Кора и верхняя мантия под океанами

В абиссальной области верхняя мантия ближе всего подходит к земной поверхности. Тонкий (5—9 км мощностью) слой над границей М под океаническими впадинами относят то к океанической коре, то к мантии. Имеются достаточные основания считать, что верхняя мантия может даже соприкасаться с океаническими водами в пределах опоясывающего земной шар срединноокеанического хребта. Таким образом, изучение дна океана обещает дать исключительно ценные сведения о верхней мантии. Однако необходимо различать, какие процессы и явления связаны с жизнью самого океана, а какие обусловлены процессами, протекающими в верхней мантии. В связи с этим мы начнем обозрение с описания осадочных толщ и способов их формирования.

Осадочный покров дна океана

Кора под океанами покрыта осадками, которые затушевывают ее первичные вулканические черты. Степень изменения зависит от возраста впадин, близости континентов и источников сноса, а также степени биологической активности. Морфологическое различие между срединноокеаническим хребтом и смежными с континентами областями (материковыми подножиями и абиссальными равнинами) определяется не породившими их тектоническими процессами, а осадконакоплением, оформившим в дальнейшем эти участки дна океана (фиг. 1, 2).

Детальное описание морских осадков и процессов седиментации выходит за рамки настоящей статьи. Однако, чтобы получить четкое представление о рельефе дна на основании данных эхолотирования, необходимо знать общие черты процесса осадконакопления в океане.

Морские геологи, участвовавшие в первых океанографических экспедициях, выделили основные типы океанических осадков. Они быстро обнаружили различия между биогенными фораминиферовыми илами и терригенными песками и алевритами, но мало внимания уделяли изучению процессов аккумуляции осадков и их влиянию на формы рельефа дна океана.

Существует много классификаций морских осадков; в большинстве классификаций учитывают материал осадков, его физические свойства и процесс накопления. Ниже приведена схематическая классификация морских осадков.



Изучение морских осадков за последние годы не только дало геологам ключ к определению скоростей седиментации и процессов накопления осадков в глубоких морях, но и обеспечило критический подход к решению вопросов, касающихся палеоклиматов, выпадения космических частиц и современной истории обращений магнитной полярности [39].

Распределение осадков в океанах зависит не только от многочисленных факторов, перечисленных в вышеприведенной классификации, но и от возраста подстилающей коры, биологической продуктивности, близости к источникам сноса и системам распределения осадков, вторичной эрозии и переотложения.

Материковые подножия сложены главным образом продуктами размыва суши типа алевритистых глин (фиг. 3), перенесенными через континентальный шельф, а местами переработанными и перераспределенными глубокими краевыми течениями [64]. Абиссальные равнины также представляют собой области аккумуляции терригенных песков и алевритов (катастрофически перемещаемых спускающимися по склонам мутьевыми потоками), переслаивающихся с медленно накапливающимися пелагическими осадками (фиг. 9).

В открытом океане доля терригенных компонентов уменьшается и тип осадков более тесно связан с продуктивностью поверхностных водных масс. Характер осадков океанических поднятий зависит от глубины и близости к системам распределения осадков в океане. Так, например, Бермудская возвышенность (фиг. 2) покрыта красными глинами, содержащими небольшое количество карбонатного материала, которые перераспределяются движущимся на север Антарктическим донным течением и образуют сложный комплекс дюн и эрозионных поверхностей или систем [64, 65]. С другой стороны, плато Манихики на юге центральной части Тихого океана покрыто мощной толщей известковистых песков и илов [63]. На глубинах свыше 5000 м карбонатная фракция пелагических осадков растворяется в условиях низких температур и больших давлений СO₂; при зтом в качестве основного глубоководного компонента остаются чешуйки глины диаметром менее 2 мк.


До проведения первых морских сейсмических исследований методом преломленных волн мы располагали очень небольшим количеством данных о мощности океанических осадков. Расчеты, основанные на скоростях эрозии континентов и накопления карбонатов, умноженных на геологический возраст континентов, показали, что средняя мощность осадков в океане должна достигать нескольких километров. Однако в результате исследований методами преломленных, отраженных и поверхностных волн было установлено, что осадочный покров тоньше вычисленного. Средняя мощность осадков на срединноокеаническом хребте и во многих глубоких впадинах Тихого и Индийского океанов равна примерно 100—200 м, а мощность в пределах абиссальных равнин в среднем составляет 1000 м. Только В областях материкового подножия вблизи крупных массивов суши мощность осадков достигает 3000—4000 м.

Сопоставление скоростей глубоководного осадконакопления и предполагаемых объемов продуктов эрозии показывает, что если бы возраст океанической коры был соизмерим с возрастом Земли, должны были бы наблюдаться значительно большие мощности. Чтобы объяснить полученные низкие скорости осадконакопления в прошлом, Сайто (личное сообщение) предположил, что фораминиферы, за счет которых образуется значительная часть известковых илов, появились только после мезозоя. Однако кокколитофиды — другой существенный карбонатный компонент, -— по-видимому, существовали и в палеозое. Некоторые авторы [74] высказывали предположение, что в прошлом аккумуляция осадков в океанах была ограничена низким рельефом континентов и соответственно малыми скоростями эрозии. По мнению Гамильтона [43], отсутствие неконсолидированных осадков на дне океана объясняется тем, что выделяемый сейсмически «второй слой» (V_P = 3,5—6 км/с) представляет собой литифицированные осадочные отложения. Однако изучение колонок и драгирование показывают, что кровля этого слоя в основном представлена измененными вулканическими породами. Предпринимается много усилий с целью получить колонки или поверхностные образцы с выходов древних осадочных отложений на дне океана. В настоящее время наиболее древними из неконсолидированных отложений, обнаруженных на дне океана, являются верхнеюрские мергели, поднятые севернее острова Сан-Сальвадор в Атлантическом океане при осуществлении буровых работ по проекту JOIDES. Данные сейсмического профилирования показывают, что в месте взятия этой колонки мощность осадков достигает 200 м. С учетом возможной скорости седиментации можно предположить, что основание осадочного разреза в этой части Атлантики имеет среднемезозойский возраст.


Отсутствие осадков в океанах, общий характер увеличения мощности осадочного слоя в сторону континентов и отсутствие известных домезозойских отложений в глубоководных впадинах — все это, по-видимому, имеет большое значение для понимания общих тектонических процессов на Земле. Данные наблюдений могут быть интерпретированы с помощью нескольких весьма различных гипотез.

1. Океанические впадины существовали примерно в их современном виде в течение всего геологического времени. Незначительность осадочного покрова и, в частности, отсутствие домезозойских отложений можно объяснить двояко: а) более древние осадки перекрыты вулканическими породами, б) они были консолидированы и сформировали слой 2 океанической коры.

2. Океанические впадины в течение геологического времени не существовали в своей современной форме. Выдвигаются три основные теории:

• а) Дрейф континентов на неизменной по размерам Земле [166]; при этом последняя стадия началась в мезозое. Домезозойские отложения были смяты краями движущихся континентов.
• б) Расширение Земли с мезозоя (с последовательным относительным смещением континентов [15]). До мезозоя не существовало океанических впадин и соответственно осадков.
• в) Расползание океанического ложа с созданием новой океанической коры в осевой зоне срединноокеанического хребта и разрушение коры (включая осадки) вдоль некоторых тектонических линий — океанических дуг, глубоководных желобов или орогенических поясов. Скорости расползания для последних 5 млн. лет были вычислены по магнитным аномалиям и обращениям геомагнитного поля. При экстраполяции этих скоростей получаем, что домезозойская океаническая кора вместе с залегавшими на ней осадками должна была разрушиться [19, 71, 109, 157].

Авторы не ставят своей целью детально рассмотреть все аспекты этих гипотез. Необходимо подчеркнуть лишь следующее: гипотезы постоянства океанов не могут удовлетворительно объяснить различные факты, привлекаемые в поддержку гипотез дрейфа континентов и расширения дна океанов (например, линейности магнитных аномалий, параллельных срединноокеаническому хребту; соответствие разделенных Атлантическим океаном краев континентов, а также домезозойских геологических провинций, которое четко обнаруживается, если мысленно сблизить континентальные блоки). Данные драгирования в областях, где на дне океана выходит слой 2, опровергают гипотезу 16: все образцы из этого слоя представлены либо осадочными, либо вулканическими породами, но ни один из них не датирован как домезозойский.


Гипотеза 2а в основном вытеснилась гипотезами 2б и 2в. Сторонники гипотезы расширяющейся Земли встречаются с рядом затруднений. Во-первых. нам не известен механизм, который мог бы обеспечить значительные изменения плотности, необходимые для расширения. Во-вторых, должно удовлетворяться требование, чтобы чистый приток воды был достаточен для поддержания относительно постоянного уровня океана. В-третьих, отсутствуют какие бы то ни было видимые изменения в характере орогенической активности до мезозойской эры и после нее. Эта гипотеза не требует значительного нарушения коры и осадков; она согласуется с наблюдающимся фактическим отсутствием осадков на гребне срединноокеанического хребта и с данными о том, что новая океаническая кора формируется только на хребтах.

Возраст более древних отложений увеличивается в направлении от оси срединноокеанического хребта со скоростью, сопоставимой со скоростью расширения океанического дна. определяемой по магнитным аномалиям [66]. Непрерывное сейсмическое профилирование в пределах океанического ложа показало, что слои осадков деформированы очень слабо или совсем не нарушены [30]. Это согласуется с гипотезой, согласно которой кора создается в одном месте и разрушается в другом, причем осадочные отложения перемещаются как пассивный груз. В различных участках Перуанско-Чилийского желоба осадки не несут заметных признаков деформации [137]. На фиг. 15 показана деформация слоя осадков на западном борту желоба Пуэрто-Рико.

Большое количество новых данных, подтверждающих гипотезу расширения дна океанов, не имеет прямого отношения к вопросам седиментации; они рассматриваются в соответствующих разделах настоящей работы.

Морфология ложа океана

Континенты и ложе океана представляют собой два главных элемента структуры земной коры (фиг. 1, 2).

Изменения скорости сейсмических волн, гравитационных аномалий и рельефа показывают, что переход от континентов к океаническому ложу осуществляется под краевым уступом материковых блоков (фиг. 4) в пределах полосы, ширина которой не превышает 100 км. В океанах выделяются три крупных геоморфологических элемента; подводные окраины материков, ложа океанических впадин и срединноокеанические хребты.

Окраины материков разделяются на ряд провинций: материковый шельф, эпиконтинентальные окраинные моря (например, залив Мэн), материковые окраинные плато (например, плато Блейк, плато Ермак), материковый склон, краевые уступы, внутренние склоны желобов. Эти провинции намечают край материковых блоков. Зона перехода может быть подразделена на материковое подножие и краевой желоб с его внешним валом. В пределах ложа океанических впадин выделяются абиссальные равнины, океанические валы и изолированные подводные горы. Третий крупный морфологический элемент — срединноокеанические хребты — охватывает примерно 1/3 площади океана. В Северной и Южной Атлантике, между Африкой и Антарктидой и между Австралией и Антарктидой срединный хребет занимает центральную треть впадины океана.

Подводные окраины материков. Вдоль многих участков побережья Атлантического океана на домеловом основании несогласно залегает утолщающийся в сторону океана клин относительно ненарушенных меловых и более молодых осадочных отложений. Бурение показывает, что эти участки шельфа никогда не испытывали глубокого погружения. Край шельфа к востоку от побережья США погружался со скоростью примерно 5 см/1000 лет [160]. По-видимому, скорости погружения окраин материка соответствуют скоростям погружения участка океанической коры после его смещения с гребня срединноокеанического хребта [160].

Последние геофизические данные подтверждают гипотезу, согласно которой океаническое дно и континенты скреплены друг с другом в горизонтальной плоскости [109]. В то же время сходство в истории их прогибания указывает, что континенты и океаны, по-видимому, сочленены и по вертикали.

Вместе с углублением впадин по мере их удаления от молодого гребня хребта опускаются и окраины материка. Это происходит как реакция на термическую контракцию внутри первоначально горячей расширившейся литосферы и на изостатическое выравнивание, обусловленное эрозией на суше и давлением воды и осадков в области океана.

Первичный материковый склон, возможно, сформировался на ранней стадии континентального рифтообразования и с тех пор претерпел некоторые изменения в ходе эрозии и седиментации (фиг. 4).

Данные сейсмических исследований методом отраженных волн по восточному побережью США наводят на мысль, что местоположение и характер материкового склона контролируются привносом осадков и эрозионной деятельностью морских течений. Подводные окраины материков вблизи областей активных деформаций имеют сложное строение, как, например, Калифорнийский бордерленд, где геология побережья сильно осложнена тектонической активностью [102].

Ложе океанических впадин. Современные исследования в области переноса осадков в западной части Северной Атлантики и на западе Южной Атлантики показали, что материковое подножие и связанный с ним перенос осадков созданы деятельностью береговых течений, которые переносят и переотлагают осадки параллельно региональным изобатам [64, 134] (фиг. 5, 6, 7). До последнего времени не учитывалась роль глубоководных течений в эрозии, переносе и аккумуляции абиссальных отложений и в формировании крупных осадочных тел на глубине. Принималось в общем, что глубоководные океанические течения слишком слабы и слишком непостоянны по направлению, чтобы оказывать существенное влияние на геологическое строение. Однако исследования Хейзена и его коллег показали, что глубоководные океанические течения представляют собой важный геологический фактор на океанических глубинах (фиг. 6). Было осуществлено тщательное исследование колонок грунтов, эхограмм и фотографий дна океана [64, 134] (фиг. 5, 7) для западной части Северной Атлантики. Полученные данные показывают, что осадки верхней части материкового подножия представлены лютитами, которые отлагались на дне океана, где не было сильных донных течений. Ниже резкого перегиба в склоне (который фиксирует границу верхней и нижней частей материкового подножия) отмечаются быстрые донные течения, направленные на юг и следующие параллельно региональным изобатам. Под таким течением верхний слой осадка значительно более грубозернист, а длинные колонки содержат много прослоев грубого алеврита (фиг. 3). Вниз по склону, в нижней части материкового подножия, течения слабее и менее постоянны по направлению. На участках холмов в нижней части материкового подножия вновь появляется быстрое юго-западное течение. В смежных абиссальных равнинах, как правило, сильные течения отсутствуют.

Фиг. 5. Направление транспортировки осадков и микроморфология подводной Атлантической окраины США

Фиг. 6. Сильное течение к северо-северо-востоку

Фиг. 7. Профиль области придонных течений

На западе Северной Атлантики грунтовые колонки вскрывают осадочные отложения, которые могут быть связаны с материковым подножием. В песках и алевритах колонок с верхней части подножия слоистость отсутствует; исключение составляют колонки, относящиеся к подводным каньонам. Для грунтовых колонок, взятых в нижней части материкового подножия, характерна очень тонкая слоистость — до нескольких сотен тонких слойков на 10 м колонки. В колонках, поднятых с нижней части материкового подножия на юге залива Св. Лаврентия, обнаружены отчетливые полосы ярко-красных глин или лютитов. Конодли и др. [16], а также Холлистер и Хейзен [73] показали, что эти красноцветные отложения переносились донными океаническими течениями в южном направлении вдоль подножия из района залива Св. Лаврентия к Багамским островам.

Воздействие глубоководных течений сказывается не только на осадках, но также на макро- и микроморфологии материкового подножия. Подводные каньоны, которые обнаружены на материковом склоне (фиг. 4) к северу от мыса Гаттерас и часто встречаются на материковом подножии, в нижней его части сужаются и становятся трудноразличимыми. Такие каньоны (обычно перпендикулярные склону) в областях развития быстрых донных течений могут располагаться параллельно региональным изобатам [132] (фиг. 5). Зоны микрорельефа также параллельны региональным изобатам; возможно, и они связаны с деятельностью глубоководных океанических течений (фиг. 5).

К югу от мыса Гаттерас материковое подножие отделяется от материкового склона и превращается в сложный внешний хребет, окаймляющий краевую впадину. Внешний Блейк-Багамский хребет, который по данным исследований методом отраженных волн сложен большой толщей рыхлых осадков [28], сформирован движущимся в южном направлении западным краевым течением глубоких вод Северной Атлантики. Данные по отраженным сейсмическим волнам и грунтовые колонки указывают на наличие четких зон преимущественного размыва и преимущественного накопления осадков, связанных с быстрыми донными океанскими течениями, которые создают современный рельеф хребта. Поэтому морфологические особенности материкового подножия и внешнего хребта определяются процессами осадконакопления, связанными с жизнью покрывающего их океана; форма этих структурных элементов не обнаруживает связи с подстилающей верхней мантией.

В результате сейсмических исследований методом отраженных волн в Северной Атлантике выявлено несколько отчетливых отражающих границ. Наиболее значительная из них — граница А, которая прослеживается без нарушений под внешним Блейк-Багамским хребтом и материковым подножием далее на восток, через Бермудское поднятие к Срединноатлантическому хребту (фиг. 8) [27]. В общем эта граница ровная, со слабым наклоном к западу. Слой, непосредственно подстилающий ее, выходит на поверхность дна северо-западнее и севернее острова Сан-Сальвадор; колонки из этого слоя содержат маастрихтские кокколиты.

Продолжение отмеченных горизонтов под внешними хребтами и материковым подножием к северу дает основание считать, что эти массивные осадочные толщи имеют в основном послемезозойский возраст и что процессы образования таких крупных осадочных клиньев или скоплений могли стать более интенсивными в послемеловое время. Это явление могло быть связано с началом сильной термической солевой циркуляции в западной части Атлантической впадины вследствие ее расширения.

Абиссальные равнины. Абиссальные равнины — плоские участки ложа океана, на которых региональные градиенты меньше 1:1000. Изучение этих чрезвычайно плоских областей показывает, что они сложены отложениями мутьевых потоков (турбидитами), которые скрывают ранее существовавший рельеф. О происхождении абиссальных равнин за счет выравнивания при накоплении турбидитов говорят следующие особенности: 1) рядом с абиссальными равнинами обычно располагаются районы, которые могут обеспечить терригенным материалом потоки, вызванные гравитационной неустойчивостью; 2) здесь встречаются мощные слои (фиг. 9) алевритов и песков с постепенно изменяющейся зернистостью, причем по мере удаления от предполагаемого источника сноса размеры зерен уменьшаются; 3) сейсмические данные, полученные методом отраженных волн, показывают, что неровное основание под абиссальными равнинами погребено под толщей горизонтальных слоев. Со стороны океана абиссальные равнины упираются в абиссальные холмы. Переход от абиссальных равнин к материковому подножию обычно более постепенный. Скважины, которые вскроют осадочную толщу близ океанического края абиссальных равнин, между слоистыми турбидитами и вулканогенным основанием должны встретить слой чисто пелагических осадков. Пелагический слой был отложен в то время, когда этот участок коры находился еще на склонах хребта вне зоны действия мутьевых потоков. По-видимому, океаническая кора вблизи окраины материка не имеет такого нижнего пелагического слоя, поскольку здесь все время должны были преобладать терригенные осадки.

Подводные каньоны определяют движение перегруженных осадками мутьевых потоков. По достижении абиссальной равнины мутьевой поток, очевидно, растекается; вначале из него выпадают наиболее грубые осадки. Самые удаленные участки абиссальных равнин обычно сложены мощными, акустически прозрачными слоями глин.

Внутриокеанические каньоны. Внутриокеанические каньоны — загадочные элементы ло5ка океанических впадин, не обнаруживающие видимой связи со смежными гидрографическими системами суши. Наиболее известный из них является северо-западный Атлантический внутриокеанический каньон [59].

Каньон имеет в общем прямоугольные очертания с плоским дном и крутыми бортами (фиг. 10). Близ 52° с. ш. максимальная глубина от плеча до дна составляет примерно 100 фатомов. Западное плечо значительно выше восточного. Это явление объясняют действием сил Кориолиса, имеющих тенденцию отклонять поток вправо [59]. Каньон исчезает в южном направлении на абиссальной равнине Сом.

Возможно, что эти крупные каньоны были активными в плейстоцене, когда уровень океана был ниже современного, и что за последние 10 000 лет их врез в материковое подножие был выполнен отложениями постоянных течений, движущихся вдоль подножия материка.

Хейзен и др. [59] высказали предположение, что внутриокеанические каньоны могут соответствовать разломам фундамента. Однако отсутствие признаков тектонической деятельности позволяет говорить о том, что эти элементы связаны с жизнью океана, а не коры или мантии.

Океанические валы представляют собой широкие, относительно пологие поднятия, воздымающиеся с абиссального ложа. Площадь их измеряется сотнями квадратных миль. Океанические валы обычно не связаны ни с подводной окраиной материков, ни со срединноокеаническим хребтом. Типичным примером может служить Бермудская возвышенность (фиг. 2). Отсутствие сейсмичности и мягкий рельеф свидетельствуют о тектоническом спокойствии этих элементов.

Микроконтиненты. В качестве примеров микроконтинентов можно назвать асейсмичный хребет Ломоносова и хребет Ян-Майен в Арктике [80, 81]. Возможно, к ним относятся Китовый хребет в Южной Атлантике и Восточный хребет в Индийском океане. Одним из наиболее известных микроконтинентов является Маскаренское плато в Индийском океане, располагающееся параллельно срединноокеаническому хребту примерно на половине расстояния между ним и островом Мадагаскар. Эта плосковерхая массивная банка имеет докембрийское гранитное основание, которое выходит на поверхность на Сейшельских островах [34]. Микроконтиненты медленно погружались от уровня моря до глубин, на которых они находятся сейчас.

Подводные горы. Подводной горой называется любой пик, поднимающийся на высоту 1000 м над ложем океана. Меньшие, но также изолированные поднятия называются холмами. Если такие мелкие поднятия последовательно группируются на больших площадях океанических глубин, они называются абиссальными холмами. Конические морские горы, по-видимому, имеют вулканическое происхождение. Юго-западнее Гавайских островов в средней части Тихого океана на большой площади располагаются подводные горы, плоские вершины которых находятся на глубинах от 900 до 1700 м от уровня океана. С вершин некоторых из этих изрезанных волнами погруженных островов (гийотов) были драгированы остатки мелководной меловой фауны. Следовательно, эта часть Тихого океана в меловое время имела глубину 4000 м 142]. Средняя скорость погружения могла достигать нескольких сантиметров в 1000 лет [160]. Растяжение дна и соответствующее сползание со срединноокеанического хребта указывают на аналогичные скорости погружения (если региональный профиль хребта стабилен). Фактически все подводные горы располагаются линейно. Это позволяет утверждать, что их возникновение контролируется крупными разломами коры [100]. Примерами таких цепей подводных гор могут служить Гавайские острова, подводные горы Новой Англии и вулканы линии Камерон.

Зоны разломов. В результате океанографических исследований, проведенных в течение последних двух десятилетий, была обнаружена обширная сеть разломов в ложе океана. Менард и Диц [105] установили и тщательно изучили зону разлома Мендосино (первую из серии таких структур Тихого океана). Зоны разломов в Тихом океане распределены необычайно равномерно и почти параллельны.

Многочисленные зоны разломов пересекают Срединноатлантический хребет [57, 60, 62, 81] (фиг. 11—13). Гребень хребта по этим зонам смещается на расстояния от нескольких километров до 160 км и больше; смежные разломы параллельны. В Северной Атлантике разломы простираются с северо-запада на юго-восток, в Южной Атлантике они идут с северо-востока на юго-запад. Зоны разломов в Индийском океане [55] прослеживаются преимущественно с северо-северо-востока на юго-юго-запад; исключение представляют широтные разломы, секущие хребет Карлсберг. В южной части Тихого океана разломы простираются с запада-северо-запада на восток-юго-восток.

Фиг. 11. Батиметрическая схема зоны разлома, секущей Срединноатлантнческий хребет

Фиг. 12. Геоморфологические провинции Норвежско-Гренландского моря

Фиг. 13. Восемь типичных профилей через срединноокеанический хребет в Северной Атлантике

Зоны разломов имеют вид узких протяженных полос со значительно более расчлененным рельефом, чем на смежных участках дна океана. Обычпы глубокие линейные желоба [102]. Зона разлома Мендосино представлена асимметричным хребтом со впадиной у подножия уступа. Средний перепад глубин в пределах такой зоны разлома может достигать 1 км. Аналогичное строение имеет, по-видимому, Гренландская зона разлома [79]. Зоны разломов могут характеризоваться наличием пары хребтов, окаймляющих желоб или зону с очень неправильным рельефом. Такое строение свойственно зоне разлома Марри. Зоны разломов Атлантического и Индийского океанов в общем сходны с вышеописанными; однако они более расчленены, их краевые уступы возвышаются над дном океана на 2000 м и более, а вдоль оси проходят очень глубокие желоба. Чрезвычайно характерным примером является зона разлома Романш с глубинами свыше 7500 м.

По зонам разломов происходили преимущественно горизонтальные движения, хотя имеются признаки и некоторого вертикального перемещения. В северной части Тихого океана магнитные аномалии обнаруживают главным образом меридиональное простирание. Смещение магнитных аномалий показывает, что по разлому Мендосино произошел левый сдвиг с амплитудой около 1170 км [150], по разлому Пайонир — левый сдвиг с амплитудой 250 км, по восточному концу разлома Марри — правый сдвиг с амплитудой 150 км, а в западном секторе этого разлома — правый сдвиг с амплитудой 640 км [127]. Зоны разломов захватывают океаническую кору и верхнюю мантию; поэтому их изучение имеет очень большое значение для решения вопросов, касающихся строения и истории развития верхней мантии (фиг. 14).

Срединноокеанический хребет. Срединноокеанический хребет — одна из основных активных структур Земли (фиг. 13). Она опоясывает весь земной шар и прослеживается через Северный Ледовитый, Атлантический, Индийский, Антарктический океаны, южную половину Тихого океана и восточную часть его северной половины; общая протяженность его более 64 000 км [52]. Морфологически хребет представляет собой широкий рассеченный разломами свод, поднимающийся над окружающим дном на 1—3 км и имеющий в большинстве участков ширину около 1500 км. В Атлантическом и Индийском океанах хребет может быть разделен на два различных морфологических элемента: более или менее четко выраженную центральную часть (или гребень), поднимающуюся над более пологими крыльями. Вдоль гребня обычно проходит срединная, или рифтовая, долина. Здесь отмечаются только мелкофокусные землетрясения; сейсмическая активность более умеренная по сравнению с сейсмичностью кольцевого Тихоокеанского пояса. Гребень поднимается над крыльями на высоту 0,5—1 км.

Изучение большого количества топографических профилей через крылья Срединноатлантического хребта позволило Хейзену и др. [59] установить ступенчатое строение крыльев хребта. «Ступени» имеют ширину несколько сотен километров и отделяются друг от друга выраженным в рельефе уступом или различаются по характеру дна. В общем крылья характеризуются умеренным расчленением с серией межгорных депрессий, которые по мере удаления от гребня становятся более глубокими (фиг. 14, 15, 16). Для профилей через Атлантическую и другие ветви срединноокеанического хребта характерна заметная симметрия в расположении участков различной расчлененности, регионального наклона и мощности осадков (фиг. 16). Отмечается также исключительная симметрия в положении хребта по отношению к окраинам материков: в Атлантическом и Индийском океанах хребет занимает примерно центральную треть океана, причем гребень проходит вблизи медианной линии последнего. Хотя срединноокеанический хребет обычно приурочен к центральной части мирового океана, местами он заходит и в области подводных окраин материков. Одно из таких мест — близ дельты Лены в Сибири. Здесь срединноокеанический эпицентральный пояс продолжается через Сибирь к озеру Байкал. Хребет заходит также в Калифорнийский залив, где он сливается с зонами разломов западной части США (такими, как зона разломов Сан-Андреас), и вновь появляется у побережья штата Орегон [101]. Другой отрезок протягивается в северном направлении через Красное море. Южная ветвь простирается на юг от Аденского залива и образует рифтовые долины Восточной Африки. Срединноокеанический хребет как глобальная горная система впервые был установлен при комплексном анализе топографических особенностей и сейсмичности нескольких хорошо изученных областей, а затем путем прослеживания пояса неглубоких землетрясений 129]. Уточнение положения эпицентров этих неглубоких землетрясений подтвердило первоначальное предположение, что землетрясения возникают под осевой частью рифта или в пределах активных частей зон разломов, т. е. между смещенными участками хребта [143].

Предположение о том, что этот глобальный хребет продолжается в Гренландское море и в Северный Ледовитый океан вначале было чисто гипотетическим и основывалось на данных об очень четкой группировке эпицентров землетрясений и на редких точках эхолотирования [21, 29]. Топографические очертания хребта были установлены путем точных промеров глубины, осуществленных во время полярных пересечений атомных подводных лодок «Наутилус» и «Скат» [20, 79]. Арктический срединноокеанический хребет не делит пополам бассейн Северного Ледовитого океана, а располагается посредине между асейсмичным хребтом Ломоносова и окраиной Евразиатского материка [80].

В пределах 10° Гринвичского меридиана хребет имеет ширину около 270 км (фиг. 17, профили 5, 6). Краевые поднятия обрамляют осевую долину, которая весьма резко выражена на участке к северу от Шпицбергена. Срединноокеанический хребет вблизи моря Лаптевых и Карского моря (фиг. 17, профили 2—4) представляет собой относительно сглаженный элемент подводного рельефа.

Осевая зона срединноокеанического хребта между Исландией и Ян-Майе-ном имеет на юге ширину только 32 км; западнее Ян-Майена ее ширина увеличивается до 80 км (фиг. 12, 18). Эту часть срединноокеанического хребта, протягивающуюся от Ян-Майена на северо-восток, к острову Медвежьему, обычно называют хребтом Монса. Он располагается примерно на равных расстояниях от параллельных участков материковых склонов Гренландии и Норвегии. Его четкие линейные составляющие симметричны по отношению к оси хребта. Узкий хребет и впадина идут почти точно на север вдоль 8° в. д., от восточного окончания хребта Монса к юго-западному концу Арктического срединноокеанического хребта близ северной Гренландии.

Срединноатлантический хребет продолжается через Исландию, причем Центральный грабен Исландии является продолжением океанической рифтовой долины. В Центральном грабене, который пересечен множеством активных разрывов, отмечается весьма активный вулканизм.

Срединноатлантический хребет — самая изученная часть срединноокеанического хребта. Типичный трансатлантический профиль приведен на фиг. 2. Рельеф Срединноатлантического хребта наиболее расчленен в районах вдоль гребня. Между краевыми поднятиями располагается крупная рифтовая долина; вне поднятий глубины увеличиваются на 1—2 км по сравнению с глубинами сильно нарушенных разрывами плато.

Срединноиндийский океанический хребет непрерывно прослеживается от южного окончания Африки почти до острова Родригес; южнее и восточнее этого острова он расщепляется: одна ветвь идет к Аденскому заливу, а другая протягивается на юго-восток и проходит между Австралией и Антарктидой. Для этого хребта характерна такая же расчлененность рельефа, как и для Срединноатлантического. Связь срединноокеанического сейсмического пояса с сейсмическим поясом африканских рифтов и сходство их морфологических особенностей позволяют говорить о том, что они структурно близки и имеют сходное происхождение.

В восточной части Тихого океана рельеф срединноокеанического хребта сглаживается. Рифтовая долина и рифтовые поднятия невелики или отсутствуют (фиг. 13). Восточнотихоокеанское поднятие представляет собой обширный свод шириной 2000—4000 км и высотой 2—3 км. Близ острова Пасхи поднятие разделяется на две ветви, одна из которых идет к южному Чили, а другая, после пересечения экватора, заходит в Калифорнийский залив.

Изучение области абиссальных холмов Тихого океана показывает, что они теснейшим образом связаны со срединноокеаническим хребтом [106, 1081. Менард установил, что изолированные абиссальные холмы к западу от Северной и Центральной Америки в действительности представляют собой длинные изогнутые хребты. Как магнитные структуры, так и топографические особенности грубо симметричны по отношению к Восточнотихоокеанскому поднятию. В этой области большинство холмов и долин вытянуто в меридиональном направлении (параллельно хребту).

Осадки на срединноокеаническом хребте. Мощность осадков в пределах хребта меняется, но тип осадков остается довольно постоянным (фиг. 14—16). По-видимому, главный фактор, контролирующий осадконакопление,— глубина поверхности, на которой происходит отложение. Глубина около 4500 м является границей, выше которой отлагаются карбонатные илы, состоящие из кокколитов, фораминифер и птеропод, а ниже накапливаются преимущественно глины (фиг. 2). Сейсмические данные, полученные методом отраженных волн, колонки грунта и донные фотографии указывают, что на гребне хребта осадки встречаются редко. Результаты исследований методом отраженных волн на Срединноатлантическом хребте свидетельствуют о явных перерывах в распространении осадков в горизонтальном направлении. Дж. и М. Юинги [26] пришли к заключению, что такая прерывность является глобальным свойством и обусловлена прекращением или задержкой растяжения коры в третичное время и последующим возобновлением этого процесса. Наличие горизонтальных перерывов в осадочных толщах подтверждается сейсмическими данными, полученными методом отраженных волн (фиг. 16), несмотря на значительные изменения мощности осадочных толщ вдоль простирания хребта. При пересечении Срединноатлантического хребта вдоль параллели 12° с. ш. на крыльях хребта было обнаружено только 200—400 м осадков, тогда как у 46° с. ш. мощность осадков колеблется от 600 до 1400 м. Однако в обоих случаях отношение между мощностью осадков на гребне и на смежных участках крыльев равно примерно 1:2,5—1:5 [136]. Данные сейсмических исследований с помощью пневматической пушки и искрового датчика (спаркера) показывают, что в осевой части хребта осадки характеризуются небольшой мощностью (менее 100 м).

Кора под ложем океана

В последние десятилетия изучение океанической коры перешло от стадии сбора единичных образцов через стадию геофизических описаний к современным реконструкциям растяжения ложа океана, что означает начало новой эры генетического и исторического анализа. Исчерпывающие описания тектонического строения океанического ложа приведены в книге Хейзена и др. [59] «Дно океанов». Эти авторы окончательно подтвердили, что срединноокеанические рифты входят в единую систему рифтов растяжения. Геофизические данные о строении коры изложены в таких работах, как статья Тальвани и др. [145]; при этом авторы избегают обращаться к каким-либо гипотезам происхождения коры. Предположение о росте океанических хребтов за счет растяжения, интрузий и вулканизма в осевой зоне было сделано на основании сравнения морфологических особенностей [48, 49, 59]. Затем была выдвинута общая гипотеза [19, 71], согласно которой вся океаническая кора создается в осевой зоне срединноокеанического хребта и, по-видимому, разрушается вдоль складчатых горных поясов и островных дуг. Успешная проверка этой гипотезы путем изучения магнитных аномалий и инверсий геомагнитного поля [157] способствовала развитию генетико-исторических исследований. Полученные результаты позволяют по-новому интерпретировать уже имеющиеся данные, а также усовершенствовать физико-математические модели создания океанической коры.

В настоящее время, кроме изучения дна океана методом эхолотирования с судна, используются также глубоко буксируемые источники звука, которые значительно повышают возможность фиксации мелких элементов глубокого дна [141]. В последнее десятилетие был разработан метод прослеживания вулканогенного основания из тех районов, где оно обнажено, в такие области, как абиссальные равнины, где оно покрыто осадками, и выявления структуры самого осадочного слоя.

Описания более глубоких частей вулканической коры основываются главным образом на сейсмических данных, полученных методом преломленных волн, и результатах гравиметрических и магнитных исследований. При создании моделей строения океанической коры в основном используют данные двух первых методов. Двумерные профили по преломленным волнам дают мощности, скорости волн Р и наклоны границ основных слоев коры. Модели, основанные на дисперсии поверхностных волн, характеризуют осредненные структуры, которые должны быть сопоставлены (и сопоставляются) с локальными структурами, полученными по методу преломленных волн.

Плотности выводятся из скоростей по эмпирическим кривым [9, 110], однако применимость этих кривых к глубоким горизонтам коры и верхней мантии, где температуры могут приближаться к точке плавления некоторых фракции, сомнительна. Модели коры и верхней мантии выбираются с таким расчетом, чтобы удовлетворять дополнительным ограничениям, накладываемым наблюдающимися аномалиями поля силы тяжести [145]. Магнитометрические измерения много лет проводились для того, чтобы определить возможные магнитные свойства вулканогенной коры и глубину до ее верхней поверхности.

Однако в последние 5 лет Байн и Мэтьюз интерпретировали магнитные свойства как результат растяжения ложа океана, что привело к существенной переоценке основных гипотез происхождения океанической коры.

Данные о величине теплового потока через ложе океана очень ограничены по сравнению с другими геофизическими характеристиками. Значения, приведенные в табл. 1 и 2 на стр. 63 и 66, подтверждают более ранние представления об общем равенстве величин океанического и континентального тепловых потоков и о высоком тепловом потоке над срединноокеаническим хребтом. В целом сведения о величине теплового потока, которыми мы располагаем в настоящее время, создают определенные ограничения для моделей мантийной конвекции и растяжения ложа океана [84, 96]. Возможно, после получения новых сведений модели теплопроводности коры создадут дополнительные ограничения для моделей океанической коры, основанных на данных гравиметрии и данных, полученных методом преломленных волн [145].

Срединноокеаническнй хребет и океаническая кора

Морские магнитные аномалии и реконструкция движений коры. Соответствие гипотезы Вайна и Мэтьюза [157] общей картине распределения аномалий магнитного поля над океанической корой позволило рассматривать основную концепцию расширения ложа океана [19, 71] не как гипотезу, а как реальный факт. Изучение магнитных аномалий в Северной [5, 146, 156] и Южной [18] Атлантике, в Индийском [87] и Тихом [125] океанах и в Арктике [161] выявило относительно простой характер движения блоков коры. Хейрцлер и др. [66] опубликовали сводную работу, посвященную истории движений ложа океана. В общем направление, интенсивность и история движении хорошо согласуются с основными геологическими данными, подтверждающими концепцию Вегенера о дрейфе континентов [166]. Решающую роль при этом сыграл метод изучения магнитных аномалий по профилям, который длительное время рассматривался геофизиками как второстепенный. Согласно предложенной гипотезе [19, 49, 71], океаническая кора создается в осевой зоне срединноокеанического хребта путем инъекций даек, сопровождающихся вулканизмом и образованием сбросами. Вайн и Мэтьюз [157] обратили внимание на симметрию профилей магнитных аномалий по обе стороны от некоторых срединноокеанических хребтов. Они приняли гипотезу осевого разрастания дна океана и вероятность того, что дериваты мантии, поскольку они внедряются в кору в осевой области и остывают, должны приобрести намагниченность, зависящую от интенсивности и направления магнитного поля Земли. Датировка инверсий геомагнитного поля (основывающаяся на калий-аргоновом методе определения возраста лав) охватывает период в 4,5 млн. лет (см. фиг. 1, стр. 382). Известно также, что при осреднении за период около 100 000 лет магнитные полюсы обнаруживают тенденцию совпадать либо с северным, либо с южным полюсом вращения [76]. Для того чтобы происходило движение континентов, скорость расширения дна океана должна достигать нескольких сантиметров в год. Вайн и Мэтьюз создали свою магнитную «магнитофонную» модель срединноокеанических хребтов на основании полученных ранее данных.

Давно известны широкие осевые аномалии над гребнем хребта [58, 59]; их связывают с нормально намагниченными интрузиями, внедрившимися после последней инверсии магнитного поля (около 0,7 млн. лет назад). Поэтому ширина таких тел должна быть равна удвоенной полускорости расширения, рассчитанной за период 0,7 млн. лет. Следовательно, характер аномалий на крыльях определяется последовательностью инверсий магнитного поля и историей расширения коры. В таком случае линейные магнитные аномалии, известные для большей части северо-востока Тихого океана (фиг. 19). будут зависеть от двух переменных: 1) скорости расширения ложа океана и 2) истории инверсий геомагнитного поля. В своей простой форме «магнитофонная» модель требует, чтобы каждая дайка делила пополам предшествующую, создавая таким образом ряды переменно намагниченных блоков коры, симметричные относительно оси разрастания коры. Моделирующие магнитные профили в действительности лишь приблизительно симметричны относительно оси, если только хребет не простирается в северном направлении или не располагается вблизи одного из полюсов. Эту простую модель можно привлечь во многих случаях; на фиг. 20 показана ее приложимость к срединноокеаническому хребту севернее Исландии. До сих пор не наблюдалось отрезков хребта, для которых скорость растяжения в одном направлении отличалась бы существенно от скорости растяжения в другом направлении. Это позволяет предположить, что срединноокеанический хребет представляет собой непрерывно обновляющуюся ослабленную зону коры и верхней мантии; она может перемещаться по отношению к более глубоким горизонтам мантии [161].

Новая дайка делит предшествующую пополам просто потому, что кора в этом месте наиболее горячая и ослабленная [109, 136]. Геометрические соотношения хребта и соседних материков в некоторых областях позволяют говорить о возможности перемещения оси разрастания. Например, если южные континенты дрейфовали от остававшейся на месте Антарктиды и все это время существовал срединный хребет, а Земля не расширялась, то хребет также должен был смещаться в сторону от Антарктиды; скорости разрастания океанического дна здесь определяются только по отношению к подвижной оси хребта [168].

Отклонения наблюдающихся магнитных профилей от простой «магнитофонной» модели наиболее заметны в медленно растущих сегментах хребта, таких, как Срединноатлантический хребет (1 или 2 см/год). Осевые магнитные максимумы на этом хребте выявлены сравнительно давно [59, 67], однако вопрос о симметрии магнитного поля не был решен до тех пор, пока Военно-морское океанографическое ведомство США не провело детальную аэромагнитную съемку над хребтом Рейкьянес (фиг. 21) южнее Исландии. Довольно неправильный характер поля над медленно расширяющимися сегментами хребта частично связан со значительным топографическим рельефом намагниченного фундамента. Такой высокий рельеф, обусловленный блоковыми смещениями и вулканизмом, является, по-видимому, одним из результатов медленного расширения [104, 152].

Воздействие топографического рельефа на коротковолновый магнитный спектр (3—5 км) было доказано Фогтом и Остепсо [159]. Эти авторы воспроизвели некоторое количество наблюдавшихся аномалий, приняв, что интенсивность намагничивания для модели подводных гор в районе гребня Срединноатлантического хребта между 42 и 46° с. ш. равна примерно 0,01 ед. СГСМ. Такая высокая интенсивность намагничивания согласуется со свойствами базальтов, поднятых со дна в районе съемки [159].

Более поздние исследования подтвердили эти результаты. Тальвани и др. [146] опубликовали профиль магнитной интенсивности вдоль гребня хребта Рейкьянес, лежащий целиком в пределах центрального нормально намагниченного блока. Этот профиль хорошо коррелируется с рельефом и позволяет считать, что слой, с которым связаны линейные магнитные аномалии, сильно магнитен (0,03 ед. СГСМ) и имеет небольшую мощность (500 м).

Над некоторыми пиками вблизи гребня хребта явных аномалий не обнаружено [159]. Этот факт находит объяснение в том случае, если предположить, что пики представляют собой сложные вулканические конусы, сложенные в основном пеплом и лавовыми брекчиями с низкой магнитной восприимчивостью, хотя отдельные обломки могут обладать высокой термоостаточной намагниченностью ТРМ. Работа ван Эндела и Боуина [152] дает основание считать, что ряд немагнитных пиков может быть сложен зелеными сланцами и зеленокаменными породами.

Некоторые из наиболее крупных подводных уступов связаны с зонами разломов (фиг. 11, 16). Данные авторов, полученные при изучении зоны разлома, секущей Срединноатлантический хребет близ 24° с. ш., указывают на отсутствие магнитной аномалии, связанной с уступом высотой несколько километров.

Мощность намагниченного слоя еще не установлена, как об этом свидетельствуют молельные профили фиг. 20. Для любой данной высоты над кровлей слоя стандартная модель дайки предусматривает аномалии, которые почти не изменяются при одновременном увеличении намагниченности и уменьшении мощности слоя. Приложение этой модели к наблюдаемому профилю может дать только соотношение толщины слоя и интенсивности намагниченности [166]. В то время как кровля намагниченного слоя должна находиться внутри второго слоя (океанической коры) или у его кровли, подошва его может отстоять всего на несколько сотен метров [146] от основания второго слоя или даже от уровня изотермы Кюри под гребнем хребта (5—10 км ниже дна океана). Представление о неглубоком слое соответствовало бы магнитным свойствам поднятых драгой образцов и предположению Хесса [71] о том, что океанический слой должен состоять в основном из относительно немагнитного серпентинита.

«Магнитофонная» модель связана с ТРМ, полученной в осевой зоне срединноокеанического хребта. Возможно, изотерма Кюри полого погружается в сторону от оси (фиг. 22, 23). Любая ТРМ от более глубоко залегающих пород вдали от оси, очевидно, оказывает небольшое влияние на магнитную запись, поскольку здесь тела с разной полярностью проявляются как тонкие, очень полого наклоненные пластины.

Обычно при решении вопросов, касающихся гипотезы растяжения дна, индуцированную намагниченность не учитывают. Это справедливо в том случае, если истинная восприимчивость является функцией только глубины, поскольку тогда не возникает индуцированной аномалии. В случае аномального фона, который может добавляться к простому рисунку Вайна и Мэтьюза за счет рельефа намагниченного ложа океана, соотношение индуцированной намагниченности и ТРМ не может быть установлено. Многочисленные исследования показали, что для быстро закаленных обломков подводных лав, обычно поднимаемых драгой со дна океана [159], отношение Q между остаточной и индуцированной намагниченностью очень высокое (от ~10 до более 100). Такое высокое Q — результат исключительно низкой истинной восприимчивости в комбинации с ТРМ, что в общем типично для базальтовых лав и долеритовых и диабазовых даек как в континентальной, так и в океанической коре [111]. Внутри океанического магнитноактивного слоя очень низкая величина индуцированной намагниченности характерна, по-видимому, только для поверхностной зоны быстро охладившейся лавы; затем она быстро увеличивается до значений (Q = 1), сравнимых со значениями ТРМ на глубине.

Для детального изучения конфигурации магнитноактивного слоя необходимы глубокобуксируемые магнитометры, глубокое бурение и взятие ориентированных образцов.

Кроме нарушении за счет рельефа намагниченного слоя, некоторые отклонения наблюдаемых профилей от простой модели могут быть связаны с тем, что последующие дайки не всегда делят предшествующие пополам, а внедряются с нормальным распределением относительно оси хребта.

Профили, пересекающие Срединноатлантический хребет примерно близ 45° с. ш., могут быть воспроизведены с учетом стандартного отклонения места внедрения даек примерно на 5 км [91].

Используя другое приближение, Гаррисон [44] показал, что на обеих сторонах медленно раздвигающегося (1 см/год) сегмента хребта Рейкьянес и быстро раздвигающегося (4,4 см/год) сектора Восточнотихоокеанского поднятия срединноокеанического хребта стандартное отклонение меньше 3 км. Около 95% даек внедрились в пределах 6-километровой осевой зоны [44]. Таким образом, в тех сегментах хребта, где развита рифтовая долина, большинство (если не все) даек и связанных с ними потоков не выходят за пределы долины. Такая незначительная ширина тектонической оси срединноокеанического хребта согласуется с узостью осевого сейсмического пояса [142] (если основываться на современной точности определения эпицентров ±20 км или точнее).

Необычайно большие амплитуды осевых магнитных аномалий не получили удовлетворительного объяснения. Для того чтобы принятая модель приемлемо соответствовала наблюдаемым профилям, в большинстве районов необходимо, чтобы осевое тело либо имело вдвое более сильную намагниченность, чем остальная часть модели, ибо было значительно более толстым [146, 156]. Предлагалось несколько объяснений. Мэтьюз и Бат [91] нашли, что в случае стандартного отклонения даек на +5 км от оси высокая осевая амплитуда может быть вызвана одной только молодой пластиной нормальной намагниченности, в то время как эффективная намагниченность в каждом другом случае, запечатленном корой, была уменьшена под влиянием последующих эпох обратной намагниченности.

Гаррисон [44] доказывает, что это воздействие несущественно, и предлагает две альтернативные гипотезы: 1) реальное уменьшение намагниченности во времени вследствие периодического размагничивания обратным полем при смене полярности и 2) необычайно высокая интенсивность геомагнитного поля в последние тысячелетия. Возможны и другие механизмы. Если центральное тело было впоследствии нарушено разрывами и приподнято, некоторая часть намагниченности могла быть снята в результате выветривания на поверхности и в обводненных разрывах. Чем тоньше намагниченный слой, тем более значительным может быть такое воздействие. Шиллинг и др. [133] подняли с гребня хребта Рейкьянес подушечные лавы. Очень высокая остаточная намагниченность (0,06—0,09 ед. СГСМ) была обнаружена в небольшом осевом рифте, но на крыльях выветрелые подушечные лавы характеризовались более типичной намагниченностью около 0,025—0,04 ед. СГСМ.

Низкоамплитудные отрицательные аномалии со значительно большей длиной волны (100 км), чем у аномалий, связанных с переменной полярностью, обнаружены на многих профилях через Срединноатлантический хребет; они могут быть обусловлены подъемом изотермы Кюри под хребтом. Возможное положение изотермы Кюри, по расчетам Хейрцлера и Ле Пишона [67]. приведено на фиг. 22 (кривая А). Эту кривую можно сравнить с кривой В, аппроксимирующей изотерму Кюри в предположении установившейся конвекции под Срединноатлантическим хребтом [84, 122]. Различия между кривыми А и В показывают, что либо осевая зона интрузии значительно уже, чем предполагается, либо растяжение, возобновившись лишь недавно, еще не установилось окончательно. Возможно, кривая А не является корректной моделью для изотермы Кюри. Широкие магнитные отрицательные аномалии могут быть связаны с постепенным уменьшением интенсивности намагниченности в стороны от оси. но на малых глубинах.

Перейдем к реконструкции движений коры с использованием предложенного Байном и Мэтьюзом магнитного «магнитофонного» механизма. Разберем вначале картину роста хребта с позднего плиоцена, предположив, что он активно развивается и в настоящее время. Абсолютная датировка шкалы инверсий охватывает период в 4 млн. лет. Она устанавливается по независимым данным изучения намагниченности и абсолютного возраста глубоководных грунтовых колонок [39, 117]. В соответствии с моделью Вапна и Мэтьюза этот наиболее молодой ряд аномалий показывает, что расширение ложа океана должно характеризоваться следующими особенностями: разрастание коры симметрично по отношению к оси хребта; полускорости роста колеблются от —1 см/год в Красном море и Северной Атлантике до 6 см А од в экваториальной части Восточнотихоокеанской возвышенности. Величины скоростей роста согласуются со средними значениями, предсказанными на основании изучения дрейфа континентов. Скорости расширения ложа океана закономерно изменяются вдоль простирания хребта. Для каждого сегмента, активного в настоящее время и в последние 4 млн. лет, скорости прироста ложа были довольно постоянны во времени и не изменялись с расстоянием от оси. Изменение скоростей вдоль хребта согласуется с предположением о делении коры па жесткие пластины, которые наращиваются там, где они связаны со срединноокеаническим хребтом, и разрушаются вдоль их передового края, где развиты желоба и структуры сжатия [109]. Эта пластинчатая модель представляет развитие старой идеи, согласно которой континенты в ходе своих перемещений по поверхности Земли ведут себя как жесткие плиты 1166]; пластинчатая модель может быть непосредственно выведена из представлений Вильсона [168]. Предположение о жестких пластинах основывается на данных об однообразии океанической коры, отсутствии сейсмичности и относительно ненарушенном характере осадков в океанических областях в удалении от желобов или хребтов [51]. Недавно [66] были обнаружены линейность магнитных аномалий вдали от оси хребта и их общая симметрия по отношению к этой оси. Отмеченные факты подтверждают предположение о том, что за исключением воздействия осадконакопления и отдельных вулканических проявлений верхняя часть коры не испытывала деформаций или изменений между временем отхода от осевой зоны хребта и временем включения ее в структуру островной дуги и желоба или складчатого горного сооружения. При деформации, сосредоточенной на концах крупных устойчивых пластин, распределения скоростей разрастания коры, равно как и ориентировка зон разломов, должны быть относительно простыми. Морган [109] отметил, что внезапное движение на сфере одной части сферической поверхности относительно другой определяется угловой скоростью и полюсом вращения. Полюс вращения можно определить исходя из вариаций скоростей роста коры вдоль простирания хребта, разделяющего две пластины. Скорость должна изменяться как косинус широты пластины относительно полюса вращения. Таким образом, скорость равна нулю у полюса и достигает максимума у экватора вращения. По другому методу полюс вращения определяется по зоне разлома: если полюс вращения остается фиксированным, следы движения отражаются в виде зон разломов, лежащих на малых кругах; полюс вращения таких зон является общим полюсом.

Морган [109], Хейрцлер и др. [66] показали, что ориентировка зон разломов и распределение скоростей разрастания коры, измеренных по методу Вайна и Мэтьюза, в общем соответствуют простой модели движения коры, описанной выше. За исключением Индийского океана, раскрытие которого, по-видимому, связано с полюсом, расположенным в Ливии, все океаны мира раскрываются в результате вращения вокруг полюсов, располагающихся в море Лабрадор. Угловая скорость раскрытия (10^-6 град/год) для Атлантического океана равна 0,36, для Индийского океана 0,40, для южной части Тихого океана 1,08 [66]. Близость многих полюсов вращения к географическому полюсу Земли указывает на возможность их взаимосвязи [66].

При расшифровке истории движении, имевших место ранее 4 млн. лет назад, мы теряем преимущества, которые нам дает независимо полученная шкала абсолютного возраста для инверсий геомагнитной полярности. Трудно проследить такую абсолютную историю инверсий глубже поздне- или средне-третичного времени, поскольку длительность эпох одной полярности в этом случае соизмерима с относительными ошибками изотопной датировки [66].

Однако изучение магнитных аномалий показывает, что на наиболее активных сегментах срединного хребта история инверсий «записана» одинаково. На графиках, отражающих расстояния аномалий от осей сегментов хребта, видны очень плавные кривые или даже линейное расположение точек для периода около 10 млн. лет при современных скоростях разрастания от оси. Хотя по всему хребту отмечаются значительные одновременные перерывы, эти кривые показывают, что отношение скоростей расширения для любой пары хребтов оставалось постоянным или медленно и закономерно изменялось во времени. Хейрцлер и др. [66] при расшифровке относительной истории расширения хребтов исходили из спорного предположения, что впадина Южной Атлантики разрасталась с постоянной скоростью, тогда как скорость разрастания других океанов изменялась с течением времени. Тем не менее такой механизм расширения океанического ложа (и дрейфа континентов) удовлетворяет большинству из многочисленных ограничений, установленных до настоящего времени. Если процесс расширения приостанавливался в локальном или глобальном масштабе, то такие остановки должны были быть кратковременными по сравнению с возрастом рифтов; в противном случае скорость в последующее время должна была стать чрезмерной. Критерии для установления перерывов в истории роста ложа океана были рассмотрены Шнейдером и Фогтом [136] и схематически суммированы на фиг. 24.

Данные по скважинам JOIDES, пройденным в Южной Атлантике (Максвелл, личное сообщение), исключают возможность существования спокойного периода в миоцене, предполагавшегося Дж. и М. Юингами [26] и Шнейдером и Фогтом [136]. Южная Атлантика расширялась с почти постоянной скоростью по крайней мере начиная с 75 млн. лет назад. Таким образом, хронологию обращений по Хейрцлеру и др. [66] можно использовать при датировке океанического ложа.

Сейсмичность. Данные Сайкса [143] и других исследователей подтверждают старые наблюдения, согласно которым большинство эпицентров землетрясений расположено в пределах: 1) Альпийско-Гималайского и Тихоокеанского поясов, которые, как показывает их геологическое строение, в основном являются структурами сжатия, и 2) системы срединноокеанического хребта, который представляет собой структуру растяжения. Промежуточные и глубокие землетрясения почти целиком приурочены к поясам сжатия, тогда как активность срединноокеанического хребта полностью мелкофокусная [52] и сосредоточена в узких поясах.

Там, где осевая рифтовая долина хорошо развита, т. е. в участках, где полускорости расширения коры меньше 2 см/год [152], пояс эпицентров в пределах точности определения местоположения эпицентров (+20 км или выше) как будто совпадает со срединной долиной. Там, где рифт смещается зоной разлома, эпицентры обычно концентрируются в зоне разлома между смещенными концами хребта. На продолжении этих зон разлома сейсмическая активность мала или отсутствует (фиг. 2, стр. 125).

В местах выхода рифта на континентальную кору (например, в рифте Восточной Африки, в сибирском продолжении Атлантического срединного хребта и, возможно, в Большом Бассейне Северной Америки) землетрясения неравномерно рассеиваются в пределах пояса шириной несколько сотен километров [143]. Это различие между континентальными и океаническими сегментами рифтов позволяет говорить о различном механизме рифтообразования, что может быть связано с различием мощностей коры и ее свойств. Представляется, что мощная, имеющая сложное геологическое строение континентальная кора первично расширяется путем развития нормальных сбросов, тогда как тонкая, геологически более гомогенная океаническая кора растет главным образом за счет внедрения базальтовых даек. Возможно, активные материковые рифты, если они являются зачаточными океаническими рифтами, очень молоды.

Вильсон [168] высказал предположение, что многие зоны разломов, смещающие срединноокеанический хребет [168, фиг. 1], не должны рассматриваться как сдвиги, более молодые, чем хребет. Оба отрезка хребта и разлом представляют собой единую, длительно омолаживающуюся ослабленную зону (фиг. 25). Отрезки хребта — это линейные «источники», в которых дериваты мантии поднимаются, чтобы причлениться к краям коры и затем отодвинуться под прямым углом к оси хребта в направлении, параллельном зонам разломов, как часть «конвейера» океанической коры. В редких случаях сегменты хребта располагаются косо по отношению к зонам разломов; тогда магнитный профиль дает только компоненту скорости растяжения, перпендикулярную .оси хребта [109].

Распределение землетрясений вдоль срединноокеанического хребта и данные о первых вступлениях на сейсмограммах [143] подтверждают гипотезу Вильсона [168], представленную на фиг. 25. Эти данные более подробно рассмотрены в статье Сайкса (см. стр. 122 настоящего сборника). В общем определения механизма землетрясений по первым вступлениям для землетрясений из зон разломов увязываются с концепцией трансформных разломов (см. фиг. 2 и фиг. 3, стр. 125, 126), а данные по землетрясениям под сегментами хребта свидетельствуют о режиме растяжения. Землетрясения сосредоточены почти исключительно в участке зоны разлома между раздвинутыми краями хребта. Эта особенность лучше согласуется с трансформпой моделью разлома (фиг. 25), чем с представлением о сдвиге, вдоль которого происходило смещение хребта после его формирования.

Тенденция зон разломов пересекать хребет под прямым углом [109, 134] требует объяснения. Возможно, формирование рифта начинается с возникновения системы эшелонированных трещин отрыва. Такие «проторифты», по-видимому, зарождались в ослабленных зонах земной коры [168], как показано на фиг. 25. Позже разломы соединяли эти эшелонированные трещины, пересекая их под прямым углом, что обеспечивало наиболее эффективное высвобождение напряжений. Эта оригинальная структура — сочетание хребта и зоны разлома — сохранялась в процессе наращивания ложа океана (фиг. 25).

Даже если иногда возникали косые сегменты хребта, они не могли быть стабильными в течение длительного времени [109]. Представим косой сегмент хребта, как показано на фиг. 25. Пусть L — его длина, А — скорость растяжения параллельно зоне разлома и α — угол между хребтом и зоной разлома. Скорость растяжения перпендикулярно косому хребту будет равна S·sin α. Если косой сегмент заменить ступенчатой системой сегментов хребта и перпендикулярных зон разломов, как это наблюдается в экваториальной части Срединноатлантического хребта [143], то длина хребта уменьшится с L до L·sin α, тогда как скорость растяжения в этом участке увеличится с S·sin α до S. Косой хребет растягивается медленнее перпендикулярно гребню, и кора под его осью будет остывать и затвердевать до большей глубины. Для того чтобы разломать эту более толстую кору, необходима большая работа. Интрузивный материал, общий объем которого одинаков в обоих случаях, при косом рифте должен быть вдавлен в относительно более длинный и холодный рифт. Толщина участка литосферы под осью хребта зависит от количества тепла, которое было удалено до того, как участок отошел от оси. Если потеря тепла осуществляется через теплопроводность, то по аналогии с замерзающей сверху ледяной пластиной можно предположить, что толщина будет пропорциональна (S·sin α)^1/2.

При минимуме энергии вдоль активной зоны разлома должна совершаться относительно малая работа. В противном случае трудно представить, почему косой рифт общей длиной L может быть замещен ступенчатой структурой, общая длина которой, включая зоны разломов, равна L (cos α + sin α), т. е. обычно больше L. Если ступенчатая структура требует затраты меньшей работы, то наблюдаемая концентрация сейсмических проявлений вдоль активных зон разломов, а не в сегментах хребта [143] позволяет сделать интересный вывод о том, что лишь очень малая часть работы, затраченной на раздвигание пластин, проявляется как хрупкое скалывание, выражающееся в виде сейсмической активности. Относительная легкость скольжения вдоль зоны разлома может быть следствием длительной продольной контракции относительно горячего, обладающего малой плотностью вещества литосферы вблизи оси. Эта термальная контракция должна стремиться раскрыть зоны разломов и уменьшить трение вдоль их стенок.

Следует заметить, что рифт, однажды оформившись, остается существовать в виде ослабленной зоны, вдоль которой осуществляется инъекция материала мантии и в стороны от которой растяжение ложа океана будет продолжаться даже в том случае, если распределение первичных сил, вызвавших движение, каким-то образом изменится.

Природа и происхождение океанической коры в свете данных сейсмологии взрывов. Результаты ранних исследований строения коры под океаническими впадинами и срединноокеаническим хребтом суммированы Оксбургом и Туркотом [122] в статье, посвященной конвекции в мантии. Нижеприведенные данные взяты из этой работы.

Грубо океанические пространства могут быть разделены на области с «нормальной» и «аномальной корой» (фиг. 26). Нормальная кора представлена слоем осадочных пород мощностью 0,5—1 км, который характеризуется небольшой скоростью распространения сейсмических волн. Он залегает на «втором слое» мощностью 1—2 км, отличающемся очень изменчивыми скоростями волн Р (в среднем около 5 км/с). Под вторым слоем лежит океанический, или третий, слой (скорость воли Р 6,7 км/с, мощность 5 км). Этот слой обнаруживает замечательное однообразие в отношении скорости распространения сейсмических волн и мощности под большей частью дна океана. Там. где развита нормальная кора и скорости в мантии нормальные (8,0—8,2 км/с), граница М располагается на глубине немногим более 10 км ниже уровня океана.

Наиболее распространенный тип аномальной коры характеризуется отсутствием третьего слоя (фиг. 26). Глубины океана здесь в общем меньше, а второй слой имеет несколько большую мощность, чем в случае нормальной коры. Утолщенный третий слой располагается непосредственно на аномальной мантии, отличающейся низкими скоростями (около 7,5 км/с) с большим разбросом отдельных значений.

Авторы настоящей статьи полагают, что большая часть океанической коры создана за счет прироста ложа океана близ оси срединноокеанического хребта. Эта гипотеза вызывает ряд возражений, однако последние данные придают ей очень высокую степень достоверности. Возникновение двух типов коры, по-видимому, связано со скоростями расширения ложа океана во время формирования коры. Мантия, обладающая пониженными скоростями, по крайней мере под осью срединноокеанического хребта может являться переходной; по мере охлаждения и удаления от оси хребта она может превратиться в нормальную мантию. Ниже этот вопрос рассмотрен более детально.

Нормальная океаническая кора лежит на верхней мантии, характеризующейся скоростями волн сжатия 8,0—8.2 км/с. Данные по нормальной коре суммированы в табл. 1.


Слой 2 известен также как «вулканический слой». Образцы, собранные с его выходов на гребне, представлены изверженными породами. Этот слой является общим для обоих типов коры.

Сейсмические данные по второму слою трудно оценить по многим причинам. Тонкость слоя обусловливает очень малую область, в которой волны могут быть прослежены в первых вступлениях. Первые вступления от слоя часто не обнаруживаются, и ему приписывают широкий ряд сейсмических скоростей. Большой разброс скоростей (3,5—6 км/с) не обязательно полностью связан с действительными вариациями упругих свойств и плотности. Грубый рельеф второго слоя может служить причиной значительной дифракции или эффекта рассеивания. Малочисленность первых вступлений ведет к ошибкам в интерпретации. Если слон представляет собой сложное сочетание неравномерно выветрелых потоков, подводящих даек, разломов, эксплозионных брекчий и переслаивающихся осадочных линз, то широкий диапазон скоростей вполне закономерен.

По-видимому, должны существовать систематические вариации мощности слоя в зависимости от характера океанической впадины и глубины воды [72]. Второй слой кажется более мощным в более мелких водах и тоньше под Тихим океаном, чем под Атлантическим. Если эти соотношения реальны, их следует оценить с точки зрения гипотезы наращивания ложа океана. Могут, конечно, существовать скрытые переменные, такие, как региональные изменения мощности осадков и рельефа фундамента. Предположив, что влияние таких переменных незначительно и что мелководные станции репрезентативны для срединноокеанического хребта в обоих океанах, мы можем при интерпретации данных о мощностях второго слоя [72] использовать результаты наблюдений Менарда [104], согласно которым мощность обратна скорости наращивания. В результате получаем, что в целом как в Атлантическом, так и в Тихом океане скорости наращивания были выше во время формирования коры, выстилающей в настоящее время глубоководные впадины этих океанов. Кроме того, скорости роста океанического ложа в Тихом океане выше, чем в Атлантическом; последние работы по магнитным аномалиям [66], по-видимому, подтверждают этот вывод.

Слой 3, называемый также базальтовым, или океаническим, изучен значительно хуже, чем слой 2 [130]. Верхний предел случайной стандартной ошибки при измерении скорости распространения сейсмических волн может не превышать 0,11 км/с [130]. При столь небольшой ошибке возможны малые, но реальные вариации скоростей. Тем не менее мощность слоя и характерные для него скорости распространения сейсмических волн поразительно однородны по всему мировому океану. В качестве основных компонентов третьего слоя были предложены серпентиниты [71] и базальты или габбро. Канн [13] привел ряд геологических данных, опровергающих серпентинитовую гипотезу. Он утверждал, что океанический слой состоит из амфиболитов. Термические данные [122] также свидетельствуют в пользу базальтового состава третьего слоя. Скорость расширения ложа океана может изменяться в три раза, но мощность океанического слоя при этом остается постоянной. Создание этого слоя разными ветвями срединноокеанического хребта должпо происходить в соответствии с ходом растяжения коры; это необходимо учитывать в любой теории, касающейся природы третьего слоя.

Скорости около 6,7 и 8 км/с имеют тенденцию прослеживаться по обе стороны границы М как под континентами, так и под впадинами океанов. Поскольку граница М в океанах, по-видимому, «сползает» со срединноокеанического хребта, было бы странно, если бы континентальную границу М создавали какие-то совершенно независимые процессы. Следовательно, мы можем предположить, что вся граница 31 имеет «срединноокеаническое происхождение». Если это так, то, возможно, базальтовый слой па континентах содержит реликты древней океанической коры, длительное время несущей груз осадков, претерпевшей складчатость и метаморфизм и превратившейся таким образом в континентальную кору.

Аномальная океаническая кора, как было отмечено ранее, наблюдается главным образом под некоторыми ветвями срединнокеанического хребта. Детальный обзор структуры таких участков дан Тальвани и др. [145], Хейрцлером и Ле Пишоном [67], Юингом и др. [30] и Лангсетом и др. [84]. Эти работы касались в основном Восточнотихоокеанской возвышенности, которая, как сейчас известно, разрастается от своей оси с полу скоростями около 2—6 см/год, и Срединноатлантического хребта, растущего со скоростью 1—2 см/год [66]. (Следует заметить, что статьи, опубликованные к 1965 — 1966 гг., были написаны до того, как гипотеза растяжения ложа океана получила общее признание.)

Восточнотихоокеанская возвышенность (фиг. 27) может служить примером быстро растущей ветви хребта, производящей нормальную океаническую кору. Возможно, существование слоев мантии с пониженным и скоростями под ее гребнем — постоянное явление. Они все время образуются в осевой зоне и превращаются в нормальную мантию под крыльями.

Мантия под осью хребта, вероятно, представляет собой ультраосновную кристаллическую «кашу», через которую поднимается базальтовая жидкость, питающая растущие слои 2 и 3 [10, 71, 122]. Затем, удаляясь от оси, эта смесь, очевидно, затвердевает и превращается в «нормальную» мантию.
Аномальная кора подстилает Срединноатлаптический хребет на протяжении примерно 300 км от его оси (фиг. 28). Под некоторыми хребтами, например хребтом Рейкьянес [146], обнаружены скорости, типичные для океанического слоя. В этой области кора еще слишком молода, возможно, моложе 50 млн. лет [136], для того чтобы пелагические осадки могли замаскировать изверженное основание. Драгирование и донные фотографии этого окна показывают, что выходящий на поверхности второй слой имеет вулканическое происхождение [23, 152]. Слой 2 свойствен обоим типам коры, но, вероятно, имеет большую мощность под корой аномального типа (фиг. 27, 28). Как указывалось выше, мощность этого слоя примерно обратно пропорциональна скорости разрастания ложа океана, полученной по данным изучения магнитных аномалий и обращений полярности. Другими словами, скорость формирования второго слоя кажется постоянной во времени [104]. Этот вывод можно объяснить в том случае, если предположить, что скорость, с которой базальтовый расплав просачивается вверх из мантии, намного превышает скорость наращивания и не зависит от нее. Вопрос о генезисе коры и о ее разрушении более детально рассмотрен в разделе, посвященном геологии и петрологии.

В разрезе аномальной коры вулканический слой непосредственно перекрывает мантию (фиг. 28), характеризующуюся скоростями волн Р от 7.2 до 7,6 км/с; такие скорости не отмечаются под удаленной от оси частые крыльев [145].

Разрез коры (фиг. 22, 28) через Срединноатлантический хребет позволяет выделить следующие два момента.

Если характер хребта слабо изменяется во времени — это установившаяся система. В этом случае необходим физический процесс, при котором мантия с низкими скоростями по мере охлаждения и удаления от оси каким-то образом превращалась бы в океанический слой и в мантию с нормальными скоростями. Если прямое приложение гипотезы Вайна и Мэтьюза потребует постоянной скорости роста, скажем 1 см/год в течение 100 млн. лет. такое объяснение структуры хребта будет заслуживать рассмотрения. Однако многочисленные косвенные данные свидетельствуют о прерывистом характере наращивания ложа океана. Хотя данные по скважинам JOIDES в Южной Атлантике исключают возможность глобальных остановок длительностью 10 млн. лет, картина магнитных аномалий в Северной Атлантике указывает на несколько эпох растяжения, характеризующихся определенными скоростями и/или направлениями растяжения. Анализ этих данных проведен К. Андерсоном, О. Эйвери, Д. Брейси, Р. Хиггсом и Р. Фогтом. Наиболее детально изучена область океана к востоку от хребта Рейкьянес. Между банкой Рокколл и хребтом Рейкьянес были установлены три этапа растяжения. Растяжение началось около 60 млн. лет назад и происходило со скоростью от 1,1 до 1,2 см/год. Примерно 42 млн. лет назад скорость упала до 0,7—0,8 см/год, направление растяжения изменилось и через каждые 100 км возникли трансформные разломы. Это медленное растяжение длилось около 18 млн. лет, после чего скорость вновь возросла до 1.1 — 1,2 см/год. Хотя направление растяжения не изменилось, трансформные разрывы исчезли и хребет Рейкьянес стал косым хребтом, т. е. таким, в котором растяжение ориентировано не перпендикулярно оси. По-видимому, конфигурации в виде косых и ступенчатых хребтов представляют два возможных варианта, причем последний — предпочтительнее в смысле затраты минимальной энергии при очень низких скоростях растяжения, скажем ниже 0,8 см/год. Поскольку при таком медленном растяжении в случае косых хребтов толщина коры становится чрезмерной, возникают трансформные разломы, уменьшающие длину оси растяжения и увеличивающие скорость растяжения в направлении, перпендикулярном этой оси.

Такая необычная картина магнитных аномалий, в достоверности которой не приходится сомневаться, поскольку расстояния между пересечениями не превышают 4,8 км, может дать ключ к расшифровке соотношений между скоростью растяжения и строением коры. Детальные сейсмические исследования методом преломленных волн в осевой зоне хребта Рейкьянес показали, что здесь, несмотря на относительно малые скорости (1 см/год в направлении, перпендикулярном гребню), формируется нормальная океаническая кора [146]. Линейность магнитных аномалий хорошо выражена, топографический рельеф умеренный и зон разломов мало. С другой стороны, эпоха растяжения 42—18 млн. лет назад характеризовалась зонами разломов и картиной магнитных аномалий, которая фиксируется даже при 16-километровых расстояниях между линиями. Зоны разломов охватывают свыше 30% площади коры, созданной в этот интервал времени. Профили, пройденные методом преломленных волн через участки коры в зонах разломов, дают разрез аномальной коры, которая связана с медленно расширяющимся хребтом. Таким образом, зависимость строения коры от развития растяжения (фиг. 29) может определяться тенденцией зон разломов сближаться на медленно развивающихся хребтах.

Детальная съемка к востоку от хребта Рейкьянес (Эйвери. Хиггс, личное сообщение) показывает, что трансформные разломы могут быть созданы и разрушены в ходе развития океанического рифта. Следовательно, представление Вильсона (фиг. 25). согласно которому современная конфигурация срединноокеанического хребта, например Срединноатлантического, должна напоминать форму первичного разрыва, является в значительной мере гипотетичным. Так, близ 24° с. ш. в нижнем мезозое, когда формировалась область линейных магнитных аномалий между спокойной в магнитном отношении зоной восточного побережья США и Бермудскими островами (Андерсон, личное сообщение), значительного смещения Срединноатлантического хребта пе происходило.

Тепловой поток. Равенство океанического и континентального тепловых потоков установлено несколько лет назад, но до сих пор оно является объектом усиленных обсуждений [22] (см. статью фон Герцена и Ли на стр. 61). Буллард [11] подытожил вопросы методики измерения теплового потока и связанные с этим проблемы.

Данных по океанам намного больше, чем по суше, что связано с термической стабильностью абиссальных глубин вдали от источников сноса. В работе Лангсета и др. [84] намечены некоторые региональные различия между океаническими впадинами. Так, среднее по земному шару в единицах теплового потока (1 HFU = 1·10^-6 кал/(с·см²) равно около 1,1 [85], но в экваториальных частях Атлантического океана региональные средние достигают 1.5. Значение этих региональных вариаций с точки зрения гипотезы роста ложа океана еще не оценено.

Данные по тепловому потоку на срединноокеаническом хребте качественно соответствуют концепции разрастания ложа океана, однако модели, точно воспроизводящие наблюдаемую картину, еще не рассчитаны [84, 122]. Высокие значения (хотя с большой долей разброса) тяготеют к хребту; это вполне закономерно, если здесь внедряются дериваты мантии. Высокие значения наблюдаются вдоль поясов, центрированных по оси; ширина таких поясов на Срединноатлантическом хребте достигает 200 км, а на Восточнотихоокеанской возвышенности равна 600 км. Эти наблюдения подтверждают магнитные данные [66], согласно которым скорости роста на Восточнотихоокеанском поднятии примерно в три раза выше. Чем сильнее расширение, тем дальше может быть унесена кора от места внедрения до того, как она остынет.

При предположении, что наращивание ложа океапа было непрерывным, возникают затруднения в согласовании моделей с данными наблюдений. Общее количество выделившегося тепла кажется значительно меньше предполагаемого, особенно над Срединноатлантическим хребтом [84].

Мак-Кензи [96] показал, что при толщине литосферы 50 км (100 км в моделях Лангсета и др. [84]) аномалии в модели близки к наблюдаемым. Для того чтобы возникли аномалии, мантия под осью хребта не должна быть горячее, чем вне ее.

Величина теплового потока имеет тенденцию понижаться вблизи глубоководных желобов. Это соответствует концепции, согласно которой глубоководные желоба представляют собой западины, где кора разрушается, затягиваясь вниз, в верхнюю мантию. Однако еще не предложена модель, соответствующая в деталях наблюдаемым фактам, и низкие значения теплового потока могут оказаться результатом быстрого осадконакопления.

Сила тяжести. Ложе океана в основном изостатически уровновешено 1145, 154]. Единственное крупномасштабное исключение — глубоководные желоба, над которыми значения аномалий в свободном воздухе понижаются до ~400 мгл [154].

В участках изрезанного ложа океана аномалии в свободном воздухе отражают топографический рельеф, однако на профилях Буге (фиг. 28) топографическая корреляция обычно отсутствует, если предполагается, что плотность составляет около 2,7 г/см³. На этом основании можно сделать вывод, что неровности рельефа с длиной волны в первые десятки километров, как правило, изостатически не скомпенсированы, т. е. кора выдерживает их вес. Массы промежуточных размеров, например крупные вулканические накопления, образующие Гавайские острова, прогибают вблизи себя ложе океана. Очевидно, такие структуры регионально скомпенсированы [154, 169].

Кривые Буге над срединноокеаническим хребтом показывают, что хребет изостатически поддерживается корнем с малой плотностью, располагающимся в верхах верхней мантии. Максимумы аномалий в свободном воздухе над хребтом Рейкьяпес, ширина которых не превышает 200 км, свидетельствуют о некотором недостатке компенсации, хотя аномалия Буге еще отрицательна [146]. На фиг. 22 изображена модель коры для Срединноатлантического хребта по Тальвани и др. [145] с упрощениями. Модель удовлетворяет имеющимся гравиметрическим данным и данным исследований по методу преломленных волн; пунктирные линии — плотностные границы, для которых отсутствует сейсмический контроль и которые в связи с этим весьма проблематичны.

Аналогичная модель для Восточнотихоокеанской возвышенности, построенная на данных гравиметрии и сейсмики. изображена на фиг. 27.

Сейсмические поверхностные волны. Успехи, достигнутые в результате использования сейсмических поверхностных волн для изучения строения океанической коры и мантии, подытожены Оливером и Дорманом [120] и Дорманом (см. настоящий сборник, стр. 215). Дисперсия этих длинных (10—2000 км) волн, после того как они пересекут сотни и тысячи километров коры, определяется характером залегания и свойствами пород вдоль пути их пробега. Исследования с помощью поверхностных волн не ограничиваются мантией. В результате ряда работ были определены средние мощности неконсолидированных осадков на дне океана п средняя мощность земной коры. Полученные модели согласуются с данными сейсмических методов, основанных на использовании преломленных и отраженных волн, что указывает на глобальную однородность средней океанической коры. Дисперсионные кривые позволяют определить, является ли данный путь континентальным или океаническим. С помощью этого метода было доказано, что кора под Арктическим бассейном имеет океанический характер [6]. Дисперсионные кривые волн Лява обнаруживают региональные вариации даже в случае полностью океанического пути. Например, в Гонолулу от землетрясений, возникающих к юго-востоку от Гаванских островов, фиксируются более низкие скорости, чем от землетрясений других азимутов. Причиной может служить аномальное строение коры и верхней мантии под Восточнотихоокеанской возвышенностью [120].

Петрология и геология океанической коры. На некоторых участках гребней срединноокеанического хребта проведены детальные петрологические исследования. В настоящее время разрабатываются гипотезы, которые позволили бы объяснить различные наблюдающиеся петрологические, топографические и геофизические особенности коры.

Общая связь петрологии пород с глубиной океана была обнаружена А. и К. Энгелами [23] и рядом других исследователей. Такая связь отмечается даже для отдельных участков, например гребня Срединноатлантического хребта близ 45° с. ш. [3]. Оливиновый толеит с низким до промежуточного содержанием глинозема (14—16%) представляет собой обычный абиссальный базальт, который поднимают с глубоких участков хребта, в том числе с рифтовой долины. Выше, на вершинах хребта, встречаются переходные оливиновые толеиты с исключительно высоким содержанием глинозема. Самые высокие подводные горы п острова венчаются щелочными оливиновыми базальтами и их дифференциалами.

Аументо [3] установил, что петрографический состав поднятых драгой образцов постепенно изменяется от оливиновых толеитов. выстилающих долину, до щелочных базальтов, слагающих пики гребня, в 5—10 км от оси долины. Все типы пород могли образоваться в результате сложных процессов частичного плавления и кристаллизации материнского пиролита. Типичный вулканический цикл начинается с излияния оливиновых толеитовых лав на дно срединной, или рифтовой. долины. Последующие экструзии, перекрывающие толеиты, постепенно обогащаются щелочами. Спустя примерно 1 млн. лет бывшее дно долины, поднятое и увенчанное щелочными базальтами, начинает превращаться в пики гребня уже на расстоянии 5 или 10 км от оси долины [3]. Поэтому топографические гребни представляют собой более или менее периодически возникающие в ходе генерации щелочных базальтов пики, насаженные на более спокойную поверхность истечения толеитовых базальтов. Доминирующая длина волны рельефа на Срединноатлантическом хребте составляет около 30 км [67]. что определяет длительность типичного вулканического цикла в 3 млн. лет.

Если рифтовая долина представляет собой относительно постоянную черту структуры, то края даже расширяющейся долины должны непрерывно надстраиваться экструзиями таким образом, чтобы долина все время сохранялась. Согласно этой точке зрения, под дном долины не должно быть-щелочных базальтов. Такая модель подтверждается фактом почти повсеместного нахождения срединной долины вдоль гребней хребтов, медленно расползающихся в настоящее время. Если долина является постоянной особенностью, то вулканизм должен наблюдаться на расстоянии 5—10 км от оси хребта; в таком случае нарушается модель Вайна и Мэтьюза. Как уже упоминалось выше, возле 45° с. ш. (там есть рифтовая долина) дайки внедрялись со стандартным отклонением в 6 км и менее от тектонической оси Срединноатлантического хребта. Поэтому по гипотезе постоянно возобновляющейся рифтовой долины поздние щелочные базальтовые экструзии в 5—10 км от оси должны быть либо очень тонкими, либо иметь слабую эффективную намагниченность. Слабая намагниченность может наблюдаться в том случае, если поздние экструзии, формирующие гребни холмов, представляют собой крупные нагромождения беспорядочно ориентированных глыб и пепла и поэтому не создают крупной магнитной аномалии [159].

Хейзен и Юипг [52] отмечали близкое топографическое сходство рифтовых долин и крупных, окаймленных сбросами грабенов на суше. Грабен образуется в том случае, когда сужающийся книзу клин литосферы опускается по нормальным краевым сбросам. Если осевая долина представляет собой грабен, она должна была возникнуть в результате разрыва литосферы при растяжении, причем ширина долины (20—30 км) должна грубо указывать на предельную толщину литосферы в осевой части хребта.

В этом случае мы приходим к альтернативной модели, которая позволяет объяснить и нахождение щелочных базальтов на гребнях, и преобладающую длину волны рельефа в 30 км (фиг. 30). Мы начинаем с уже поднятой области гребня. Влияние внедряющейся в верхи мантии мощной ультра-основной массы добавляется к региональному растяжению у поверхности; в результате развивается клиновидный грабен. Оливиновые толеиты, заливающие дно погружающейся рифтовой долины, являются раинами дериватами интрузии. Раздвигание коры продолжается по мере внедрения даек. Излияния все более щелочных базальтов формируют непрерывно расширяющееся дно долины (фиг. 30). Одновременно с таким расширением коры расширяется за счет продолжающегося поднятия ультраосновных интрузий и слой с сейсмическими скоростями 7.3 км/с. Кора и верхняя мантия консолидируются при охлаждении, постепенно захватывающем более глубокие слои. Старые борта долины теперь раздвинуты на расстояние 50—100 км, и центр долины замещен высоким гребнем, сложенным вулканитами. В течение этой стадии ограниченные проявления вулканизма и образование сбросов могут происходить и на некотором удалении от оси. Тем временем новая удьтраосновная интрузия сменяет первую на глубине, и новая пара сбросов, рассекающая вулканическую толщу на расстоянии 20—30 км др>г от друга, порождает новую рифтовую долину. Снятие начальных напряжений благодаря этим сбросам ускоряет дифференциальное плавление ультраосновного плутона, давая начало оливин-толеитовой лаве. Это частичное плавление делает плутон более подвижным.

Последовательность вышеописанных событий может создать доминирующую 30-километровую волну рельефа, обнаруженную [67] на крыльях Срединноатлантического хребта. Корреляция между петрологией и глубиной океана объясняется без обращения к вулканизму за пределами нескольких километров от оси рифта. Следовательно, предложенная модель согласуется с гипотезой Вайна и Мэтьюза [91], несмотря на то что облик осевой зоны но этой гипотезе меняется во времени.

В описанной выше модели (фиг. 30) петрологический цикл контролируется диапировым внедрением ультраосновного плутона. Первые выделяющиеся расплавы представлены оливиновыми толеитами. По мере роста диапира родоначальная оливин-толеитовая магма успевает пройти стадию дифференциации вследствие гравитации и диффузии, что ведет к возникновению более поздних щелочных базальтов. Такой «эффект вытяжной трубы» [126] может наблюдаться в комбинации с некоторыми реакциями дифференциации, постулируемыми Аументо [3].

Таким образом, создаются волны рельефа за 1—3 млн. лет, если скорость разрастания равна 1 см/год. 30-километровое рассредоточение волн может определяться либо циклическим характером внедрения ультраосновных диапиров примерно по одному каждые 3 млн. лет, либо шириной литосферного «моста», который может быть создан прежде, чем его центральный «пролет» обрушится под действием растяжения. В течение цикла в 3 млн. лет с каждой стороны оси формируется около 30 км новой коры. Из этого количества 10%, вероятно, обусловлено удлинением коры в результате образования сбросов, ведущих к формированию рифтовой долины, а остальное расширение вызывается внедрением даек (фиг. 30).

Согласно вышеописанной модели, толеитовые лавы могут перекрывать ранее погруженные щелочные базальты даже под окраинами рифтовой долины. Поскольку рифтовые долины широко распространены в настоящее время, ультраосновной магматический цикл может проявляться вдоль всего хребта. Эта модель подразумевает также, что величина теплового потока может широко варьировать во времени и что современное значение теплового потока не обязательно является средним.

Другая петрологическая особенность, требующая объяснения,— нахождение метаморфизованных базальтов вблизи вершин некоторых холмов на гребне хребта [14, 152]. Если судить по типичным значениям современного теплового потока на гребне хребта и теплопроводности базальта [98], этот метаморфизм должен происходить в 1—2 км ниже дна океана.

По мнению ван Эндела и Боуина [152], зеленокаменные породы обнажились в результате гравитационного сползания перекрывающих их базальтов. Меньше противоречий встречает другая гипотеза [13], согласно которой более глубокие слои коры обнажаются сопряженными сбросами. Нам кажется наиболее вероятным, что самое значительное образование сбросов должно происходить между стадиями В и Г (фиг. 30), т. е. после затвердевания ультраосновного плутона, но до формпрования новой рифтовой долины и нового плутона. В модели, представленной на фиг. 30, примерно половина или две трети генерированной коры проводит часть своей жизни под дном рифтовой долины; здесь существуют наиболее благоприятные условия для метаморфизма коровых базальтов.

Канн [13] считает, что большая текучесть мантии под хребтами, характеризующимися быстрым растяжением, допускает меньшие радиусы поворота, чем в медленно растягивающихся хребтах. Это определяет меньший размер зоны растяжения, в пределах которой магма заполняет существующие разрывы и зачаточные рифтовые долины. Напротив, изгибы большего радиуса более вязкого материала под медленно развивающимися хребтами распределяют растяжение в зоне, значительно более широкой, чем зона источника магмы. По модели Канна магматическая кора создается непосредственно на оси хребта и затем переходит через блок с нормальными сбросами, протягивающийся на +20 км от оси. Блок рифтовой долины формируется в зоне застоя между двумя различно направленными линиями течения под корой. Модель соответствует установившемуся состоянию и не может поэтому претендовать на объяснение происхождения топографических и петрологических волн на крыльях хребта. Она обеспечивает постоянное появление выходов метаморфических пород, но не обусловливает частых землетрясений дальше 20 км от оси хребта [143].

Кроме различных типов базальтов и их метаморфических эквивалентов низкой ступени метаморфизма, местами дна океана достигают ультраосновные породы. Наиболее характерным примером может служить остров Св. Павла на Срединноатлантическом хребте, однако гальки ультраосновных пород поднимались драгой из зон разломов [92] и из рифтовой долины [148]. Скалывание по зонам разломов могло привести к обнажению ультра-основного фундамента; мелкие включения, несомненно, выносились поднимающимися базальтовыми лавами. Дунит острова Св. Павла милонитизирован [138], а обломки ультраосновных пород, изучавшиеся Удинцевым [148], обнаруживают признаки динамометаморфизма. Следовательно, значительные объемы таких пород могли внедряться в виде почти консолидированной кристаллической массы (возможно, на стадии В фиг. 30), а затем были обнажены при развитии сопряженных сбросов, как это предполагалось Канном [13] для метаморфизованных базальтов. Скалывание и милонитизация могут в таком случае соответствовать либо внедрению полуконсолидированной массы, либо образованию сопряженных сбросов, либо обоим этим процессам вместе.

В пределах 300 км по обе стороны от осевой зоны Срединноатлантического хребта под вторым слоем залегает мантия с пониженными скоростями сейсмических волн (фиг. 28). Корни с малой плотностью должны простираться глубже, примерно до 20 км; только в этом случае можно объяснить отрицательные аномалии Буге [145]. Неизвестно, превращается ли в конце концов мантия с пониженными скоростями в нормальную мантию или она представляет собой стабильный комплекс, сформировавшийся, например, при низких скоростях растяжения. Рингвуд [131] и Канн [13] полагают, что возникновение плотной нормальной мантии сопровождается низкотемпературной (ниже 500° С) реакцией гидратации с переходом плагиоклазового пиролита в амфолит (оливин и амфибол).

Граница между мантией с пониженными скоростями сейсмических волн и подстилающей нормальной мантией может представлять собой границу фазового перехода плагиоклазового пиролита (фаза с низкой плотностью) в пироксеновый пиролит (фаза с высокой плотностью), как указывали Рингвуд [131] и Канн [13]. Предполагаемая реакция оливин + глиноземистый ромбический пироксен + глиноземистый моноклинный пироксен должна давать в результате оливин + ромбический пироксен + моноклинный пироксен + плагиоклаз.

Может быть предложено и альтернативное объяснение, а именно: верхняя мантия с пониженными скоростями находится в стабильном состоянии, достигнутом в ходе медленного растяжения. Ультраосновные диапиры, поднимаясь в осевой зоне, охлаждаются и застывают до полного удаления базальтовых фракций. Некоторые базальтовые фракции, соответствующие океаническому слою быстро растягивающихся хребтов, остаются в верхней мантии, обусловливая более низкие скорости волн Р. Эта гипотеза объясняет, почему на Срединноатлантическом хребте мантия с низкими скоростями и океанический слой почти взаимно исключают друг друга (фиг. 28). Однако для объяснения наличия узкой полосы мантии с пониженной скоростью под осью Восточнотихоокеанской возвышенности (фиг. 27) необходимо привлечь еще какую-то фазовую реакцию.

По мнению Канна [13], мантия под Восточнотихоокеанской возвышенностью содержит больше воды, что может вызвать повышение температуры перехода пироксенового пиролита в амфолит при данном давлении. В таком случае верхняя граница между мантией с низкими скоростями и нормальной мантией должна сместиться к центру хребта, что и наблюдается в действительности.

Состав океанического, или третьего, слоя, устанавливаемого методом преломленных волн, еще неясен. Более детальное описание сейсмических особенностей слоя и характера его распределения было приведено выше. Слой представлен под большей частью океанической коры; там, где он встречается, он обладает поразительно постоянной мощностью и скоростью волн Р. Однако под хребтом Горда [140] и в интервале 300—500 км от оси Срединноатлантического хребта [145] этот слой более тонок. В пределах примерно 300 км по обе стороны от оси медленно растущего Срединноатлантического хребта [145], под Бермудской возвышенностью [59] и в западном Средиземноморье [69] сплошной третий слой отсутствует. Исключительной мощности океанический слой достигает под некоторыми небольшими океаническими впадинами (фиг. 26).

Как указывал Райтт [130], наблюдаемая скорость в 6,7 км/с свидетельствует о том, что по составу породы занимают промежуточное положение между кислыми гранитами и ультраосновными дунитами; возможно, они имеют габброидный состав. Хесс [71] считал, что третий слой представляет собой частично серпентинизированный перидотит, образовавшийся из той части мантии, температура которой была выше 500° С на оси хребта; следовательно, основание серпентинизированного слоя можно рассматривать как застывший реликт этой изотермы. Канн [13] выдвигал против серпентинитовой гипотезы три основных возражения:




Выше были описаны возможные механизмы формирования коры и перечислены варианты ее состава. Большинство моделей предполагает, что характер коры (но не ее общий химический состав) может изменяться в зависимости от скорости раздвижения на хребте. Химические реакции и фазовые переходы могут затрагивать литосферу, когда она уходит из осевой зоны, но, по-видимому, верхние слои коры не испытывают заметных изменений в общем химическом составе. Поэтому вызывают удивление данные Мак-Берни и Гасса [95], которые указывают на систематические изменения по мере удаления' от осей Срединноатлантического хребта и Восточнотихоокеанской возвышенности. Базальты, отобранные в пределах пояса высоких значений теплового потока на обоих хребтах, пересыщены кремнеземом, тогда как за пределами этого пояса на обоих крыльях появляются недосыщенные кремнеземом щелочные породы [95]. Если это действительно так, мы можем сделать вывод, что состав дериватов мантии или характер процессов дифференциации изменились около 10 млн. лет назад (экстраполируя в прошлое позднеплиоценовые скорости растяжения коры, полученные Хейрцлером и др. [66]).

На возможность горизонтальных и вертикальных изменений состава верхней мантии (а следовательно, и состава коры) указывал Диккинсон [17], который изучал петрохимию тихоокеанских андезитовых серий. Он нашел, что: 1) типичные эруптивные лавы внутренних океанических дуг содержат меньше калия, чем лавы окраинных материковых хребтов, и 2) в поперечном сечении для каждой дуги относительное содержание калия повышается с удалением от глубоководных желобов через островную дугу [17, 83]. В действительности такая связь — не что иное, как корреляция между содержанием калия в данной серии и расстоянием по вертикали между местом извержения и наклонной сейсмической зоной, падающей под вулканическую дугу или горную цепь [17]. Последнее соотношение, а также тот факт, что кривые содержание калия — содержание кремнезема достаточно резко очерчены и прямолинейны для каждой серии андезитов, привели Диккин-сона к заключению об отсутствии сколько-нибудь значительной контаминации при прохождении через сиалическую кору отщепляющейся от мантии андезитовой магмы. Поэтому систематические изменения в петрохимии андезитовых серий от одной островной дуги к другой должны отражать изменчивость условий в самой мантии [17]. Мы можем предполагать, что эти изменения тесно связаны с условиями, существовавшими под осевой зоной срединноокеанического хребта во время формирования коры и верхней мантии, которые сейчас сместились оттуда под островные дуги.

Гипотеза происхождения типичной океанической коры. Авторы предлагают качественную схему создания ряда главных черт типично океанической коры (фиг. 23). При разработке схемы авторы учитывали различные гипотезы и подтверждающие их данные, полученные разными исследователями в последние годы. В качестве исходной мы принимаем сверхупрощенную позицию: 1) мантия представляет собой ультраосновной кристаллический агрегат, все пустоты которого заполнены жидким или твердым базальтом; 2) кора сложена базальтовыми дайками (океанический слой), перекрытыми вулканогенными пачками (второй слой). Ботт [10] и другие исследователи обсуждали вопрос о частичном плавлении поднимающейся мантии и о создании в результате этого коры базальтового состава. В основном гипотеза авторов сводится к следующему. Под быстро растягивающимися частями хребта поверхность плавления базальта достигает основания океанического слоя под осью инъекции. Это обеспечивает непрерывность процесса медленного внедрения ультраосновной кристаллической «каши». Растягивающие усилия в литосфере вызывают появление трещин в коре, покрывающей ультраосновную массу. Трещины растяжения заполняются базальтовым расплавом; образуется океанический слой. Случайные выходы лавовых потоков на поверхность формируют второй слой. Когда скорость растяжения падает ниже некоторого критического значения, поверхность плавления базальта уже не может непрерывно находиться у основания океанического слоя. Тогда и внедрение ультрабазитов станет прерывистым (фиг. 30). Такой механизм внедрения значительных масс ультраосновных пород обусловливает циклы вулканизма и сбросообразования, накладывающиеся на постоянный ход растяжения коры. В результате создаются структуры медленно растягивающегося Срединноатлантического хребта (груборасчлененный рельеф, отсутствие океанического слоя, аномальная мантия, рифтовая долина; см. фиг. 30), как об этом было сказано в предыдущем разделе.

Разберем некоторые детали этой гипотезы для условий, существующих под быстро растягивающимися хребтами. Допустим вначале, что растяжение идет достаточно быстро для того, чтобы вершина куполообразной магматической камеры, ограниченной сверху областью плавления базальта, достигла основания океанического слоя (фиг. 23). Кора представляет собой застывшую кровлю ультраосновного очага. По мере расхождения двух стенок камеры на них непрерывно наращивается ультраосновной материал. В такой закрытой системе магматическая камера не изменяет ни размера, ни формы, хотя кристаллическая «каша» проходит через ее стенки, для того чтобы сформировать твердую мантию за счет застывания интерстициального базальта. Под осью хребта кора образует над камерой хрупкую кровлю, которая периодически взламывается. Базальтовый расплав, постоянно поднимающийся из ультраосновной массы, скапливается в верхней части магматической камеры и немедленно внедряется в появившуюся трещину растяжения. Таким образом наращивается океанический слой. Иногда внедряющаяся лава достигает поверхности до того, как затвердеет, и наращивает вулканический слой.

При интенсификации процесса образования базальта или увеличении температуры выше минимальных уровней (например, в результате увеличения скорости растяжения) поверхность плавления будет стремиться остаться в основании базальтового слоя. В любом случае плавление коры даст линзу базальтового расплава, который будет стремиться освободиться и таким образом увеличит объем лавовых излияний на поверхности. Если такая линза консолидируется раньше, чем будет выведена вверх, в основании океанического слоя могут возникнуть массивные тела габбро. Такая формация наблюдается на Кипре между дайковым и ультраосновным комплексами [37]. Допустимо даже временное затвердевание самых верхов верхней мантии. Возникновение сбросов и трещин растяжения уменьшит напряжения и, следовательно, понизит точку плавления в основании коры. Вследствие этого в основании коры может быть выплавлено количество базальта, достаточное для заполнения образовавшихся трещин. Таким образом, как увеличение, так и незначительное уменьшение привноса тепла могут вызвать обращение базальта в коре, т. е. базальт основания коры может быть расплавлен и перенесен внутрь коры или в ее кровлю. Мощность коры при этом не изменяется.

Гипотетическая тенденция области плавления базальта сохраняться под осью быстро раздвигающихся хребтов возле поверхности М обусловлена главным образом различием в скоростях возможного удаления тепла из жидкого базальта в дайках, с одной стороны, и из того же базальта в ультраосновной «каше» — с другой. Базальтовая дайка — тонкая пластинообразная масса, с обеих сторон контактирующая с возможно значительно более холодными породами коры. Температурные градиенты велики, и дайка быстро затвердевает. Напротив, удаление тепла из намного большей массы ультраосновной смеси менее эффективно, и распространение зоны консолидации вниз происходит медленно.

Необходимо объяснить, почему скорости расползания на быстро растягивающихся хребтах изменяются в 2—3 раза [66], а мощность коры остается удивительно постоянной под большей частью мирового океана [130]. Другими словами, скорость генерации базальтового расплава необходимо привести в соответствие со скоростью растяжения. Отмеченный факт можно объяснить следующим образом. Как во времени, так и в пространстве (в пределах Земли) состав и общее физическое состояние частично расплавленной мантии, которая поднимается для заполнения пустот между двумя расходящимися пластинами литосферы, не изменяются или изменяются очень мало. Вещество частично расплавленной мантии, возможно из зоны низких сейсмических скоростей, может измениться, когда оно попадет в магматическую камеру под хребтом. Внутри камеры небольшой объем базальтовой фракции выносится, поднимается и обычно внедряется в кору как часть дайки. Оставшийся объем этого вещества застывает у стенок очага и становится частью нормальной мантии.

Представление о том, что формирование коры идет в соответствии со скоростью растяжения, получает в таком случае простое объяснение. Скорость, с которой базальтовый расплав может подниматься сквозь кристаллическую «кашу», настолько велика по сравнению со скоростью восходящего движения этой «каши», что каждый участок нацело освобождается от содержащегося в нем жидкого базальта. В противном случае быстро растягивающийся хребет должен был бы создавать менее плотную мантию и более тонкую кору, чем медленно растягивающийся хребет. Однообразные скорости волн Р в кровле нормальной океанической мантии подтверждают представление, согласно которому всюду базальтовый расплав уходит до наступления окончательной консолидации. Таким образом, отношение между потоком массы через кровлю камеры и массой, проходящей через ее стенки и образующей твердую верхнюю мантию, остается постоянным для быстро растягивающихся хребтов независимо от скорости растяжения.

Каждый участок мантии освобождается от содержащегося в нем базальтового расплава. В качестве механизма подъема расплава привлекается процесс постоянного осаждения кристаллов ультраосновных пород внутри подводящей камеры. Подъем ультраосновной смеси будет сопровождаться частичным плавлением, в результате чего увеличится пространство, занимаемое расплавом, и возникнет густая суспензия, в которой будет происходить непрерывное осаждение кристаллов, формирующих жесткий каркас.

Даже почти непрерывный кристаллический каркас допускает конвективное перемещение базальтового расплава в магматической камере, хотя такие движения обычно не могут изменить количество базальта в интерстициях и, следовательно, не могут питать слои коры. С другой стороны, нет уверенности в том, что весь базальт возникает в ограниченной зоне плавления на глубине около 30 км [13]. Но если значительные количества базальтового расплава мигрируют сквозь ультраосновную смесь, например из участков слоя низких скоростей, удаленных на некоторое расстояние от подводящей камеры, трудно объяснить отсутствие вариаций мощности коры при разной скорости растяжения на быстро растягивающихся хребтах.

Изложенная выше гипотеза требует, чтобы в основании океанической коры под осью Восточнотихоокеанской возвышенности находилась зона плавления базальта. Принимая, что средняя молекулярная проводимость коры равна 0,006 кал/(с·см·°С) [84], мы получим максимальный кондуктивный тепловой поток в 9 мккал/(с·см²). Действительно, для Восточнотихоокеанской возвышенности такие значения теплового потока известны, хотя средняя величина здесь значительно ниже [84]. Интересно, что практически такую же величину теплового потока (8 мккал/(с·см²)) предусматривает гипотеза Капна [13], согласно которой граница между вторым и третьим слоями представляет собой фазовый переход от базальта к амфиболиту.

Небольшие океанические впадины

Форма, осадки, распределение, тектоническая обстановка. Менард [103] подытожил данные о строении коры в небольших океанических впадинах, полученные сейсмическим методом преломленных волн; его работа положена в основу настоящего обзора. Разрезы коры в небольших впадинах часто существенно отличаются от нормальных разрезов континентов и океанических впадин (фиг. 26). Не исключено, что некоторые из этих переходных разрезов могут представлять океаническую кору на разных стадиях превращения континентальной коры в океаническую в результате каких-то иных процессов, чем наращивание океанического ложа на оси рассеченных рифтами хребтов.

Менард [103] следующим образом сгруппировал небольшие впадины в соответствии с их обрамлением:

• 1) Алеутская и Охотская впадины (отделены от основных впадин океана простыми вулканическими островными дугами);
• 2) впадина Индонезии, Карибская, Японская и Южнокитайская (отделены более сложными дугами);
• 3) Средиземное и Черное моря, Мексиканский залив (почти окружены материками).

Небольшие впадины обладают многими сходными морфологическими особенностями. Все без исключения впадины располагаются близ окраин материков, и снос с 35% площади материков происходит в эти впадины, хотя площадь их составляет только 1% площади океанов. Не удивительно поэтому, что примерно 1/6 всех установленных осадков океанических впадин приходится на долю небольших впадин [103]. Большая часть впадин имеет близкие размеры, сходный рельеф и одинаковую глубину. Во всех случаях выделяется по крайней мере несколько участков абиссальной равнины, и во многих впадинах имеются значительные площади почти плоского дна. Часто почти с самого нижнего уровня поднимаются крутые борта, за исключением мест, где мутьевые потоки отложили конуса выноса (Мексиканский залив, Балеарская впадина). Иногда крутые борта представляют собой простые или сложные сбросовые уступы (Мексиканский залив, Алеутская и Южнокитайская впадины, впадина Сулавеси и др.).

Авторы полагают, что небольшие океанические впадины характеризуются общей тектонической обстановкой. Мекард [103] с этим не согласен. Все без исключения небольшие впадины либо располагаются в пределах Альпийско-Гималайского или Тихоокеанского поясов деформации, либо примыкают к этим поясам. Впадины северо-западной части Тихого океана в общем находятся на континентальной стороне островных дуг, тогда как впадины Средиземного моря и Черноморская окаймлены альпийскими складчатыми поясами. Индонезийская и Карибская группы впадин представляются промежуточными; они располагаются там, где структуры островных дуг переплетаются с Альпийско-Кордильерскими структурами.

На фиг. 26 небольшие впадины разделены на несколько групп в соответствии с толщиной океанического слоя (V_P = 6,7 км/с), полученной методом преломленных волн. На основании этого критерия среди групп небольших впадин может быть выделено несколько типов разреза океанической коры. Впадины одной группы характеризуются преимущественно обычной океанической корой, которая состоит из изверженных пород и перекрыта толщей осадков мощностью от 1 до 10 км. Скорости и мощности океанического слоя здесь в общем хорошо укладываются в пределы, типичные для этого слоя под крупными океаническими впадинами (6,69 + 0,26 км/с и 4,86 + 1,42 км [130]). Примерами могут служить впадины Алеутская, Охотская и Мексиканского залива. Близкая группа (фиг. 26) характеризуется несколько более толстым океаническим слоем.

Под малыми впадинами (показанными на фиг. 26 внизу справа) базальтовый слой имеет очень большую мощность (10—20 км); осадочный разрез также мощнее, чем в первой группе (5—10 км). Под этими двумя первыми типами впадин отмечаются нормальные скорости волн Р в мантии. Сюда же относятся впадины Черного моря и Каспийская, в которых базальтовый слой в несколько раз превышает по мощности типичный океанический слой. В какой-то мере это превышение может быть отнесено за счет консолидированных осадочных пород, таких, как известняки.

В верхней левой части фиг. 26 показан тирренский разрез; здесь осадки и второй слой лежат непосредственно на мантии с низкими скоростями [69]. Если удалить осадки, то этот разрез становится почти идентичным разрезам Бермудской возвышенности или осевой зоны (в пределах 300 км) Срединноатлантического хребта. Аналогичная группа, изображенная в верхней правой части фигуры, отличается только появлением тонкого океанического слоя. Обе верхние группы разрезов, приведенных на фиг. 26, показывают, что в тех случаях, когда океанический слой тонок или отсутствует, в мантии отмечаются аномально низкие скорости.

Японское море не имеет аналогов; оно подстилается слоем осадков мощностью 2 км, 7-километровым сиалическим слоем (F_P = 6,2 км/с) и нормальной мантией на глубине 12 км от уровня моря [1].

Проблема прогибания. Рассмотрим вначале впадины, которые представляются опустившимися под грузом осадков сегментами океанической коры. Глубины моря также уменьшаются с увеличением толщи осадков, что подтверждает представления, согласно которым прогибание в какой-то мере является реакцией на нагрузку. Аномалии в свободном воздухе, измеренные над некоторыми океаническими впадинами, незначительны, обычно в пределах ±25 мгл [103]. Следовательно, каков бы ни был процесс прогибания, всегда сохраняется изостатическое равновесие. Мы не располагаем ни одним достоверным примером, когда бы погружение дна впадины не сопровождалось накоплением осадков.

Тем не менее легко показать, что общее прогибание этих впадин значительно превышает прогибание, ожидаемое на основании простых рассуждений об изостазии [107]. Превышение сохраняется даже после учета необходимого увеличения плотности осадков и вулканической коры. По-видимому, плотность мантии увеличивается с увеличением груза осадков.

Количественные данные [82, 153] показывают, что необычайное прогибание и последующее поднятие геосинклинальных впадин может быть результатом комбинированного эффекта изостазии и вертикальных миграций фазовых границ. Ван де Линдт [153] и Джойнер [82] рассмотрели вопрос о прогибании континентальной коры, для которой поверхность М является границей перехода базальт — эклогит. Полученные ими результаты нельзя непосредственно применить к прогибанию небольших океанических впадин, поскольку четко доказано, что для ряда впадин с нормальным океаническим слоем (фиг. 26) любая фазовая граница должна лежать ниже границы М. Удачная модель, к которой могут стремиться теоретические исследования, предполагает, что фазовая граница находится в кровле слоя с низкими сейсмическими скоростями и включает плавление и застывание базальтовой фракции в ультраосновной кристаллической смеси.

Фазовые переходы представляют очень большой интерес в связи с проблемой прогибания небольших впадин и, возможно, также проблемой превращения океанической коры в континентальную. Поэтому мы остановимся более подробно на результатах работ ван де Линдта [153] и Джойнера [82]. Эти исследователи исходили из предположения, что внизу коры располагается граница фазового перехода, а сверху — впадина, в которой накапливаются осадки. Исходным условием является также термическое и механическое равновесие. По мере накопления осадков дно впадины прогибается в соответствии с законами изостазии. Груз осадков увеличивает давление в области фазовой границы, которая в результате перемещается вверх. Поднятие границы фазового перехода вызывает дальнейшее прогибание дна моря, которое добавляется к изостатическому прогибанию. Такой процесс положительной обратной связи прекращается только после накопления количества осадков, достаточного для создания теплоизолирующего покрова, под которым начнет прогреваться кора. В конечном итоге возобладает прогревание, и впадина поднимется над уровнем моря. Возможно циклическое чередование поднятия и прогибания с накоплением осадков.

В работе ван де Линдта желоб с начальной глубиной 2,7 км через несколько десятков миллионов лет накапливает более чем 10-километровую толщу осадков. Максимальное поднятие на 3 км достигается через примерно 100 млн. лет. Дожйнер получил сходные результаты. Во впадине с начальной глубиной только 1,5 км накапливается от 7 до 10 км обломочных отложений. Накопление в случае кластических осадков может продолжаться около 40 млн. лет, а в случае известняков — 200 млн. лет и больше. Наиболее важным параметром является начальная глубина моря; к другим параметрам, включая наклон кривой фазового перехода (температура — давление), модели относительно мало чувствительны.

Сейсмические профили, полученные методом отраженных волн, указывают на наличие диапиров во впадинах Балеарской и Мексиканского залива [103]; данные по скважинам JOIDES, пройденным в Мексиканском заливе, подтверждают эту интерпретацию. Обнаруженные авторами в восточной Атлантике диапиры в коре, а также аномалии растяжения океанического дна, датируемые мезозоем (фиг. 15), свидетельствуют о том, что эта особенность присуща не только небольшим впадинам. В обоих случаях диапиры появляются вблизи континентальных отложений солей триасового — юрского возраста. Возможно, раннемезозойская Атлантика и связанные с нею впадины находились в низких широтах и характеризовались ограниченной циркуляцией. Соль могла поступать из горячих источников (рифт Красного моря) или иметь другое глубинное происхождение. Не исключено, что мелководные соленосные отложения были перемещены на глубокую океаническую кору при соскальзывании наклоненных в сторону моря шельфовых отложений или при миграции из смежных глубоко погребенных залежей.

Небольшие впадины с очень мощным базальтовым слоем. Рассмотрим впадины, которые подстилаются аномально мощным (10—20 км) слоем со скоростями, соответствующими верхнему пределу скоростей для океанического слоя; этот аномально мощный квазиокеанический слой залегает на нормальной мантии (V_P = 8,0—8,2 км/с). Над ним располагается слой осадков аналогичной мощности. В качестве примеров можно привести Колумбийскую впадину и впадину Черного моря южнее Крыма (фиг. 26). Общая мощность коры в этой группе впадин приближается к мощности типично континентальной коры; описываемые впадины могут отвечать конечной стадии превращения океанической коры в континентальную. Если это так, то большую мощность квазиокеанического слоя можно объяснить тем, что поздние базальтовые интрузии увеличивают начальную толщину слоя. Не исключено, что мощный базальтовый слой под Центральной Азией включает остатки океанического ложа, некогда существовавшего между Индией и Сибирью, а ныне утолщенного при сжатии [74]. Возможно, большое прогибание и нагружение осадками вызывают метаморфизм и гранитизацию в основании осадочного разреза, что в конечном счете ведет к возникновению пород, характеризующихся типично континентальными сейсмическими скоростями, равными ~6,1 км/с. Если разрезы коры, включающие погребенные океанические слои, представляют стадии превращения океанической коры в континентальную, то, очевидно, в геологической летописи могли сохраниться такие коры, развитие которых остановилось на какой-то промежуточной стадии до полного превращения. Одним из примеров может служить синклиналь озера Верхнего.

Геологические и геофизические данные [118] указывают, что в разрезе коры под озером Верхним под слоем воды толщиной 0,5 км лежит 4—10-километровая толща литифицированных позднедокембрийских и раннепалеозойских отложений, характеризующихся скоростями волн Р от 4,5 до 5,0 км/с (фиг. 26). Под осадочной толщей располагается мощный слой, по своим сейсмическим свойствам идентичный океаническому слою. Возможно, он представлен позднедокембрийскими (кивиноускими) базальтовыми излияниями и родственными им интрузиями. Мощность этого слоя колеблется в пределах 20—30 км на западном конце озера и превышает 40 км под его восточным концом.

Два разреза коры Черного моря (фиг. 26) обнаруживают 17-километровый базальтовый слой [112] под центральной частью впадины и 11-километро-вый слой к югу от Крымского полуострова [113]. Как под Черным и Каспийским морями, так и под озером Верхним скорости в мантии под корой нормальные. Синклиналь озера Верхнего меньше самой небольшой из океанических впадин, но соответствует по размерам впадинам Андаманской и Сулу индонезийской группы. Возможно, синклиналь озера Верхнего в прошлом имела большой размер, но впоследствии ее крылья могли быть подняты и эродированы.

Кора под впадинами Черного и Каспийского морей могла бы превратиться в кору, типичную для озера Верхнего, в результате простого поднятия и удаления эрозией 5 или 10 км осадков. Следовательно, мощный базальтовый слой мог бы развиваться без значительного погружения и накопления груза осадков. На примере синклинали озера Верхнего, имеющей возраст 1 млрд. лет, видно, что кора, аналогичная коре под Черным и Каспийским морями, может существовать длительное время, не превращаясь в типично континентальную кору.

Сравнение разрезов коры западного Средиземноморья, Срединноатлантического хребта и Бермудской возвышенности. Небольшие океанические впадины, разрезы которых напоминают разрезы активных срединноокеанических хребтов, составляют третью группу впадин (фиг. 26). В Тирренской впадине [69] 3-километровый слой воды покрывает такую же по мощности толщу осадков и/или экструзивов (V_P = 4,4 км/с). Последняя непосредственно ложится на мантию, характеризующуюся низкими скоростями (V_P = 7,4 км/с).

Океанический слой совершенно отсутствует, а осадочный слой тонок. Очень близкой средиземноморской представляется кора Алеутской впадины. Обе впадины могли развиться из впадин предыдущего типа либо при добавлении 2 км осадков, которое сопровождалось соответствующим прогибанием, либо в результате частичного плавления аномальной тирренской мантии (7,4 км/с) и разделения ее на «океанический слой» со скоростью 7,0 км/с и мантию со скоростью 7,8 км/с.

Разрез Тирренской впадины, включая столб воды [69], практически идентичен разрезам Норвежского моря [25]. Если рассматривать эти разрезы в более широком масштабе, то кора Тирренского моря напоминает кору в пределах 300-километровой полосы по обе стороны от оси Срединноатлантического хребта [145].

Балеарская впадина западного Средиземноморья также имеет аномальную кору [69]. Анализ сейсмического профиля, пройденного методом преломленных волн, выявил наличие 7 км осадков и, возможно, экструзивов, перекрывающих мантию, характеризующуюся скоростью 7,2 км/с. Анализ другого профиля свидетельствует о существовании аналогичной коры, а также 3-километрового океанического слоя, покрывающего мантию (скорость 7,7 км/с). Балеарские разрезы могут быть получены из разрезов тирренского типа, если ввести поправку на прогибание и заполнение осадками (фиг. 26).

Сходство балеарских (после удаления осадков) и тирренских разрезов с разрезом, характерным для гребня срединноокеанического хребта (фиг. 26), позволяет предположить, что западное Средиземноморье может представлять собой рифт срединноокеанического типа [103].

Бермудская возвышенность относится к другой группе структур, характеризующихся аномальной корой средиземноморского типа (от 3 до 5 км осадков и вулканогенных пород, океанический слой тонкий или отсутствует, мантия характеризуется низкими скоростями). Чтобы совместить это поднятие с представлением о создании впадины Атлантики за счет нарастания коры у Срединноатлантического рифта, мы должны предположить, что либо кора под осадками Бермудской возвышенности была создана на оси срединноокеанического хребта, либо она представляет собой типичную океаническую кору, каким-то образом трансформированную в более позднее время. Меловая отражающая поверхность А продолжается под Бермудской возвышенностью; ниже горизонта А лежат еще более древние отложения [27]. Если изверженная кора и верхняя мантия древнее осадочного покрова, возраст коры должен быть около 100 млн. лет. Приложение гипотезы наращивания ложа океана к Срединноатлантическому хребту подтверждает такой возраст. Современные данные об истории разрастания в Северной Атлантике [123, 136, 146] также указывают, что кора под Бермудской возвышенностью могла быть создана около 100 млн. лет назад. Однако возможна и альтернативная точка зрения, а именно: существовавший ранее океанический слой был каким-то образом поглощен мантией при региональном поднятии. Если этому поднятию сопутствовало нарушение слоистых горизонтов, таких, как А и более древних, то Бермудская возвышенность является послемеловой структурой, у которой древняя кора впадины была переработана и поднята.

Современные интерпретации данных о фазовых скоростях показывают, что по крайней мере один разрез коры такого типа подстилается необычной верхней мантией. По данным Берри и Кнопова [8], под центральной частью вытянутой на северо-восток Балеарской впадины минимальная скорость поперечных волн равна 4,10 + 0,05 км/с. Кровля центрального канала с пониженной скоростью здесь располагается в 50 + 6 км ниже уровня моря, а на окраинах опускается до 100 + 20 км. Мантия с низкими (7,7 км/с) скоростями под центральной частью впадины залегает на глубине 11 км ниже уровня моря [69]. а по периферии, по данным поверхностных волн, на глубине 31 + 4 км. Между слоем со скоростью V_P = 7,7 км/с и слоем пониженной скорости находится материал, характеризующийся более высокими скоростями (V_S = 4,80 + 0,15 км/с). Он продолжается до таких значительных глубин, что, по мнению Берри и Кнопова [8], кора относится скорее к переходному типу, чем к настоящей океанической коре. Эти авторы утверждают, что продолжением слоя с пониженными скоростями может быть ранее установленный аналогичный слой под Альпами. Если это так, то существуют неглубоко залегающие мантийные структуры, которые секут существенно различные топографические и геологические элементы.

Вышеизложенные представления косвенно противоречат данным по распределению сейсмичности под островной дугой Тонга — Кермадек [142]. На северном конце желоба Тонга его изгиб к западу повторяется всей сейсмической зоной (до максимальных глубин в 650 км) и вулканическим поясом. Следовательно, по крайней мере в некоторых районах земного шара тектонические процессы, связанные с коровыми структурами, могут протягиваться в глубины верхней мантии.

Хотя коры Альп и Балеарской впадины различны, может иметь существенное значение то обстоятельство, что непосредственно к востоку от юго-западных Альп располагается крупный участок аномальной мантии — массив Ивреа [35], напоминающий мантию под западным Средиземноморьем [65] как по скоростям волн Р (7,5 км/с), так и по очень малым глубинам залегания (10 км от поверхности).

Следовательно, и слой с пониженными скоростями под Альпами, и массив Ивреа могут свидетельствовать о том, что совсем недавно близ современных Западных Альп существовала небольшая океаническая впадина, такая, как Тирренская или Балеарская.

Сходство (фиг. 26) между корой под западной частью Балеарской впадины и корой Срединноатлантического хребта, по-видимому, распространяется и на верхнюю мантию; таким образом, подтверждается предположение, согласно которому впадина западного Средиземноморья может представлять собой сложный рифт земной коры [103]. Глубина до кровли слоя с пониженной скоростью под центральной частью Балеарской впадины (50 км), установленная Берри и Кноповом, почти соответствует глубине той же кровли под океанами [120].

Различие между мощностью этого слоя под ложем океана [120] и мощностью, найденной Берри и Кноповом (130—150 км), столь мало, что им можно пренебречь. Минимальная скорость поперечных волн в пределах средиземноморского слоя пониженных скоростей (4,10 км/с) сравнима со средней для этого слоя скоростью под океанами. Однако распространение поверхностных волн вдоль срединноокеанического хребта не изучено; возможны еще более низкие скорости поверхностных волн в связи со сравнительно более высокими температурами и частичным плавлением вблизи оси хребта.

Граница между слоем с V_P = 7,7 км/с и нормальной мантией со скоростями 8,17 км/с в модели, построенной Берри и Кноповом [8] по поверхностным волнам, лежит на глубине около 20—30 км ниже уровня моря. Согласно моделям, построенным по гравиметрическим данным [145] (фиг. 22, 28), под Срединноатлантическим хребтом эта граница располагается на близких глубинах.

Тепловой поток. В небольших океанических впадинах было проведено ограниченное число измерений величины теплового потока; обнаружены как высокие, так и низкие значения (по сравнению с океаническим средним). Интерпретация затрудняется двумя основными причинами. Во-первых, в обстановке мощной седиментации и даже кругооборота поверхностных вод едва ли возможна термическая стабильность, характерная для глубоких океанических впадин [103]. Во-вторых, осадконакопление с высокой скоростью (~10—30 см/1000 лет) за несколько сотен миллионов лет может понизить наблюдаемый тепловой поток приблизительно на половину его величины, характерной для времени после прекращения накопления осадков [164]. Уравновешенный тепловой поток во впадине, в которой на океанической коре лежит 25 км континентальных отложений, должен быть значительно выше океанического среднего.

Тепловой поток через дно небольших впадин, расположенных с материковой стороны глубоководных желобов северо-западной части Тихого океана, почти вдвое выше океанического среднего [97, 151]. Эти данные рассматриваются в следующем разделе.

Глубоководные желоба и островные дуги

Строение коры. Обзор данных по строению коры и морфологии желобов был сделан Фишером и Хессом [33]. В последнее время достигнуты значительные успехи, в частности появилась возможность точного переопределения местоположения очагов и эпицентров землетрясений под островными дугами с помощью вычислительных машин [142]. Установлено, что сейсмическая зона располагается близ кровли слоя, мощность которого, возможно, достигает 100 км. Этот слой состоит из материала, характеризующегося более низким затуханием энергии колебаний (т. е. высоким Q), чем это типично для мантии на соответствующих глубинах [121].

Основные геофизические особенности глубоководных желобов, суммированные Фишером и Хессом [33], известны уже несколько десятков лет. Все съемки показали существование полосы больших отрицательных изостатических аномалий, несколько смещенной к берегу по отношению к оси желоба, и обычно более слабых положительных аномалий, расположенных ближе к группе островов или к суше, а также в сторону от желоба к океану. Согласно Венинг-Мейнецу [155], аномалии отражают пластическую деформацию материала коры в подвижных поясах с утолщением и впячиванием коры вглубь при сжатии. Во всяком случае следует искать силу, вертикальная составляющая которой была бы достаточно велика для того, чтобы поддерживать дифференциальное давление около 1 кбар на уровне дна желоба [33]. По-видимому, структура желоб — островная дуга, так же как структуры Кордильерского и Альпийско-Гималайского складчатых поясов, соответствует сжатой или затащенной в верхнюю мантию коре. Эти подвижные пояса в таком случае представляют собой границы, вдоль которых сталкивались смежные стабильные блоки коры. Если размеры Земли существенно не изменяются, скорость (интегрированная по всему земному шару) разрушения коры вдоль таких границ должна быть равна скорости генерации коры в срединноокеанических хребтах. Отсутствие деформаций в неконсолидированных осадках, частично выполняющих Перуанско-Чилийский желоб, представляет неразрешимую загадку, если кора здесь активно поглощается [137]. Возможно, разрушение коры в то время, когда в желобе накапливались осадки, было приурочено к Андам или к обращенным в сторону суши бортам желоба.

Большинство геологических и геофизических данных согласуется (по крайней мере качественно) с доминирующей концепцией, согласно которой островные дуги и складчатые горы представляют собой области «стока» коры, коррелирующиеся со срединноокеаническими ее «истоками».

Данные о тепловом потоке наиболее трудны для интерпретации. Хотя некоторое количество низких значений было получено в непосредственной близости от желобов, явно выраженное общее понижение, по-видимому, или отсутствует, или затушевано другими эффектами. Моря на материковой стороне желобов северо-западной части Тихого океана (Охотская, Японская и Филиппинская впадины и плато Фиджи) отличаются аномально высокими значениями теплового потока, что не может быть характерно для холодного крыла конвективной ячейки. Эта область высоких значений теплового потока протягивается от оси желоба на 100—800 км в сторону суши. Средняя величина теплового потока достигает здесь 2 мккал/(с·см²), т. е. примерно вдвое больше океанического среднего [97, 151].

Нагревание за счет перехода рассеивающейся механической энергии в тепловую может создать такую тепловую аномалию только в том случае, если: 1) скалывание ограничено небольшими глубинами (т. е. не идет вдоль сейсмической зоны Бениоффа, погружающейся под дуги) или 2) эффективная теплопроводность мантии очень велика, около 0,01 кал/(с·см·°С) [97].

Такая высокая проводимость могла бы быть результатом частичного плавления, т. е. присутствия подвижного базальтового расплава. Вторая возможная причина, объясняющая положительную аномалию теплового потока за островными дугами северо-западной части Тихого океана,— внедрение горячей магмы в кору и ее излияние. Однако это требует такой большой скорости интрузии магмы, что, например, вся кора под Японским морем должна была бы образоваться за 10 млн. лет.

Оксбург и Туркот [122] исследовали возможные причины высокого теплового потока и вулканизма между желобами и сушей. Они пришли к заключению, что тепло генерируется вязким трением в сейсмической зоне Бениоффа и теряется вследствие теплопроводности. Учитывая изменяющуюся вязкость, авторы получили величины генерированного тепла и локальных термических аномалий, достаточные для возникновения локальных очагов магмы. Эта магма должна питать поверхностный вулканизм, а также являться смазкой в зоне вязкого скалывания, которая, как полагают, совпадает с поверхностью Бениоффа.

Есть указания на отрицательную аномалию теплового потока в непосредственной близости к Тихоокеанским желобам, но ее происхождение остается неясным. Данные о величинах теплового потока в структурах островных дуг северо-западной части Тихого океана были собраны Вакье и др. [151]. Если все эти данные нанести на один график, то 50%-ная линия падает примерно до 0,6 мккал/(с·см2) над осью желоба. Не ясно, показательно ли это. Если такое падение имеет существенное значение, то чем оно вызвано: нисходящей ветвью конвективного потока или просто быстрой седиментацией? [97].

Тепловой поток через днища Центральноамериканского [12] и Перуанско-Чилийского желобов [162] имеет небольшую величину (0,17—0,47 мккал/(с·см²); это вполне закономерно, если холодные слои коры уходят здесь в мантию. Не исключена возможность, что низкое значение теплового потока обусловлено быстрым накоплением осадков.

В желобах, по-видимому, отсутствуют диагностические геомагнитные особенности. Поле часто совершенно ненарушенное, и наблюдающиеся аномалии скорее связаны с различиями в восприимчивости, чем со структурами фундамента (опубликованные результаты суммированы Фишером и Хессом [33]). Недавно между Средиземноморской островной дугой и Африкой был обнаружен ненарушенный пояс шириной 200 км [158]. Аналогичный пояс шириной 100 км захватывает Алеутский желоб [45]. Большинству желобов присущи некоторые геологические особенности (опубликованные результаты суммированы Фишером и Хессом [33]). Как системы островных дуг. так и системы желобов на окраинах материков окаймляются параллельным одинарным или двойным рядом вулканов, действующих или действовавших в весьма недавнем геологическом прошлом. Вулканы располагаются на стороне суши на расстоянии 150—350 км (чаще всего 200 км) от оси желоба. Такие вулканы, например, характерны для западных островов Тонга, многих островов из групп Марианской, Бонинской, Курильской и Алеутской; сюда же относятся вершины восточного побережья южных Филиппин и полуострова Камчатки, а также горы западного побережья Центральной Америки. Вулканическая дуга может быть даже установлена в Эгейском море севернее дуги Крита и его желобов. Ее можно рассматривать как подтверждение одинакового происхождения Альпийско-Гималайского и Тихоокеанского тектонических поясов. Островные вулканы, таким образом, поднимаются не с глубоководного ложа, а с гребней или склонов геоантиклинальных хребтов, окаймляющих желоба. Для объяснения локализации вулканических цепей было выдвинуто несколько гипотез. Ганн [41] высказал предположение, что и сами структуры и их размещение в пространстве могут быть следствием упругого разрушения литосферы при скалывании с надвиганием континентального блока на океанический, за счет чего образуются желоба.

Поскольку напряжения в основании ближайших к суше участков литосферы меньше, чем под океаническими плитами на соответствующих глубинах, сжатая магма может легче внедряться в сторону континента. Эта гипотеза непригодна в тех случаях, когда, по-видимому, по обе стороны желоба кора имеет океанический характер. Фишер и Хесс [33] полагали, что магма поднимается на вогнутой стороне дуги потому, что здесь открытые трещины имеют тенденцию образовываться под прямым углом к направлению сжатия, т. е. под прямым углом к оси желоба. Деформация и пластическое течение в зоне, где мантия и кора подгибаются вниз, препятствуют прямому вертикальному подъему расплава. Эта гипотеза не объясняет закономерной выдержанности расстояния от вулканической дуги до оси желоба. Должны существовать, по крайней мере в некоторых случаях, вулканические линеаменты вдоль разрывов, т. е. перпендикулярно желобу. Кроме того, эта гипотеза не объясняет происхождения вулканических линий за линейными Тонга-Кермадекским и Перуанско-Чилийским желобами.

Существенную роль может играть то обстоятельство, что над средней частью наклонной плоскости Бениоффа располагается та часть вулканического пояса, которая характеризуется меньшей сейсмичностью, чем приповерхностная или более глубокая (400—700 км) части этой плоскости. Частичное плавление может оказывать смазывающее действие на поверхности разрывов и усиливать деформацию с помощью механизма, не связанного с хрупким разрушением.

Петрологические особенности вулканических поясов значительно варьируют от дуги к дуге и даже в пределах одной дуги [17, 83].

Строение коры островных дуг изучено в меньшей степени, чем строение коры срединноокеанических хребтов. Островная дуга Пуэрто-Рико, которая может оказаться нетипичной, исследована наиболее детально. В целом здесь не наблюдается резкого утолщения коры вблизи внутреннего края желоба. Второй слой, вероятно в значительной степени вулканический, достигает под островом толщины примерно 5 км. Океанический слой, по-видимбму, входит в слой толщиной около 5—15 км, характеризующийся сейсмическими скоростями, колеблющимися от скоростей океанического слоя (6,7 км/с) до 7,7 км/с.

Типичные мантийные скорости были установлены под островными дугами при исследованиях методом преломленных волн только в нескольких участках. Фишер и Хесс [33] полагают, что аномальная кора под островными дугами образуется следующим образом. Опускающийся в мантию под желобом океанический слой состоит из частично (70%) серпентинизированного перидотита, т. е. представляет собой корку на перидотитовой мантии. Когда слой нагреется в мантии выше 500° С, произойдет десерпентинизация; освобожденная вода поднимается под островную дугу, где будет взаимодействовать с нормальной перидотитовой мантией. Здесь образуется мощный слой мантии с пониженной скоростью (40% серпентинита, V_P = 5,5 км/с), наблюдающийся под островами.

Узкий диапазон колебаний скоростей и мощностей океанического слоя [130]. несмотря на изменяющиеся скорости разрастания ложа океана [66], указывает, что едва ли слой представлен точно на 70% серпентинизированным перидотитом. Если слой сложен базальтом [122], то в таком случае исчезает источник воды. При этом мощный второй слой должен быть сложен вулканитами (излившимися в самом начале процесса формирования желоба), перекрытыми консолидированными осадками, тогда как перидотитовая мантия должна содержать большое количество андезитовых и базальтовых внедрений, включая и подводящие дайки. Как серпентинизация, так и внедрение андезитов и базальтов могут вызвать поднятие островов, что уменьшает плотность верхней мантии. Во всяком случае, сжатие — это не единственное объяснение для наблюдающегося утолщения коры и поднятия дуг.

Петрологическое изучение многих островов, окаймляющих желоба, подкрепляет представление о том, что основание и корни этих островов состоят из серпентинизированного перидотита. Выходы измененных ультраосновных пород распространены в группах островов, окаймляющих Индонезийский, западные Тихоокеанские и Антильский желоба [33]. Недавно на прибрежном крыле желоба Тонга с глубины 9,5 км драгой были подняты 27 кг дунита и 10 кг базальта. Остальные 10 кг пробы состояли из серпентинита. обнаруживающего различную степень изменения, а также нескольких крупных обломков дунитовой брекчии [32].

Аналогичные породы встречаются вдоль Альпийско-Гималайского пояса. Комплекс Труд ос на Кипре [37] представляет собой поднятую массу в разной степени серпентинизированного перидотита, покрытого, по-видимому, тонкой океанической корой. Эта кора состоит из нижнего расслоенного интрузивного комплекса, представленного в значительной мере простирающимися в северном направлении базальтовыми дайками, и верхней толщи подушечных лав. Ультраосновная масса, очевидно, внедрилась как полуконсолидированная кристаллическая «каша».

Ультраосновные массы, так называемые офиолитовые комплексы, распространены по всему Альпийско-Гималайскому поясу [94]. Эти офиолиты и мощный базальтовый слой под Центральной Азией могут являться частью коры океана Тетис, которая была разрушена направленным к северу движением Африки и Индии [74].

Наличие ультраосновных масс — вторая общая особенность Альпийско-Гималайского пояса и островных дуг. Каким бы ни был механизм сжатия и вовлечения в мантию коры (континентальной или океанической), ультраосновные очаги (возможно, мобилизованные в результате плавления интерстициальных базальтовых фракций) были подхвачены сжимающимися слоями коры и избежали вовлечения в мантию.

Сейсмичность. Точность определения эпицентров и глубин очагов вследствие использования большого количества сейсмических станций и применения метода наименьших квадратов на вычислительных машинах увеличилась до ±20 км и выше (см. статью на стр. 122). Общая картина, полученная ранее [7], подтвердилась. Сейсмическая активность, по-видимому, сосредоточена близ плоскостей Бениоффа, начинающихся у днищ желобов и продолжающихся под дуги, обычно в направлении к суше, под углами 45 и 60°.

В более детальной работе Сайкса [142] описано 1500 землетрясений из областей Тонга — Фиджи, Кермадекской, Курило-Камчатской и Карибской. Могут быть выделены структурные элементы размером до 20 км. Вблизи северного края желоб Тонга резко изгибается к западу. Вся фокальная поверхность, включая глубокофокусные землетрясения глубиной 650 км, повторяет этот изгиб; та же картина, но в меньшей степени, отмечается и для вулканической дуги. Эта исключительная особенность указывает, что тектонические процессы, обусловливающие землетрясения, вулканы и желоба, тесно связаны в пределах глубин от 0 до 650 км. Очаги землетрясений в районе Тонга — Фиджи приурочены к зоне мощностью около 50—100 км, падающей под дугу. Для более глубоких очагов мощность зон может быть менее 20 км [121]. По крайней мере в некоторых регионах фокальная поверхность непрерывно прослеживается от поверхности до глубин около 650 км [142]. Более ранние работы указывают, что с глубиной наклон сейсмической поверхности увеличивается. Однако под дугами, изученными Сайксом, угол наклона не зависит от глубины. Активность вдоль любого вертикального сечения, перпендикулярного дуге, определяется глубиной. Сайкс установил, что с глубиной активность уменьшается по экспоненте, на которую накладывается относительно резкий второй максимум глубокофокусных землетрясений. Под этим нижним максимумом активность резко прекращается. Глубина глубокофокусного максимума может заметно варьировать по простиранию некоторых дуг. Например, близ южного конца желоба Тонга глубина максимальной глубокофокусной активности уменьшается с 625 до 475 км в пределах горизонтального расстояния в 500 км. Такие изменения заставляют сомневаться в том, что глубокофокусные максимумы связаны с фазовым переходом или с особым слоем мантии, независимо от существования в мантии горизонтальных неоднородностей (по физическим и химическим свойствам) [142].

Резкий поворот на северном конце желоба Тонга связан с изменением падения фокальной поверхности с западного на восточное. Система желобов начинается снова примерно в 1000 км юго-западнее поворота и продолжается отсюда в северо-западном направлении в виде Новогебридской впадины. Эти желоба являются замечательным исключением из правила, согласно которому сейсмические поверхности наклонены от впадины Тихого океана.

Старая концепция поддвигания океанической коры под структуры островных дуг недавно была подтверждена Оливером и Айзексом [121]. Региональные сейсмические данные для глубоких и поверхностных землетрясений, связанных с Тонга-Кермадекской дугой, показывают, что здесь в мантии существует аномальная зона, мощность которой достигает 100 км. Верхняя поверхность этой зоны примерно совпадает с сейсмической зоной (плоскостью Бениоффа), которая наклонена под островную дугу и протягивается до глубнны около 700 км. Авторы приходят к такому заключепию прежде всего на основании малого затухания волн S в пределах зоны по сравнению с мантией па аналогичных глубинах в других местах. Сейсмичность проявляется вблизи кровли зоны, т. е. в хрупком коровом слое, который затащен глубоко в верхнюю мантию. Если океаническая кора, генерированная дериватами мантии на оси срединноокеанического хребта, вернется в мантию, средний состав мантии, вероятно, изменится не очень сильно, хотя со временем возможно некоторое увеличение кислотности, если вместе с океанической корой на ее «пути домой» будет перемещаться осадочный покров. Действительно, Армстронг [2] по относительному содержанию изотопов в породах установил, что кора должна непрерывно и многократно проходить через мантию. Современные региональные вариации в характере верхней мантии могут просто отражать наличие остатков такой пластины океанической литосферы, которая была поглощена верхней мантией в другое время и в другом месте.

По данным Оливера и Айзекса [121], современная зона с высоким сейсмическим Q не обязательно имеет постоянную конфигурацию. Веским аргументом в пользу ее установившегося состояния явилось бы 1) обнаружение относительного постоянства скорости растяжения ложа океана для периода 100 млн. лет и 2) подтверждение того, что структура желоб — островная дуга действительно представляет собой место «стока» коры, коррелятное ее «истоку» па срединноокеаническом хребте. Существуют, однако, свидетельства глобального замедления или остановки растяжения ложа океана, закончившейся около 10 млн. лет назад [26, 136]. Количество коры, генерированной за это время по любому большому кругу, может быть оценено по картам изохрон ложа океана, составленным Хейрцлером и др. [66]. По-видимому, за последние 10 млн. лет генерировано столько же коры (от 500 до 1000 км), сколько разрушено; «разрушенная» кора представлена сейсмическими зонами с высоким Q. Это могло бы быть случайным совпадением, если бы не произошло значительного возобновления растяжения ложа океана около 10 млн. лет назад.

В настоящее время отсутствуют методы непосредственного измерения скоростей разрушения литосферы вдоль зоны «стока», т. е. в островных дугах — линиях орогенного сжатия. Однако эти скорости могут быть вычислены по скоростям растяжения, измеренным в зоне растяжения пластин, т. е. вдоль срединноокеанического хребта [77]. При таких расчетах пренебрегают возможными изменениями радиуса Земли и возможностью некоторых дислокаций в самих пластинах. Хорошая корреляция между различными параметрами трогов и вычисленными скоростями разрушения [77] говорит о том, что эти эффекты малы.