Материал: Океаны как структурный элемент высшего порядка

Среди эпиплатформенных рифтовых зон четко выделяются два типа, существенно различающихся по характеру структур, относительной роли вулканизма и истории формирования. Автор назвал их щелевым и сводово-вулканическим (Милановский, 1970):

а) рифтовые зоны сводово-вулканического типа (Эфиопская и Кенийская зоны Восточной Африки) характеризуются исключительно мощной и Длительной наземной вулканической деятельностью. Она начинается на широкой площади еще до заложения рифта, а впоследствии продолжается в пределах осевого грабена и связанных с ним второстепенных грабенов и зон разломов. Главную роль играют извержения основных и средних лав и пирокластолитов сильно щелочного и слабо щелочного ряда. В Эфиопской рифтовой зоне существенную роль играют также кислые (с повышенной щелочностью) вулканиты. Возникновению рифта предшествует длительный рост обширного пологого овального сводового поднятия, сопровождаемый мощными извержениями, затем в его осевой ослабленной зоне закладывается сравнительно неглубокий грабен, а также связанные с ним дополнительные грабены и сбросы - поперечные и диагональные на крыльях свода и веерообразно расходящиеся на его периклиналях. Амплитуда горизонтального растяжения в сводово-вулканических рифтовых зонах минимальна. Они отличаются умеренной сейсмичностью. Формирование свода, характеризуемого крупным гравитационным минимумом, по-видимому, связано с возникновением линзы разуплотненного, аномально разогретого материала и с отдельными магматическими очагами в верхах мантии, а образование грабенов частично обусловлено проседанием блоков коры при разгрузке этих очагов в процессе извержений;

б) рифтовые зоны щелевого типа отличаются большей глубиной грабенов, которая может достигать 3-4 (Верхнерейнский грабен) и даже 5-7 км (Южно-Байкальский грабен). С большой мощностью рыхлых осадков в грабенах связаны крупные гравитационные минимумы. Нередко грабены кулисно подставляют друг друга. Краевые поднятия значительно уже, чем в сводово-вулканических рифтах, прослеживаются не повсеместно, нередко лишь с одной стороны грабена, и иногда вовсе отсутствуют, а в некоторых случаях (рифтовая зона Северного моря) развитие рифтов происходит на фоне общего опускания. Местами внутри рифтовой зоны возникают сводо- и горстообразные поднятия, достигающие в отдельных случаях огромной высоты (до 4- 5 км в блоке Рувензори в Танганьикской зоне). С внутренними поднятиями связаны гравитационные максимумы, и их выдвигание носит антиизостатический характер. Щелевые рифтовые зоны характеризуются относительно слабыми, локальными и эпизодическими проявлениями вулканизма или полным их отсутствием. По этому признаку среди них можно выделить слабовулканические (Танганьикская, Верхнерейнская) и невулкаиические зоны (средний сегмент Байкальского рифтового пояса). Центры извержений приурочиваются к седловинам между четковидно расположенными грабенами, их прибортовым ступеням, краевым поднятиям и другим приподнятым участкам. Петрохимически вулканизм близок к сводово-вулканическим зонам, но здесь чаще присутствуют крайне щелочные серии (натриевые или калиевые) и карбонатиты. Вулканическая активность может проявляться на разных стадиях рифтогенеза.

Процесс формирования щелевых зон начинается с заложения узких линейно вытянутых грабенов (обычно приуроченных к древним ослабленным зонам), заполняемых первоначально тонкообломочными («молассоидными»), а также карбонатными и хемогенными осадками, которые впоследствии сменяются более грубообломочными континентальными молассами. Этот формационный ряд, а также геоморфологические данные показывают, что интенсивный рост краевых и внутренних поднятий начался позднее заложения грабенов, а местами еще не проявился. Концепция возникновения рифта в результате обрушения свода к щелевым рифтовым зонам неприменима. Эти зоны более сейсмичны, чем сводово-вулканические. Амплитуда горизонтального растяжения в них может быть большей, чем в последних, но, по-видимому, обычно не превышает 5-10 км. В грабенах щелевых рифтовых зон, очевидно, происходит значительная «утечка» тепловой энергии. В некоторых щелевых зонах, помимо раздвиговой, имеется сдвиговая компонента. В Левантинской зоне последняя, по-видимому, значительно превосходит поперечное растяжение, а на отдельных ее участках горизонтальная деформация приближается к чистому сдвигу.

В рифтовых поясах и зонах молодых складчатых сооруженийрифтообразование следует за геосинклинальным циклом развития, являясь непосредственным продолжением его заключительного, орогенного этапа. В процессе рифтогенеза в этих зонах нередко возникает система из узких, но весьма протяженных (до многих сотен километров) взаимопараллельных грабенов, разделенных соизмеримыми с ними узкими горстами или односторонними горстами (рифтовая система Кордильер). Амплитуды относительного перемещения блоков по разделяющим их нормальным наклонным сбросам достигают 2-5 км. Наряду с общим значительным горизонтальным растяжением могут иметь место значительные сдвиговые деформации (например сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии). Формирование рифтогенных структур предваряется и сопровождается исключительно мощными извержениями магмы известково-щелочного ряда, как кислой, так и основной. Питание вулканов происходило из очагов разной глубинности, располагавшихся как в верхней мантии (очаги базальтового вулканизма), так и в коре (очаги липарито-дацитового вулканизма). Рассредоточенность растяжения и сопутствующего вулканизма в пределах очень широкой полосы с многочисленными грабенами в некоторых эпиорогенных рифтовых зонах, очевидно, связана с тем, что рифтогенез развивается в условиях более «прогретой» и «пластичной», а в верхней части - раздробленной литосферы по сравнению с относительно «жесткой» и «холодной» литосферой эпиплатформенных рифтовых зон.

Трансформеные разломы

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

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

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

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

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

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

Трансформные разломы различаются по своему масштабу и значению. Прежде всего выделяется категория крупнейших разломов. В.Е. Хаин предложил именовать их магистральными, а Ю.М. Пущаровский - трансокеанскими, они пересекают океан от края до края, не только срединные хребты, но и абиссальные равнины, и могут продолжаться в пределы смежных материков. Протяженность подобных разломов нередко составляет несколько тысяч километров, например разломов-гигантов северо-восточной чисти Тихого океана - Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон, а расстояние между ними - порядка тысячи километров.

Такие разломы известны во всех океанах: в Тихом - помимо названных разлом (зона разломов) Элтанин в юго-восточной его части, в Атлантическом - разломы Чарли - Гиббс, Азоро-Гибралтарский, разломы экваториальной зоны: Вима, Чейн, оманш, разломы Риу-Гранди и Фолклендско-Агульясским, в Индийском - Оуэн на северо-западе, в Северном Ледовитом - Шпицбергенский разлом. Эти разломы в наибольшей мере отвечают исходным представлениям Дж. Т. Вилсона. Они делят океаны на сегменты, раскрывавшиеся в разное время. Например, Атлантика к югу от Азоро-Гибралтарского разлома начала раскрываться еще в конце средней - начале поздней юры, а к северу - лишь в начале мела.

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

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

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

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

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

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

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

Океанские плиты, их структуры

ТЕКТОНИКА ПЛИТ, новая глобальная тектоника (a. plate tectonics; н. Plattentektonik; ф. tectonique globale; и. tectonica en placas), - reoдинамич. теория, объясняющая движения, деформации и сейсмич. активность верхней оболочки Земли. Т. п.- совр. вариант концепции МОБИЛИЗМА. Осн. положения Т. п. сформулированы в 1967-68 группой амер. геофизиков - У. Дж. Морганом, К. Ле Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей амер. учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов, предвосхищенных англ. геологом А. Холмсом в 1931 и англ. учёным О. Фишером в кон. 19 в., а также нем. учёным А. Вегенером в его гипотезе дрейфа материков (1912).

Осн. положения Т. п. сводятся к следующему. ЛИТОСФЕРА подстилается менее вязкой АСТЕНОСФЕРОЙ, которая устанавливается по данным сейсмич. и магнитотеллурич. исследований (снижение скорости распространения сейсмич. волн и электрич. сопротивления). Литосфера разделена на огранич. число больших (7) и малых плит, границы к-рых проводятся по сгущению очагов землетрясений. К числу крупных плит принадлежат: Тихоокеанская, Евразиатская, Северо-Американская, Южно-Американская, Африканская, Индо-Австралийская, Антарктическая (рис.), Литосферные плиты, движущиеся по астеносфере, обладают жёсткостью и монолитностью; испытывают взаимные горизонтальные перемещения трёх типов: а) расхождение (дивергенцию) в осевых зонах срединно-океанич. хребтов, б) схождение (конвергенцию) по периферии океанов, в глубоководных желобах, где океанские плиты пододвигаются под континентальные или островодужные, в) скольжение вдоль т. н. ТРАНСФОРМНЫХ РАЗЛОМОВ. Все эти типы смещений устанавливаются по сейсмич. данным (определение механизмов смещений в очагах землетрясений). Расширение - спрединг ложа океанов в связи с расхождением плит вдоль осей срединных хребтов и рождение новой океанской коры компенсируются её поглощением в зонах поддвига - субдукции океанской коры в глубоководных желобах, благодаря чему объём Земли остаётся постоянным. Движение плит по поверхности астеносферы подчиняется теореме Л. Эйлера, описывающей траектории взаимного перемещения сопряжённых точек на сфере как дуги окружностей, проведённых относительно некоторых полюсов вращения; последние расположены на пересечении поверхности Земли осью, проходящей через центр Земли. Причина перемещения литосферных плит - тепловая конвекция в мантии Земли.