Глава 10 внутренние области океанов

Двумя главными элементами рельефа и структуры внутренних областей океанов являются срединно-океанские хребты и абиссальные равнины с осложняющими их поднятиями и хребтами. Мы начнем наш обзор со срединно-океанских хребтов, приуроченных к дивергентным границам литосферных плит.

Срединно-океанские хребты

Хотя Срединно-Атлантический хребет был открыт уже в 30-е годы нашего века, лишь в конце 50-х годов М. Юинг и Б. Хейзен установили, что он является лишь одним из звеньев мировой системы срединно-океанских хребтов пронизывающей все океаны и имеющей общую протяженность около 60 тыс. км, среднюю глубину порядка 2500 м и возвышающихся над ложем океана на 1000—3000 м (см. рис. 5.1). Ширина хребтов составляет от многих сотен до 2000—4000 км; последние цифры относятся к срединному хреоту Тихого океана, который обычно называют Восточно-Тихоокеанским поднятием.

Срединно-Атлантический хребет имеет наибольшее основание называться именно срединным, так как почти на всем своем протяжснии он отстоит на рaвном расстоянии от ограничивающих океан материков, В Северном Ледовитом океане продолжением этого хребта служит хр. Гаккеля, названный так в честь его первооткрывателя — русского географа; в зарубежной литературе его иногда именуют хребтом Нансена — Гаккеля. Хребет Гаккеля занимает срединное положение лишь по отношению к одной, самой молодой глубоководной котловине Арктического океана — Евразийской котловине. На востоке он упирается в континентальный склон моря Лаптевых, но в пределах этого шельфового моря продолжается погребенным рифтовым грабеном. На крайнем юге Атлантики, в районе о. Буве, Срединно-Атлантическин хребет раздваивается (тройное сочленение). Короткая запад-юго-западная ветвь, именуемая Американо-Антарктическим хребтом, отходит от него к западу и прослеживается вплоть до южного окончания Южно-Сандвичевой островной дуги, где срезается трансформным разломом. Другая ветвь — Африкано-Антарктический хребет — простирается в северо-восточном направлении между Африкой и Антарктидой и переходит в Юго-Западный Индоокеанский хребет. Последний почти в центре Индийского океана сочленяется с двумя другими срединными хребтами этого океана — Аравийско-Индийским хребтом, протягивающимся в северном направлении, и Юго-Восточным Индоокеанским хребтом. Аравийско-Индийский хребет простирается между Африкой с Мадагаскаром и Аравией на западе и Индостаном на северо-востоке; в виде хребта Шебз он продолжается в Аденский залив и далее в рифты Красного моря и Восточной Африки.

Юго-Восточный Индоокеанский хребет переходит в Австрало-Антарктический хребет, а последний к югу от о. Тасмания — в Южно-Тихоокеанское поднятие. Последнее сменяется далее к северо-востоку меридиональным Восточно-Тихоокеанским поднятием, занимающим в Тихом океане отнюдь не срединное, а сильно смещенное к востоку положение. В северном направлении это поднятие все больше приближается к американскому побережью и в конце концов уходит в Калифорнийский залив, срезаясь в его вершине разломом Сан-Андреас и погружаясь под континент Северной Америки. азлом Сан-Андреас продолжается к север-северо-западу и выходит в океан у мыса Мендосино, сочленяясь с широтным разломом того же названия. К северу от этого разлома в океане вновь появляется хребет срединного типа; в своей южной части он именуется хр. Горда, а в северной — хр. Хуан-де-Фука; на подступах к заливу Аляска последний окончательно срезается разломом. Остается добавить, что на юге, против побережья Чили, от Восточно-Тихоокеанского поднятия к юго-востоку отходит ветвь, получившая название Западно-Чилийского поднятия; на крайнем юге Чили оно уходит под Южно-Американский континент.

Такова мировая система срединно-океанских хребтов; мы видели выше, что в ряде районов ее звенья внедряются или утыкаются в континентальные структуры — под морем Лаптевых, в Аденском и Калифорнийском заливах, на юге Чили.

В строении срединно-океанских хребтов обычно выделяются три зоны — осевая зона, большей частью представленная рифтовой долиной (грабеном), гребневая зона, по обе стороны этой долины с сильно расчлененным рельефом, и зона флангов или склонов хребта, постепенно понижающаяся в направлении смежных абиссальных равнин. Рифтовые долины, протягивающиеся вдоль осей хребтов и представляющие оси активного спрединга имеют глубину 1-2 км при ширине в несколько километров. Они имеют строение сложных грабенов, с рядом ступеней, спускающихся к центру долины. Наблюдения с подводных обитаемых аппаратов обнаружили ряд интересных черт строения дна рифтовых долин (рис. 10.1). На дне существуют открытые трещины растяжения, подобные давно известным под названием «гьяу» на о. Исландия, представляющем приподнятый над уровнем океана участок Срединно-Атлантического хребта.

Рис. 10.1. Вариации в магматическом и структурном проявлении низкоскоростного спрединга на профилях через осевую часть срединно-океанского хребта Центральной Атлантики, по Дж. Карсону и др. (1987). Профили расположены в порядке убывания роли базальтового вулканизма и нарастания относительной роли разрывных структур растяжения. Превышение вертикального масштаба в 3 раза. Привязка профилей к полигонам глубоководного геологического картирования: I - MARK, 2; II — FAMOUS; III — TAG; IV — MARK, 5; V - MARK, 4; VI — AMAR; VII - MARK, 3.
1 — свежие базальты; 2 — базальты, слегка прикрытые осадками; 3 — более древние базальты под чехлом осадков; 4 — метагаббро; 5 — серпентинизированные перидотиты; 6 — разрывы

Имеются здесь и многочисленные центры вулканических поднятий, выраженные холмами высотой до 200 — 600 м, местами застывшие лавовые озера. Потоки базальтовых лав имеют форму труб, а в поперечном сечении сплюснутых шаров — подушек, столь характерную для их древних аналогов, встречаемых на суше. Нередко они очень свежие, о чем свидетельствует почти полное отсутствие поверх них осадков; в Красном море они лишь слегка припудрены известковым илом. Но современных излияний нигде не встречено, они отмечены лишь непосредственно к югу от Исландии. По обе стороны от молодых вулканических центров обнаружены гидротермы, сначала в Красном море, затем в Тихом и позднее в Атлантическом океанах. Эти гидротермы представляют весьма впечатляющее зрелище: они отлагают сульфиды, сульфаты и окислы металлов (цинка, меди, железа, марганца и др.), образующие скопления, достигающие в высоту десятков метров, которые в будущем могут иметь серьезное промышленное значение. Струи горячей воды, содержащей в растворе газы Н₂, СO₂, СH₄ и указанные выше металлические соединения, нагреты до температуры 350°. Над жерлами, из которых они выделяются, воздымаются облака из тонкодисперсных сульфатов, благодаря чему эти гидротермы получили название чёрных и белых (в зависимости от состава преобладающих минералов сульфидов и сульфатов) курильщиков. Благодаря высокой концентрации во флюидах сероводорода вокруг гидротерм бурно развиваются сульфиднокислые бактерии, служащие пищей для более высокоорганизованных живых существ, в том числе ранее неизвестных биологической науке.

Деятельность гидротерм связана со взаимодействием поднимающейся вдоль осей спрединга базальтовой магмы с морской водой. Вода проникает в трещины остывающих базальтовых лав и выщелачивает из них металлы и другие соединения и затем осаждает их при своем охлаждении. Открытие гидротерм показало, что осевые зоны срединно-океанских хребтов характеризуются весьма высоким тепловым потоком, и позволило констатировать, что осевые зоны срединно-океанских хребтов являются основными зонами выделения внутреннего тепла Земли.

Как уже указывалось, рифтовые долины практически не заполнены осадками. Исключение составляют осыпи и обвалы у подножия уступов по краям этих долин, высота которых может превышать 1 км. Эти осыпи состоят из глыб и щебня пород океанской коры — базальтов, габбро, перидотитов — и образуют особый тип осадочных пород, который русские морские литологи И.О. Мурдмаа и В.П. Петелин назвали эдафогенными. В разрезе 2-го слоя океанской коры они могут переслаиваться с подушечными и массивными базальтами. В основании 1-го слоя океанской коры при бурении нередко встречаются металлоносные осадки — продукты отложения материала, выделяемого гидротермами.

Рифтовые долины наблюдаются далеко не на всем протяжении срединно-океанских хребтов. Восточно- и Южно-Тихоокеанское поднятия почти на всю свою длину лишены таких долин; вместо них на оси спрединга располагаются горсты, возвышающиеся над гребневыми зонами. Вместе с большей шириной этих хребтов и их относительно слабой расчлененностью это и придает им скорее характер пологих поднятий, чем настоящих хребтов, что и повлияло на их название. Отсутствуют рифты и на значительной части хр. Рейкьянес — отрезка Срединно-Атлантического хребта, отходящего на юг от одноименного полуострова Исландии.

Отсутствие рифтовых долин и появление вместо них осевых горстов обычно связывается с высокой скоростью спрединга (>8 см/г), свойственной Тихоокеанским поднятиям (но не хребту Рейкьянес!), и обильным магмовыделением, при котором не успевает происходить проседание оси хребта при эпизодическом опорожнении магматической камеры. Есть и другие объяснения.

Рис. 10.2. Модель области магматического питания высокоскоростных (А, Б) и низкоскоростных (В) зон океанского спрединга, по Дж. Синтону, Р. Детрику (1991)

Как показали сейсмические исследования, такие камеры являются, даже в случае Восточно-Тихоокеанского поднятия, весьма узкими, шириной в первые километры, а их кровля, опять-таки в пределах этого поднятия, поднимается даже в ранее образованную кору, достигая глубины лишь в 2 — 3 км от поверхности дна при мощности всего в первые сотни метров (рис. 10.2). На медленноспрединговых (v<5 см/г) хребтах камеры не достигают такого уровня. По простиранию хребтов они развиты весьма неравномерно, по существу прерываясь в полосах пересечения хребтов трансформными разломами. Питание магмой этих камер происходит из астеносферы с глубины 30-35 км.

Продукты вулканической деятельности срединных хребтов океанов неизменно принадлежат к семейству толеитовых базальтов (см. гл. 5). В резко подчиненном количестве в срединных хребтах драгированием подняты более кислые магматические породы — плагиограниты, рассматриваемые как дифференциаты толеит-базальтовой магмы. На о. Исландия кислые породы — «исландиты» — составляют 14% обнаженного разреза, в Индийском океане плагиограниты встречены в количестве 1% от драгированных пород.

Помимо повышенного теплового потока и вулканической активности, осевые зоны срединно-океанических хребтов отличаются сейсмической активностью, являясь одновременно сейсмическими зонами. Но очаги землетрясений, механизм которых указывает на растяжение, лежат не глубже 30 км, что и отвечает максимальной мощности литосферы под срединными хребтами, а выделяемая энергия оказывается почти на порядок меньше максимальной энергии землетрясений, происходящих на конвергентных границах плит.

Гребневые зоны срединно-океанских хребтов занимают полосы по oбе стороны рифтовых долин или осевых горстов шириной в первые сотни километров. Как правило, они отличаются сильно расчлененным рельефом и блоковой тектоникой и состоят из чередования более поднятых и менее поднятых, линейных блоков, расчлененных субвертикальными разломами. В гребневых зонах еще сохраняется сейсмическая активность. Появляется осадочный чехол, но он распространен прерывисто, заполняя «карманы» на более погруженных блоках и мощность его обычно измеряется лишь десятками метров. По возрасту осадки не древнее позднего миоцена; это соответствует тому, что гребневые зоны обычно очерчиваются 5-й линейной магнитной аномалией (поздний миоцен, около 10 млн лет).

Рис. 10.3. Перескок атлантической оси спрединга из трога Роколл на запад, на линию современного хребта Рейкьянес, что привело к обособлению микроконтинента Роколл. Реконструкция на конец палеоцена, по А. Лаутону (1975), с изменениями:
1 — отмершая позднемеловая ось спрединга в троге Роколл; 2 — активные оси спрединга; 3 — новообразованная океанская литосфера; 4 — континентальная литосфера на суше и под морем

Фланговые зоны (склоны) срединно-океанских хребтов — наиболее широкие их зоны, измеряемые многими сотнями и даже тысячами километров (последнее относится к хребтам Тихого океана). В пределах этих зон происходит плавное понижение рельефа в сторону абиссальных равнин. Склоны средидных хребтов практически асейсмичны. Осадочный чехол здесь уже развит повсеместно, его возрастной диапазон увеличивается до олигоцена включительно, мощность постепенно возрастает в направлении абиссальных равнин до сотен метров.

Линейные магнитные аномалии в пределах срединно-океанских хребтов находят свое наиболее яркое выражение. Ограничивает эти хребты обычно 14-я аномалия с возрастом, как указывалось, около 40 млн лет (начало олигоцена). Изучение этих аномалий позволило вскрыть некоторые интересные особенности развития хребтов. Во-первых, выяснилось, первоначально на примере Австрало-Антарктического хребта, что спрединг происходит не всегда вполне симметрично, т.е. с одинаковой скоростью по обе стороны хребта; в меньшей степени это оказалось справедливым и для хр. Гаккеля в Арктике. Во-вторых, может наблюдаться перескок осей спрединга параллельно самим себе. Перескоки ярко выражены в Норвежско-Гренландском бассейне, где они произошли дважды в течение кайнозоя, а также южнее Исландии (рис. 10.3). В Тихом океане, к северу и югу от пересечения Восточно-Тихоокеанского поднятия Галапагосской зоной разломов, перескок произошел в неогене, причем на северном участке древняя ось спрединга располагается к западу от современной, совпадая с хр. Математиков, а на южном участке — к востоку; это Южно-Галапагосский хребет (А.В. Живаго). В дальнейшим на примере северной части Срединно-Атлантического хребта (С.В. Аплонов) выяснилось, что перескоки мелкого масштаба представляют, повидимому, обычное явление. Возможно, что именно с ними связана асимметрия в разрастании океанской коры по обе стороны современных осей спрединга. Соотношение аномалий позволяет судить и о переориентировке оси спрединга (рис. 10.4).

Рис. 10.4. Размещение линейных магнитных аномалий на крайнем северо-востоке Тихого океана, свидетельствующее о переориентировке спрединга на дивергентной границе литосферных плит Тихоокеанской и Фаральон в позднем палеоцене. По Д.Карессу и др.,1988:
1 — линейные магнитные аномалии и их номера; 2 — трансформные разломы (С—Сила; Сд—Седна; Ср—Сервейер); 3 — зона сочленения относительно древней (обозначена штрихами и крапом) и более молодой частей Тихоокеанской плиты, имеющих разную ориентировку линейных магнитных аномалий

Рис. 10.5. Сравнение определений возраста океанского дна, полученных по магнитным аномалиям (исходя из предположения о постоянной скорости спрединга, по шкале Хейртцлера) и по микрофауне из осадков, залегающих на базальтах фундамента (по данным бурения). Прямоугольники — пределы ошибок. Отклонения полученной линии от прямой свидетельствуют об ускорениях и замедлениях спрединга, см. график на врезке. По У.Харленду и др.,1985

Рис. 10.6. Увеличение мощности и средней плотности океанской литосферы с возрастом и, как следствие, ее изостатическое погружение:
I — выше поверхности Мохоровичича такая зависимость отсутствует: суммарные мощности второго и третьего слоев коры, Тихий океан, черными точками выделены наиболее надежные данные (по Дж.Мак-Клейну, К.Аталлаху, 1986); II, III — увеличение мощности океанской литосферы в результате ее наращивания мантийным перидотитом и соответствующее увеличение ее средней плотности (по И.Саксу, 1983); IV — корреляция между глубиной залегания литосферы в северной части Атлантического и Тихого океанов и ее возрастом; измеренные значения даны в сравнении с расчетными кривыми (по Дж.Слейтеру, К.Тепскотту, 1979)

Но скорость спрединга меняется во времени (рис. 10.5), как это можно установить по ширине полос океанской коры, образованной за определенный интервал геологического времени. Так, периодом высокой скорости спрединга (до 18 см в год) был период спокойного магнитного поля, т.е. отсутствия инверсий его полярности, охватывающий середину мела, с апта по турон включительно. А так как существует определенная корреляция между скоростью спрединга и объемом срединных хребтов, то чем выше эта скорость, тем больше объем хребта (это хорошо видно на примере Восточно-Тихоокеанского поднятия), а следовательно, и вытесненной воды. Это способствует подъему уровня Мирового океана и является, как впервые отметили Р. Ларсон и У. Питман, причиной глобальных трансгрессий. Вообще изменения скорости спрединга оказываются, таким образом, главной причиной эвстатических колебаний уровня океана.

Само существование срединных хребтов как топографических возвышенностей ложа океанов обязано разогреву слагающей их литосферы. Это видно из того, что срединные хребты не проявляют себя сколько-нибудь значительными аномалиями в поле силы тяжести. По мере остывания литосферы с удалением от оси спрединга она становится плотнее, чему еще способствует закрытие трещин в связи с заполнением их минеральным веществом, и подвергается опусканию. Как установили Дж. Слейтер и О.Г. Сорохтин, увеличение глубины океана прямо пропорционально квадратному корню из возраста океанской литосферы. Соответствующая кривая дает относительно крутой наклон до возраста 40—60 млн лет, т.е. в пределах срединных хребтов и их склонов до глубины 5000 м, а далее выполаживается, плавно опускаясь до 6000 м, что уже отвечает абиссальным равнинам (рис. 10.6).

Именно этим объясняется, что современные срединно-океанские хребты имеют возраст, не выходящий или почти не выходящий за пределы олигоцена, а абиссальные равнины подстилаются более древней корой.

Установление четкой зависимости между возрастом коры и глубиной океана открыло путь для палеоокеанских реконструкций. Выше уже указывалось, каким образом по линейным магнитным аномалиям можно восстановить ширину океана на момент времени, отвечающий возрасту этих аномалий. Теперь мы видим, что использование зависимости глубины от возраста коры позволяет определить и глубину океана. А далее, зная общие закономерности распределения течений в современных океанах, можно смоделировать и циркуляцию воды в древнем океане. Всем этим теперь и занимается новое научное направление — палеоокеанология.

Трансформные разломы

Срединно-океанские хребты и в меньшей степени абиссальные равнины расчленены, как правило, перпендикулярно к их простиранию разломами, получившими в 1965 г. от Дж. Вилсона название трансформных. Эта разломы расчленяют срединные хребты и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга. Амплитуда смещения составляет сотни километров и может превышать для отдельного разлома 1000 км (разлом Мендосино в северо-восточной части Тихого океана), а по зоне сближенных разломов типа экваториальной зоны разломов в Атлантике или зоне Элтанин в юго-восточной части Тихого океана достигает 4000 км. При отсутствии поблизости осей спрединга, как в северо-восточной части Тихого океана, амплитуда разлома устанавливается по смещению одноименных магнитных аномалий.

На первый взгляд, трансформные разломы представляют собой сдвиги, но, как показал Вилсон, они принципиально отличаются от сдвигов тем, что противоположно направленное смещение их крыльев наблюдается лишь на участке, соединяющем оси спрединга. За его пределами оба крыла движутся в одну сторону, хотя скорость этого движения может несколько отличаться. Эта особенность трансформных разломов очень скоро была подтверждена сейсмологами, обнаружившими, что землетрясения происходят вдоль этих разломов только на участках между осями спрединга (рис. 10.7). Позднее прямые наблюдения с подводных обитаемых аппаратов над зеркалами скольжения принесли дополнительное подтверждение теории Вилсона. За пределами сейсмически активных участков трансформные разломы являются как бы мертвыми и представляют лишь следы бывших смещений, зафиксированные в древней коре.

Рис. 10.7. Трансформный разлом Чарли-Гиббс в Северной Атлантике, его выражение в подводном рельефе и сейсмичности. Фокальные механизмы указывают на правосторонний сдвиг. Изобаты в метрах (по Р. Сирлу, 1988)

Траектории трансформных разломов не только перпендикулярны срединным хребтам, но и следуют вдоль малых кругов, проведенных относительно полюсов раскрытия (что и дает возможность, как указывалось, устанавливать положение этих полюсов), а направление скольжения вдоль них отвечает направлению движения плит, разделенных смещаемой осью спрединга. Но за пределами сейсмоактивного участка простирание разлома может отклоняться от простирания малого круга, и чем дальше от этого участка, тем больше. Это означает, что в более раннее время положение полюса раскрытия и направление движения плит могли отличаться от современных.

В некоторых районах океана трансформные разломы и в гребневой зоне хребта ориентированы косо по отношению к оси спрединга, например в хр. Рейкьянес в Атлантике и в Аравийско-Индийском хребте в Индийском океане. Эти случаи требуют специального объяснения.

Морфологически трансформные разломы выражены уступами, иногда высотой более 1 км, и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км в гребневой зоне хребта и до 0,5 км на его флангах. Относительно поднятым всегда оказывается крыло разлома, сложенное более молодой литосферой, что соответствует закономерности Слейтера — Сорохтина о погружении литосферы с возрастом. Уступы трансформных разломов нередко дают хорошие обнажения разрезов океанской коры и верхов мантии, удобные для драгирования и наблюдений с подводных аппаратов.

Вдоль трансформных разломов наблюдаются проявления вулканической деятельности, гидротермы и протрузии серпентинизированных пород мантии.

Трансформные разломы различаются по своему масштабу и значению. Прежде всего выделяется категория крупнейших разломов. В.Е. Хаин предложил именовать их магистральными, а Ю.М. Пущаровский — трансокеанскими, они пересекают океан от края до края, не только срединные хребты, но и абиссальные равнины, и могут продолжаться в пределы смежных материков. Протяженность подобных разломов нередко составляет несколько тысяч километров, например разломов-гигантов северо-восточной чисти Тихого океана — Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон, а расстояние между ними — порядка тысячи километров (рис. 10.8). Такие разломы известны во всех океанах: в Тихом — помимо названных разлом (зона разломов) Элтанин в юго-восточной его части, в Атлантическом — разломы Чарли — Гиббс, Азоро-Гибралтарский, разломы экваториальной зоны: Вима, Чейн, оманш, разломы Риу-Гранди и Фолклендско-Агульясским, в Индийском — Оуэн на северо-западе, в Северном Ледовитом — Шпицбергенский разлом. Эти разломы в наибольшей мере отвечают исходным представлениям Дж. Т. Вилсона. Они делят океаны на сегменты, раскрывавшиеся в разное время. Например, Атлантика к югу от Азоро-Гибралтарского разлома начала раскрываться еще в конце средней — начале поздней юры, а к северу — лишь в начале мела (к этому вопросу мы вернемся ниже).

Ущелья вдоль магистральных разломов местами достигают довольно значительной ширины и большой глубины, превышающей обычную глубину абиссальных равнин, это внутриплитные или трансформные желоба; один из них, желоб Романш в Экваториальной Атлантике имеет глубину 7728 м. Существование таких желобов, несомненно, свидетельствует о проявлении некоторого растяжения поперек желоба. На других участках тех же разтломов могут наблюдаться, напротив, следы сжатия с надвиганием одного крыла разлома на другой, например вдоль разлома Элтанин в Тихом океане. В этих случаях породы более глубоких слоев океанской коры и даже верхней мантии могут оказаться залегающими гипсометрически выше пород верхних слоев коры, например перидотиты и габбро выше базальтов.

Хороший пример смены растяжения сжатием по простиранию одного и того же разлома дает Азоро-Гибралтарский разлом. На западе, близ срединного хребта н в районе Азорского архипелага преобладает растяжение; оно даже привело к некоторому спредингу и образованию микроплиты, получившей название Азорской. На востоке картина обратная: вместо растяжения сжатие, проявленное в образовани банки Горриндж против побережья Португалии, с надвиганием южного крыла разлома на северное. Таким образом, на западе наблюдается сдвиго-раздвиг, или транстенсия (transtension), а на востоке — сдвиго-надвиг, или транспрессия (transpression) по выражению английских геологов. Эти изменения, несомненно, связаны с изменениями в расположении полюсов вращения литосферных плит.

Детальные исследования зон разломов Центральной Атлантики, проведенные в последние годы русскими (под руководством Ю.М. Пущаровского) и западными экспедициями, показали, что действительная структура этих зон еще более сложна, чем это предполагалось ранее. Выяснилось, в частности, что эти зоны фактически состоят из нескольких квазипараллельных, нередко кулисообразно подставляющих друг друга разломов и гряд между этими разломами, несколько отличающихся по простиранию, и что растяжение и сжатие сменяют одно другое не только вдоль зоны, но и поперек ее простирания.

Кроме магистральных разломов существует еще по крайней мере три пррядка трансформных разломов меньшего масштаба. Наиболее крупные из них пересекают срединные хребты примерно через 100 — 200 км и продолжаются на некоторое расстояние в пределы абиссальных равнин. азломы следующей по значению категории не выходят за пределы срединных хребтов и отстоят друг от друга на десятки километров. Наконец, более мелкие разломы пересекают лишь гребневые зоны и рифтовые долины.

Рис. 10.8. Строение дна северной части Тихого океана, по Т. Хильде, Н. Исезаки и Дж. Вагерману (1976): 1 — магнитные аномалии и их номера (в японско-гавайской группе аномалий Ml—М29 для удобства опущена буква М); 2 — трансформные разломы и направление смещений; 3 — современный спрединговый хребет; 4 — граница зоны спокойного магнитного поля

Недавно установлено любопытное явление прорастания, или пропагации, оси спрединга по простиранию, за ограничивавший ее трансформный разлом. Это приводит к появлению в соседнем сегменте новой оси спрединга рядом с прежней. В конце концов старая ось спрединга может отмереть, произойдет перескок активной оси спрединга в новое положение.

Как само образование трансформных разломов служит цели приспособления положения оси спрединга к ее изгибу под влиянием изменившегося направления смещения литосферных плит, так и перескоки и прорастание осей спрединга также связаны с перестройками в относительных перемещениях этих плит.

В последние годы обнаружено, что на отдельных довольно протяженных (до 300 км) отрезках Восточно-Тихоокеанского поднятия и Срединно-Атлантического хребта хорошо выраженные трансформные разломы отсутствуют, а сегментация хребта осуществляется таким образом, что ось спрединга распадается на отдельные небольшие, несколько криволинейные отрезки, кулисообразно заходящие друг на друга. усский геофизик А.И. Шеменда сумел экспериментально воспроизвести подобную структуру.

Абиссальные равнины

Абиссальные равнины по занимаемой ими площади являются преобладающим элементом строения океанского ложа, занимая пространство между срединными хребтами и континентальными подножиями. Они подстилаются корой в основном доолигоценового возраста и имеют глубину от 4000 до 6000 м, если не считать прорезающих их трансформных желобов, только что упоминавшихся выше. Кора в пределах абиссальных равнин отвечает нормальному для океанов типу и в общем выдержана по толщине, за исключением того, что осадочный слой в направлении континентального подножия постепенно увеличивается в мощности за счет появления все более древних горизонтов, до верхов средней юры (бат-келловей) в Атлантическом и Тихом океанах, а также за счет поступления обломочного и вулканического материала с суши (пелагические осадки сменяются гемипелагическими), в частности эоловым путем. Против устьев крупных рек — Амазонки, Нигера, Конго, Инда и особенно Ганга и Брахмапутры в вершине Бенгальского залива и некоторых других — на нормальную океанскую кору накладываются мощные конусы выноса, продолжающие дельты. Их мощность может достигать нескольких километров, а значительная роль в сложении принадлежит турбидитам. Во втором слое исчезает разница в сейсмических скоростях верхней (2А) и нижней (2В) частей за счет повышения плотности верхней части в связи с охлаждением и «залечиванием» трещин. Возрастает и мощность литосферы благодаря опусканию ее границы с астеносферой, опять-таки вследствие охлаждения; Но все эти изменения происходят плавно, растягиваясь на большие расстояния.

¹ Названы Г. Хесссом в честь французского ученого А. Гийота (A. Guyot); в нашей литературе неправнльно транскрибируются как гайоты.

Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах, обладают почти идеально плоским рельефом, обязанным тому, что повсеместно наблюдаемые неровности поверхности акустического фундамента здесь затянуты достаточно мощным слоем осадков. Другие абиссальные равнины, преимущественно в Тихом океане, характеризуются, напротив, холмистым рельефом, обычно непосредственно отражающим неровности кровли фундамента, т.е. базальтового слоя, возникшие еще в период его формирования и развития на срединном хребте. Опять же в Тихом океане, но отчасти и в других океанах среди равнин возвышаются подводные вулканические горы; их насчитываются тысячи. Некоторые такие вулканы выступают над поверхностью океана в виде вулканических островов, например еюньон в Индийском океане, а их высота над океанским ложем сравнима с высотой самых высоких пиков на суше (например, вулканы о. Гавайи). Особую разновидность подводных гор образуют гийоты¹ — плосковершинные возвышенности, встречающиеся на глубине до 2 км и представляющие потухшие вулканы, вершины которых в свое время были срезаны морской абразией, затем перекрыты мелководными осадками и далее погрузились, вследствие охлаждения подстилающей их коры, ниже уровня океана. Гийоты также наиболее многочисленны в Тихом океане, в его западной части.

Абиссальные равнины в мегарельефе ложа океанов распадаются на отдельные котловины, разделенные крупными подводными хребтами и возвышенностями (см. 10.4). Котловины имеют обычно округло-овальную форму и более 1000 км по длинной оси. В Атлантическом океане к западу от срединного хребта выделяются котловины Северо-Американская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская, а к востоку — Иберийская, Канарская, Гвинейская, Ангольская, Капская; в Индийском океане на западе — Сомалийская, Мадагаскарская, Мозамбикская, Маскаренская, Крозе, на востоке — Бенгальская, Уортон, Северо-Австралийская, Перт; в Тихом океане — Северо-Западная, Центральная, Южная, Северо-Восточная — к западу от Восточно-Тихоокеанского поднятия, Гватемальская. Кокосовая, Перуанская, Наска, Чилийская — к востоку от этого поднятия, Беллинсгаузена — к югу от Южно-Тихоокеанского поднятия и др.