9. Рельеф и геологическое строение срединно-океанических хребтов;

Примерный план:

1. Общая характеристика

2. Рифтовая зона, фланги хребтов, трансформные разломы, вулканические массивы и горы.

Содержание лекции:

Срединно-океанические хребты

Когда в 50-х годах девятнадцатого века, в связи с проклад­кой подводных телеграфных линяй, начались первые си­стематические промеры глубин океана, выяснилось, что на дне Атлантического океана в северном полушарии существует крупный горный хребет. Он тянется пример­но параллельно западному и восточному берегам океа­на. В 1925—1927 гг. экспедицией на «Метеоре», впервые производившей трансокеанические эхолотные промеры, было показано, что этот хребет продолжается я в юж­ном полушарии.

Позднее хребет, сходный со Срединно-Атлантическим, был обнаружен и в Индийском океане. Дальней­шие исследования срединных океанических хребтов при­вели к появлению принципиально новой научной концеп­ции. По мере накопления данных о рельефе дна океанов стала вырисовываться огромная планетарная система подводных горных сооружений, гигантские ветви кото­рой переходят из одного океана в другой, а в южном полушарии сливаются в единое кольцо. Затем геофизи­ческие исследования показали, что эта система подвод­ных хребтов имеет специфическую, только им свойст­венную структуру земной коры. Стало ясно, что средин­ные хребты, наряду с материками и переходной зоной,—особый мегатектоничеокий элемент Земли, отличающий­ся и от ложа океана, составной частью которого его еще недавно считали. Наконец, обнаружилось еще одно по­разительное обстоятельство — внедрение срединно-океа-нических структур в пределы материков, своеобразное обновление древнейших материковых массивов тектони­ческими движениями, свойственными срединно-океаническим структурам. Выяснилось также, что система сре­динных хребтов не только имеет необычайную протя­женность, но и занимает огромную площадь, вполне со­измеримую с площадями материков, переходной зоны, океанического ложа. Все это позволяет считать систему срединных хребтов особым элементом мегарельефа Зем­ли, таксономически равнозначным материкам, переход­ной зоне, ложу океана. В этой равнозначности назван­ным элементам заключается существенное отличие срединно-океанических хребтов от других подводных горных сооружений, которые являются элементами более низ­кого таксономического порядка.

Топография планетарной системы срединно-океанических хребтов

Идеи о единстве срединных поднятий в океанах были впервые высказаны в начале 50-х годов нашего столетия главным образом на основе батиметрических карт, кото­рые к этому времени уже стали отражать общие черты рельефа дна океана. В. В. Белоусов высказал предположение о «единстве» Средне-Атлантического и Средне-Индийского валов и о соединении их посред­ством «широтного вала» между этими океанами. Уже после выхода книги В. В. Белоусова была опубликована работа Ротэ, где то же построение под­тверждается анализом распространения эпицентров зем­летрясений. В. В. Белоусовым отмечается также, что поднятие Альбатрос переходит в широкий подводный вал, прослеживающийся на юг, а затем на запад до о-вов Баллени. Представления В. В. Белоусова и неко­торые позднее поступившие данные позволили автору данной книги в 1955 г. прийти к выводу о единстве сре-динно-океанической системы, отметив, что крупные ме­ридиональные поднятия, пересекающие океаны, «южными своими участками смыкаются с единой зоной подвод­ных хребтов, простирающейся в широтном направлении и опоясывающей земной шар между Южной Америкой, Африкой и Австралией, с одной стороны, и Антаркти­дой— с другой. Весь этот пояс, как и примыкающие к нему меридиональные хребты, характеризуется повы­шенной сейсмичностью и вулканизмом».

В 1956 г. к тому же заключению на основе сопостав­ления батиметрических и геофизических данных прихо­дят Юинг и Хейзен. Позднее (в 1960 г.) они распространяют свою концепцию и на Северный Ледовитый океан; Менард прослеживает по геофизическим материалам Срединно-Тихоокеанский хребет вплоть до Калифорнийского залива, затем по за­падной окраине Североамериканского материка и погра­ничным с ней районам океана почти до залива Аляска. Наконец, в 1963—1964 гг. экспедициями на «Витязе» (СССР), «Вима» (США), «Дискавери» (Англия) выпол­няются съемки Аравийско-Индийского хребта и других звеньев системы срединных хребтов в области Индий­ского океана.

К настоящему времени вырисовывается следующая картина топографии этой системы. В южном полушарии, в пределах широтного океанического кольца, прости­рается сплошной пояс срединных поднятий: Африканско-Антарктический хребет (от о. Буве до о. Принс-Эдуард), Западно-Индийский хребет, протягивающийся от о. Принс-Эдуард на северо-восток до пересечения с Юж­ным тропиком; Центрально-Индийский хребет, имеющий юго-восточное простирание и заканчивающийся у о. Ам­стердам; Австрало-Антарктическое поднятие — от о. Ам­стердам до района о-вов Баллени; Южно-Тихоокеанский хребет —от района этих островов примерно до 130° з. д. Между 150 и 130° з. д. Южно-Тихоокеанский хребет принимает субширотное, а затем субмеридиональное на­правление и (получает название Восточно-Тихоокеанско­го поднятия, играющего роль срединного хребта Тихого океана, как это было показано Менардом. К северу от экватора его продолжение известно под названием поднятия Альбатрос, протя­гивающегося вплоть до района Калифорнийского за­лива.

В Индийском океане роль срединного поднятия при­надлежит Аравийско-Индийскому хребту, начинающему­ся в районе соединения Западно- и Центрально-Индий­ских хребтов, восточнее о. Родригес. Этот хребет север­нее экватора приобретает северо-западное простирание и прослеживается до Аденского залива.

Срединно-Атлантический хребет начинается от о. Бу­ве и имеет почти меридиональное простирание вплоть до экватора. Здесь простирание всей системы резко ме­няется, местами становится близким к широтному. Се­вернее 15° с. ш. хребет вновь получает в целюм субмери-диояалыное направление, прослеживаясь с отклонениями то к западу, то к востоку вплоть до Исландии.

К северу от этого острова отмечается дальнейшее продолжение срединно-океапической системы в виде Исландско-Ян-Майенского хребта и хребта Мона. Хей­зен и Юинг выокавали предположение, что описываемая система продолжается и в пределах евразийского секто­ра Северного Ледовитого океана. На II океанографиче­ском конгрессе Р. М. Деменицкая сообщила, что, по данным исследований Арктического и Антарктического института, срединный хребет здесь действительно суще­ствует

Д. Вильсон, а также Хейзен и Лаутон предположительно к системе сре­динных хребтов относят хребет Маккуори, отходящий на север от участка смыкания Австрало-Антарктического и Южно-Тихоокеанского поднятий, а также Западно-Чи­лийское поднятие, начинающееся в районе о. Пасхи и примыкающее к Южной Америке в районе южночи­лийского побережья. Мною высказывалось также пред­положение, что к этой же системе, возможно, относится и Фолклендское поднятие в Атлантическом океане.

Общая протяженность всей системы средиино-океа-нических хребтов — более 60 тыс. км, что по крайней мере равно общей протяженности основных горных со­оружений суши. Площадь срединно-океанических хреб­тов может быть оценена очень приблизительно, так как в отношении границ, очерчивающих подножия средин­ных хребтов, имеются различные мнения. По нашим из­мерениям, она составляет не меньше 50 млн.км ².

Срединно-Атлантический хребет и его арктическое продолжение

Рассмотрение морфологии и геологического строения срединных хребтов мы начнем с наиболее изученного — Срединно-Атлантического. Морфологически он представ­ляет собой огромное валообразное поднятие шириной около 1000 км с сильно расчлененными горными скло­нами и высоким гребнем, нередко рассеченным вдоль глубоким долинообразным понижением — рифтовой до­линой Хейзен, Тарп и Юинг делят хребет на зону гребня и зоны крыльев. Зона гребня со­стоит из рифтовой долины (или нескольких рифтовых долин), рифтовых хребтов и высокого раздробленного плато. Дно рифтовых долин находится на глубинах око­ло 4000 м, а относительная глубина их — около 2000 м, при ширине между гребнями окаймляющих хребтов до 30—60 км. Дно долины неровное, нередко и здесь воз­вышаются отдельные горы и гребни до 400—700 м отно­сительной высоты.

Название «рифтовая долина» было дано этим фор­мам рельефа потому, что большинство геологов придер­живаются гипотезы рифтового происхождения этого по­нижения, т. е. считают его грабеном, образовавшимся при растяжении земной коры. Высокие, ассимметрично построенные хребты, окаймляющие рифтовую долину, представляют собой борта грабена. Это — «наклонные

глыбы, сбросовые склоны которых образуют рифтовую долину» Противополож­ный внешний склон рифтовых хребтов раздроблен, и размах рельефа здесь достигает 1 тыс. м. К хребтам с внешней стороны местами примыкает «высокое раздроб­ленное плато» — расчлененная поверхность, в пределах которой положительные элементы рельефа имеют при­мерно одинаковые высотные отметки.

Рельеф зоны «рыльев поднятия также сильно рас­членен. На протяжении 100 миль здесь в среднем встре­чаются до 8 вершин высотой более 400 м. Между горными хребтами нередко обнаруживаются широкие долинообразные понижения с плоским дном.

Рифтовая зона является сейсмическим поясом. Зем­летрясения, эпицентры которых приурочены к рифтовой зоне срединного хребта, преимущественно поверхност­ные. Резко выраженная приуроченность эпицентров к этой зоне, несомненно, указывает на высокую интенсив­ность тектонических процессов. Об этом же говорят про­явления недавнего и современного вулканизма. Некото­рые исследователи рассматривают рифтовые хребты как своеобразную форму линейного вулканизма, полагая, что они представляют собой застывшие нагромождения магмы, излившейся по разломам, образующим рифт. По мнению Г. Б. Удинцева, хребты, возможно, сло­жены глубинными породами верхней мантии Земли, вы­давленными на поверхность по разломам, оконтуриваю-щим рифтовую долину. Это предположение недавно под­твердилось геологическим обследованием о. Св. Павла —одной из надводных вершин рифтовой зоны Средияно-Атлантического хребта. Выяснилось, что остров пред­ставляет собой скалу из перидотита — ультраосновной породы, характерной для верхней мантии.

Кроме сейсмичности и вулканизма, свидетельством тектонической активности срединного хребта являются высокие значения теплового потока. Поверхностный слой рыхлых осадков не имеет сплошного рас­пространения, но во впадинах между хребтами мощность его достигает 'нескольких сотен метров. Следующий слой, также изменчивой мощности — от 2 до 4 км, ха­рактеризуется скоростью сейсмических волн 4,5— 5,5 км/сек, что, по мнению Д. и М. Юингов свойственно вулканическим породам. Под этим слоем на окраинах крыльевых зон выделяется типичный океанический (базальтовый) слой земной коры, четко ограниченный снизу поверхностью Мохоровичича. Под основной же частью горного сооружения за­легает мощный слой пород, в которых упругие волны распространяются со скоростями 7,3 км/сек, т. е. зна­чительно большими, чем в базальтах, по меньшими, чем в типичной мантии. М. Юинг и Лэндисмен, под­черкивая эту особенность глубинного строения Средин-но-Атлантического хребта, указывают, что этот слой, распространяющийся на глубину 30—40 км, слагает «главное тело системы». Четко выраженной поверхно­сти Мохоровичича здесь, следовательно, не выявлено.

Получается, что срединные хребты подобно горным системам континентов имеют корни, глубоко вдающиеся в подкоровую оболочку. Однако если корни материко­вых гор возникают за счет резкого увеличения мощно­стей гранитного и базальтового слоев, то здесь появ­ляется совсем «овый слой, как бы промежуточный по упругим свойствам между базальтовым и типичной верхней мантией. Д. и М. Юпнги полагают, что повы­шенные по сравнению с базальтом скорости под сре­динными ьхребтами объясняются внедрением вещества мантии в базальтовый слой, что и обусловливает возра­стание плотности. Возможно также, что все «главное тело системы» сложено породами верхней мантии, ко­торая здесь отличается по сво'ему строению от верхней мантии других районов океана. В настоящее время есть пока немногочисленные данные, свидетельствующие о неоднородности верхней мантии, в частности о несколь­ко различном ее строении под материками и океанами.

Если основа срединного хребта сложена породами верхней мантии, то следует надеяться на возможность находок ультраосновных пород где-нибудь в рифтовой зоне хребта. Выше упоминалось о том, что о. Св. Павла в экваториальной части Атлантического океана, пред­ставляющий собой одну из вершин рифтовой зоны сре­динного хребта, сложен перидотитами. Определение аб­солютного возраста пород показало, что они образо­вались свыше 4,5 млрд. лет назад, т. е. значительно раньше, чем самые древние породы материковых плат­форм. Понятно, что эта дата отнюдь не идентична воз­расту самого хребта, но может рассматриваться как свидетельство того, что о. Св. Павла либо отторженец, либо шток ультраосновных пород, слагающих мантию.

При проведении детальных геолого-геофизических ра­бот в центральной части Срединно-Атлантического хреб­та было обнаружено, что в зоне гребня имеются много­численные выходы свежих базальтов и серпентинитов. Последние представляют собой результат метаморфизации ультра-основных пород — дунитов и перидотитов. Обломки пе­ридотитов были подняты три драгировании советскими геологами во время первого рейса исследовательского корабля «Академик Курчатов» в рифтовой зоне эквато­риальной части Срединно-Атлантического хребта.

Гравиметрические и магнитометрические наблюдения показывают, что хребет характеризуется крупными по­ложительными магнитными аномалиями регионального типа (более 600 мгал), причем отдельные, наиболее редкие пики приурочены к разломам рифтовой зоны. Аномалии силы тяжести в редукции Буге над рифтовыми хребтами обычно положительны, но в риф-товых долинах некоторые измерения показали отрица­тельные аномалии порядка 20 мгал Возможно, что они связаны с заполнением долин рыхлы­ми осадками.

Большая часть эпицентров землетрясений в Атлан­тике приурочена к рифтовой зоне .хребта. При этом отмечено, что эпицентры зем­летрясений, которые по балльности следует отнести к разрушительным и катастрофическим (более 7 баллов), образуют несколько групп. Одна из них приурочена к участку хребта при пересечении им 'параллели 10° с. ш., другая находится в районе о. Св. Павла и третья сов­падает с местоположением глубокой впадины Романш непосредственно на экваторе. На всех этих участках, как будет показано ниже, хребет рассекается вкрест прости­рания крупными разломами.

(Что же касается проявлений очагового вулканизма, то они отмечаются преимущественно в зоне крыльев срединного хребта, и только в Исландии и в районе Азорских островов действующие вулканы находятся не­посредственно в рифтовой зоне

В северном полушарии гребень Срединно-Атлантиче­ского хребта описывает S-образный изгиб, повторяя со­ответствующий изгиб осевой линии океана и практи­чески полностью совпадая с этой линией. На широте Азорских островов к хребту примыкает Азорский вул­канический массив, вытянутый к востоку, а несколько южнее от гребня срединного хребта отходит небольшой хребет, также вулканического происхождения, к кото­рому приурочены подводные горы Грейт-Метеор, Ат-лантис, Круизер и несколько других. Вершины этих гор уплощены, и по этому признаку они могут быть отне­сены к так называемым гайотам — своеобразным пло­сковершинным подводным горам, имеющим особенно широкое распространение в Тихом океане Именно к этому участку дна Атлантического океана Н. Ф. Жиров привязывает свою гипотетическую Атлантиду, точнее говоря, Посейдониду, т. е. ту часть Атлантиды, которая, по мнению атлантологов, погрузи­лась под уровень океана всего 12 тыс. лет назад.

Не останавливаясь на исторической, этнографической и другой аргументации, приводимой Н. Ф. Жировым и не имеющей отношения к рассматриваемым здесь вопро­сам, отметим лишь, что с точки зрения морокой геоло­гии и геоморфологии предполагать здесь былое сущест­вование Атлантиды нет никаких оснований. Неоднократ­но упоминающиеся в книге Н. Ф. Жирова сомнения относительно надежности данных экспедиций Ламонт-ской обсерватории ничем не подкреплены. Именно в ре­зультате этих экспедиций получены наиболее деталь­ные топографические и геофизические данные по этому району.

А эти результаты свидетельствуют о том, что Срединно-Атлантический хребет на участке, где Н. Ф. Жи­ров предполагает былое существование Атлантиды, ни­чем по своему строению не отличается от других участ­ков этого хребта или от других срединных хребтов. По­пытки Н. Ф. Жирова усмотреть в рифтовой долине реликт настоящей речной долины, в осадках Срединно-Атлантическото хребта —реликтовые субаэральные осад­ки, а в самом хребте — западную границу «Евразииско-Африканского континентального массива» геологически не обоснованы.

Горы Атлантис, Грейт-Метеор и др., возможно, были когда-то океаническими островами. По-видимому, их вершины уплощены абразией и впоследствии испытали погружение. Это, однако, никак не говорит в пользу не­давнего существования здесь крупного массива суши.

Вулканизм Азорского плато связан с крупным раз­ломом западно-восточного направления, о чем можно судить прежде всего по общей ориентировке вулканиче­ских аппаратов в этом районе и по поясу эпицентров землетрясений, протягивающемуся здесь от срединного хребта к Пиренейскому полуострову. С этим же разло­мом, вероятно, связано изменение направления Сре-динно-Атлантического хребта, который севернее Азор­ского плато снова приобретает меридиональное прости­рание. Новое изменение направления Срединно-Атлантического хребта отмечается севернее группы подводных гор Фарадея. Здесь гребень хребта заметно понижается, но затем он вновь становится высоким и далее просле­живается вплоть до Исландии под названием хребта Рейкьянес. Утверждение Н. Ф. Жирова что хре­бет Рейкьянес не связан со срединным хребтом и что на нем отсутствует рифтовая долина, не отвечает дей­ствительности: эта рпфтовая долина прослеживается даже на обзорной мелкомасштабной карте Атлантиче­ского океана, изданной в 1964 г.. Эпицентры землетрясений не зарегистрированы лишь на коротком отрезке хребта Рейкьянес, а не на всем его протяжении, как ошибочно указывает Н. Ф. Жиров. Вдоль гребня Рейкьянеса известен ряд проявлений под­водного вулканизма. Таким образом, у нас нет основа­ний считать, что Рейкьянес не является частью средин­ного хребта, так же как и нет оснований сомневаться, что рифтовая долина Срединно-Атлантического хребта находит свое продолжение в так называемой Главной депрессии Исландии.

Исландия с точки зрения морской геологии совер­шенно уникальное явление. Это — единственный круп­ный участок срединного океанического хребта, подняв­шийся над уровнем океана В геологическом отношении Исландия может рассматриваться как ги­гантское поднятие, имеющее более 400 км в поперечни­ке, разбитое в сводовой части глубокими разломами, образующими систему так называемого Большого Ис­ландского грабена. Наряду с многочисленными грабенами, входящими в эту систему разломов, здесь описаны также зияющие трещины — гьяры, особенно широко распространенные в центральной зоне. Эти зияющие трещины, как отмечают Б. Хейзен и М. Юинг, свидетельствуют о растяжении коры ,в области Большого Исландского грабена пример­но со скоростью около 3,5 м за 1000 лет. Обширные поля новейших излияний лавы локализуются в зоне грабена. Очевидно, эти излияния произошли по глубоким разло­мам, ограничивающим Большой Исландский грабен. К ним же приурочены отдельные вулканы, а также гор­ные кряжи, представляющие собой застывшие лавовые образования. Вся эта картина в целом, по-видимому, очень близка к той, которая открылась бы перед на­блюдателем, если бы была возможность непосредствен­но осмотреть рифтовую зону Срединно-Атлантического хребта.

Система Срединно-Атлантического хребта продол­жается уже в пределах Северного Ледовитого океана. О существовании в приевропейеком секторе Арктики крупного подводного хребта писал Я. Гаккель еще в 1960 г. По представлениям этого исследователя, такой хребет должен располагаться параллельно хребту Ло­моносова, разделяя бассейн Нансена на две котловины. Одним из аргументов в пользу существования этого гор ного сооружения Я. Я. Гаккель считал зональное рас­положение эпицентров землетрясений в этом районе. Зона эпицентров в бассейне Нансена проходит парал­лельно хребту Ломоносова, но к югу от него, продолжая сейсмический пояс порога Мона. Кроме того, было из­вестно, что к северу от Шпицбергена среди преобла­дающих отметок глубин в несколько тысяч метров встречаются отметки с малыми глубинами. Промеры, выполненные в этом районе американскими подводны­ми лодками «Наутилус» и «Скат», подтвердили мнение о резком расчленении рельефа дна к северу от Шпицбергена и материкового склона Барен­цева моря.

Исследования -последних лет, проведенные в Север­ном Ледовитом океане Институтом геологии Арктики и Арктическим и Антарктическим институтами, не остав­ляют сомнений в существовании срединного Арктиче­ского хребта. Результаты этих исследований были до­ложены Р. М. Деменицкой на II Океанографическом конгрессе Эхолотные промеры показали, что этот хре-'бет выражен в рельефе на большом протяжении, посте­пенно снижаясь по мере приближения к шельфу моря Лаптевых. Гребень хребта осложнен рифтовыми долина­ми. На гребне рыхлые осадки нередко отсутствуют, а в рифтовых долинах их мощность менее 150 м. Аномаль­ное магнитное поле имеет линейную ориентировку и сов­падает пространственно с рифтовой зоной. Скорости упругих волн в районе рифтовой зоны достигают 7,5 м/сек. Таким образом, Арктический хребет, который Р. М. Деменицкая предложила назвать именем Я. Я. Гаккеля, характеризуется всеми свойствами, ти­пичными для срединно-океанических хребтов.

Срединно-Индоокеанский хребет

О существовании срединного хребта в Индийском океане стало известно не так давно. Еще в начале 30-х годов нашего столетия предполагалось, что в Индийском океане есть только одно крупное меридиональное под­нятие— хребет о-вов Лаккадивских, Мальдивских и Ча-гос, которое заканчивается у Южного тропика. Экспеди-

цией «Дискавери-2» в 1933—1936 гг. был открыт Ин­дийско-Аравийский хребет, описанный Вайоманом. К 50-м годам сложилось представление о существовании срединного поднятия, разделяющего Ин­дийский океан на две неравные части и протягивающе­гося от Индостана до Антарктиды. Предполага­лось, что этот хребет объединяет о-ва Лаккадивские. Мальдивские, Чагос, а также Кергеленское поднятие.

В результате океанологических работ по программе МГГ и последующих исследований Международной ин-доокеанской экспедиции эти представ­ления были пересмотрены. Было установлено, что Маль­дивский хребет по своей структуре и морфологии не срединный и что Кергеленское плато не связано с си­стемой срединного поднятия. По современным данным, срединный хребет Индийского океана начинается Аравийско-Индийским хребтом и на широте Маскаренских островов переходит в Центрально-Индийский хребет. Дальнейшим его продолжением, начиная от района о-вов Сен-Поль и Амстердам, служит пока еще мало изученное Австрало-Антарктическое поднятие. Южнее о. Родригес от Центрально-Индийского хребта к юго-западу отходит Западно-Индийский (также имеющий структуру, свойственную срединным поднятиям), кото­рый через Африканско-Антарктический хребет соеди­няется со Срединно-Атлантическим.

Как и Срединно-Атлантнческий, Срединно-Индийский хребет разбит системой поперечных разломов, однако, по интерпретации Б. Хейзена и М. Тарп, только две из них имеют субширотную ориентировку: разлом Вима, к месту пересечения которого с хребтом приурочена мак­симальная глубина рифтовой долины (6402 м), и Род-ригес, чей приподнятый край образует одноименный ост­ров в Маскаренском архипелаге. Другие разломы, рас­секающие срединный хребет, вытянуты, по Б. Хейзену и М. Тарп, в субмеридиональном направлении. Самый северный из этих разломов — Оуэн — рассекает хребет напротив Аденского залива; по этой линии нарушения отрезок хребта, расположенный в пределах Аденского залива, резко сдвинут к северу Интереснейшей особенностью рифтовых разломов Срединно-Индоокеанекого хребта является то, что си­стема этих разломов продолжается в пределах матери­ка. В западной части Аденского залива, дно которого с приподнятыми окраинами южной части Аравийского полуострова и северной части Сомали рассматривается как продолжение Срединно-Индийского хребта, отме­чается разветвление зоны разломов. Одна ветвь уходит на север; морфологическим выражением ее являются Красное море, залив Акаба и депрессия Мертвого моря; другая ветвь выражена в виде системы восточноафриканских рифтов, с которыми связаны глубочайшие озе­ра-грабены Ньяса, Танганьика и др.

Осевая зона Красного моря представляет собой желобообразную впадину глубиной до 2600 м, протягиваю­щуюся параллельно обоим берегам моря. Ширина ее в пределах изобаты 1000 м колеблется от 50 до 80 км.

Залив Акаба, по описанию К. Эмери,— это узкая впадина сбросового происхождения, с круты­ми склонами, глубиной более 1800 м. Рифтовая зона продолжается и далее на север; ее элементами являют­ся Мертвое море и Тивериадское озеро.

Восточноафриканским рифтам посвящена обширная литература. Новейшие данные по морфологии, геологии и геофизике рифтовой зоны Восточной Африки сведены. Обра­щает на себя внимание неравномерность гипсометриче­ских отметок дна этой крупнейшей на суше системы рифтов. Так, в Кении дно рифтовой долины имеет от­метки от 700 до 2000 м над уровнем моря, тогда ,как в озерах Танганьика оно опущено па 662 м, Ньяса на 234 м ниже уровня моря. Система рифтов сильно раз­ветвлена, рифтовые долины окаймлены лавовыми по­кровами излившихся базальтов и сопровождаются мно­гочисленными вулканами; многие из них действующие.

Сходство этой грандиозной рифтовой системы со Срединно-Индоокеанским хребтом подчеркивается тем, что края рифтов сильно приподняты и достигают мак­симальных отметок в непосредственной близости от них. Существенно также то, что состав лав (основные и ще­лочные породы) Восточной Африки, Йемена, Сирии очень близок к породам, образцы которых были подняты со дна океана в области срединного хребта Индийского океана. Пояс эпицентров землетрясений, продолжаю­щийся в Индийский океан из Атлантического, простран­ственно совпадает с Западно-Индийским, Центрально-Индийским, Аравийско-Индийским хребтами и Аденским заливом, а далее разветвляется: одна ветвь соответст­вует рифту Красного моря и залива Акаба, другая — восточиоафри.канеким рифтам. Нередки здесь сильные, разрушительные .и катастрофические землетрясения

Г. Б. Удинцев отмечает, что склоны рифтовых ущелий срединного хребта часто лишены покрова осад­ков, но дно их заполнено рыхлыми отложениям и оса-до'Чно-вулканогенной толщей, соответствующей по ско­ростям упругих волн второму слою океанической коры. Под ними залегают породы, характеризующиеся скоро­стями 6,7—7 км/сек, ниже — 7,5 км/сек, т. е. большими, чем в базальтовом слое. К рифтовой долине приурочены максимальные значения теплового потока и аномалии магнитного поля.

При помощи драг со дна рифтовых долин и с греб­ней окаймляющих их гор были подняты образцы ба­зальтовых лав, а также глубинных основньих и ультра­основных пород, в том числе серлентииизированные пе­ридотиты и серпентиниты. Большое количество образцов ультраосновных пород было получено также во втором рейсе «Курчатова» (1967), причем оказалось, что некоторые рифтовые хреб­ты действительно представляют собой блоки пород, ха­рактерных для верхней ма)нтии.

Макдональд указыва­ет на многочисленные включения дунитов, пироксени-гов, перидотитов в выбросах вулканов западного рифта в Уганде. По данным Дрейка и Гердлера , на дне Красного моря должны обнажаться оливиновые базальты или родственные им глубинные породы. Сейсмические исследования, проведенные этими авторами, свидетельствуют об отсутствии гранитного слоя на дне этой щелео бра зной впадины. Парадоксаль­ность этого результата исследований заключается в том, что рифт Красного моря (как и восточноафриканекие рифты) выкроен в древнейшей гранитной глыбе.

Краткий обзор рельефа и геологического строения Срединно-Индоокеанского хребта показывает, что этот хребет принципиально не отличается от Срединно-Атлантического. Исключение составляет одна черта — распространение рифтовой зоны в пределы смежных материковых структур, но эта особенность характерна также для другого срединного хребта — Тихоокеанского.

Срединный хребет Тихого океана

Как уже упоминалось, рифтовая зона Индийского океана продолжается к востоку от Центрально-Индий­ского хребта в виде Австрало-Антарктического подня­тия, которое затем переходит в Южно-Тихоокеанский хребет. Последний примерно от 130° з. д. получает на­звание Восточно-Тихоокеанского.

Менард описывает Восточно-Тихо­океанское поднятие как гигантский вал шириной более 2 тыс. км, высотой 2—3 км. В южном полушарии оно имеет на большем своем протяжении меридиональную ориентировку, но в районе о. Пасхи меняет простирание на северо-северо-восточное. При этом лежащий к северу отрезок поднятия сдвинут относительно южного отрезка к западу, что связывается с пересечением хребта глу­бинным разломом. Этот разлом продолжается и к во­стоку от о. Пасхи, проходя по гребню хребта о-вов Сала-и-Гомес.

Новое изменение простирания Срединно-Тихоокеанского хребта отмечается при переходе через экватор, в связи с разломом Галапагое. Интересно, что до этого участка в пределах гребневой зоны поднятия не обна­ружено рифтовой долины. Менард указывает, что это обстоятельство не есть следствие недостаточной изучен­ности рельефа дна океана в этом районе, так как трижды предпринимались специальные поиски рифта, ничего не давшие. Все же нельзя не заметить, что бати­метрия юго-восточного сектора Тихого океана в целом изучена значительно слабее, чем в других районах этого океана.

Севернее экватора гребень срединного поднятия, по­лучающего здесь название хребта Альбатрос, расчленен рядом поднятий и грабенов, в целом образующих, ви­димо, рифтовую зону. Крупная продольная впадина к востоку от подводных гор Математиков (между 13 и 18° с. ш.), возможно, имеет рифтовую структуру.

Четко выраженная рифтовая долина большой шири­ны, с очень неровным дном Северо-западнее, уже в пределах материка, зона рифтов находит свое про­должение в депрессиях Империал, Сен-Хоакин и Сакра­менто. Сдвиг депрессий и сопровождающих их подня­тий, вероятно, связан с поперечным глубинным разло­мом Сент-Андреас. Менард включает в гребневую зону также и район калифорнийского бордерленда, а далее на север — район подводных хребтов и впадин, т. е. часть дна Тихого океана, прилегающую к побережью Орегона. Чрезвычайно дробное расчленение побережья Британской Колумбии и Южной Аляски также, вероятно, обусловлено наложением срединно-океанической структуры на материковую.

Геофизические данные о строении Срединно-Тихо-океанского хребта

свидетельствуют, что вздутию земной коры здесь соответствует аналогичное вздутие мантии Земли. Под слоем рыхлых осадков из­менчивой мощности залегает второй слой, толщина ко­торого составляет около 1 — 1,2 км. Глубже расположен базальтовый слой; его мощность несколько меньше, чем под прилегающими котловинами океана,— в среднем 3,7 км против 4,9. Еще ниже залетает мантия, кровля которой приподнята. Однако под гребнем хребта, так же как и под Срединно-Атлантическим хребтом, скорости упругих волн меньше, чем это обычно отмечается для мантии, —7,5—7,6 км/сек вместо 8,1—8,3.

О том же говорят данные магнитометрической съем­ки. Зона хребта к западу от Калифорнии и Орегона вы­ражена на магнитометрических картах в ^виде узких меридиональных полос магнитных аномалий. При этом на участках, где Срединно-Тихоокеанское поднятие пе­ресекается широтными разломами, отмечаются крупные горизонтальные сдвиги аномальных зон с амплитудой до 150—250 км, а по одному из них даже 1200 км (что, впрочем, кажется сомни­тельным). Здесь, следовательно, имеется то же соотно­шение широтных разломов и срединного поднятия, о котором говорилось ранее при описании Срединно-Атлантического хребта.

О происхождении срединных хребтов

Итак, срединно-океанические хребты представляют собой сложную, но в общем единую планетарную си­стему. Они характеризуются сходным строением земной коры, общими морфологическими чертами, развитием мощных дизъюнктивных дислокаций, повышенной сей­смичностью, вулканизмом, высоким значением теплового потока. Все это свидетельствует, что срединные хребты являются зонами интенсивного современного горообра­зования. Но горообразовательный процесс здесь специ­фичен, он по своим видимым результатам существенно отличается от того, который присущ переходным зонам. В III главе нашей книги мы упоминали о далеко не полном соответствии местоположения срединных хреб­тов и критических зон Г. Н. Каттерфельда. Отмечалось также частичное соответствие между положением сре­динных хребтов и пучностями волн геоида. Однако, если бы даже это соответствие было более совершен­ным, все же механизм образования этих гигантских гор­ных сооружений не стал бы яснее.

Образование рифтовых структур на гребнях средин­ных хребтов можно рассматривать как признак растя­жения земной коры в пределах хребтов. Уменьшение мощности базальтового слоя под Тихоокеанским хреб­том также как будто бы -говорит о том же. На процесс растяжения указывает и отмеченные ранее горизонталь­ные смещения сегментов хребтов, ограниченных широт­ными разломами.

Многие американские авторы в качестве рабочей ги­потезы, пытающейся объяснить меканизм образования срединных хребтов и сопровождающее его растяжение земной коры, предлагают так называемую конвекцион­ную гипотезу. Сущность ее заключается в следующем. Разогретое вещество мантии испытывает восходящее движение, с чем связывается усиленный тепловой поток. Ближе к поверхности происходит охлаждение, а также отток вещества в стороны, сменяющийся затем нисхо­дящим движением. В результате кора вспучивается и растягивается, образуются разломы как следствие воз­никающих напряжений.

Конвекционная гипотеза была бы, вероятно, прием­лемой, если бы подкоровое вещество находилось в рас­плавленном состоянии и имело однородное строение. Есть ли причины, которые могут возбудить конвекцион­ные потоки в твердой или стекловидной неоднородной массе, причем потоки, действующие постоянно, образую­щие как бы устойчивые системы подкоровых течений, об этом трудно сказать. Если допускать восходящие движения в подкоровом веществе, то более приемлемы гипотезы гравитационной дифференциации и «зонного плавления». С ними согласуется и ряд других явлений: миграция радиоактивных элементов; возникновение оча­гов магмы в коре или под карой непосредственно; .зале­гание более легкого, гранитного слоя на более плотном и тяжелом, базальтовом и др. Однако ни конвекцион-

ная, ни другие гипотезы не Дают ответа на причины ло­кализации срединных хребтов, линейной ориентировки зон вспучивания коры, которые к тому же, как упомина­лось, не обнаруживают надежного соответствия и крити­ческим зонам Г. Н. Каттерфельда и М. В. Стоваса. Правда, Г. Н. Каттерфельд, а также Г. П. Тамразян указывают на эффект скручивания, связанный с неравномерностью вращения северного и южного полу­шарий, как на механизм, объясняющий это несоответ­ствие. Но и учитывая (качественно) эффект скручива­ния, мы можем лишь объяснить отклонения осевых ли­ний материковых или океанических горных сооружений от направления север — юг.

По-видимому, многие затруднения могла бы разре­шить гипотеза общего расширения Земли, в последнее время приобретающая все новых сторонников. Если принять, что подкоровое вещество подвержено расши­рению, естественно предположить, что земная кора бу­дет раскалываться, «рваться» там, где она тоньше, т. е. в средних частях океанов. Однако эта гипотеза встре­чает ряд трудностей, о которых мы будем говорить в предпоследней главе книги.

Привлекательна гипотеза Хесса, ставя­щая образование срединных хребтов и рифтовых струк­тур в связь с процессами серпентинизации. В петрогра­фии образование серпентинитов рассматривается как результат метаморфизации пород и минералов, слагаю­щих верхнюю мантию.

Увеличение объема приводит к вздутию коры, выпучи­ванию ее породами верхней мантии или нижнего слоя коры, испытавшими серпентинизацию. Дальнейшее раз­витие .процесса приводит к растяжению коры, к образо­ванию разрывов и формированию рифтовых структур. Гипотеза Хесса также не объясняет локализацию серпентиновых поясов, их приуроченность к определен­ным зонам, но она по крайней мере дает представление о механизме формирования срединных поднятий и хо­рошо -согласуется с геологическими данными. Призна­вая местное (в пределах зоны серпентинизации) расши рение земной коры, она позволяет обойтись без сомни­тельной гипотезы общего расширения Земли. Поскольку реакция серпентинизации обратимая, данная гипотеза содержит косвенные указания и на причины отмирания и разрушения срединных хребтов.

Г. Б. Удинцев, подчеркивая специфичность горообразования в зонах срединных хребтов, отмечает, что восходящие движения вещества мантии приводят к его динамоэдорфизму и серпентинизации. Выпучивание мантии и прикрывающей ее земной коры имеет следст­вием растяжение и раскалывание коры. Таким образом возникают вытянутый вдоль зоны серпентинизации свод и рифтовые долины по оси этого свода. Это особая тектоническая зона нашей планеты. «По своим масшта­бам и по значению протекающего в ней процесса обра­зования особого типа коры она сопоставима с геосин-клинальными поясами».

11. Геолого-геоморфологическое строение Балтийского моря

Примерный план:

1. Географическое положение и границы Балтийского моря