ЧАСТЬ III
СТРОЕНИЕ И РАЗВИТИЕ ГЛАВНЫХ СТРУКТУРНЫХ ЕДИНИЦ ЛИТОСФЕРЫ
ГЛАВА 8 i ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЕДИНИЦЫ ЛИТОСФЕРЫ
Подобно тому как приходится по-разному подразделять тек-
тоносферу в геологическом и чисто физическом (реологическом)
смысле, с одной стороны, на кору и мантию, с другой стороны,
на литосферу и астеносферу, для латерального подразделения
литосферы также применяются две разные системы понятий: с од-
ной стороны, литосферные плиты, с другой — континенты и океа-
ны и их более мелкие подразделения. Именно это последнее деле-
ние нас и будет интересовать в данной главе.
Итак, ^в_качестве^структурных элементов_литосферы первого
порядкавыступают juselB'uJLKOHikHeHibL." Отл ичаю?ся~оШГ11рёждё"
всего толщиной, строением и составом коры. Эти их особенности
уже рассматривались в главе 2, но здесь приходится их напом-
нить. Кора океанов тонкая^ всего 5—6 км, трехслойная: 1-й слой
осадочный^— глубоководные глинистые, кремнистые,"карбонатдые
осадки мощностью до 1__км; 2^й слой базальтовый, с системой па-
раллельных даек внизу; 3-й слой — габбро вверху, полосчатый
габбро-ультрамафитовый комплекс внизу. Возраст коры современ-
ных океанов и глубоководных котловин окраинных морей — до
180 млн лет. Кора континентов толстая — до 70—75 км (35—
40 км в среднем), тоже трехслойная: с верхним 6садочныГслЬё"м,
в котором практически нет глубоководных отложений! но широко
развиты континентальные, средним.,— гранитогнейсовым и нижним
гданулит-б.аз^товым.^ Возраст пород континентальной коры близок
к возрасту Земли^до 4,0 млр_д лет. Существенно отличается в
пределах океанов и—континентов и мощность литосферы — в оке-
•аиа^д.о^ЗО^ЛООкм, на континентах Д£Т5Ц^2Ш^км^й;"возможно,
-'больше—~до~400 км (Т. Джордан). Наблюдаются отличия и в
составе литосферной мантии — под континентами она в основном
деплетированная, под океаном деплетированная лишь в верхней
части. Заметные отличия можно предполагать и для астеносфе-
ры — ее мощность под океанами значительно больше, 'а вязкость
ниже, чем под континентами.
Выделяя континенты и океаны в качестве главных структурных
единиц литосферы и всей тектоносферы, необходимо иметь в виду,
что их геолого-геофизическое понимание отличается от чисто гео-
графического. К континентам по типу пород относятся также кон-
пик'нтальныс- шельфы, местами, в особенности в Русской Аркти-
1Т,"дост11гающне ширины более 1000 км, краевые плато типа Ибе-
рийского, Квинслендского, Новозеландского и др., и микроконтн-
тмггы^ такие как Мадагаскар, Роколл в Атлантическом океане и
др. L другой стороны, корой океанского типа характеризуются глу-
Оокоподные котловины окраинных и даже ряда внутр_е_нних_морей,
по" последние входят в состав подвижТТьтЗГТТоясов. Кора переходно-
1о типа — субокеанска_я__— ^подстилает зоны континентальных
>• клонов и подножий. Т^роме того, как отмечалось в гл. 2, в струк-
i у ру~ континентов ка к бы вкраплены реликтовые|микроокеаны —
остатки древних океанских бассейнов, Bjcgropbix океанская кора
ГТР|)екрыта исключительно мд1дным"слоем']осадкдв_._ Все это ослож-
Мнет, но не отменяет принципиальные различия между океанами и
континентами.
По тем же признакам — строению и составу коры и всей ли-
тосферы, а также по тектоническому режиму — эти единицы пер-
110 го порядка подразделяются на единицы второго п орядка — под-
ппжньге пояса и "устойчивые площаяи. В_океанах пердые представ~-
Лшы срединио-океанскими хребтами± вторые — абиссальными
р п вштгтамТ1 , н а континентах соответственно ^выделяются складча"-
ё пояса — ^зрогены' =^й ггмтформы — кратоны. Кроме
Tin о, существуют по/цшжные пояса переходных зон между конти-
нентами и океанами — активных континентальных окраин. Про-
тивоположность активным окраинам составляют пассивные окраи-
ны, а наиболее резкая граница между областями развития конти-
нентальной п океанской коры наблюдается вдоль трансформных
окраин.
В океанах лбиссальные_£авнины занимают наибольшую пло-
щадь и являются тектонически наиболее спокойными их струк-
турТшми элементами, практически почти асейсмичными hjc огра-
ниченным проявлением вулканизма. Поэтому их~пытались назы-
ла'ть океанс"ю!ми плитами (но это создает путаницу с литосфер-
ными плитами) или талассократонами (Р. Фэйрбридж) по ана-
логии с континентальными кратонами, но сходство здесь лишь от-
носительно и оба термина не получили распространения. Если все
же применять для абиссальных равнин чисто тектонический тер-
мин, то наиболее предпочтительным представляется термин «та-
лассоплен».
Абиссальны_е paвнин^ы^тлJ^^^ajo^^я__£ДJ^ooбpaзньJм___cтpoeниeм_i
|1Ь1дерл<ан_нди_ж)щностью к^о|)ы7~:г11пй~чно океанской, и плавным
измен енйёгуГ ~мощностТГ~л итосферы, воз£астающеи_ с увеличением
Гюз"]за1;лта~1^рТ[7^Г^'^3_™Р^^^ии континента^ Аналогичное воз-
pacTamfe Ъбнаруж¥]йёт~ж)щность Г осадочного слоя за счет появ-
ления более, древних горизонтов. Из этих общих закономерностей
выпадают участки внутриплитных поднятий и хребтов — струк-
1 Напомним, что в отношении структурных элементов океанов привилась
геоморфологическая терминология, ввиду достаточно полного соотис-гствня
рельефа и структуры.
13-1991
турных элементов третьего порядка, о которых пойдет речь в
гл. 10.
Другим структурным элементом океанов того же порядка, что
и абиссальные равнины, являются срединно-океанские хребты —
внутриокеа_нские__подвижные поясаГ'Для них также предлагался
—————————————————————— "^——— "—————————~————————-————•————————————— / T-i Т4 47 — ---._- __ ,,„ „ ,, „
"специальный термин «георифтогёналь» (Г. Б. Удинцев), но и он
не привился. Кроме того, морфологически выраженные рифты на-
блюдаются вдоль срединных хребтов далеко не повсеместно. Не-
сомненно, однако, что существование этих хребтов обязано процес-
сам современного и недавнего спрединга; они почти целиком впи-
сываются в контуры линейной магнитной аномалии 14, отвечаю-
щей олигоцену. В отличне_от ^биссальных равнин и хребтов в их
пределах_с£единные хребты на гзсем_своем_ протяжении сеисмйчны
и вул канич е.с_к11_акти вны^ "~
В пределах континентов тектонически спокойные плошади по-
лучили название платформ или кратонов. Оба термина имеют
неоднозначное толкование. В зарубежной литературе предпочте-
нием пользуется термин «кратон», но он применяется практически
исключительно для единиц с древним, докембрийским фундамен-
том, т. е. древних платформ в обычном у нас в стране понимании.
Термин «платформа» применяется для площадей, покрытых оса-
дочным чехлом, т. е. плит платформ в нашей системе терминов.
Но молодые платформы с этих позиций будут называться плат-
формами и в западном смысле, так как они, за редким исключе-
нием (Центральноказахстанский и немногие другие массивы),
всегда покрыты осадочным чехлом. В дальнейшем мы будем при-
менять термины «древняя платформа» и «кратон» как синонимы.
Платфогжы. как и их абиссальные гомологи, практически
асейсмичны д^ггличаются £л_абым проявлением магаатиншшй
деятельности, Та "исключением" вспышек базальтового вулканизма,
Создающйх'ТрагГповые поля. Они характеризуются выдержанной
жидкостью корь^ТРлитосферы', причем мощность последней мо-
"жет'~вд"воё~или дажё~больше превышать максимальную мощность
океанской литосферы. На отдельных участках, как отмечалось,
консолидированная кора по сейсмическим параметрам близка к
океанской, но она перекрывается мощным осадочным чехлом и ее
суммарная мощность все равно оказывается близкой к нормаль-
ной для платформ мощности континентальной коры — 35 —
40 км.
Под1ШЖЩа1£___пояс а континентов представлены внутриконтинен-
та^|1Ыжи„_о|ЮЕвнами) известными еще как эпиплатформеыные
"(С. С. Шульц), вторичные, дейтероорогены (К- В. Боголепов) Все
эти названия связаны с тем, что исторически образованию этих
орогенов, в отличие от первичных, о которых будет сказано ниже,
предшествует платформенный этап развития. Внутриконтиненталь-
ньте_орогены обладают горным рельефом, в кото£ом_ хребты__.че-
н, а по высоте в общем не ус-
___
тупают высоте первичных орогенювТ Кора вторичных орогенов от-
носится к континентальному типу, но обладает почти вдвое боль-
nii'ii мощностью, которая может достигать 70—75 км, но обычно
порядка 50 — 60 км. _Сежмтшктъ_, как правило, высокая, но маг-
матическая активность невелика и _намного_уступает Tjj^ojKnTriep-
'иичпых орогенов, нередко проявляясь л и ш ь~в~ "виде "б аз а л ьто в ы х
и шияний, а местами и вовсе отсутствуя. Наиболее ярким и ти-
пичным орогеном данного типа является Центральноазиатскнй, но
большая часть этих орогенов занимает периферическое по отно-
"-мию к континентам положение.
Тодвижные лояса, по£р_аш1чные между контине.нтам.и._и__океа-
Ммм'и и отвечающие активным континентальным окраинам, подоб"-
Ию поясам периферий Тихого океана, или занимающие межконти-
лпггальное положение, как современные Карибский, Индонезий-
ский, Южноантильский (моря Скотия) регионы, прежде называли
ичнуинклинальными или геосинклинально-орогенными, складчаты-
мпТеосинклинальными поясами, а в соврёменной~"литературе —
"просто складчатыми или орогенными. Последние два термина не-
1"у;п>б1ш~, так как ооычно"~далеко не вся площадь современных
представителей этих поясов оказывается охваченной складча-
тостью и орогенезом; для древних поясов, закончивших свое ак-
•пишое развитие, эти термины вполне подходящи. Называя их
орогснами, имеют в виду первичный (эпигеосинклинальный в
прежней терминологии) орогенез, непосредственно сменящий ре-
•uiiM преобладающих погружений и накопления морских осадков.
Термин «геосинклиналь» имеет долгую, более чем столетнюю
ипорию и сложную судьбу. Он давно утратил свой первоначаль-
ным смысл синклинали, т. е. прогиба, линейного бассейна глобаль-
И1 но масштаба, сначала заполняющегося осадками, а затем ис-
пытывающего складчатость и превращающегося в горное соору-
.-м-пие, ибо .уже сам автор термина, американский геолог Дж.
I >на, показал, что рядом с подобным прогибом должно сущест-
ппнать поднятие, которые он назвал геоантиклиналью, а затем ев-
||чиейские, в том числе русские, геологи выяснили, что в подвиж-
ном поясе обычно присутствуют не один прогиб и не одно подня-
•ии', и пытались исправить положение введением терминов «гео-
синклинальная система», «геосинклинальная область», наконец
«ггоеинклинальный пояс». Положение усложнилось еще больше,
1огда обнаружилось, дто_^_лще^1£л_а2(^^о_с^щкшща^льных областей
II поясов существуют бЪлее_4-£-тпйииныр
' :||ие срединных массивов. _^
О~днако7 пожалуй, главным вопросом оказался вопрос о том,
< .' находятся современные аналоги геосинклиналей. Мнения в-
нюм отношении разделились. Американские геологи, опираясь на
Примеры Аппалачей — прототипа геосинклиналей — и Кордиль-
1'р, усматривали такие аналоги в окраинах континентов — пассив-
ныхокраинах атлантического типа, как их теперь определяют.
Чистьевропейских геологов видела современные аналоги геосинк-
,)
Палей в океанах, в частности в Атлантическом с его тогда уже (кисетным срединным хребтом, основываясь на распространении и Н'оспнклиналях глубоководных осадков. Другая часть еироией- i.i* ских геологов обратила внимание в этом смысле на Индонезию и Антильско-Карибский регион, оказавшись ближе всех к истине. Но конкретных данных для сравнения обстановки подвижных поя- сов геологического прошлого с современными обстановками еще не было и учение о геосинклиналях развивалось в отрыве от зна- ний о современном строении коры и литосферы. Такие сведения появились лишь в 50—60-е годы, причем особенно большое зна- чение имело установление сходства офиолитов, постоянно присут- ствующих в геосинклиналяхТс" корой океанского типа. Теперь мы знаем, что ближайшими аналогами подвюкных поя- сов данного типа в геоло^Гч^с1ШМ~ттрШПл1Ш''бШ1ТГактивные окра- тпгЕГ"континентов и межконтинентальные пространства с их дос- о^]ро^ные_д^и с задуто_- выН¥,"~меж"дуговыми и преддуговыми прогибами, глубоководные "~жел"бба^все~1это'~ра1Те1Г~6пЖ гео- синклйнали и поднятия — геоантиклинали) и, наконец, микрокон- тиненты («срединные массивы»). Таким образом, появилась воз- "можн'ость перейти от абстрактной геосинклинальной терминологии к конкретной актуалистической интерпретации строения и разви- тия подвижных поясов геосинклинального типа, в дальнейшем пре- вращающихся в складчато-орогенные пояса. По-иному следует смотреть на стадийность и направленность эволюции этих поясов, установленную учением о геосинклиналях (главным здесь теперь выступает преобразование тонкой океан- ской коры в толстую континентальную) и на разделение геосин- клинальных систем на внешние амагматичные зоны — миогеосин- клинали — и магматичные внутренние — эвгеосинклинали (Г. Штилле, М. Кэй), в действительности отвечающие: первые,— пассивным континентальным окраинам, заложенным на континен- талышй_ко_р_е. вторые —окраинным морям, островным дугам, глу- боководным жр-иоРям, развипаишимся ма^корё" OKeaHcjmro^ типа.П Яа15энец, совсем по-другому приходится интерпретировать геоди- намику эволюции подвижных поясов данного типа — вместо господствовавшего в последние десятилетия, до появления текто- ники плит, фиксистского объяснения их развития только процес- сами в мантии, происходящими непосредственно в основании поя- сов без сколько-нибудь существенного растяжения и сжатия, ныне в качестве первопричины выступают перемещения литосферных плит глобального масштаба, вызывающие сначала растяжение и раздвиг — спрединг, а затем сжатие — конвергенцию и коллизию поясов со всеми сопутствующими явлениями — аккрецией, склад- чатостью, метаморфизмом, гранитизацией, горообразованием, ко- торые и ведут к преобразованию океанской коры в континенталь- ную. Остается еще раз подчеркнуть, что подвижные пояса геоеи!н-_ клинальнс^орогенного типа обла^а^х_В£СЬма..име!нчи_выми_вкрЁе1 •ихТГростирания мощностью, составом и строением^ kqjjjj — конти^ ' нентального типаПнТ11гельфе^1йШШПйГ~~окраин,. переходного — ia — на_склоне.л.._подножии последних субоке_- — в котловинах окраинных jviojTcji. субкон- •I миентального — в островных дугат и ня внутренних г.,- ооководных желобов и, наконец, океанского' — на внешни_х_с кло- пах последних!'"""""" " — " — " ~" ~ Таковы основные типы структурных элементов коры и литосфе- ры первого и второго порядков. В следующих главах мы перей- дем к более подробному рассмотрению их внутреннего строения II развития, но предварительно, в гл. 9, остановимся на методах поучения этого развития, анализа тектонических движений и де- формаций геологического прошлого. ГЛАВА 9
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ И
ДЕФОРМАЦИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ПРОШЛОГО
(ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИИ И НЕОТЕКТОНИЧЕСКИИ АНАЛИЗЫ)
-60
Рис. 9.11. Поворот Иберийского континентального блока на 41°
против часовой стрелки (после раннего мела), определенный по
склонению векторов остаточной намагниченности в породах готери-
ва—апта; Б—клинообразное раскрытие (сфенохазм) Бискайского
залива с океанской корой, датированной линейными магнитными
аномалиями. Справа — палинспастическая реконструкция (по А.
Гольдеано и др., 1989). Внизу — магнитные силовые линии при
диполе в центре шара и схема, иллюстрирующая зависимость маг-
нитного наклонения от географической широты
казано в гл. 5, могут рассматриваться как изохроны. Если мы
возьмем пару таких аномалий — изохрон, симметрично располо-
женных относительно современной оси спрединга, то всю полосу
океанской коры между этими аномалиями можно считать образо-
вавшейся в более позднее геологическое время. Следовательно,
если картографически совместить эти сопряженные аномалии,
континенты сблизятся и займут то положение, которое они зани-
мали во время образования данных аномалий. Такие реконст-
рукции с успехам осуществлены для позднеюрского и более позд-
него времени и более точны, чем осуществленные предыдущим ме-
тодом, по остаточной намагниченности континентальных пород
Рис. 9.12. Перемещение Африки (А) относительно Северной Америки
(СА) от раскрытия Центральной Атлантики (средняя юра) до настоя-
щего времени, полученное путем последовательного совмещения все
более древних магнитных аномалий одного возраста, расположенных
по разные стороны от оси спрединга. По Л. А. Савостину, Ж. Сибуэ
и др., 1986:
1 — линии движения, время в миллионах лет; 2 — изохроны
(рис. 9.1;2). Мы увидим дальше, что описанный метод открывает
нозмож-ность определять не только ширину, но и глубину палео-
океанов и распределение в них течений.
9.5. Структурно-геоморфологические методы
(неотектонический анализ)
Охарактеризованные выше методы палеотектонического ана-
лиза имеют ограниченную применимость для изучения тектоничес-
ких движений и деформаций новейшего этапа развития земной ко-
ры, поскольку отложения этого этапа находятся в основном за
пределами современной суши, а в ее пределах встречаются, если
не считать тонкого покрова четвертичных континентальных осад-
ков, лишь в отдельных впадинах. Поэтому они сохраняют свое
.чиачение только для этих впадин. Но зато появляется возможность
использования комплекса других методов — структурно-геомор-
фологических, основанных на изучении особенностей современно-
го рельефа земной поверхности, поскольку этот рельеф создан
главным образом, если не'исключительно, именно новейшими дви-
жениями и деформациями. Поэтому структурно-геоморфологичес-
ю
Рис. 9.15. Схема последовательного формирования поверхностей выравнивания
/—/// по мере поднятия горного сооружения; штриховкой обозначен с^редной
денудационный врез (по В. Е. Хаину, 1973). Внизу — тектонические деформации
(изгибы, разрывные смещения) одной из древних поверхностей выравнивания в
Заилийском Алатау (по А. В. Горячеву, 1959)
нут настолько интенсивными, а периоды их затухания 'настолько
непродолжительными, что начнется энергичное врезание речных
долин, а боковая эрозия ограничится выработкой террасовых по-
верхностей в пределах последних.
Поскольку поверхности выравнивания образуются на неболь-
шой высоте над уровнем моря и их /поверхность может быть при-
ближенно принята за горизонтальную, современная абсолютная
высота данной поверхности дает возможность определить общую
амплитуду и скорость поднятия горной страны со времени ее об-
разования. Разность отметок между двумя смежными поверхнос-
тями позволяет определить амплитуду и скорость поднятия за
время, отделяющее возникновение более высокой и древней по-
верхности от более низкой и молодой. Изменение отметок одной
и той же поверхности и испытываемые ею вертикальные смещения
указывают на ее деформацию и позволяют выявить характер этой
деформации путем построения соответствующих карт. Это, по су-
ществу, основной метод изучения структуры внутриконтиненталъ-
ных, эпиплатформенных орогенов.
Затруднения вызывает определение возраста отдельных по-
верхностей выравнивания там, где они не перекрыты палеонтоло-
гически охарактеризованными отложениями. В этом случае при-
ходится прибегать к сопоставлению с коррелятными отложения-
ми смежных седиментационных бассейнов, в частности предгор-
ных и межгорных прогибов. В их разрезах времени выработки
каждой поверхности выравнивания соответствует (т. е. с ней кор-
релируется, откуда и название «коррелятные») пачка осадков,
начинающаяся с более грубых (начало врезания) и заканчиваю-
щаяся более тонкими (конец формирования понерхпости) образо-
ваниями. Залегают эти пачки в обратной последовательности по
отношению к «лестнице» поверхностей — более древние под бо-
лее молодыми. Абсолютная амплитуда и скорость поднятия за
новейшее время могут быть определены по минералам магмати-
ческих пород, если известны их возраст, температура образова-
ния и палеогеотермический градиент. Примером может служить
Береговой хребет Британской Колумбии (Западная Канада), где
история поднятия за неоген изучалась по цирконам и апатитам,
возраст которых был установлен по следам радиоактивного рас-
пада («трекам деления»).
Картографический метод.Синтезом всех данных о проявлении
новейших движений являются карты новейшей тектоники. Пер-
вая та.кая карта для территории СССР была опубликована в
1950 -г. под редакцией Н. И. Николаева и С. С. Шульца, в 1977 г.
вышло ее второе издание. В 1983 г. была издана «Неотектоничес-
кая карта Мира» под редакцией Н. И. Николаева. На всех этих
картах цветовыми обозначениями показано распределение новей-
ших (миоцен-четвертичных на первой карте, олигоцен-четвертич-
ных — на второй) поднятий и опусканий: для них установлены
различные цветовые гаммы. Амплитуда поднятий оценена по от-
меткам поверхностей выравнивания и современного рельефа, ам-
плитуда опусканий — по положению подошвы миоценовых (на
первой карте) или олигоценовых (на второй карте) отложений во
впадинах. Для платформенных областей и орогенов приняты раз-
ные шкалы амплитуд движений и применены разные оттенки цве-
тов, разными оттенками выделены эпигеосинклинальные и эпи-
платформенные орогены, хотя ом и и не различаются по амплиту-
дам и градиентам поднятий. Несовершенством этих карт, особен-
но первой, является недостаточное отражение горизонтальных
движений; показаны лишь некоторые надвиги и сдвиги, без ука-
зания их амплитуды.
ГЛАВА 10 ВНУТРЕННИЕ ОБЛАСТИ ОКЕАНОВ
Двумя главными элементами рельефа и структуры^внутрен-
них областей океанов являются_ срединно-океанские хребты и
их гк)днятиями и хребта-
___
jvih^ Мы начнем наш обзор со ср^едшТно-окёанских хребтов, при-
' уроченных к дивергентным границам литосферных" плит.,
10.1. Срединно-океанскиехребты
Хотя Срединно-Атлантический хребет был открыт уже в 30-е
годы нашего века, лишь в конце 50-х годов М. Юинг и Б. Хей-
зен установили, что он является лишь одним из звеньев мировой
системы срединно-океанских хребтов^ пронизывающей все океаны
и имеющей ~о"ЬщуЮ протяженность _оло.дг> вП тыс. км, среднюю глу-
бину порядка-^аШЕм^и'возвышающихся над _ло_жем океана на
1000—3000 м (см. рис. 5.1). Шидиня хребтов составляет от мно-
'гих сотен до 2000—4000 км; последние цифры относятся к средин-
ному хреоту 1йхого океана, который обычно называют Восточно-
Тихоокеанским поднятием.
CpjAjiiijKKATViaHTHwecKHH хребет имеет 'Наибольшее основание
называться именно срединным, "так как почти на всем своем прр-
тяжснии__он отстоит jia_j>aBHOM расстоянии от ограничивающих
океа_н~матерkkqjl, В Северном~7Гедовитом океане продолжением
этого хребта служит хр. Гаккеля, названный так в честь его пер-
вооткрывателя — русского географа; в зарубежной литературе его
иногда именуют хребтом Нансена — Гаккеля. Хребет Гаккеля за-
нимает срединное положение лишь по отношению к одной, самой
молодой глубоководной котловине Арктического океана — Евра-
зийской котловине. На востоке он упирается в континентальный
склон моря Лаптевых, но в пределах этого шельфового моря про-
должается погребенным рифтовым грабеном. На крайнем юге Ат-
лантики, в районе о. Буве, Срединно-Атлантическин хребет разд-
ваивается (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-Нндий-
ским хребтом, протягивающимся в северном направлении, и Юго-
Восточным Индоокеанским хребтом. Аравийско-Индийский хре-
бет 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 се-
веро-востоку меридиональным Восточно-Тихоокеанским подняти-
ем, 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 Се-,
верной Америки. Разлом Сан-Андреас продолжается к север-севе-
ро-западу и выходит в океан у мыса Мендосино, сочленяясь с ши-
ротным 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 Чи-
ли, от Восточно-Тихоокеанского поднятия к юго-востоку отходит
ветвь, получившая название Западно-Чилийского поднятия; на
крайнем юге Чили оно уходит под Южно-Американский конти-
нент.
Такова мировая система срединно-океанских хребтов; мы ви-
I дели выше, что в ряде районов ее звенья внедряются или утыка-
ются 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 рифто-
[воТГ долиной (грабеному, гребневая зона, до обе стороны этой до-
лины^с сильно расчлененным рельефом, и 'зонафлангбв~1ал'и скло^
нов 'хребта", постепенно понижающаяся в "на.правлении_._смежных_
а'б1гссальных равнин. Рифтовые долины, протягивающиеся вдоль
осей хребтов' и представляющие^ осй~ активного спрединга^имеют
глубину 1-^2~км при ширине в несколько километров. Они имеют
строение сложных грабенов, с рядШГ~Ступе|Ней,~спускающихсяк
11внтру~ДолиныТ"На5людения с подводных обитаемых аппаратов
обнаружили ряд ~интересных__черт строения дна "If^KjioHo
вых. д^олШГ'|р1~сГТиГТТГ Н¥^не__существу ют ^отк'рыт'ыё^хЁещй'н ы
Тяжёния7 подобные давно известным под названием «гьяу» на
67 Исландия, представляющем приподнятый над уровнем океана
участок Срединно-Атлантического хребта.
Имеются здесь и многочисленные центры вулканических под-
нятий, выраженные холмами высотой до 2UU — '600 м, местами за-
^тывшие лавовые озера'. Потоки базальтовых лав имеют форму'
'труо, а в поперечном сечении сплюснутых шаров — подушек,
'столь характерную для их древних аналогов, встречаемых на су^
ше. Нередко они очень свежие, о чем свидетельствует почти пол-
ное 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
I Исландии. По_об£_ ст.ор0н«- от -молодых вулканических центров об-
наружены ^ гидротермы, сначала в Красном море, затем в Тихом и
позднее в Атлантическом океанах. Эти гидротермы представля-
ют весьма впечатляющее зрелище; они отлагают сульфиды, суль-
]фаты и окислы металлов (цинка, меди, железа, марганца и др.),
[образующие скопления, достигающие в высоту десятков метров,
которые в будущем могут иметь серьезное промышленное значе-
ние. Струи горячей воды, содержащей _в_р_астворе газы_Н2, С02,
Н , _ С]Т4_и_у!<лзаннь1е_№1ше _ме^алличе_с2сде_соединения, нагреты до
температуры 350°. Н_ад жерлами,_из которых~они выделяются, воз-
дымаются облака из тон'кодиспер'сньГх^ сульфатов, ОлагбЩр^Гчёму
этиТйдротермы получили названиё~чёрных~й~]5ёлых ( визави с имос1'
~'
та )т сосгадалшЁобладаюжвд. минераловль^иддв__и сульф~ат_о¥['
_курильщиков.^Благодаря высокой концентрации во "флюидах се-
роводорода вокруг гидротерм бурно развиваются сульфиднокислые
V V V
i V V
I_J
0 10 20
Рис. 10.1. Вариации в магматическом и структурном проявлении низкоскоростного спре-
динга на профилях через осевую часть срединно-океанского хребта Центральной Атлан-
тики, по Дж. Карсону и др. (1987). Профили расположены в порядке убывания роли ба-
зальтового вулканизма и нарастания относительной роли разрывных структур растяжения.
Превышение вертикального масштаба в 3 раза. Привязка профилей к полигонам глубоко-
водного геологического картирования: / - MARK, '2; II — FAMOUS; /// — TAG; IV — MARK,
5; V - MARK, 4; VI— AMAR; VII - MARK, 3. /—свежие базальты; 2 — базальты, слег-
ка прикрытые осадками; 3 — более древние базальты под чехлом осадков; 4 — метагаббро;
5 — серпентинизированные перидотиты; б—разрывы
бактерии, служащие пищей для более высокоорганизованных жи-
вых существ, в том числе ранее неизвестных биологической нау-
ке.
Деятельность гидротерм связана со взаимодействием подни-
мающейся вдоль осей спредимга базальтовой магмы с морской во-
дой. Вода проникает в трещины остывающих базальтовых лав и
выщелачивает из них металлы и другие соединения и затем осаж-
дает их при своем охлаждении. Открытие гидротерм показало, что
осевые зоны срединио-океанских хребтов ха££1ктеризуются весь-
ма высоким__тепловым потоком, и позволило констатировать, что
осевые зонысредршна-океаноких хребтов являются основньшияп-
на|ШГвыдёления~внутрённего тепла Земли.
Как уже указывалось, рифтовые долины практически не запол-
нены осадками. Исключение составляют осыпи й~ обвалы у под-
ножия уступов по краям этих долин, высота которых может пре-
вышать 1 км. Эти осыпи состоят из глыб и щебня пород океан-
ской коры — базальтов, габбро, перидотитов •— и образуют осо-
бый тип осадочных пород, который русские морские литологи
II. О. Мурдмаа и В. П. Петелин назвали эдафогенными. В разре-
к' 2-го слоя океанской коры они могут переслаиваться с подушеч-
ными 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 гфотяже-
iiinT срединно-океанских хребтов^ Восточно- и Южно-Ти'хобкеан-
октпгтподнятия почти на всю свою длину лишены таких долин;
п моего них на оси спрединга располагаются горсты, возвышаю-
щиеся 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 л а их название. Отсутствуют рифты и на значитель-
ной части хр. Рейкьянес — отрезка Срединно-Атлантического
хребта, отходящего на юг от одноименного полуострова Ислан-
дии.
Отсутствие рифтовых долин_ и появление вместо них осевых
горстов обычно связывается с высокой__скаростью спрединТа"
{!>8 см/г), свойствёНН01!~Т:йхоок~ёан'ским поднятиям (но не~хреб-
гу Рейкьянес!), и обильным_м_агмовыделением. при котором не
успевает происходить проседание оси хребта при эпизодическод,
опорожнении магматической камеры. Ьсть и другие объяснения.
"Хак показали сейсмические исследования, такие камеры явля-
ются, 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 образован-
ную шру, достигая глубины лишь в 2 — 3 км от поверхности дна
при мощности всего в первые сотни метров (рис. 10.2). На мед-
ленноспрединговых "(и<5 см/г) хребтах камеры не достигают та-
кого уровня. По простиранию хребтов они развиты весьма неравно-
мерно, по существу прерываясь в полосах пересечения хребтон
10—1991
ПОПЕРЕК ОСИ
А
км
.
переходная:-- зонл.--л'^,->^
:-'-'.-'.;-щ:-.'-'.';:':'-'да^$
^^^-f'-'-'-'' !-'V: Q"^
ВДОЛЬ ОСИ
б
о г ч б а ю км
РИФТОВАЯ
ДОЛИНА
10КМ
Рис. 10.2. Модель области магматического питания высокоскоростных
(А, Б) и низкоскоростных (В) зон океанского спрединга, по Дж.
Синтону, Р. Детрику (1991)
трансформными разломами Питание магмой зтих_камер дроисхо-
дит~йз~астенпрферы^с_ глубины ~ШР-35 км.
— '~ПшхпцШ'ы__|вул-канйческой деятельности срединных хребтов
океанов неизменно ггриняллржят тс семейству тйдеитовь1х_ба_заль-'
tqb (см. гл. 5). В резко подчи-ненно.м количестве в срединных хреб-
тах драгированием подняты более кислые магматические поро-
ды — плагиограниты, рассматриваемые как дифференциаты то-
леит-базальтовой магмы. На о. Исландия кислые породы — «ис-
ландиты» — составляют 14% обнаженного разреза, в Индийском
океане плагиограниты встречены в количестве 1% от драгиро-
ванных пород.
Помимо nnBbT_Tjjrpij2T£r_njrgnjiQBorQ потока и вулканической ак-
И1в]а.'о^1Щше_мШ
ссисмическои ^ктивностью, являясь одновременно сейсмическими
11С)нсашГГ~Но"~ очаги землетрясений, механизм которых указывает
на р"аттяжение, лежат не глубже 30 «м, что и отвечает максималь-
ной мощности литосферы под срединными хребтами, а ныделяе-
мая энергия оказывается почти на порядок меньше максимальной
чиергии землетрясений, происходящих на конвергентных грани-
цах плит.
занимают поло-
__
:ы по o'eejivrgpjOHbi р"и'фтовых~долин или осевых горстов шириной
~пёрвыё~сотни километров. Как правило, они отличаются сильно
расчлененным рельефом и блоковой тектоникой и состоят из че-
редования более поднятых и менее поднятых, линейных блоков,
расчлененных^ субвертикальными разломами. В гр_ё5нёвы!х~~з оня у
14 це 'сохраняется сейсмическая яктипнг^гтьГТТпявляе.тгя
чехол, но _дн_р_аспространен прерывисто, заполняя «карманы» на
'TioTiee 11рг^женн'ь13Гбло"ках'7"1Г -мощность его обычно измеряется"
.'|ц[нь~десятками метров. По возрасту осадки не древнее поздне-
к) миоцена; это соответствует тому, что гребневые зоны обычно-
ччерчиваются 5-й линейной магнитной аномалией (поздний мио-
iii'ii, около 10 млн лет).
Фланговые зоны (склоны) срединно-океанских хребтов — на-
иболее широкие их зоны, измеряемые многими сотнями и даже
l'iut-ячами километров (последнее относится к хребтам Тихого
океана). В пределах этих зон происходит плавное понижение рель-
| гфа в сторону абиссальных равнин. ^Склоны средидных хребтов
1яктичр£ки ягрйрлди1тоы Осадочный чехол здесь уже развит пов-
| TTTvu?cTHo7j|r_o_ возрастной диапазон увеличивается до олигоцена
1 1 кл ю ч и тел ь н о , мощность посхеденнО' возрастает в направлении
нбмггялькьтх рявнТш по сотен метров.
Линейные магнитные аномалии в пределах срединно-океанских
хребтов находят свое наиболее яркое выражение. Ограничивает
mid хребты обычно 14-я аномалия с возрастом, как указывалось,
| около 40 млн лет (начало олигоцена). Изучение этих аномалий
позволило вскрыть некоторые интересные особенности развития
Ьфебтов. Во-первых, выяснилось, первоначально на примере Авст-
ряло-Антар'Ктического хребта,"*что спрединг происходит не всегда
Ииолне симметрично, т. е. с одинаковой скоростью по обе стороны
хребта; в меньшей степени это оказалось справедливым и для
Гхр. Гаккеля в Арктике. Во-вторых, может няблюпятьгя пррргктг
[осей спрединга параллельно самим себе Перескоки ярко выра-
| Ясны в Норвежско-Гренландском бассейне, где о«и произошли
Дважды в течение кайнозоя, а также южнее Исландии (рис. 10.3).
В Тихом океане, к северу и югу от пересечения Восточно-Тихо-
океанского поднятия Галапагосской зоной разломов, перескок
Произошел в неогене, причем на северном участке древняя ось
гпрединга располагается к западу от современной, совпадая с
M|i. Математиков, а на южном участке — к востоку; это Ю/кно-
I Галапагосский хребет (А. В. Живаго). В дальнейшим на примере
северной части Срединно-Атлаптического хребта (С. В. Аплонов)