геотектоника

быстром подъеме базальтовой магмы обеспечивается расклинивающий эффект, который оказывает магма на породы земной коры. Застывшие магматические клинья выражены системами параллельных даек в основании океанической коры. В условиях медленного спрединга важ-

ную роль может играть деформационный механизм рифтогенеза, при которомрастяжениереализуетсяразрывнымиивязкимидеформациями земнойкорывотносительноузкойполосесуменьшениемеемощности.

Отмирание зон океанического рифтогенеза может происходить при изменении внешних геодинамических условий. В результате могут формироваться палеоспрединговые хребты. Один из вариантов такого отмирания – это резкое смещение, перескок (jumping) оси спрединга. После того, как скорость спрединга снижается до минимальных значений, растягивающие напряжения прекращаются и наступает длительная пассивная фаза, когда литосфера под хребтом охлаждается, наращивает свою мощность снизу за счет кристаллизации астеносферного материала. Это сопровождается изостатическим опусканием, рельеф хребта сглаживается, он все больше перекрывается осадочным чехлом.

Абиссальные равнины по площади являются преобладающим элементом строения океанического ложа. Они располагаются между сре- динно-океаническими хребтами и подножиями континентов и имеют глубину от 4 до 6 км. Кора в пределах абиссальных равнин выдержана по толщине, за исключением того, что осадочный слой в направлении к континентальным окраинам увеличивается по мощности за счет появления все более древних горизонтов, вплоть до верхов средней юры.

Некоторыеравнины(особенновАтлантическомиИндийскомокеанах) обладают идеально плоской поверхностью дна, другие, преимущественно в Тихом океане, характеризуются холмистым рельефом. Среди равнин возвышаются подводные вулканические горы. Их особенно много в пределах Тихого океана. Особую разновидность подводных гор образуют гийоты – плосковершинные возвышенности вулканического происхождения, встречающиеся на глубине около 2 км. Их вершины ранее были срезаны морской абразией, затем перекрыты мелководными осадками, иногда, рифами, и далее погрузились в результате охлаждения коры ниже уровня океана.

Абиссальные равнины крупными подводными хребтами и возвышенностями разделяются на отдельные котловины. Среди подводных поднятий выделяются изометричные возвышенности овально-округлой формы (Бермудское в Атлантики), плоские возвышенности за счет осадочного чехла – океанские плато (Онтонг-Джава в Тихом океане). Другие – линейные, протягивающиеся на тысячи километров при ширине

31

сотни километров (Мальдивский и Восточно-Индийский хребты в Индийском океане). Все эти хребты и возвышенности поднимаются над смежными котловинами на 2–3 км. Кое-где их вершины выступают над уровнем моря в виде островов (Бермудские острова). Для большинства поднятий очевидно вулканическое происхождение. Для ИмператорскоГавайского хребта оно доказывается современным вулканизмом на о. Гавайи, вулканической природой остальных островов Гавайской цепи. Для этих и других островов, кроме эффузивов, известны интрузии пород – дифференциатов щелочно-базальтовой магмы. Практически под всеми подводными поднятиями отмечается утолщение коры, которое можетпревышать30 км. Первоначальнозначительнаячастьвнутренних поднятийокеанасутолщеннойкоройотносиласькмикроконтинентам. Однако последующие исследования показали, что число современных представителей этой категории структур весьма ограниченно. В Атлантике к ним относится плато Роккол, в Индийском океане – Мадагаскар. В Тихом океане – Новая Зеландия с Новозеландским подводным плато. В Северном Ледовитом океане – хр. Ломоносова. Микроконтиненты обладают плоской поверхностью, лежащей на глубине около 2 км, но отдельные их части могут выступать над водой в виде островов. По сравнению с абиссальными равнинами осадочный чехол микроконтинентов обладает увеличенной мощностью. В нем могут присутствовать отложения, предшествующие раскрытию данного океана. Возраст фундамента может изменяться от палеозойского до архейского. Микроконтиненты откалывались от континентов на ранних стадиях раскрытия океана. Затем ось спрединга перескакивала в центральную часть современного океана.

Современный Мировой океан состоит из нескольких океанов. Из них Тихий океан – самый большой океан нашей планеты. Он занимает около трети поверхности земного шара и почти половину площади Мирового океана – 178,6 млн км². Это самый глубокий океан, его средняя глубина более 4 км, а максимальная – 11 022 м отмечена в Марианской впадине. Ложе океана занимает 63 % его площади. Системой поднятий оно разделяется на ряд котловин, наиболее крупные из которых расположены по центральной оси ложа. На западе для котловин характерна холмистая поверхность, в восточной части океана (Северо-Восточная, Южная котловины и др.) отмечается грядово-холмистый рельеф. Ложе осложнено вулканическими хребтами (Императорский, Гавайский хребты и др.). Характерны также многочисленные (около 7 тысяч) гийоты. В основном они расположены на сводовых поднятиях, валах, а также вдоль разломов. В восточной части расположен Тихоокеанский

32

срединный хребет, смещенный относительно средней линии к востоку. Площадь его – 13 % общей площади океана. Значительная часть хребта

вСеверном полушарии уходит под Северную Америку. Отличительная черта – его сравнительно небольшая высота (от 1 до 2,5 км), значительная ширина (до 3 тыс. км), отсутствие четко выраженной рифтовой долины. Осевой блок здесь часто представлен гребнем высотой

внесколько сотен метров и шириной несколько десятков километров. Тихоокеанский хребет разделяется на несколько звеньев. Среди них – Южно- и Восточно-Тихоокеанское поднятия, хребты Гордн и Хуан-де- Фука. Выделяются также две большие ветви – Галапагосская и Чилийская. Среди наиболее крупных трансформных разломов, рассекающих хребет на сегменты, смещенные друг относительно друга в широтном направлении выделяются: Элтанин, Галапагосский, Мендосино, Кларион, Клипперон. Специфической морфоструктурой Тихого океана является Новозеландское плато – глыба материковой коры, не связанная с окружающими континентами.

Атлантический океан составляет около четверти Мирового океана (площадь 90,5 млн км²). Его средняя глубина составляет 3844 м. Ложе океана (около 35 % его общей площади) характеризуется сочетанием глубоководных котловин (Северо-Американская, Канарская, ЗападноЕвропейская, Бразильская, Ангольская, Капская) и подводных поднятий. Для котловин характерен абиссальный холмистый рельеф.

Срединно-Атлантический хребет занимает почти половину площади океана. Его ширина около 1400 км при превышении над дном до 4 км, склоны его крутые. Рифтовая зона на всем своем протяжении отчетливо выражена. Трансформными разломами хребет разделен на несколько фрагментов: северный (хребты Книповича и Мона) доходит до о. Ян-Майен; далее следуют хребет Кольбейнст и Большой Исландский грабен (о. Исландия). К югу он продолжается хребтом Рейкьянес и до Азорских островов имеет строго меридиональное простирание. В районе экватора, трансформные разломы Романш, Вима, Сан-Паулу, Чейн и др. смещают его на несколько сотен километров. Южно-Атлантический хребет сохраняет субмеридиональное положение.

Средиземноморский бассейн в океанологическом отношении принадлежит бассейну Атлантического океана, а в тектоническом смысле отличаетсясложнымстроением, отражающимдлительноеегоразвитие,

взначительной степени унаследованное от полициклического океана Тетис. Средиземное море через Дарданеллы – Мраморное море – Босфор соединяется с глубоководным Черным морем. В пределах Средиземноморья имеются глубоководные котловины, во многом сходные с

33

океаническими, обширные мелководные плато, глубоководные желоба и рифтовые зоны, подводные хребты и отдельные вулканы.

Восточная часть Средиземного моря одновозрастна с основным океаном Тетис. Она представляет собой южные глубоководные бассейны этого океана.

Западная часть Средиземного моря (Западно-Средиземноморский бассейн) возникла на неотектоническом этапе (в олигоцене) как малый океанический бассейн уже после закрытия океана Тетис.

Индийский океан имеет площадь 76,8 млн км² (около 20 % площади Мирового океана). Его средняя глубина 3963 м. Ложе океана состоит из 24 глубоководных котловин из которых наиболее крупные: Центральная, Западно-Австралийская, Мадагаскарская, Сомалийская. Ложе осложнено меридиональными разломами. В пределах котловин выявлено около тысячи гийотов. Котловины разделены подводными поднятиями (хребтами): Мальдивским, Восточно-Индийским, Мадагаскарским, Мозамбикским, Маскаренским, Амирантским и др.

Срединно-океанические хребты Индийского океана – это сложная система подводных горных цепей, в которую входят: Западно-Индий- ский хребет, продолжающий систему Срединно-Атлантических хребтов; Австрало-Антарктический хребет, соединяющийся с хребтами Тихого океана; Центрально-Индийский хребет, возникший при слиянии первых двух хребтов; Аравийско-Индийский; хребет (Карлсберг). Сре- динно-океанические хребты осложнены трансформными разломами.

Северный Ледовитый океан – самый маленький океан. Его площадь 15,2 млн км² (4,2 % площади Мирового океана). Средняя глубина 1300 м. Ложе океана составляет 40 % его площади и образовано небольшими глубоководными котловинами: Амундсена, Нансена, Макарова, Толя, Бофорта. Они разделены подводными поднятиями – погруженными блоками континентальной коры, выраженные хребтами: Ломоносова, Менделеева, Альфа.

Срединно-океанический хребет продолжает Срединно-Атланти- ческий хребет. Он начинается хребтом Гаккеля, который обладает незначительной шириной, редуцированными флангами. В сущности, он образован одной рифтовой долиной. Предполагается его продолжение на суше в дельте Лены в системе Момского рифта.

Возраст океанов, ограниченных пассивными окраинами, определяется возрастом их наиболее древней коры, соответствующей началу раскрытия океанов. Для Атлантического океана – это 170 млн лет (батский-келловейский века средней юры). Для Индийского океана – 158 млн лет (оксфордский век поздней юры). Для Северного Ледовито-

34

го океана – 120 млн лет (ранний мел). Для Тихого океана, окруженного активными окраинами, на основе палеогеографических реконструкций выделены фрагменты бывших пассивных окраин с возрастом, относящимся к позднему рифею (в Северо-Американских Кордильерах), позднему рифею – раннему кембрию (складчатая система Аделаида в Австралии). Таким образом, современная молодая кора Тихого океана является лишь обновленной, а само начало существования этого океана относится к позднему протерозою, хотя с того времени его площадь и конфигурация претерпели существенные изменения.

Приведенные датировки возраста современных океанов относятся к наиболее древним их частям. Однако раскрытие океанов происходило не сразу на всем протяжении, а по отдельным сегментам, разделенным магистральными трансформными разломами. В конце средней юры и в продолжение поздней юры раскрылся центральный сегмент Атлантики между Азоро-Гибралтарским разломом на севере и Экваториальной зонойразломовнаюге. Втечениераннегомелапроцессраспространилсяк северудомагистральноготрансформногоразломаЧарли–Гиббса. Вконце мела спрединг достиг Гренландско-Фарерского порога, проходящего черезИсландию. НаэтомэтапесформироваласьпобочнаяЛабрадорская ветвь спрединга, отделившая к концу эоцена Гренландию от Северной Америки. В конце палеоцена – начале эоцена спрединг распространился из Северной Атлантики в Норвежско-Гренландский бассейн Арктики, затем, преодолев Шпицбергенский разлом, проник в Евразийскую котловину Северного Ледовитого океана, сформировав хребет Гаккеля.

ВЮжной Атлантике процесс пропагации спрединга также происходил с юга на север. В поздней юре произошло отделение Африки от Южной Америки и Антарктиды и к началу мела раскрытие дошло до Фолклендско-Агульясского разлома. В неокоме оно продвинулось на север до разлома Риу-Гранди. В конце апта – Альбе раскрылся Анго- ло-Бразильский сегмент, а в конце сеномана произошло объединение Южной и Центральной Атлантики.

ВИндийском океане в поздней юре спрединг распространялся на юго-запад, отделяя Африку от Индии, Мадагаскара и Антарктиды, а затем с севера на юг и юго-восток, отделив в конце юры – начале мела Индию от Австралии и в начале сеномана – Австралию от Антарктиды.

Впозднем миоцене спрединг развивался от разлома Оуэн в Аденский залив и в Красное море.

Сложнее шло развитие Тихого океана, где происходила перестройка плана расположения осей спрединга. Современные их очертания начали формироваться в конце мела.

35

3.3. Области перехода континент – океан

Переходотокеаническихсегментовлитосферныхплиткконтинентальным выражен пассивными, активными и трансформными типами окраин континентов, хотя они в такой же мере являются окраинами океанов, поскольку занимают около 20 % их площади.

Строение и развитие пассивных окраин континентов обуслов-

лено историей геологического развития, в начале которого происходил континентальный рифтогенез с последующей эволюцией континентальных рифтов в зоны океанического спрединга, выраженного средин- но-океаническими хребтами. В настоящее время главными особенностями пассивных окраин являются их внутриплитное положение, низкаявулканическаяисейсмическаяактивностьсотсутствиемглубинных сейсмофокальных зон. Пассивные окраины характерны для Атлантического, Индийского, Северного Ледовитого океанов, а также для антарктической окраины Тихого океана. Их возраст изменяется от 200 млн лет назад до эоцена включительно. В строении пассивных окраин выделяются шельф, континентальный склон и континентальное подножие.

Шельф – это подводное продолжение прибрежной равнины материка. Средняя глубина моря в пределах шельфа составляет около 200 м. Одним из элементов пассивных окраин могут быть краевые плато – опущенные на глубину 2–3 км участки шельфа, отделенные от него тектоническими уступами либо рифтовым трогом. Ширина таких плато может достигать нескольких сотен километров. Шельфы и краевые плато подстилаются корой континентального типа, такой же, как и кора прилегающего материка, но утоненной до 25 км, нарушенной многочисленными разломами и дайками пород основного состава. Горсты и грабены разделены листрическими сбросами, выполаживающимися в сторону океана. В средней части коры или в ее подошве они сливаются в единуюповерхность срыва, полого наклоненную в тужесторону. Грабены часто выполнены различными континентальными осадками, которые вверх по разрезу сменяются лагунными и нормально-морскими отложениями. Для разрезов морских отложений характерны трансгрес- сивно-регрессивные циклы, обусловленные эвстатическими колебаниями уровня океана. Мощность всех этих отложений плавно возрастает к бровке шельфа. Осадочный материал может выноситься за пределы шельфа, образуя наслаивающиеся друг на друга клиноформы, обеспечивающиепродвижение(пропагацию) шельфавсторонуконтинентального склона. В аридном климате при ограниченном поступлении материалассушибровкашельфаможетбытьотмеченабарьернымирифами.

36

Континентальный склон представляет полосу дна шириной не более 200 км. Его средний наклон около 4° осложняется более крутыми участками и вертикальными уступами. Подошва континентального склона расположена на глубинах 1500–3500 м. Континентальные склоныивнутренниечастиконтинентальныхподножийподстилаютсясубокеанической корой – резко утоненной, пронизанной дайками основных пород первично континентальной корой.

Континентальное подножие по ширине может достигать 1000 км, а его предельная глубина составляет 5000 м. Оно сложено мощной толщей (15 и более километров) осадков, сформированных в процессе лавинной седиментации. Часто это слившиеся в единый шлейф конусы выноса подводных каньонов и долин, представляющих подводное продолжение крупных рек суши. В основном это отложения мутьевых потоков (турбидиты), придонных течений (контуриты), а также подводных оползней (гравитационные олистостромы).

В развитии пассивных окраин выделяют три главные стадии: предрифтовую, рифтовую и пострифтовую, или спрединговую (дрифтовую).

На предрифтовой стадии будущая пассивная окраина может испытывать некоторое поднятие, в результате которого какая-то часть ранее сформировавшегося платформенного чехла может быть размыта, а оставшаяся часть может рассматриваться как предрифтовая.

Нарифтовойстадиикораподвергаетсяинтенсивномудроблениюразломамилистрическоготипасобразованиемграбенов, полуграбеновигорстов. Грабены заполняются обломочными континентальными осадками, внедрением даек основных пород, излияниями базальтов типа континентальных толеитов, утонением коры за счет ее латерального растяжения.

На пострифтовой стадии происходит раскол коры, начинается спредингсобразованиемокеаническойкоры. Переходкспредингуфиксируется несогласным залеганием пострифтового комплекса на рифтовом. Это несогласие называется несогласием растяжения (breakup unconformity). Оно позволяет датировать начало спрединга в сопряженном океаническом бассейне. Аналогичное значение имеет смена континентальных толеитов океаническими. Пострифтовая стадия характеризуется также постепенным погружением пассивной окраины и последовательным наращиванием мощности шельфовых осадков. Это обусловлено, с одной стороны, последовательным охлаждением окраины по мере ее удаления от оси спрединга, а с другой – нарастанием мощности осадков.

Выделяется особый тип пассивных окраин – вулканические окраины. Он формируется при наложении на формирующийся рифт мантийного плюма.

37

Активные окраины континентов имеют более сложное строе-

ние, чем пассивные. В отличие от пассивных окраин, являющихся внутриплитными структурами, они напрямую связаны с конвергентными границами литосферных плит, поэтому их главная особенность – наличие активной зоны субдукции. Выделяются приконтинентальный (вос- точно-тихоокеанский) и островодужный (западно-тихоокеанский) типы активных окраин.

Зоны субдукции в рельефе дна океанов выражены закономерным сочетанием морфоструктур. Линия непосредственного контакта литосферных плит проходит вдоль оси глубоководного желоба. Глубина океана над желобом может достигать 11 км (Марианская впадина). По материалам лазерной и радарной альтиметрии глубоководные желоба отчетливо выражены на водной поверхности, где их глубина составляет 10–15 м. Поперечный профиль глубоководных желобов асимметричен. Погружающееся (субдуцирующее) крыло пологое (около 5°), а висячее более крутое (10–20°). Дно желоба узкое (от первых сотен метров до нескольких километров). Со стороны погружающейся плиты желоб может быть оконтурен пологим краевым валом с относительной высотой 200–1000 м. С противоположной стороны параллельно желобу проходят подводные и (или) надводные гряды, образующие невулканическую внешнюю островную дугу, которая междуговым бассейном отделена от

внутренней вулканической дуги. Иногда внешняя дуга не образуется, и ееместозанимаетрезкийперегибподводногорельефаубровкижелоба. Далее, в сторону континента располагается задуговой бассейн (глубоко-

воднаякотловинаокраинногоморя), азанимсобственноконтиненталь-

ная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но обычно более узкая. Такой набор морфоструктур характеризует островодужный

(западно-тихоокеанский) тип активных окраин.

В случае приконтинентального, или восточно-тихоокеанского типа активной окраины, когда глубоководный желоб примыкает непосредственно к континенту. Крутой склон желоба одновременно является и континентальным склоном и узким шельфом. Ширина всей этой зоны около 200 км. При обильном поступлении осадочного материала желоб может быть полностью им заполнен и в рельефе дна не выражен. В этом случае он выделяется по геофизическим данным. Аналогом невулкани-

ческойдуги являетсябереговойхребет, которыйпродольнымидолинами

(аналог междугового бассейна) отделяется от главного хребта с вулканическими постройками (аналог вулканической дуги). Далее располагается полоса равнинного рельефа. Анды – наиболее мощная и представительная из современных горных систем такого происхождения.

38

Геофизическоевыражениезонсубдукцииимеетсложныйхарактер. По сейсмологическим данным они выражены сейсмофокальными зона- ми(зонамиЗаварицкого-Беньофа), которыепредставляютсовокупность очагов землетрясений, уходящих на глубину под крутое крыло глубоководного желоба вдоль наклонной поверхности. Это явление объясняется погружением жесткой литосферной плиты до определенной глубины, при котором возникают очаги упругих колебаний. Дальнейшее погружение при повышении температуры и давления носит асейсмичный характер вследствие снижения упругих свойств литосферы. Глубинность зон зависит в основном от зрелости погружающейся литосферы, которая с возрастом охлаждалась и увеличивала свою толщину. На глубинность зон влияет также скорость субдукции. При больших ее значениях погружающаяся литосфера сохраняет свои упругие свойства на больших глубинах. В окраинно-материковых системах наклон зон субдукции всегда направлен в сторону континента. В зонах субдукции океанского (марианского) типа направление наклона сейсмофокальных зон определяется направлением, в котором древняя океанская литосфера погружается под молодую литосферу и не зависит от расположения ближайшего континента.

Профиль зон Заварицкого–Беньофа с глубиной испытывает закономерные изменения. Углы наклона у поверхности составляют 10–35° по мере погружения сначала незначительно, затем обычно происходит отчетливый перегиб, за которым возможно и дальнейшее нарастание уклона вплоть до вертикального.

Внутреннее строение зон Заварицкого–Беньофа закономерно меняется с глубиной. Близ поверхности (под желобом) очаги землетрясений размещаются внутри литосферы, в основном в ее верхней части, испытывающей растяжение, реже в средней части в условиях сжатия. И в том, и в другом случае оси напряжений ориентированы поперек желоба и обусловлены упругим изгибом литосферы перед ее погружением в зону субдукции. Ниже 15 кмсубдукцияможетбытьасейсмичнойвследствие выделения из океанической коры большого количества воды, возникновения сверхвысокого давления и снижения трения. Далее на протяжении нескольких десятков километров сосредоточена максимальная сейсмическаяактивность. Глубже, гдепогружающаясялитосферавыходит из соприкосновения с висячим крылом и погружается в астеносферу, все очаги снова расположены внутри слэба. Они фиксируют сжатие или растяжение, ориентированные по наклону слэба. Если в астеносферу погружается древняя мощная литосфера, сейсмические очаги образуют в ней двойные сейсмофокальные зоны, которые прослеживаются

39

на глубинах до 150 км. Еще глубже зона Заварицкого–Беньофа продолжается цепочкой очагов в верхней части литосферы, образующихся в условиях сжатия, ориентированного по наклону слэба.

Сейсмичность над зонами Заварицкого–Беньофа определяется в основном мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и интенсивностью проходящего через нее теплового потока.

В островных дугах сейсмичность над зоной Заварицкого–Беньофа начинается у желоба и прослеживается на 500 км и более. Это преимущественно неглубокие (до 30 км) очаги. В целом они формируют горизонтальную систему, приуроченную к верхам литосферы и отделенную от зоны Заварицкого–Беньофа клином разогретых до температуры 1500 °С пород. Вблизи вулканической дуги наблюдается асейсмичный фронт шириной несколько десятков километров.

На активных окраинах андского типа с мощной континентальной литосферой сейсмические очаги над зоной Заварицкого–Беньофа распространены в основном в пределах верхних ста километров.

Методы сейсмической томографии дают трехмерное изображение погружающегося слэба, пересекающего астеносферу. При этом в одних зонах слэб, дойдя до глубины 660 км, где вязкость пород резко возрастает в 10–30 раз, изгибается и следует вдоль этой границы. В других зонах он следует наклонно, уходя в нижнюю мантию, где постепенно теряет свои очертания.

Магнитотеллурическое зондирование позволяет выделить наклон-

ную проводящую область над кровлей слэба и вертикальную – под вулканическим поясом.

По данным гравиметрии перед глубоководным желобом в океане прослеживаются положительные аномалии (40–60 мГл), совпадающие с краевым валом. Над глубоководным желобом появляется резкая отрицательная аномалия (от 120 до 300 мГл).

По данным магнитометрии вдоль внутреннего края желоба обнаруживаются положительные магнитные аномалии. Иногда за желобом прослеживаются в ослабленном виде полосовые магнитные аномалии.

Геотермические наблюдения показывают снижение теплового потока по мере погружения относительно холодной литосферы и резкого его увеличения в области активных вулканов.

Геологическое выражение зон субдукции проявляется в специфике седиментации, тектонических деформаций, магматизма и метаморфизма. В обстановках окраинно-материкового (андского) типа в глубоководном желобе накапливаются флишоидные отложения, терригенные и туфогенные турбидиты. Важно отметить, что независимо от длитель-

40