Текст книги "Геология океана: загадки, гипотезы, открытия"

Автор книги: Александр Конюхов

сообщить о нарушении

Текущая страница: 7 (всего у книги 15 страниц)

Структура океана

Итак, каждый рейс «Гломара Челленджера» все шире приоткрывал завесу над тайнами океана. Постепенно начинала вырисовываться структура океанского дна, совершенно непохожая на ту, какой ее себе представляли геологи, работавшие на континентах. Здесь нужны были новые исследования. Однако главное можно было считать установленным: дно океана было повсеместно молодым. Ведь даже в периферийных районах Атлантического и Тихого океанов в основании осадочного чехла бур «Гломара Челленджера» вскрыл отложения не старше мелового и позднеюрского возраста. Последние залегали на базальтах фундамента, Которые сформировались практически в то же время. Таким образом, возраст океанского ложа не превышал 150—180 млн лет. Это ничтожно мало по сравнению с докембрийским возрастом пород, слагающих фундамент кратонов на континентах и выступающих на поверхность в пределах Балтийского, Канадского, Бразильского, Анабарского и других щитов: 1—2 млрд лет для протерозойских и 3—3,5 млрд лет для архейских образований.

Молодость фундамента в океанах можно было объяснить лишь его спредингом – формированием в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Однако поговорим вначале о строении самой океанической коры.

Океаническая и континентальная кора: антиподы или разные стадии развития литосферы?

Земная кора – многослойное образование. Верхнюю ее часть – осадочный чехол, или первый слой,– образуют осадочные породы и не уплотненные до состояния пород осадки. Ниже как на континентах, так и в океанах залегает кристаллический фундамент. В его строении и кроются основные различия между континентальным и океаническим типами земной коры. На континентах в составе фундамента выделяются два мощных слоя – «гранитный» и базальтовый. Под абиссальным ложем океанов «гранитный» слой отсутствует. Однако базальтовый фундамент океана отнюдь не однороден в разрезе, он разделяется на второй и третий слои.

До сверхглубокого и глубоководного бурения о структуре земной коры судили главным образом по геофизическим данным, а именно по скоростям продольных и поперечных сейсмических волн. В зависимости от состава и плотности пород, слагающих те или иные слои земной коры, скорости прохождения сейсмических волн значительно изменяются. В верхних горизонтах, где преобладают слабо уплотненные осадочные образования, они относительно невелики, в кристаллических же породах резко возрастают по мере увеличения их плотности.

После того как в 1949 г. впервые были измерены скорости распространения сейсмических волн в породах ложа океана, стало ясно, что скоростные разрезы коры континентов и океанов весьма различны. На небольшой глубине от дна, в фундаменте под абиссальной котловиной, эти скорости достигали величин, которые на материках фиксировались в самых глубоких слоях земной коры. Вскоре выяснилась причина подобного несоответствия. Дело в том, что кора океанов оказалась поразительно тонкой. Если на континентах толщина земной коры составляет в среднем 35 км, а под горно-складчатыми системами даже 60 и 70 км, то в океане она не превышает 5—10, редко 15 км, а в отдельных районах мантия находится почти у самого дна.

Стандартный скоростной разрез континентальной коры включает верхний, осадочный слой со скоростью продольных волн 1—4 км/с, промежуточный, «гранитный» – 5,5—6,2 км/с и нижний, базальтовый – 6,1—7,4 км/с. Ниже, как полагают, залегает так называемый перидотитовый слой, входящий уже в состав астеносферы, со скоростями 7,8—8,2 км/с. Названия слоев носят условный характер, так как реальные сплошные разрезы континентальной коры никто до сих пор не видел, хотя Кольская сверхглубокая скважина проникла в глубь Балтийского щита уже на 12 км.

В абиссальных котловинах океана под тонким осадочным плащом (0,5—1,5 км), где скорости сейсмических волн не превышают 2,5 км/с, находится второй слой океанической коры. По данным американского геофизика Дж. Уорзела и других ученых, он отличается удивительно близкими значениями скорости – 4,93—5,23 км/с, в среднем 5,12 км/с, а средняя мощность под ложем океанов равна 1,68 км (в Атлантическом – 2,28, в Тихом – 1,26 км). Впрочем, в периферийных частях абиссали, ближе к окраинам континентов, мощности второго слоя довольно резко увеличиваются. Под этим слоем выделяется третий слой коры с не менее однородными скоростями распространения продольных сейсмических волн, равными 6,7 км/с. Его толщина колеблется от 4,5 до 5,5 км.

В последние годы выяснилось, что для скоростных разрезов океанической коры характерен больший разброс значений, чем это предполагалось ранее, что, по-видимому, связано с глубинными неоднородностями, существующими в ней [Пущаровский, 1987].

Как видим, скорости прохождения продольных сейсмических волн в верхних (первом и втором) слоях континентальной и океанической коры существенно различны.

Что касается осадочного чехла, то это обусловлено преобладанием в его составе на континентах древних образований мезозойского, палеозойского и докембрийского возраста, претерпевших довольно сложные преобразования в недрах. Дно же океана, как говорилось выше, относительно молодо, и осадки, лежащие над базальтами фундамента, слабо уплотнены. Это связано с действием целого ряда факторов, определяющих эффект недоуплотнения, который известен как парадокс глубоководного диагенеза.

Сложнее объяснить разницу в скоростях сейсмических волн при их распространении через второй («гранитный») слой континентальной и второй (базальтовый) слой океанической коры. Как ни странно, в базальтовом слое океана эти скорости оказались ниже (4,82—5,23 км/с), чем в «гранитном» (5,5—6,2 км/с). Дело тут в том, что скорости продольных сейсмических волн в кристаллических породах с плотностью 2,9 г/см ³приближаются к 5,5 км/с. Отсюда вытекает, что если «гранитный» слой на континентах действительно сложен кристаллическими породами, среди которых преобладают метаморфические образования нижних ступеней трансформации (по данным сверхглубокого бурения на Кольском полуострове), то в составе второго слоя океанической коры, помимо базальтов, должны участвовать образования с плотностью меньшей, чем у кристаллических пород (2—2,55 г/см ³).

Действительно, в 37-м рейсе бурового судна «Гломар Челленджер» были вскрыты породы океанического фундамента. Бур проник сквозь несколько базальтовых покровов, между которыми находились горизонты карбонатных пелагических осадков. В одной из скважин была пройдена 80-метровая толща базальтов с прослоями известняков, в другой – 300-метровая серия пород вулканогенно-осадочного происхождения. Бурение первой из перечисленных скважин было остановлено в ультраосновных породах – габбро и гипербазитах, которые, вероятно, уже относятся к третьему слою океанической коры.

Глубоководное бурение и исследование рифтовых зон с подводных обитаемых аппаратов (ПОА) позволили выяснить в общих чертах структуру океанической коры. Правда, нельзя с уверенностью утверждать, что нам известен полный и непрерывный ее разрез, не искаженный последующими наложенными процессами. Наиболее детально изучен в настоящее время верхний, осадочный слой, вскрытый частично или полностью почти в 1000 точках дна буром «Гломара Челленджера» и «Джойдес Резолюшн». Гораздо менее исследован второй слой океанической коры, который вскрыт на ту или иную глубину гораздо меньшим числом скважин (несколькими десятками). Однако сейчас очевидно, что этот слой сформирован в основном лавовыми покровами базальтов, между которыми заключены разнообразные осадочные образования небольшой мощности. Базальты относятся к толеитовым разностям, возникшим в подводных условиях. Это подушечные лавы, сложенные зачастую пустотелыми лавовыми трубами и подушками. Находящиеся между базальтами осадки в центральных частях океана состоят из остатков мельчайших планктонных организмов с карбонатной или кремнистой функцией.

Наконец, третий слой океанической коры отождествляют с так называемым дайковым поясом – сериями небольших магматических тел (интрузий), тесно пригнанных одно к другому. Состав этих интрузий основной в ультраосновной. Это габбро и гипербазиты, формировавшиеся не при излиянии магм на поверхности дна, как базальты второго слоя, а в недрах самой коры. Иначе говоря, речь вдет о магматических расплавах, которые застыли вблизи магматического очага, так и не достигнув поверхности дна. Их более «тяжелый» ультраосновной состав свидетельствует об остаточном характере этих магматических расплавов. Если же вспомнить, что толщина третьего слоя обычно в 3 раза превышает мощность второго слоя океанической коры, то определение ее как базальтовой может показаться большим преувеличением.

Подобно этому и «гранитный» слой континентальной коры, как выяснилось в процессе бурения Кольской сверхглубокой скважины, оказался вовсе не гранитным, по крайней мере в верхней его половине. Как уже говорилось выше, в пройденном здесь разрезе преобладали метаморфические породы низших и средних ступеней преобразования. В большинстве своем они являются измененными при высоких температурах и давлении, существующих в недрах Земли, древними осадочными породами. В этой связи сложилась парадоксальная ситуация, заключающаяся в том, что мы теперь больше знаем о коре океанической, чем о континентальной. И это при том, что первая изучается интенсивно от силы два десятилетия, тогда как вторая – объект исследований по крайней мере полутора столетий.

Обе разновидности земной коры не являются антагонистами. В краевых частях молодых океанов, Атлантического и Индийского, граница между континентальной и океанической корой несколько «размыта» за счет постепенного утонения первой из них в области перехода от континента к океану. Эта граница в целом тектонически спокойна, т. е. не проявляет себя ни мощными сейсмическими толчками, которые случаются здесь крайне редко, ни вулканическими извержениями.

Однако такое положение сохраняется не везде. В Тихом океане граница между континентальной и океанической корой относится, пожалуй, к самым драматическим рубежам раздела на нашей планете. Так что же все-таки, эти две разновидности земной коры – антиподы или нет? Думается, что мы можем с полным основанием считать их таковыми. Ведь несмотря на существование целого ряда гипотез, предполагающих океанизацию континентальной коры или, напротив, превращение океанического субстрата в континентальный за счет целого ряда минеральных трансформаций базальтов, на самом деле доказательств непосредственного перехода одного типа коры в другой нет. Как будет показано ниже, континентальная кора формируется в специфических тектонических обстановках в активных зонах перехода между материком и океаном и в основном в результате преобразования другой разновидности земной коры, называемой субокеанической. Океанический субстрат исчезает в зонах Беньофа, либо выдавливается, как паста из тюбика, на край континента, либо превращается в тектонический меланж (крошево из перетертых пород) в областях «захлопывания» океанов. Впрочем, об этом позднее.

Океанические рифты – «зияющие» трещины к мантии Земли

Рифтами называют удивительные структуры, известные и на континентах и в океанах. Если сравнить нашу планету с живым организмом, то тогда рифты уподобятся гигантским рубцам на ней, способным кровоточить. Только роль крови в данном случае выполняет магма. Магматические расплавы поднимаются здесь на поверхность, можно сказать, прямо из мантии. Действительно, рифты образуются над ее выступами и как бы протыкают, вернее, проплавляют земную кору. Рельеф, возникающий при этом, своеобразен. Обычно это глубокие провалы – долины, которые протягиваются на сотни и даже тысячи километров и окружены крутыми уступами вздыбленных блоков коры, вытянувшихся параллельно провалу в виде хребтов. Перепад высот здесь достигает нескольких сот, а иногда 2—3 тыс. м. К этим провалам шириной не более 80—100 км часто приурочены крупные озера. Уникальное по красоте, строению и гидрологии озеро Байкал обязано своим происхождением процессам рифтообразования. Другим примером является великая Восточно-Африканская рифтовая система. С ней связана целая цепочка глубоких озер – Виктория, Альберт, Ньяса и др., а также отдельные вулканы, крупнейшим из которых остается Килиманджаро.

Однако какими бы грандиозными ни были континентальные рифты, по размерам они уступают океаническим. Океаническая кора подобна тонкой коже, покрывающей мантию Земли. Она легко вспучивается и лопается, открывая путь наверх магматическим расплавам, гидротермам и газам. Открывающиеся под водой картины не менее красочны и фантастичны, чем лунный или марсианский ландшафт, вид которого нам передают телекамеры управляемых автоматических станций.

Одними из самых необычных образований на дне подводных рифтовых долин являются гъяры – глубокие и узкие трещины, протягивающиеся вдоль рифтовых долин. Их глубина может превышать 20—30 м при ширине 1—2 м, а нередко и 5—10 м. Стенки этих трещин отрыва обычно вертикальны и сложены застывшими базальтовыми лавами. Книзу гъяры сужаются, что делает опасным погружение в них подводных обитаемых аппаратов с людьми на борту. Вдоль стенок видны уровни, на которые поднималась из недр магма после раскола и образования гъяра.

Другими интересными формами подводного рельефа являются вулканические горы с коническими вершинами, образованные большим количеством лавовых труб и покровов. Двигаясь вниз по склону горы, лавовая струя застывает на контакте с водой, образуя трубу, по которой продолжает течь, пока не иссякнет ее напор. Огромное количество таких труб, напоминающих пучки гигантских макарон или соломин, формирует склоны подводных гор и более мелких вулканических построек. Акванавты дали им название «стоги сена». Среди лавовых труб много пустотелых. Они легко ломаются под тяжестью вышележащих покровов, поэтому у основания вулканических построек накапливается лавовая брекчия из обломков труб и базальтовых корок.

В рифте Таджура, располагающемся в вершине Аденского залива, советские акванавты обнаружили кратерные озера (3—4 м в диаметре, глубиной 2—3 м) с отвесными стенками. Их днище образовано стекловатым базальтом, а на стенках видны следы кратковременного стояния лавы. Нередко последняя уходила из кратеров через небольшие отверстия на дне лавовых озер.

Еще более интересной формой являются лавовые купола, приуроченные к центральной части рифтовой долины. Ширина этих вздутий, напоминающих огромные подушки, достигает 20—50 м при высоте 5—10 м. При застывании лавы образовывались радиальные трещины, которые сходятся к самой макушке купола (рис. 5). Согласно наблюдениям с погружаемых аппаратов, или, как их еще называют, ныряющих блюдец, под поверхностной коркой куполов часто находятся обширные полости. Они возникли в результате вытекания лавы из верхней части купола. Формы рельефа типа лавовых куполов впервые были описаны советскими исследователями в рейсе судна «Академик Мстислав Келдыш» в рифте Таджура [Подводные геологические исследования..., 1985]. Сердечники куполов сложены параллельно лежащими, круто падающими лавовыми пластинами.

Рис. 5. Вулканический купол (блистер) на дне Красноморского рифта. Вершина разбита радиальными контракционными трещинами [Подводные..., 1985]

Рис. 6. Разрезы океанических рифтовых зон а– Красноморский рифт, 18° с. ш.; б– Срединно-Атлантический рифт, 37° с. ш.; в, г– Восточно-Тихоокеанское поднятие: в– 21° с. ш., г– 3,5° ю. ш. [Подводные..., 1985]; 1 – экструзивная зона; 2 – внутренний рифт; 3 – зоны сбросовых уступов

Различные вулканические постройки концентрируются преимущественно в осевой части океанических рифтов. Она получила название экструзивной зоны. Именно здесь происходит новообразование океанической коры, сопровождающееся излияниями лав. Ширина осевой зоны, или так называемого внутреннего рифта, составляет от 5 до 15 км. Внутренний рифт распадается на центральную экструзивную зону, в которой находятся молодые вулканические постройки, и на обрамляющие ее краевые ложбины. Внешней границей внутреннего рифта с той и другой стороны служат краевые сбросовые уступы. О молодости базальтов, слагающих экструзивную зону, свидетельствуют не только определения абсолютного возраста, но и почти полное отсутствие осадков. Последние повсеместно распространены в океане и не покрывают только крутые склоны подводных гор и отвесные стенки на континентальных окраинах.

В большинстве рифтов с экструзивной зоной связано вулканическое поднятие, включающее подводные горы и гряды. Однако описаны случаи, когда это поднятие выражено лишь небольшим повышением уровня дна. Таков, например, рифт Таджура.

Наиболее низкое положение в океанических рифтах занимают краевые ложбины, где молодые базальты уже перекрыты осадками. Ширина их варьирует от 0,5 до 5 км. Осадки сглаживают неровности рельефа, лишь местами ровная поверхность дна разбита гъярами. Гъяры встречаются вблизи уступов либо в окрестностях вулканических построек на границе с экструзивной зоной.

Краевые сбросовые уступы воздымаются на 150—200 м над ложбинами и представляют собой блоки океанической коры, вершинные поверхности которых наклонены в сторону от оси рифта. С каждой стороны от нее выделяется несколько уступов в виде ступеней (рис. 6). Эти тектонические ступени имеют сбросовое происхождение. Они интересны тем, что в связанных с ними уступах обнажаются зачастую разрезы глубинных слоев океанической коры. Гребни ступеней обычно сложены базальтами, а пространство между таким гребнем и соседним уступом напоминает карман, заполненный осадками. Если в экструзивной зоне обнажаются исключительно молодые, голоценовые базальты, то сбросовые ступени сложены гораздо более древними, плейстоценовыми породами.

С позиций новой глобальной тектоники в океанических рифтах происходит раздвиг и наращивание краев соседних литосферных плит. Здесь формируется молодое океанское дно, новая кора, толщина которой в пределах экструзивной зоны не превышает первых тысяч метров. К периферийным частям рифта мощность коры возрастает до 7 км, в основном за счет приращения самого нижнего, третьего слоя со скоростями преломленных сейсмических волн 6,7—7,2 км/с. В районе хребта Рейкьянес (к югу от острова Исландия) такое приращение составляет около 2,5 км.

Наращивание новой океанической коры в рифтах происходит с различной скоростью и обычно варьирует от 2 до 15 см в год. В зависимости от скорости раздвига дна меняется не только рельеф подводной горной страны, но и интенсивность таких проявлений, как магматизм, сейсмичность, гидротермальная деятельность.

Геофизические данные свидетельствуют, что мантия под океаническими рифтами залегает наиболее близко от поверхности дна. Именно в рифтах куется молодое ложе океана, и если рифт – это наковальня, то все сооружение срединно-океанического хребта с рифтом в центре вполне можно сравнить с кузницей.

Глобальная система срединно-океанических хребтов

Одними из наиболее выдающихся структур в океане по праву считаются срединно-океанические хребты, образующие поистине глобальную систему протяженностью около 60 тыс. км. Гигантским ожерельем обвили они всю нашу планету, разделив на две равные половины Атлантический океан и на три части Индийский. Лишь в Тихом океане это ожерелье как бы сбилось в сторону. Восточно-Тихоокеанское поднятие резко смещено к Южно-Американскому континенту и к Центральноамериканскому перешейку, вдоль которого оно протягивается на север, в район Калифорнийского залива. Здесь оно исчезает, погружаясь под глыбу материка Северная Америка.

Даже в сравнительно небольшом Северном Ледовитом океане мы находим рудимент структуры, равнозначной срединно-океаническим поднятиям. Это подводный хребет Гаккеля.

Могучие вздутия на дне океанов не просто подводные хребты. Они представляют собой границы литосферных плит, делящих поверхность нашей планеты на несколько пластин. Последние можно сравнить с льдинами, в которые впаяны материки. По одному краю этих «льдин» постоянно намораживается новый «лед», на другом этот лед подтаивает. Сшибаясь, одни «льдины» наползают на другие. Как раз это и произошло в Тихом океане, где край Северо-Американской плиты перекрыл смежные участки сразу двух плит – Кокос и Тихоокеанский – вместе с разделяющей их северной ветвью Восточно-Тихоокеанского поднятия. Фрагменты этой ветви, известные как хребты Горда и Хуан-де-Фука, еще функционируют вблизи континентальной окраины материка, в пределах побережья штатов Орегон и Вашингтон. Эта ситуация является примером не очень добрососедских отношений между отдельными литосферными плитами, когда расширение одних происходит за счет поглощения других. При этом материки играют роль торосов; под них уходят, приподнимая их и дробя, участки океанической коры.

Рифтовые зоны относятся к срединно-океаническим хребтам, занимая центральное в них положение. Несмотря на одинаковое строение, облик срединно-океанических поднятий меняется от участка к участку в зависимости от скорости спрединга, т. е. формирования океанского дна. На тех участках, где приращение новой коры происходит с большей скоростью, рельеф хребта в поперечном сечении совершенно иной, нежели на участках с низкой скоростью спрединга. К последним относится рифт Таджура. Внутренний рифт и входящая в его состав экструзивная зона выражены здесь в виде крупной подводной долины. Дно ее погружено на 300—400 м относительно гребней обрамляющих ее сбросовых ступеней, причем каждая последующая пара ступеней приподнята на 100– 150 м выше предыдущей. Такое же строение имеют Красноморский рифт и некоторые участки Срединно-Атлантического хребта. Для них также характерны небольшие скорости спрединга нового океанского дна (<6 см/год).

Иначе выглядят, особенно в поперечном сечении, хребты, с которыми связаны высокие скорости спрединга. В настоящее время наиболее изучено Восточно-Тихоокеанское поднятие на широте 35° ю. ш. и 22° с. ш. Экструзивная зона выражена здесь в виде центрального поднятия (рис. 6, в, г), занимающего наиболее высокое гипсометрическое положение (на 300—500 м выше окружающего рельефа). Оно состоит из цепочки вулканических сооружений. К ним относятся так называемые линейные вулканы, напоминающие обычные щитовые вулканы, которые столь широко распространены в абиссальных котловинах океана. В вершинной части линейного вулкана прослеживается осевая депрессия, напоминающая кальдеру, глубиной до 35 м.

Ширина экструзивной зоны составляет 2—3 км. Ее опоясывают узкие понижения, изобилующие гъярами и гидротермами. Они соответствуют краевым депрессиям рифта Таджура. По мере удаления от осевой зоны появляются группы горстов и грабенов шириной 1—3 км, составляющих склоны срединно-океанического поднятия. Перепады в рельефе дна и глубина залегания отдельных гребней постепенно снижаются, приближаясь к тем глубинам, которые характерны для окружающих абиссальных котловин. При этом мощность осадочного чехла, перекрывающего базальты, быстро возрастает. Горсты и разделяющие их грабены на хребтах с высокой скоростью спрединга дна играют ту же роль, что и сбросовые ступени в рифтах с низкими скоростями спрединга.

Шрамы на теле океана

Как показала детальная батиметрическая и геофизическая съемка, дно океанов изборождено глубокими трещинами, протягивающимися зачастую на многие сотни километров. Одни из них имеют прямолинейные очертания и распространены в центральных частях Атлантического и Индийского океанов, другие проявляются в восточной половине Тихого океана. Эти трещины принадлежат к особому классу разломов, называемых трансформными,– очень специфическому типу образований, не имеющему аналогов на континентах. С геологической точки зрения трансформные разломы определяются как полусдвиги. Тектонические смещения происходят не обязательно по всей их длине, иногда лишь на отдельных отрезках, пересекающих срединно-океанические хребты. Другая особенность трансформных разломов заключается в том, что они соединяют или разъединяют самые разнородные структуры в океане и в переходной к нему от континентов зоне. Примером может служить знаменитый разлом Сан-Андреас на континентальной окраине Калифорнии, через который увязываются в единую систему северная ветвь Восточно-Тихоокеанского поднятия и спрединговые хребты Горда и Хуан-де-Фука, некогда входившие в его состав. Это правосторонний сдвиг, играющий роль скользящего края двух плит – Тихоокеанской и Северо-Американской.

Разлом Сан-Андреас приобрел печальную известность: из-за того, что с ним связаны наиболее разрушительные; землетрясения на Восточном побережье США. Достаточно вспомнить землетрясение 1906 г., приведшее к разрушению значительной части города Сан-Франциско. И в настоящее время десятки сейсмографов чутко следят за дыханием недр в районе этого разлома, так как, согласно статистике, разрушительные землетрясения происходят здесь с интервалом в несколько десятков лет и спокойный период должен вот-вот подойти к концу.

Землетрясениями сопровождаются мощные сдвиговые дислокации, в результате которых один из участков древней, плейстоценовой дельты реки Колорадо переместился за последние 150—200 тыс. лет примерно на 120 км севернее своего исходного положения. Сместились и многие другие участки на окраине Калифорнии. Поэтому составные части некогда единых геологических тел, например подводных конусов выноса рек, оказавшись по разные стороны от разлома, теперь разъехались на расстояния, превышающие 500 км.

Сан-Андреас – редкий пример того, как трансформный разлом определяет тектонический режим в краевой части континента. Сфера влияния трансформных разломов – океанское дно, где они расчленяют на отдельные отрезки срединно-океанические хребты, смещая их в латеральном направлении друг относительно друга на многие десятки километров. В этом смысле трансформные разломы – это застывшая в камне история раздвига океанского дна и дрейфа материков. Как правило, они унаследованы от гораздо более древних структур – ослабленных зон или древних глубинных разломов, с активизации которых и начался когда-то распад древних суперконтинентов.

Самые крупные смещения отрезков срединно-океанических хребтов, как выясняется, были запрограммированы еще на исходной стадии формирования молодого океана. С трансформными разломами связан механизм приспособления новых, нарождающихся форм в океане к старым, континентальным структурам. Так, для осуществления раздвига в экваториальных районах Атлантики потребовалась целая система мощных трансформных разломов, по которым срединный спрединговый хребет разорван на несколько мелких сегментов, не соприкасающихся один с другим и отстоящих на десятки и сотни километров один от другого (рис. 7).

Рис. 7. Трансформные разломы в срединно-океанический хребет в экваториальной части Атлантического океана [Морган, 1974]

1– поднятия на континентах; 2– подводные окраины континентов (шельф); 3– сегменты Срединно-Атлантического хребта, разделенные трансформными разломами

Окончания трансформных разломов упираются в континенты. В современную эпоху эти древние их участки, как правило, неактивны. Однако там, где они подходят к окраине материка, на шельфе и прилегающей суше часто обнаруживаются крупные поперечные прогибы или впадины, для которых характерен мощный осадочный чехол. Нередко трансформные разломы влияют на современную береговую линию, причудливо изгибая ее. На продолжении трансформных разломов находятся крупные заливы и бухты, например Сан-Хорхе на Атлантическом побережье Южной Америки. Впрочем, подобное выражение получают лишь наиболее крупные трансформные разломы очень древнего заложения. Там, где к континенту подходил такой разлом, на его окраине длительное время существовала ослабленная зона – область активного прогибания земной коры. Именно по этим зонам устремлялись к океану многие, в том числе и крупные, реки. В их дельтах на побережье оседало огромное количество взвешенного материала, а по прошествии миллионов лет формировались прогибы, заполненные осадками.

Таким образом, не только структура дна океана, но и во многом рельеф и даже речной сток с континентов определялись тектоническими движениями по трансформным разломам. В целом же активной тектонической Жизнью живут лишь те отрезки трансформных разломов, которые разъединяют соседние участки срединно-океанических хребтов. Именно здесь многочисленные тектонические подвижки сопровождаются сейсмическими толчками, внедрением магматических расплавов, выходами гидротерм. Так, при обследовании трансформного разлома Атлантис французские специалисты, находившиеся на борту ПОА «Сиана», впервые обнаружили продукты подводной гидротермальной деятельности. Эти специфические натечные образования были сложены закисными и окисными соединениями металлов.

Даже когда срединно-океанический хребет перекрывается континентом, как северная ветвь Восточно-Тихоокеанского поднятия, на прилегавших к нему участках абиссали еще долгое время сохраняются разломные зоны протяженностью в тысячи километров. По этим гигантским морщинам на ложе океана продолжаются тектонические подвижки в основном сдвигового характера, благодаря которым обновляется рельеф и на дно трещин стряхиваются осадки, скопившиеся на бортах трещин. Особенно поражают размерами реликты древних трансформных разломов в восточной части Тихого океана: Меррей, Мендосино, Кларион, Клиппертон, Пайонир и др. Один из бортов у этих разломов зачастую вздернут на 100– 200 м относительно другого. Многие участки напоминают гигантские ущелья глубиной до нескольких километров. В стенках, их обрамляющих, обнажаются зачастую основные слои океанической коры. Последняя нередко становится проницаемой для подкоровых субстанций. Об этом свидетельствует то обстоятельство, что близ многих трансформных разломов располагаются цепочки щитовых вулканов и даже целые системы подводных вулканических гор, например Безлунные горы и горы Музыкантов в восточной части Тихого океана или подводные горы Атлантис у разлома Ошеанографер в Центральной Атлантике. Интересно, что такие горы не обязательно теснятся вблизи срединно-океанического хребта, но часто вырастают в периферийных участках трансформных разломов. Таковы Ампер и Жозефина в районе Гибралтарского разлома.

Сложная тектоническая жизнь трансформных разломов в их влияние на эволюцию океанского дна еще до конца не выяснены. Остается, например, загадкой, почему активность в районе ряда разломов, в том числе и сейсмическая, сохраняется лишь по одну сторону от срединно-океанического хребта, тогда как другая его половина совершенно пассивна.