Первый же профиль глубинного зондирования преломленными волнами в глубоководной части Атлантического океана [5] показал, что мощность океанической коры составляет здесь всего от 1/4 до 1/3 средней мощности континентальной коры. Последующие работы автора подтвердили эту особенность; они были взяты за основу при составлении осредненного разреза коры океанических впадин, который схематически изображен в средней части фиг 1. Хотя приведенный разрез отражает данные по Североамериканской впадине, нет оснований считать, что другие впадины Атлантики существенно отличаются от нее.
Данные, полученные методом преломленных волн, свидетельствуют о почти одинаковой мощности двух нижних слоев коры, сложенных кристаллическими породами, на всем протяжении профилей; вместе с тем при переходе из одной части впадины в другую отмечались значительные изменения мощности осадков. Однако осредняющий эффект, присущий .методике преломленных волы, не позволил измерить локальные изменения мощности осадков и установить детали их строения. Все это удалось осуществить в начале шестидесятых годов благодаря разработке методики и усовершенствованию аппаратуры для непрерывной записи отражений при профилировании. Результаты таких сейсмических эхолотирований оказались столь обещающими, что с тех пор отраженным волнам стали уделять больше внимания, чем преломленным. Современное профилирование — это, по существу, регистрация показаний эхолота, которая позволяет определять с существенными деталями общую мощность и слоистое строение осадочных отложений с небольшой скоростью сейсмических волн. Измерения можно производить при обычной крейсерской скорости исследовательских судов (10—12 узлов). Объем накопленных таким образом данных составляет сейчас только для Атлантики сотни и тысячи километров профилей.
Мантия
Мантию под океанами, как и под континентами, определяют но вступлениям волн Р со скоростью около 8 км/с. Регистрируются в мантии и скорости, как заметно превышающие это среднее значение, так и более низкие. Однако если отбросить измерения, относящиеся к океаническим хребтам, большим подводным горам или островам и подводным окраинам материков (для которых характерны меньшие скорости), то на гистограмме скоростей 80% измеренных значений приходится на интервал 7,7—8,3 км/с. Между скоростью волн в мантии и глубиной ее кровли или мощностью перекрывающих ее пород коры явной связи не наблюдается. Однако, видимо, существует обратная зависимость между мощностью коры и глубиной воды в океане. В Атлантике специальных измерений анизотропии распространения волн не проводилось, но предварительный анализ в Тихом океане (севернее Гавайских островов) указывает на заметные изменения скорости волн для разных азимутов их распространения (стр. 208).
Как видно на фиг. 1, средняя глубина границы М в Атлантике составляет 12 км. Одно из важных отклонений от этой величины обнаружено на склонах Срединноатлантического хребта, где скорости, характерные для мантии, зарегистрированы на глубинах 9—10 км. Хотя, как всеми признано, трудно провести точные измерения в условиях расчлененного рельефа срединного хребта, небольшая глубина залегания кровли мантии выражена здесь достаточно четко, чтобы считать эту особенность существенным признаком строения этой области [12]. Для Срединноатлантического хребта характерно и видимое отсутствие границы М в зоне гребня. Данные сейсмического зондирования, а также сведения, полученные при изучении землетрясений, указывают, что на месте обычной океанической коры и верхней мантии здесь находится мощный слой с промежуточной скоростью волн [1, 16].
Океанический слой (слой 3)
Скорость продольных волн в главном слое коры, подстилающей океаны, и его мощность, столь одинаковы, что он вполне оправдывает свое название. Кроме того, его часто называют третьим слоем. Поскольку глубина его кровли мала, а мощность существенна, то первые вступления преломленных в океаническом слое волн обычно появляются на расстояниях 10—15 км от пункта взрыва и на профилях при надлежаще организованных наблюдениях удается точно измерить скорость в этом слое. На гистограмме скоростей, построенной для впадин Атлантики, 80% значений приходится на интервал 6,5—7,1 км/с. Сообщалось и о существенно меньших значениях, однако многие из этих сведений относятся к профилям с недостаточным числом пунктов взрыва, вследствие чего при интерпретации годографа вступления от океанического слоя, вероятно, объединялись со вступлениями от вышележащих горизонтов с меньшей скоростью волн.
Средняя мощность океанического слоя составляет около 5 км. За исключением Срединноатлантического хребта, в остальных районах наблюдается тенденция к совпадению увеличенной мощности океанического слоя с топографическими высотами на дне океана. Это особенно заметно в Карибском море. Океанический слой выклинивается в верхней части склона Срединно-атлантического хребта и как бы сливается с мантией в зоне гребня, где обнаружены промежуточные значения скорости волн. Аномальное строение коры в зоне гребня, как правило, связывают с вулканизмом и интрузиями, а также с возможным восходящим конвективным потоком. Согласно гипотезе Хесса [9] о раздвигании океанического ложа, в зоне гребня происходит подъем вещества из мантии, причем, расходясь затем в стороны от гребня, это вещество формирует слои коры и верхней мантии. Область срединного хребта приблизительно изостатически уравновешена [15], и поэтому массы вещества в зоне гребня с промежуточной скоростью сейсмических волн должны характеризоваться большой мощностью, если считать, что их плотность, подобно скорости волн, имеет промежуточные значения между плотностью мантии и плотностью океанического слоя.
Фундамент (слой 2)
Над океаническим слоем залегает слой со скоростью волн Р от 4,5 до 5,5 км/с. Хотя его параметры определять труднее, этот слой, очевидно, является такой же неотъемлемой частью коры, как и океанический. Широкое распространение слоя 2 было вначале установлено в Тихом океане [14, 6], где благоприятное соотношение между глубиной воды и мощностью осадков облегчает его обнаружение. Большая часть первых глубинных зондирований преломленными волнами в Атлантике проводилась в глубоководных областях с мощным слоем донных осадков. При этом вступления преломленных волн от фундамента не были обнаружены, так как их маскировали отражения от ложа океана и вступления преломленных волн от океанического слоя. Однако на существование еще одного слоя явно указывали [1] сопоставление вступлений отраженных и преломленных волы, а также признаки наличия обменных волы S. В более мелководных областях Атлантики этот слой удалось непосредственно выделить по первым вступлениям преломленных воли, как это было сделано для большей части Тихого океана. Средняя его мощность в пределах всего Мирового океана близка к 1,5 км.
В то время как рельеф поверхности мантии и океанического слоя известен лишь в общих чертах, мы можем довольно подробно картировать кровлю фундамента, используя отраженные волны. То обстоятельство, что такая методика неприменима для картирования более глубоких горизонтов, вызвано, вероятно, сочетанием меньшего коэффициента отражения волн в этой области и большего коэффициента их затухания. Возможно также, что переходы от фундамента к океаническому слою, а затем к мантии имеют более постепенный характер, чем от осадков к фундаменту.
Данные, полученные методом отраженных волн, показали, что рельефу кровли фундамента свойственны колебания как регионального, так и местного масштаба. Для региональных колебаний типичны ундуляции кровли с длиной волны 5—50 км (кроме крупных морфологических структур).
О мелких неровностях рельефа свидетельствует несогласованность отражений при эхолотировании в интервале длин волн 15—150 м. Обычно отражения от фундамента весьма резкие, кроме отдельных районов вблизи континента, где древние осадки уплотнены и литифицированы, в результате чего их акустическая жесткость оказывается близкой к жесткости пород фундамента.
О природе фундамента было высказано много соображений. Чаще всего считают (имея в виду керн и образцы, собранные при драгировании на вершинах подводных гор и на некоторых участках ложа океана, лишенных осадочного покрова), что этот слой имеет базальтовый состав. Тем не менее заслуживает серьезного внимания и разработанная Гамильтоном [7] гипотеза. согласно которой «фундамент» представляет собой древние, уплотнившиеся осадки с обильными внедрениями вулканических пород, в которых скорость сейсмических волн и акустическая жесткость соответствуют величинам, наблюдаемым в древних осадочных отложениях. Приняв эту гипотезу. .мы должны тем самый! допустить, что все данные драгирования относятся к внедренным, а не к первично излившимся породам.
Осадки (слой 1)
В связи с тем что за последние годы большинство работ велось методом сейсмического эхолотирования, о строении осадочных слоев было получено гораздо больше данных, чем о нижележащих горизонтах. Сейсмический эхолот (seismic profiler) не только дает возможность быстро и детально устанавливать положение и «сейсмическую стратиграфию» осадочных слоев, но и обеспечивает ценные сведения, необходимые для взятия образцов. Детальная съемка ложа океана выявила зоны разломов и эродированные районы, где слои обычно глубоко погребенных осадков выходят на поверхность и доступны для взятия керна. Таким образом, совместное использование сейсмического эхолота я приемника донного керна особенно эффективно при изучении геологии морских осадков.
Осадочные отложения наибольшей мощности обнаружены у подошвы материкового склона. Это в основном очень крупные клиновидные тела хорошо слоистых, акустически непрозрачных отложений, мощность которых часто составляет несколько километров. В этих районах весьма трудно отличить кровлю океанического фундамента от кровли кристаллического фундамента континентов и кровли глубоких осадочных слоев. Более мелководные осадочные отложения, видимо, образовались за счет слияния конусов или шлейфов обломочного материала, который, согласно предположению Хейзена и др. [8], частично переносился глубоководными течениями. Для таких отложений типично несогласное залегание слоев, которое может быть вызвано эрозией, подводным оползанием или эффектом подпруживания отлагаемого материала.
По мере удаления от материкового склона и подножия в глубь океана мы встречаемся с весьма разнообразными видами осадков и формами их залегания. На фиг. 2 воспроизведен широтный профиль (проходит примерно в 500 км к северу от Бермудских островов), построенный по данным эхолотирования, с типичной записью отражений от фундамента, однородных осадков и слоистых осадков. Слои, образующие большую часть отложений в океанических впадинах, сравнительно однородны. Сейсмический эхолот регистрирует здесь очень мало внутренних отражающих горизонтов (см., например, фиг. 2). так что эти слои удивительно «прозрачны» для сейсмических волн. Судя по сопоставлению сейсмических данных и образцов керна, это в основном тонкообломочные осадки. Те из них, которые представлены на профиле фиг. 2, очевидно, отлагались в изменяющихся условиях; в противном случае их мощность была бы более постоянной. Донный однородный слой заполнил крупные депрессии фундамента и сгладил рельеф ложа океана: перенос исходного обломочного материала, его распределение и отложение, видимо, происходили главным образом за счет силы тяжести. Изменение мощности верхнего однородного слоя, по-видимому, обусловлено влиянием глубинных течений и эрозией. В других районах, как правило, более удаленных от континента, аналогичные по своим акустическим параметрам осадки по существу совершенно выровняли рельеф фундамента. Следовательно, на отложение осадков здесь не влияли глубинные течения; сюда не доходили также суспензионные или мутьевые потоки. Осадки подобного типа равномерно покрывают некоторые участки Срединноатлантического хребта, однако в основном они приурочены к депрессиям.
Во впадинах Атлантического океана широко распространена акустически непрозрачная зона — так называемый отражающий горизонт А, разделяющий два главных слоя однородных осадков (фиг. 2). По акустическим параметрам этот горизонт довольно сходен с радиоляриевыми илами, покрывающими современные абиссальные равнины, что позволяет отождествлять его с погребенной поверхностью древней абиссальной равнины, занимавшей обширную площадь. Образцы донных пород, взятые в районе, где этот горизонт выходит на поверхность океанического ложа, подтвердили, что это радиоляриевый слой верхнемелового возраста [3].
В целом осадки Атлантического океана можно охарактеризовать следующим образом. Главным фактором, определяющим мощность осадочных отложений, является их расстояние от окраинных областей континента с хорошим стоком. Большая часть осадков в океанических впадинах, вероятно, имеет терригенное происхождение; их отложение (особенно более грубых фракций) в основном происходит сравнительно недалеко от подводной окраины материка. Более тонкие фракции переносятся в так называемых нефелоидных (подвижных дойных осадках) слоях [4], и место их окончательного отложения определяется взаимодействием гравитационного сползания и глубоководных течений. Поэтому мощность таких осадков в значительной степени зависит от характера рельефа дна и океанографических условий, определяющих перенос материала в глубоководной части океана. Кроме тонких фракций, на большое расстояние может быть перенесено и некоторое количество более грубого материала; перенос осуществляется мутьевыми потоками. Последние могут способствовать и сглаживанию рельефа, и его размыванию, причем на близких расстояниях от источника обломочного материала преобладает, вероятно, эрозия материала, а на далеких — сглаживание. Перенос материала в нефелоидных слоях, по-видимому, приводит к сглаживанию рельефа в районах, где деятельность глубинных течений проявляется слабо или совсем отсутствует, однако вместе с тем вполне возможно создание довольно значительных аккумулятивных форм рельефа. Количество органического вещества, переходящего в данном месте в осадок, несомненно, зависит от биопродуктивности и до некоторой степени от количества растворенного в воде материала, которое определяется глубиной бассейна. Поскольку во впадинах Атлантического океана накапливается больше терригенного, чем органического материала, трудно обнаружить связь между мощностью осадков и биопродуктивностью. Все же в зоне Срединноатлантического хребта такая связь, по-видимому, намечается: как правило, осадочный покров мощнее в экваториальных и высоких широтах. В районах низкой биопродуктивности склоны хребта покрыты лишь тонким осадочным слоем, мощность которого обычно меньше 200 м. Вдоль оси хребта в полосе шириной 100—200 км осадочный покров, по существу, отсутствует даже в районах с высокой биопродуктивностью. Он мог быть погребен потоками современных лав, мог исчезнуть в результате эрозии, в связи с разрастанием блоков коры в стороны от оси хребта или вследствие иного, еще не познанного процесса.