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

Автор книги: Александр Конюхов

сообщить о нарушении

Текущая страница: 8 (всего у книги 15 страниц)

Трансформные разломы выполняют еще одну функцию в океане: зачастую они становятся тем коридором, по которому сообщаются глубинные водные массы, изолированные по обе стороны от срединно-океанического хребта. Так, в районе разлома Чарли-Гиббс происходит переток глубинных вод из Лабрадорского моря в северо-восточные районы Атлантического океана. Происходит движение вод и в обратном направлении.

В районе подводного ущелья Вим в Южно-Бразильской котловине Атлантики также протекают сложные гидрологические процессы. Вблизи дна осуществляется переток на север, к экватору, тяжелых и холодных антарктических вод (так называемое Антарктическое контурное течение), которые затем по трансформному разлому Рио-Гранде поворачивают на восток. Над ними же в противоположном направлении, т. е. на юг от экватора, двигаются менее тяжелые глубинные воды, имеющие арктический генезис. Граница раздела между ними находится на глубинах около 4000 м. Таким образом, циркуляция придонных океанских вод во многом связана с системами трансформных разломов.

Грозное дыхание недр океана

Несмотря на то что основная вулканическая деятельность в океане протекает на дне рифтовых долин, более изучен вулканизм слабосейсмичных хребтов центральноокеанического типа. Это и неудивительно. Ведь происходящие в срединно-океанических рифтах процессы до последнего времени были скрыты от глаз человека, тогда как об огнедышащих вулканах на затерянных в океане островах стало известно еще в период великих географических открытий.

Согласно гипотезе о «горячих точках», выдвинутой в начале 70-х годов В. Морганом, вулканизм центральноокеанических хребтов типа Гавайского и Лайн обусловлен подъемом мантийных диапиров. Так называются столбы перегретого вещества, которые зарождаются на границе ядра и мантии Земли и поднимаются к поверхности.

В. Морган относит их к стабильным, долгоживущим образованиям. Поэтому когда литосферная плита проходит над «горячей точкой», последняя прожигает ее, как газовая горелка. Возникший при этом разрез залечивается застывшими базальтами. Непосредственно над «горячей точкой» начинается вспучивание земной коры, которую прорывают магматические расплавы. Вскоре здесь вырастает вулкан, иногда возвышающийся над поверхностью воды на 3—4 км. Период его роста отличается наивысшей активностью. В океане образуется вулканический остров с одним или несколькими конусами, каждый со своим нравом и периодичностью извержений.

Так как для центральных частей океана характерен вулканизм основного или щелочного состава, т. е. из недр сюда поднимаются тяжелые расплавы, эруптивная деятельность проявляется главным образом в виде лавовых излияний, а не выбросов вулканического пепла и камней, хотя последние также происходят. Соответственно конусы вулканов, образующиеся в центральных частях океана, очень широкие, с относительно пологими склонами, многократно наращенными потоками застывшей лавы. Отличительной особенностью этих вулканических зон считается очень слабая сейсмичность, т. е. излияния магмы не сопровождаются здесь крупными тектоническими дислокациями. Расплавам, по-видимому, не надо пробивать путь к поверхности.

По мере продвижения плиты старые вулканы затухают и начинают разрушаться под воздействием физических и химических агентов выветривания. Зато в их тылу над «горячей точкой», занимающей фиксированное положение, вырастает молодое вулканическое поднятие, увенчанное новым конусом. В течение многих миллионов лет подобное перемещение плиты над мантийным диапиром приводит к формированию целого вулканического хребта, зачастую огромной протяженности. Подтверждением гипотезы о «горячих точках» могут служить линейные очертания многих хребтов центральноокеанического типа, а также постепенное омоложение вулканов от одного края хребта к другому.

Самым наглядным примером такого рода образований может служить Гавайское вулканическое поднятие. На западе это подводный хребет на массивном цоколе с цепочкой отдельно стоящих гор, их вершины находятся на глубине 100—350 м. Самая западная подводная гора Кинмей имеет почти меридиональное простирание. Это крупное вулканическое сооружение, покрытое «шапкой» ранне– и позднекайнозойских известняков – литифицированных рифовых массивов, над которыми залегают пласты фораминиферовых сцементированных песков. Рельеф вершины горы, расположенной на глубине 340—360 м, очень неровный. На ней много выступов и гребней, разделенных впадинами и карманами. В процессе тралений были подняты обломки кремовых и бурых известняков, очень плотных, в отдельных случаях кавернозных. Нередко они покрыты марганцевыми корками и пленками и состоят из фрагментов мшанок, тонкостенных раковин моллюсков и фораминифер. Автор этих строк, участвовавший в экспедиции ТИНРО на подводную часть Гавайского хребта, собрал большую коллекцию образцов этих пород. На его глазах из тралов (экспедиция носила научно-промысловый характер) наряду с экзотическими рыбами извлекали обломки черных драгоценных кораллов, растущих на вершине горы Кинмей. Они напоминали диковинные деревья с глянцевыми черными стволами и ветвями, на которых висели редкие красные «листочки» – наросты других, мягких полипов. На сломе такого «деревца» видно концентрическое строение его ствола. Учитывая то обстоятельство, что на плоской вершине этой горы выявляется впадина заливообразной формы, можно предполагать, что банка Кинмей была когда-то атоллом (рис. 8).

Другие подводные горы Гавайского хребта имеют небольшие овальной формы вершины (в плане), которые очень непросто разыскать в открытом океане. На эхолотных записях они выглядят как острия поставленных вертикально игл. Есть подводные горы и с плоскими вершинами. Это так называемые гайоты – подводные вулканические горы со срезанными эрозией или с нивелированными осадками конусами. Типичными гайотами с плоскими выровненными вершинами являются подводные горы Милуоки (Центральная и Южная, рис. 9), Карандаш, Пьедестал, Восточная и др., как, впрочем, и описанная выше гора Кинмей. Над вершинами подводных гор зачастую висят целые скопления промысловых рыб. Они здесь кормятся или отдыхают.

На Гавайском хребте вершины подводных гор постепенно поднимаются к водной поверхности в восточном направлении и наконец появляются над ней, сначала в виде атолла (атолл Мидуэй), а затем в виде все более крупных вулканических островов. Замыкает эту цепь самый значительный по размерам остров – Гавайи. Его занимает мощный вулкан Мауна-Лоа с конусом, поднявшимся на высоту 4168 м над уровнем океана. Это активный вулкан.

Рис. 8. Эхолотные профили через вершину подводной горы Кинмей

Рис. 9. Эхолотные профили через вершину подводной горы Милуоки

Эруптивная деятельность характерна и для соседнего с ним острова Мауи: действующий вулкан расположен в восточной его части. Возраст вулканических пород, встречающихся в пределах Гавайского хребта, увеличивается в западном направлении. На западе Мауи он составляет 1,3 млн лет, на островах Молокаи и Оаху вулканиты датируются 0,1—3,3 млн лет, на Кауи – 0,6—5,9 млн лет. Еще дальше, уже в подводной части хребта, возраст вулканических пород 41—46 млн лет (столько лет, например, горе Кинмей). В районе этой банки Гавайский хребет меняет свое простирание на близкое к меридиональному. Отсюда он прослеживается вплоть до северной оконечности Курило-Камчатского глубоководного желоба. Это более древняя, мезозойско-раннекайнозойская часть подводного вулканического поднятия, получившая название Императорских гор. Они сравнительно невысокие, но имеют мощный цоколь. Объем таких подводных гор самый большой в Тихом океане – 4– 5 тыс. км ³. Их вершины перекрыты крупными карбонатными шапками мощностью до нескольких сот метров в постепенно погружаются на север от 500 до 1200 м. Возраст же вулканических пород, слагающих эти торы, увеличивается до 76 млн лет.

Подводные горы Императорского и Гавайского хребтов – разросшиеся щитовые вулканы с типичными для последних широкими основаниями и относительно пологими склонами. Цоколи отдельных вулканов к настоящему времени слились вместе, образовав единое обширное поднятие, шириной на отдельных участках до 800 км. Усеченные вулканические конусы – подводные банки – в основном сидят на гребне поднятия. Однако встречаются и периферийные подводные вулканы высотой 2—3 км и шириной основания от 100 до 200 км. Всего в составе Гавайского хребта выявлено более 50 подводных гор, в большинстве своем гайотов, а в составе Императорского хребта – 42 подводные горы, из них шесть гайотов.

Императорский и Гавайский подводные хребты – это след прохождения Тихоокеанской плиты в позднем мезозое и кайнозое над Гавайской «горячей точкой». Если это так, то изменение в простирании хребтов должно свидетельствовать об изменении направления движения плиты где-то на рубеже мезозоя и кайнозоя, а может быть, и несколько позднее.

Помимо Гавайской, В. Морган выделил еще около 20 «горячих точек», иначе диапиров, и описал их как столбообразные области конвективного подъема разогретого мантийного вещества. В плане эти зоны рисуются как круги и овалы диаметром около 150 км. Следами «горячих точек» внутри плит в Тихом океане, по мнению В. Моргана, являются также острова Кука и Табуаи, хребет Лайн и острова Общества, в Атлантике – Канарский вулканический архипелаг, в Индийском океане – Коморские острова. Другие «горячие точки» фиксированы в районах срединно-океанических спрединговых поднятий. Здесь с ними связано формирование таких вулканических островов, как Исландия, Пасхи, Галапагосские, Азорские и др.

Надо отметить, что многие данные, в частности петрохимические и геохимические исследования базальтов, а также определения их возраста, подтверждают гипотезу «горячих точек». Вместе с тем в последнее время накапливаются факты, трудно объяснимые с позиций этой концепции. Однако в настоящее время нет другой Гипотезы, которая давала бы лучшее толкование всей совокупности данных, накопленных наукой при изучении вулканических хребтов в центральных частях океанов.

До 90% вулканических пород, слагающих вулканические хребты (а на Гавайских островах и все 99%), составляют толеитовые базальты. Они особенно характерны для ранней стадии развития – стадии щитовых вулканов, когда основная масса базальтов бывает представлена подушечными лавами. Для зрелого вулкана характерна кальдера, появление которой можно объяснить частичным опорожнением промежуточной магматической камеры, находящейся в недрах самого вулкана. В этот период, помимо толеитовых базальтов, образуются щелочные, оливиновые их разности.

Выделяется и посткальдерная стадия жизни вулканов, с ней связаны излияния и извержения вулканитов среднего и даже кислого состава.

Континент и океан – неуживчивые соседи?

Материки – острова в океане. В современную эпоху большинство из них со всех сторон окружены обширными участками с океанической корой. Лишь Евразиатский и Африканский континенты непосредственно соприкасаются друг с другом в обширной полосе от Гибралтара до Ормузского пролива. В условиях длительного «вынужденного» соседства между материками и океаном сложилась своего рода демаркационная линия, вернее сказать, переходная зона, характеризуемая особым режимом, тектоническим и седиментационным. В научной литературе эта переходная зона получила название континентальной или материковой окраины. Наиболее важным ее признаком является наличие резкого перепада в рельефе – свала глубин, возрастающих на коротком расстоянии с 180—200 до 2000—3500 м, а на активных окраинах и того больше. Свал наблюдается в пределах континентального склона, который в большинстве случаев и считается краем континента.

Как уже указывалось, береговая линия – это лишь географическая граница океана. За ней простирается область относительно небольших глубин, поверхность которой полого погружается в направлении континентального склона. Эта особенность и отразилась в названии шельфа – выровненной волнами и течениями подводной окраины материков с глубинами от 0 до 180—200 м. На разных окраинах ширина шельфа меняется очень резко – от 20 до 500 км, что связано с тектоническим режимом окраин. В экономическом отношении шельф – наиболее важная область континентальной окраины, да и, пожалуй, всего океана, так как здесь сосредоточены основные биологические, в том числе рыбные, ресурсы, а также наиболее крупные из разведанных запасов нефти и газа.

Не менее значительным с геологической точки зрения элементом переходной зоны между материком и океаном является континентальный склон. В его пределах уклоны дна возрастают до 1—4°, а на отдельных участках до 20—40° (на шельфе они не превышают 0,01—0,1°). По существу, это колоссальный уступ, опоясывающий по периметру все континенты. По протяженности и размаху рельефа он не имеет себе равных на планете. Как уже говорилось, на разных участках склон прорезан глубокими подводными каньонами, осложнен многочисленными мелкими ложбинами и уступчиками. Здесь зарождаются мощные гравитационные потоки, происходит разгрузка насыщенных взвесью струйных течений. Это область гигантских оползней и подъема глубинных вод, от которого зависит жизнь множества морских организмов. Геофизические исследования выявили в недрах континентального склона крупные гравитационные и магнитные аномалии, свидетельствующие о наличии намагниченных тел – интрузий магматических расплавов. Здесь же с помощью глубинных методов зондирования установлены огромные мощности осадочного чехла, в среднем 8—10 км, а на ряде участков перед дельтами крупнейших рек просто грандиозные – 18—20 км.

Тем не менее именно в пределах континентального склона пассивных окраин отмечено постепенное утонение континентальной коры, точнее говоря, ее фундамента. Предполагают, что здесь он дробится на блоки, погружающиеся в поле более молодых базальтов. Фрагментация нередко выражена в рельефе дна: оторванные от края части шельфа образуют крупные подводные плато. Наиболее известны подводные плато Блейк, Мазарган, Эксмут, Седана и др.

Видимо, фрагментацией и погружением краевых блоков континентальной коры обусловлено и само существование склона как глобальной структуры. Судя по геофизическим данным, именно в его нижней половине либо в пределах обрамляющего склон континентального подножия проходит граница между континентальной и океанической корой. На атлантической окраине Северной Америки ее отождествляют с магнитной аномалией Е, граничащей с невозмущенным магнитным полем шельфа и континентального склона.

В состав подводной окраины материков включают не только склон, но и его подножие – слабовсхолмленную глубоководную равнину. Она полого погружается к абиссальным котловинам океана, периферийной частью которых, по существу, является. Континентальное подножие простирается от склона на 300—500 км, т. е. по протяженности превосходит его в 5—7 раз (средняя ширина континентального склона 70 км). Здесь разгружаются гравитационные потоки, зародившиеся у края шельфа и на склоне; над дном пролегают пути самых длинных и мощных подводных рек на планете – контурных геострофических течений.

К самым примечательным образованиям на континентальных подножиях следует отнести глубоководные конусы выноса – подводные дельты (фэны), иногда гигантских размеров. Это самые большие на нашей планете распределители и хранилища терригенных, т. е. рожденных на суше осадков, выносимых с континента в океан реками.

Шельф, континентальный склон и его подножие составляют понятие подводной материковой, или континентальной, окраины. К наземной ее части в областях с пассивным тектоническим режимом относится прибрежная равнина, которую можно рассматривать как осушенную часть шельфа. Дело в том, что в эпохи подъема уровня океанских вод прибрежная равнина в результате отступания берега почти полностью заливается морем. Ширина современной прибрежной равнины в зависимости от возраста материковой окраины и ее тектонического типа колеблется в разных районах от 2-5 до 150—250 км.

Рис. 10. Современные континентальные окраины в областях с активным тектоническим режимом [Конюхов, 1987]

Типы окраин: а– андийский (южные районы Перу), б– невадийский (Калифорния), в– камчатский; 1– породы докембрийского фундамента; отложения: 2– палеозойские, 3– мезозойские; 4– неоген-четвертичные вулканогенные породы; 5– отложения кайнозойского и четвертичного возраста; 6– лавовые покровы; 7– массивы гранитоидов; 8– интрузивные комплексы; 9 – действующие вулканы; 10– потухшие вулканы; 11– аккреционные комплексы отложений; 12– отложения пирокластических потоков

Пассивные материковые окраины занимают внутриплитное положение, т. е. разделяют континент и океан – единый в тектоническом отношении мегаблок, движущийся за счет разрастания плиты в спрединговом конвейере. Подобные окраины распространены в «молодых» океанах– Атлантическом, Индийском и Северном Ледовитом. Они образовались в позднемезозойско-кайнозойское время и продолжают расширяться.

Материки находятся как бы на передовом, ведущем крае литосферных плит, выполняя роль ножа бульдозера. Острием этого ножа являются активные окраины. Наиболее типичные их представители – тихоокеанские окраины Северной и Южной Америки (рис. 10). В отличие от описанных выше пассивных зон они обрамлены со стороны континента мощными горно-складчатыми сооружениями – Андами и Кордильерами.

Кордильеры и Анды возникли в результате колоссальных напряжений сжатия, существующих на границе между континентами Нового Света и Тихим океаном. Эти сжатия привели к формированию наиболее контрастного рельефа, перепад которого на расстоянии 150—250 км нередко составляет 10—12 тыс. м, а также к резкому утолщению коры, например в перуанском секторе тихоокеанской окраины Южной Америки до 60—70 км. Эту окраину постоянно сотрясают землетрясения, а время от времени из жерлов вулканов в Андах выбрасываются тучи вулканического пепла и изливаются огненные реки лав.

Напряжения сжатия в тихоокеанских окраинах свидетельствуют о том, что под ними происходит поглощение и ассимиляция океанической коры Тихого океана. Она погружается под континенты Нового Света, расплавляясь в зонах Беньофа (у тихоокеанской окраины Южной и Центральной Америки) либо сминаясь и скучиваясь в виде гигантских торосов перед краем континента (у берегов Калифорнии, Британской Колумбии и частично Аляски).

Там, где отмечается поглощение и расплавление океанической коры, окраина континента обрамлена со стороны океана глубоководным желобом. Это Перуано-Чилийский, Центральноамериканский, Алеутский желоба в восточной половине Тихого океана, являющиеся внешней границей активных континентальных окраин. Внутреннюю же их границу можно проводить по андезитовой линии – цепочке наземных вулканов, извергающих материал среднего и основного состава, в том числе андезитовые и базальтовые лавы. Это очень мощные и опасные вулканы, дремлющие до поры до времени. Только на памяти нашего поколения известно несколько катастрофических извержений: Сент-Хеленс (1980 г.) в Каскадных горах, Чичон (1981 г.) в Мексике, Руис в Колумбии (1985 г.). Они принесли значительные разрушения и повлекли огромные человеческие жертвы.

Последним по времени примером активной тектонической жизни описываемых окраин может служить катастрофическое землетрясение в Эквадоре, разрушившее многие деревни и поселки, а также нефтепровод, по которому из внутренних районов страны в порты побережья поступала нефть.

Строение активной окраины намного сложнее по сравнению с пассивными. На суше за узкой полоской прибрежной равнины высятся хребты Анд, часть из которых вплоть до цепи активных вулканов принадлежит окраине. В океане за зоной шельфа, также обычно суженной до нескольких десятков километров, находится крутой континентальный склон, обрамленный глубоководным желобом. Подножия здесь не существует, так как гравитационные потоки затухают на дне желоба, где и концентрируются осадки.

Несколько иная ситуация сложилась на тихоокеанской окраине Северной Америки, в штатах Калифорния, Орегон и Вашингтон. Как отмечалось выше, «борьба» между древней, Тихоокеанской и молодой, Северо-Американской плитами зашла настолько далеко, что под континент ушел северный сегмент Восточно-Тихоокеанского поднятия. После того как это случилось, тихоокеанская окраина Северной Америки стала действовать как бульдозер, сгребающий в кучи выпавший на дорогу снег. Огромный «торос» из фрагментов океанической коры, но главным образом из осадочных масс, составлявших некогда ее чехол, громоздится в настоящее время у берегов Калифорнии, наращивая ее в сторону океана. Это поднятие, получившее название аккреционного хребта, состоит из приподнятых гряд и разделяющих их впадин. Во впадинах осадки залегают спокойно, тогда как в грядах они собраны в складки. Последние частично срезаны волновой эрозией и составляют шельф и склон Калифорнии. Частично же они выведены на поверхность и слагают Береговые хребты этого штата. Для такой окраины не характерна активная вулканическая деятельность, хотя сохраняется состояние повышенной сейсмической опасности. Здесь нет в строгом смысле ни континентального склона, ни глубоководного желоба. Первый замещен системой подводных поднятий и прогибов. Глубина их залегания относительно уровня океана постепенно, хотя и неравномерно возрастает по мере удаления от побережья. Желоб вообще отсутствует, так как в этом регионе зона Беньофа не выражена. В некоторых отношениях данный тип окраины, получившей название невадийской, является промежуточным между типичными пассивной и активной.

Так каковы же взаимоотношения между материком и океаном? Действительно ли их можно назвать неуживчивыми соседями? На этот вопрос ответить однозначно трудно. Все дело в том, что если континент – это единое образование, то океан с геологической точки зрения не является единым. Он распадается на две или три части, которые относятся к разным литосферным плитам. Внутренними границами между этими частями служат, как мы видели выше, срединно-океанические хребты. Так вот, если континент и прилегающая к нему область океана относятся к одной и той же литосферной плите, то отношения между ними на протяжении длительных отрезков времени остаются достаточно мирными. Этой ситуации как раз и отвечают зоны перехода в областях со спокойным тектоническим режимом, называемые еще пассивными окраинами. Однако и в этой, в целом «мирной», обстановке возможны серьезные эксцессы на границе континента и океана. Достаточно вспомнить Лиссабонское землетрясение 1755 г., уничтожившее значительную часть города и унесшее около 60 тыс. человеческих жизней.

Надо сказать, что несильные мелкофокусные землетрясения на пассивных окраинах случаются довольно часто. Они, видимо, обусловлены тектоническими подвижками, связанными с опусканием отдельных блоков коры в краевой части материка. Разрушительной силы землетрясения возможны лишь на тех участках пассивных окраин, где в континент упираются крупные трансформные разломы, по которым время от времени резко смещаются участки дна. В результате местами происходит обрушение шельфа и континентального склона. Вулканические извержения почти неизвестны на пассивных окраинах. Исключение составляет группа камерунских вулканов.

Другое дело, когда материк и соседний с ним участок океана принадлежат к разным литосферным плитам, как это имеет место в периферийных зонах Тихого океана. В этой ситуации между материком и океаном начинается «конфронтация», сопровождаемая вулканизмом, сейсмическими толчками, внедрением магматических интрузий, а также складчатостью и интенсивными горообразовательными процессами. Недаром Тихий океан окружен с севера, востока и юга обширными системами горных хребтов. Продолжающийся подъем этих горно-складчатых поясов свидетельствует о гигантских напряжениях на границе континента и океана. Учитывая вышесказанное, можно прийти к заключению, что неуживчивый характер проявляет не столько континент или океан, сколько литосферные плиты, вернее, группы плит. В современную эпоху ареной основного противоборства являются периферийные зоны Тихого океана. Три океанические плиты этого региона (в их составе нет блоков с корой континентального типа): Тихоокеанская, Кокос и Наска – сопротивляются давлению со стороны Северо– и Южно-Американской литосферных плит, на переднем крае которых находятся континенты Нового Света.

Океаны в миниатюре

Не менее драматичная ситуация сложилась на западе Тихого океана. С этой стороны он опоясан целой системой островных вулканических дуг, перед которыми расположены глубочайшие на земной поверхности структуры – океанские желоба. За дугами находятся окраинные котловинные моря – весьма необычные образования с субокеаническим типом земной коры, куда входят реликтовые континентальные, а иногда и чисто океанические структуры.

Данные глубинного сейсмического зондирования, проведенного во многих окраинных морях, свидетельствуют о том, что глубинные слои коры и мантия характеризуются в целом близкими скоростями, напоминающими скоростные разрезы нормальной океанической коры. Так, в нижних слоях фиксируются скорости преломленных волн 5,2—6,0 км/с, а в верхней мантии они возрастают до 8—8,2 км/с. Однако такое положение существует не повсеместно. В некоторых впадинах, входящих в окраинные моря, были выявлены аномальные глубинные сейсмические разрезы: породы со скоростями, типичными для мантии, находятся в удивительной близости от поверхности дна. Они свидетельствуют о разуплотненном достоянии мантии в этих районах. Здесь же были установлены аномально высокие значения теплового потока, что подтверждает нахождение вблизи дна мощного мантийного диапира.

Рис. 11. Положение островных дуг, желобов и междуговой впадины в переходной зоне от континента к океану [Karig, 1971]

Эти факты заставили американского геолога Д. Карига выделить среди окраинных субокеанических бассейнов две группы впадин – активные и неактивные в тектоническом отношении. Активные впадины, как выяснилось в последние 10—15 лет, практически лишены осадочного покрова. Дно их выстлано молодыми базальтовыми лавами. Это подтверждают и геофизические данные: в верхнем слое коры определены скорости около 4,8 км/с, что типично для второго слоя океанической коры. Ниже залегает слой со скоростями 6,8 км/с, подстилаемый типично мантийными массами со скоростями 8,1 км/с. Самое, однако, интересное в том, что толщина первых двух коровых слоев не превышает 5—6 км. Эти впадины, получившие название междуговых, имеют в ширину от 150 до 200 км. Для них характерен сложно пересеченный рельеф ложа, как выяснилось весьма напоминающий рельеф центральной части срединно-океанических хребтов.

Действительно, в окружении хаотического нагромождения подводных гор и хребтов здесь прослеживается иногда довольно широкая долина, во многом сходная с рифтовыми зонами океана. Именно эти участки «живого» дна, часто сотрясаемого подземными толчками и заливаемого лавами, лишены сплошного осадочного покрова. Подобные долины, точнее сказать – впадины с окружающими их хребтами, тектоническими ступенями и подводными вулканическими горами, и получили название междуговых впадин (рис. 11). Особенно характерно в этом отношении строение глубоководной впадины Андаманского моря, расположенной за Никобарской островной дугой.

Сходство между рифтовыми долинами срединно-океанических хребтов и междуговыми впадинами не ограничивается особенностями рельефа и геофизическими характеристиками. Здесь доминируют базальты возрастом не более 1—3 млн лет, а в центральной части впадин и вовсе современные и плейстоценовые образования. При гидромагнитной съемке выявляются полосовые магнитные аномалии, аналогичные магнитным аномалиям срединноокеанических хребтов. Речь, следовательно, идет о «новоиспеченных» участках коры океанического типа, формирующейся в процессе спрединга дна. В отличие от рифтовых зон океана, входящих в глобальную систему срединно-океанических хребтов огромной протяженности, междуговые впадины расположены локально и имеют относительно небольшие размеры, в пределах нескольких сот километров.

Д. Кариг, который ввел в научный лексикон термин «междуговая впадина», хотел, видимо, подчеркнуть то обстоятельство, что активные в тектоническом отношении участки окраинных морей пространственно связаны с островными вулканическими дугами. А так как его модель, объясняющая происхождение окраинных морей, была построена по результатам исследования регионов с двумя-тремя островными дугами, то впадина с активно разрастающимся дном океанического типа получила название междуговой. На самом же деле она может разделять фронтальную вулканическую дугу и окраину континента, как в Андаманском море, и, таким образом, является скорее задуговой, чем междуговой, впадиной.

Окраинное море (его глубоководная часть) лишь в редких случаях образовано одной активно разрастающейся впадиной, где происходит спрединг молодого дна. Здесь известны и глубоководные котловины, заполненные осадками, с обычной глубинной структурой коры, напоминающей нормальную океаническую. Тепловой поток в этих впадинах либо характеризуется нормальными значениями, либо слегка повышен, однако не до значений, выявляемых в междуговых впадинах. Отдельные котловины обычно разделены подводными хребтами вулканического происхождения, утратившими былую активность. Подобные хребты получили название остаточных. Их может быть один, два или более. Например, в Филиппинском море к остаточным вулканическим хребтам относятся Западно-Марианский, Кюсю-Палау и Дайто. Все это подводные поднятия, утратившие вулканическую активность очень давно, хотя и в разное время. Как и гайоты в океане, они покрыты мощной шапкой мелководных карбонатных пород, а самые крупные их вершины до сих пор воздымаются над поверхностью моря в виде коралловых островов-атоллов. Многие из ныне погруженных вершин тоже прошли в свое время стадию атоллов, поэтому вдоль гребней остаточных хребтов нередко обнажаются рифовые известняки.

Остаточные хребты разделяют впадины с субокеанической корой различного возраста. Причем по мере удаления от фронтального хребта, отделяющего окраинное море от океана, время образования впадины отодвигается от наших дней в глубь геологических эпох. Так, за Западно-Марианским хребтом простирается бассейн Паресе-Вела, кора которого имеет позднекайнозойский возраст. На западе ее отделяет от другой впадины, Западно-Филиппинской, хребет Кюсю-Палау. Возраст Западно-Филиппинской впадины, как показало глубоководное бурение с борта «Гломара Челленджера», меловой.