недрах самого вулкана. В этот период, помимо толеитовых базальтов, образуются щелочные, оливиновые их разности.
Выделяется и посткальдерная стадия жизни вулканов, с ней связаны излияния и извержения вулканитов среднего и даже кислого состава.
Континент и океан — неуживчивые соседи?
Материки — острова в океане. В современную эпоху большинство из них со всех сторон окружены обширными участками с океанической корой. Лишь Евразиатский и Африканский континенты непосредственно соприкасаются друг с другом в обширной полосе от Гибралтара до Ормузского пролива. В условиях длительного «вынужденного» соседства между материками и океаном сложилась своего рода демаркационная линия, вернее сказать, переходная зона, характеризуемая особым режимом, тектоническим и седиментационным. В научной литературе эта переходная зона получила название континентальной или материковой окраины. Наиболее важным ее признаком является наличие резкого перепада в рельефе — свала глубин, возрастающих на коротком расстоянии с 180—200 до 2000—3500 м, а на активных окраинах и того больше. Свал наблюдается в пределах континентального склона, который в большинстве случаев и считается краем континента.
Как уже указывалось, береговая линия — это лишь географическая граница океана. За ней простирается область относительно небольших глубин, поверхность которой полого погружается в направлении континентального склона. Эта особенность и отразилась в названии шельфа — выровненной волнами и течениями подводной окраины материков с глубинами от 0 до 180—200 м. На разных окраинах ширина шельфа меняется очень резко — от 20 до 500 км, что связано с тектоническим режимом окраин. В экономическом отношении шельф — наиболее важная область континентальной окраины, да и, пожалуй, всего океана, так как здесь сосредоточены основные биологические, в том числе рыбные, ресурсы, а также наиболее крупные из разведанных запасов нефти и газа.
Не менее значительным с геологической точки зрения элементом переходной зоны между материком и океаном является континентальный склон. В его пределах уклоны дна возрастают до 1—4°, а на отдельных участках до 20—40° (на шельфе они не превышают 0,01—0,1°). По существу, это колоссальный уступ, опоясывающий по периметру все континенты. По протяженности и размаху рельефа он не имеет себе равных на планете. Как уже говорилось, на разных участках склон прорезан глубокими подводными каньонами, осложнен многочисленными мелкими ложбинами и уступчиками. Здесь зарождаются мощные гравитационные потоки, происходит разгрузка насыщенных взвесью струйных течений. Это область гигантских оползней и подъема глубинных вод, от которого зависит жизнь множества морских организмов. Геофизические исследования выявили в недрах континентального склона крупные гравитационные и магнитные аномалии, свидетельствующие о наличии намагниченных тел — интрузий магматических расплавов. Здесь же с помощью глубинных методов зондирования установлены огромные мощности осадочного чехла, в среднем 8—10 км, а на ряде участков перед дельтами крупнейших рек просто грандиозные — 18—20 км.
Тем не менее именно в пределах континентального склона пассивных окраин отмечено постепенное утонение континентальной коры, точнее говоря, ее фундамента. Предполагают, что здесь он дробится на блоки, погружающиеся в поле более молодых базальтов. Фрагментация нередко выражена в рельефе дна: оторванные от края части шельфа образуют крупные подводные плато. Наиболее известны подводные плато Блейк, Мазарган, Эксмут, Седана и др.
Видимо, фрагментацией и погружением краевых блоков континентальной коры обусловлено и само существование склона как глобальной структуры. Судя по геофизическим данным, именно в его нижней половине либо в пределах обрамляющего склон континентального подножия проходит граница между континентальной и океанической корой. На атлантической окраине Северной Америки ее отождествляют с магнитной аномалией Е, граничащей с невозмущенным магнитным полем шельфа и континентального склона.
В состав подводной окраины материков включают не только склон, но и его подножие — слабовсхолмленную глубоководную равнину. Она полого погружается к абиссальным котловинам океана, периферийной частью которых, по существу, является. Континентальное подножие простирается от склона на 300—500 км, т. е. по протяженности превосходит его в 5—7 раз (средняя ширина континентального склона 70 км). Здесь разгружаются гравитационные потоки, зародившиеся у края шельфа и на склоне; над дном пролегают пути самых длинных и мощных подводных рек на планете — контурных геострофических течений.
К самым примечательным образованиям на континентальных подножиях следует отнести глубоководные конусы выноса — подводные дельты (фэны), иногда гигантских размеров. Это самые большие на нашей планете распределители и хранилища терригенных, т. е. рожденных на суше осадков, выносимых с континента в океан реками.
Шельф, континентальный склон и его подножие составляют понятие подводной материковой, или континентальной, окраины. К наземной ее части в областях с пассивным тектоническим режимом относится прибрежная равнина, которую можно рассматривать как осушенную часть шельфа. Дело в том, что в эпохи подъема уровня океанских вод прибрежная равнина в результате отступания берега почти полностью заливается морем. Ширина современной прибрежной равнины в зависимости от возраста материковой окраины и ее тектонического типа колеблется в разных районах от 2-5 до 150—250 км.
Рис. 10. Современные континентальные окраины в областях с активным тектоническим режимом [Конюхов, 1987]
Типы окраин: а — андийский (южные районы Перу), б — невадийский (Калифорния), в — камчатский; 1 — породы докембрийского фундамента; отложения: 2 — палеозойские, 3 — мезозойские; 4 — неоген-четвертичные вулканогенные породы; 5 — отложения кайнозойского и четвертичного возраста; 6 — лавовые покровы; 7 — массивы гранитоидов; 8 — интрузивные комплексы; 9 — действующие вулканы; 10 — потухшие вулканы; 11 — аккреционные комплексы отложений; 12 — отложения пирокластических потоков
Пассивные материковые окраины занимают внутриплитное положение, т. е. разделяют континент и океан — единый в тектоническом отношении мегаблок, движущийся за счет разрастания плиты в спрединговом конвейере. Подобные окраины распространены в «молодых» океанах— Атлантическом, Индийском и Северном Ледовитом. Они образовались в позднемезозойско-кайнозойское время и продолжают расширяться.
Материки находятся как бы на передовом, ведущем крае литосферных плит, выполняя роль ножа бульдозера. Острием этого ножа являются активные окраины. Наиболее типичные их представители — тихоокеанские окраины Северной и Южной Америки (рис. 10). В отличие от описанных выше пассивных зон они обрамлены со стороны континента мощными горно-складчатыми сооружениями — Андами и Кордильерами.
Кордильеры и Анды возникли в результате колоссальных напряжений сжатия, существующих на границе между континентами Нового Света и Тихим океаном. Эти сжатия привели к формированию наиболее контрастного рельефа, перепад которого на расстоянии 150—250 км нередко составляет 10—12 тыс. м, а также к резкому утолщению коры, например в перуанском секторе тихоокеанской окраины Южной Америки до 60—70 км. Эту окраину постоянно сотрясают землетрясения, а время от времени из жерлов вулканов в Андах выбрасываются тучи вулканического пепла и изливаются огненные реки лав.
Напряжения сжатия в тихоокеанских окраинах свидетельствуют о том, что под ними происходит поглощение и ассимиляция океанической коры Тихого океана. Она погружается под континенты Нового Света, расплавляясь в зонах Беньофа (у тихоокеанской окраины Южной и Центральной Америки) либо сминаясь и скучиваясь в виде гигантских торосов перед краем континента (у берегов Калифорнии, Британской Колумбии и частично Аляски).
Там, где отмечается поглощение и расплавление океанической коры, окраина континента обрамлена со стороны океана глубоководным желобом. Это Перуано-Чилийский, Центральноамериканский, Алеутский желоба в восточной половине Тихого океана, являющиеся внешней границей активных континентальных окраин. Внутреннюю же их границу можно проводить по андезитовой линии — цепочке наземных вулканов, извергающих материал среднего и основного состава, в том числе андезитовые и базальтовые лавы. Это очень мощные и опасные вулканы, дремлющие до поры до времени. Только на памяти нашего поколения известно несколько катастрофических извержений: Сент-Хеленс (1980 г.) в Каскадных горах, Чичон (1981 г.) в Мексике, Руис в Колумбии (1985 г.). Они принесли значительные разрушения и повлекли огромные человеческие жертвы.
Последним по времени примером активной тектонической жизни описываемых окраин может служить катастрофическое землетрясение в Эквадоре, разрушившее многие деревни и поселки, а также нефтепровод, по которому из внутренних районов страны в порты побережья поступала нефть.
Строение активной окраины намного сложнее по сравнению с пассивными. На суше за узкой полоской прибрежной равнины высятся хребты Анд, часть из которых вплоть до цепи активных вулканов принадлежит окраине. В океане за зоной шельфа, также обычно суженной до нескольких десятков километров, находится крутой континентальный склон, обрамленный глубоководным желобом. Подножия здесь не существует, так как гравитационные потоки затухают на дне желоба, где и концентрируются осадки.
Несколько иная ситуация сложилась на тихоокеанской окраине Северной Америки, в штатах Калифорния, Орегон и Вашингтон. Как отмечалось выше, «борьба» между древней, Тихоокеанской и молодой, Северо-Американской плитами зашла настолько далеко, что под континент ушел северный сегмент Восточно-Тихоокеанского поднятия. После того как это случилось, тихоокеанская окраина Северной Америки стала действовать как бульдозер, сгребающий в кучи выпавший на дорогу снег. Огромный «торос» из фрагментов океанической коры, но главным образом из осадочных масс, составлявших некогда ее чехол, громоздится в настоящее время у берегов Калифорнии, наращивая ее в сторону океана. Это поднятие, получившее название аккреционного хребта, состоит из приподнятых гряд и разделяющих их впадин. Во впадинах осадки залегают спокойно, тогда как в грядах они собраны в складки. Последние частично срезаны волновой эрозией и составляют шельф и склон Калифорнии. Частично же они выведены на поверхность и слагают Береговые хребты этого штата. Для такой окраины не характерна активная вулканическая деятельность, хотя сохраняется состояние повышенной сейсмической опасности. Здесь нет в строгом смысле ни континентального склона, ни глубоководного желоба. Первый замещен системой подводных поднятий и прогибов. Глубина их залегания относительно уровня океана постепенно, хотя и неравномерно возрастает по мере удаления от побережья. Желоб вообще отсутствует, так как в этом регионе зона Беньофа не выражена. В некоторых отношениях данный тип окраины, получившей название невадийской, является промежуточным между типичными пассивной и активной.
Так каковы же взаимоотношения между материком и океаном? Действительно ли их можно назвать неуживчивыми соседями? На этот вопрос ответить однозначно трудно. Все дело в том, что если континент — это единое образование, то океан с геологической точки зрения не является единым. Он распадается на две или три части, которые относятся к разным литосферным плитам. Внутренними границами между этими частями служат, как мы видели выше, срединно-океанические хребты. Так вот, если континент и прилегающая к нему область океана относятся к одной и той же литосферной плите, то отношения между ними на протяжении длительных отрезков времени остаются достаточно мирными. Этой ситуации как раз и отвечают зоны перехода в областях со спокойным тектоническим режимом, называемые еще пассивными окраинами. Однако и в этой, в целом «мирной», обстановке возможны серьезные эксцессы на границе континента и океана. Достаточно вспомнить Лиссабонское землетрясение 1755 г., уничтожившее значительную часть города и унесшее около 60 тыс. человеческих жизней.
Надо сказать, что несильные мелкофокусные землетрясения на пассивных окраинах случаются довольно часто. Они, видимо, обусловлены тектоническими подвижками, связанными с опусканием отдельных блоков коры в краевой части материка. Разрушительной силы землетрясения возможны лишь на тех участках пассивных окраин, где в континент упираются крупные трансформные разломы, по которым время от времени резко смещаются участки дна. В результате местами происходит обрушение шельфа и континентального склона. Вулканические извержения почти неизвестны на пассивных окраинах. Исключение составляет группа камерунских вулканов.
Другое дело, когда материк и соседний с ним участок океана принадлежат к разным литосферным плитам, как это имеет место в периферийных зонах Тихого океана. В этой ситуации между материком и океаном начинается «конфронтация», сопровождаемая вулканизмом, сейсмическими толчками, внедрением магматических интрузий, а также складчатостью и интенсивными горообразовательными процессами. Недаром Тихий океан окружен с севера, востока и юга обширными системами горных хребтов. Продолжающийся подъем этих горно-складчатых поясов свидетельствует о гигантских напряжениях на границе континента и океана. Учитывая вышесказанное, можно прийти к заключению, что неуживчивый характер проявляет не столько континент или океан, сколько литосферные плиты, вернее, группы плит. В современную эпоху ареной основного противоборства являются периферийные зоны Тихого океана. Три океанические плиты этого региона (в их составе нет блоков с корой континентального типа): Тихоокеанская, Кокос и Наска — сопротивляются давлению со стороны Северо- и Южно-Американской литосферных плит, на переднем крае которых находятся континенты Нового Света.
Океаны в миниатюре
Не менее драматичная ситуация сложилась на западе Тихого океана. С этой стороны он опоясан целой системой островных вулканических дуг, перед которыми расположены глубочайшие на земной поверхности структуры — океанские желоба. За дугами находятся окраинные котловинные моря — весьма необычные образования с субокеаническим типом земной коры, куда входят реликтовые континентальные, а иногда и чисто океанические структуры.
Данные глубинного сейсмического зондирования, проведенного во многих окраинных морях, свидетельствуют о том, что глубинные слои коры и мантия характеризуются в целом близкими скоростями, напоминающими скоростные разрезы нормальной океанической коры. Так, в нижних слоях фиксируются скорости преломленных волн 5,2—6,0 км/с, а в верхней мантии они возрастают до 8—8,2 км/с. Однако такое положение существует не повсеместно. В некоторых впадинах, входящих в окраинные моря, были выявлены аномальные глубинные сейсмические разрезы: породы со скоростями, типичными для мантии, находятся в удивительной близости от поверхности дна. Они свидетельствуют о разуплотненном достоянии мантии в этих районах. Здесь же были установлены аномально высокие значения теплового потока, что подтверждает нахождение вблизи дна мощного мантийного диапира.
Рис. 11. Положение островных дуг, желобов и междуговой впадины в переходной зоне от континента к океану [Karig, 1971]
Эти факты заставили американского геолога Д. Карига выделить среди окраинных субокеанических бассейнов две группы впадин — активные и неактивные в тектоническом отношении. Активные впадины, как выяснилось в последние 10—15 лет, практически лишены осадочного покрова. Дно их выстлано молодыми базальтовыми лавами. Это подтверждают и геофизические данные: в верхнем слое коры определены скорости около 4,8 км/с, что типично для второго слоя океанической коры. Ниже залегает слой со скоростями 6,8 км/с, подстилаемый типично мантийными массами со скоростями 8,1 км/с. Самое, однако, интересное в том, что толщина первых двух коровых слоев не превышает 5—6 км. Эти впадины, получившие название междуговых, имеют в ширину от 150 до 200 км. Для них характерен сложно пересеченный рельеф ложа, как выяснилось весьма напоминающий рельеф центральной части срединно-океанических хребтов.
Действительно, в окружении хаотического нагромождения подводных гор и хребтов здесь прослеживается иногда довольно широкая долина, во многом сходная с рифтовыми зонами океана. Именно эти участки «живого» дна, часто сотрясаемого подземными толчками и заливаемого лавами, лишены сплошного осадочного покрова. Подобные долины, точнее сказать — впадины с окружающими их хребтами, тектоническими ступенями и подводными вулканическими горами, и получили название междуговых впадин (рис. 11). Особенно характерно в этом отношении строение глубоководной впадины Андаманского моря, расположенной за Никобарской островной дугой.
Сходство между рифтовыми долинами срединно-океанических хребтов и междуговыми впадинами не ограничивается особенностями рельефа и геофизическими характеристиками. Здесь доминируют базальты возрастом не более 1—3 млн лет, а в центральной части впадин и вовсе современные и плейстоценовые образования. При гидромагнитной съемке выявляются полосовые магнитные аномалии, аналогичные магнитным аномалиям срединноокеанических хребтов. Речь, следовательно, идет о «новоиспеченных» участках коры океанического типа, формирующейся в процессе спрединга дна. В отличие от рифтовых зон океана, входящих в глобальную систему срединно-океанических хребтов огромной протяженности, междуговые впадины расположены локально и имеют относительно небольшие размеры, в пределах нескольких сот километров.
Д. Кариг, который ввел в научный лексикон термин «междуговая впадина», хотел, видимо, подчеркнуть то обстоятельство, что активные в тектоническом отношении участки окраинных морей пространственно связаны с островными вулканическими дугами. А так как его модель, объясняющая происхождение окраинных морей, была построена по результатам исследования регионов с двумя-тремя островными дугами, то впадина с активно разрастающимся дном океанического типа получила название междуговой. На самом же деле она может разделять фронтальную вулканическую дугу и окраину континента, как в Андаманском море, и, таким образом, является скорее задуговой, чем междуговой, впадиной.
Окраинное море (его глубоководная часть) лишь в редких случаях образовано одной активно разрастающейся впадиной, где происходит спрединг молодого дна. Здесь известны и глубоководные котловины, заполненные осадками, с обычной глубинной структурой коры, напоминающей нормальную океаническую. Тепловой поток в этих впадинах либо характеризуется нормальными значениями, либо слегка повышен, однако не до значений, выявляемых в междуговых впадинах. Отдельные котловины обычно разделены подводными хребтами вулканического происхождения, утратившими былую активность. Подобные хребты получили название остаточных. Их может быть один, два или более. Например, в Филиппинском море к остаточным вулканическим хребтам относятся Западно-Марианский, Кюсю-Палау и Дайто. Все это подводные поднятия, утратившие вулканическую активность очень давно, хотя и в разное время. Как и гайоты в океане, они покрыты мощной шапкой мелководных карбонатных пород, а самые крупные их вершины до сих пор воздымаются над поверхностью моря в виде коралловых островов-атоллов. Многие из ныне погруженных вершин тоже прошли в свое время стадию атоллов, поэтому вдоль гребней остаточных хребтов нередко обнажаются рифовые известняки.
Остаточные хребты разделяют впадины с субокеанической корой различного возраста. Причем по мере удаления от фронтального хребта, отделяющего окраинное море от океана, время образования впадины отодвигается от наших дней в глубь геологических эпох. Так, за Западно-Марианским хребтом простирается бассейн Паресе-Вела, кора которого имеет позднекайнозойский возраст. На западе ее отделяет от другой впадины, Западно-Филиппинской, хребет Кюсю-Палау. Возраст Западно-Филиппинской впадины, как показало глубоководное бурение с борта «Гломара Челленджера», меловой.
Из сказанного можно сделать вывод, что развитие окраинных морей, подобных Филиппинскому, охватывало несколько этапов. С каждым из них было связано существенное приращение его площади. Таким образом, как и «молодые» океаны, окраинные котловинные моря на протяжении последних десятков миллионов лет активно расширялись за счет формирования молодой коры океанического типа. Однако в отличие от срединно-океанических хребтов прирост дна этих морей шел лишь в одну сторону.
Явление подобного приращения океанического дна получило название одностороннего спрединга.
Завершая раздел, важно отметить следующее. Современные окраинные моря в большинстве своем исключительно молоды. Их активное развитие происходило в основном в позднем кайнозое — плейстоцене. Они включают разновозрастные участки дна, омолаживающиеся по мере приближения к островной вулканической дуге и соответственно удаления от края континента. Все они вместе с этой дугой входят в состав сложнопостроенной зоны перехода от континента к океану. В этих зонах, помимо собственно окраины континента, развивающейся в стиле обычной пассивной (похожей на атлантическую) окраины, находятся чисто океанические по происхождению структуры, не принадлежащие, однако, к океану. В теории новой глобальной тектоники окраинные моря определяются как микроплиты.
Дальневосточные моря СССР также относятся к окраинным океаническим бассейнам. По-видимому, период активной тектонической жизни этих морей, кроме юго-восточной части Охотского, уже завершился.
Где рождается континентальная кора
Самым загадочным образованием в системе сложнопостроенных переходных зон, или, как их еще называют, островодужных окраин, остается, несомненно, островная вулканическая дуга. В морфологическом отношении это цепочка более или менее крупных островов-вулканов, покоящихся на едином разросшемся цоколе. Острова обычно разделены довольно глубокими проливами. В структурном отношении дуга распадается на следующие части: подводное аккреционное поднятие, склон которого, обращенный к океану, образует внутренний борт глубоководного желоба; островное сооружение или собственно дуга, включающая также островной шельф и часть подводного склона; молодые вулканические постройки — конусы действующих или недавно потухших вулканов, среди которых есть и подводные (см. рис. 11). Последнюю цепь называют еще третьей дугой. Она находится на границе с впадиной окраинного моря, а напластования лав и вулканитов, образующих внутренний склон островной дуги, являются одновременно внешним бортом этой впадины. На этом крутом борту осадки удерживаются только в отдельных карманах и западинах рельефа. Напротив, внешний склон дуги и островная отмель, обращенная к океану, как правило, сложены довольно мощной толщей осадков вулканического и биогенного (карбонатные и кремнистые породы) происхождения.
Собственно вулканические конусы занимают довольно скромное по объему место на островной дуге. Это высокие постройки с неширокими основаниями, что резко отличает их от вулканов центральноокеанических хребтов. Дело в том, что островные дуги — зоны андезитового и андезитово-базальтового вулканизма, т. е. его продукты имеют средний состав. Это определяет тип магматических расплавов, поднимающихся к поверхности, и резко выраженный эксплозивный характер вулканизма островных дуг. Извержения, сопровождающиеся выбросами пепла и камней, здесь случаются чаще, чем излияния лав. Наблюдались и такие явления, как образование палящих туч и лахаров, а иногда и взрывы самих вулканических конусов (вспомним взрыв вулкана Кракатау).
Многочисленные выбросы вулканического пепла, происходящие на фоне слабого проникновения с континента терригенного материала, создают уникальную седиментационную обстановку вокруг дуг. Пепел разносится воздушными и водными течениями на довольно значительные расстояния и садится на дно в виде прослоев туфа. Часть его разлагается, не доходя до дна. В результате воды в этом районе насыщены растворенной кремнекислотой, что благоприятствует развитию кремнестроящих организмов (преимущественно там, где действуют холодные течения типа Ойясио либо происходит подъем к поверхности холодных глубинных вод). Формирующиеся вокруг дуги осадки имеют вулканогенно-кремнистый или вулканогенно-карбонатный состав. Так возникает уникальная островодужная биогенно-вулканогенная ассоциация осадочных пород, появление которой в древних разрезах позволяет устанавливать положение вулканических дуг, давно исчезнувших с лица Земли. Академик Н. М. Страхов назвал вулканические островные дуги зонами интразонального литогенеза, поскольку климатическая зональность здесь ослаблена.
Наибольший интерес в островной вулканической дуге представляет аккреционное поднятие, или асейсмичный хребет. Он образует козырек перед дугой в непосредственной близости от глубоководного желоба, обрамляющего дугу со стороны океана. В отличие от самой дуги, сложенной вулканическими комплексами пород, а в подводной части отложениями биогенного и вулканогенного генезиса, асейсмичный хребет образован породами, в большинстве своем чуждыми островной дуге. В их составе наиболее часто встречаются образования чисто океанического происхождения, в том числе реликты океанической коры, входящие в офиолитовую ассоциацию. Это базальты, гиалокластиты, габбро, а также ультрамафиты, которые, как полагают, отражают состав и строение подкоровых слоев литосферы, а возможно, и мантии Земли.
Драгировки, осуществленные во фронтальной части островных дуг, например на хребте Лау (юго-западная часть Тихого океана), позволили достать с глубины 4—5 км, т. е. уже в пределах внутреннего борта глубоководного желоба, уникальные образцы, отвечающие по составу многим из перечисленных выше типам пород. Но как они появились в составе островной вулканической дуги? Исследование многих геофизических особенностей асейсмичных хребтов дало возможность разработать модель их строения и происхождения. В самом названии этих хребтов содержится одно из удивительных их свойств — пассивный характер в очень активном с тектонической точки зрения районе.
С аккреционными поднятиями не связаны ни вулканические извержения, ни глубинные проявления магматизма, ни сейсмическая активность, хотя рядом находится дуга, сотрясаемая катаклизмами. Интересны и такие особенности асейсмичных хребтов, как отрицательные аномалии силы тяжести и низкие значения теплового потока, свидетельствующие об удаленности от поверхности астеносферных и мантийных масс вещества.
Наконец, в составе осадочных пород, слагающих асейсмичный хребет, оказалось много турбидитов — отложений, формирующихся либо у основания островного склона, либо в глубоководном желобе. Набор компонентов в составе турбидитов свидетельствует об одном: они возникли в глубоководном желобе и сложены обломками пород, снесенными с самой дуги.
Во многих районах асейсмичный хребет настолько разросся, что его гребень достигает поверхности океана и даже выступает над ней в виде цепочки островов (южная ветвь Курильской дуги). Подобное же происхождение имеет остров Барбадос, находящийся в составе Малой Антильской дуги (Карибское море). Поэтому породы аккреционного хребта можно изучать, не погружаясь в морские пучины.
Объяснить появление турбидитов и других отложений глубоководного генезиса у поверхности океана удалось только с помощью механизма аккреции пород. Для того чтобы понять, как действует этот механизм, необходимо напомнить о существовании зоны Беньофа — сейсмофокальной поверхности, вдоль которой концентрируются фокусы (очаги) большинства землетрясений, происходящих в районе островных дуг. Выше уже говорилось, что они порождены поддвигом океанической коры под тело дуги с последующим ее расплавлением на глубинах 600— 700 км.
Так вот, в процессе этого поддвига не вся плита уходит в мантию. Уже в самом начале погружения с нее сдираются верхние, мягкие слои, главным образом осадочные образования и часть базальтов второго слоя. Вместе с осадками океанического происхождения в зоны субдукции заталкиваются осадки гравитационной природы, в том числе и турбидиты, скапливающиеся в глубоководном желобе. Сюда они попадают с островного склона по системам подводных ложбин и каньонов. В условиях гигантских напряжений, которые обусловлены трением погружающейся и перекрывающей пластин, осадки сдираются с нижней пластины и «налипают» на верхнюю в виде отдельных чешуй. Из этих чешуй и построен асейсмичный хребет, козырьком накрывающий верхнюю часть зоны Беньофа (см. рис. 11).
Если океаническая плита покрыта мощной толщей осадков или если в глубоководный желоб мутьевыми потоками сбрасывается с дуги огромное количество осадочного материала, то «козырек» быстро разрастается, а его вершина возвышается над водой. При этом ранее возникшие чешуи оказываются наверху, а более молодые подпирают их снизу. В результате у поверхности можно обнаружить глубоководные отложения, образовавшиеся когда-то на глубинах 5—8 км. Реальность этого механизма подтверждается тем, что породы, слагающие асейсмичный хребет, несут следы воздействия огромных давлений. Этот тип метаморфизма в отличие от метаморфизма высоких температур приводит к формированию совершенно особого комплекса минералов.
А теперь вспомним заголовок раздела. Казалось бы, какая может быть связь между островной вулканической дугой, выдвинутой на сотни и тысячи километров в океан, и континентальной корой? И тем не менее она существует. На островных вулканических дугах возникает молодая континентальная кора за счет разрушения старой коры океана и выплавления из нее наиболее легких ингредиентов. Последние в форме магматических расплавов среднего, а также кислого состава поднимаются от зоны Беньофа к поверхности. И если в первые фазы развития дуги эти расплавы изливаются или выбрасываются тучами раскаленного пепла, то на стадии затухания ее активности они уже не доходят до поверхности и застывают на глубине, давая начало интрузивным комплексам пород. Впоследствии начинается гранитизация как интрузивных комплексов, так и вулканических пород, которыми сложены основание конуса вулкана и большая часть дуги. Так зарождаются гранитные «ядра». Вокруг них в дальнейшем формируется гранитный слой континентальной коры. По прошествии многих миллионов лет островная дуга причленяется к краю материка. Таков вероятный механизм его постепенного разрастания во времени.
