Ендогенні режими океанів

Розділ 5

ОКЕАНИ, ЇХНЯ БУДОВА

І ПОХОДЖЕННЯ

§ 1. ОКЕАНИ І ЇХНЯ КОРА

Океани, включаючи окраїнні моря, займають близько 71 % поверхні нашої планети, але із цієї площі близько 23 % доводиться на підводні окраїни континентів, що володіють корою не океанського, а континентального або перехідного типу. Однак підводні окраїни континентів доцільно розглядати разом із властиво океанським ложем, оскільки у своєму розвитку вони тісно пов'язані з розвитком океанів.

Вивчення океанів почалося в епоху Відродження, наприкінці XV-XVI вв. Подорожі Васко де Гамору, Ф. Магеллана, С. Дежньова, Дж. Франкліна довели єдність Світового океану й острівне положення континентів, але тільки в середині XX в. обрису окремих океанів були точно нанесені на карти, в останню чергу в районах Арктики й Антарктики, у значній мірі завдяки радянським експедиціям. До вивчення геології океанів починаючи з рельєфу дна й сучасних опадів приступилися в останній чверті XIX в.; але особливо інтенсивно в сполученні з геофізичними дослідженнями й за допомогою сучасної апаратури воно ведеться з 50-х років нашого століття. Тільки в цю епоху, в 50- 60-е роки, стали відомі основні риси рельєфу, а отже, і структури (оскільки в океані вони практично збігаються) океанського ложа, будова океанської кори, поля сили ваги й магнітного поля океанів, їхня сейсмічність, тепловий потік. Роботи радянських і американських експедицій внесли великий вклад у ці досягнення. В 1968-1983 р. в океанах проводилося глибоководне буравлення з американського судна «Гломар Челленджер», протягом ряду років при участі радянських учених. Із цього судна пробурено більше 620 шпар у всіх океанах миру, за винятком покритої вічним льодом центральної частини Північного Льодовитого океану.

Підводні окраїни континентів спускаються до глибин порядку 3,5-4 км, звідки починається область розвитку властиво океанської кори. Океанська кора, як відзначалося в главі 2, докорінно відрізняється від континентальної й по потужності, що звичайно не перевищує 6-8 км, і по складу, насамперед по відсутності характерного для континентів гранітно-гнейсового шару. Вона складається із трьох шарів, верхні два з яких вивчені глибоководним буравленням, а всі три – драгированием (узяття проб драгою) у стінках великих разломов.на океанському дні. Верхній шар океанської кори – осадовий*; його потужність мінімальна в центральній частині океану, де він виклинцьовується, і максимальна в підніжжя континентальних окраїн, де нерідко досягає 10-15 км, а іноді й більше. На більшій же частині площі океану потужність опадів виміряється сотнями метрів. Весь осадовий чохол океанів сформований за останні 160-180 млн. років, починаючи з юрського періоду, тому що ніде глибоководним буравленням у його підставі не розкриті відкладення древнє верхнеюрских (кел-ловейских), і тільки на відносно невеликій площі в центрально-західній частині Тихого океану існує можливість виявлення більше древніх опадів, імовірно не древнє нижнеюрских. По своєму віці осадовий шар океанів, таким чином, принципово відрізняється від подібного ж шару континентів, що формувався протягом більше півтора мільярдів років, якщо включати в нього рифейские відкладення.Другий шар океанської кори — б аза льтовыи*-він пройдений шпарами в Тихому океані майже на повну потужність і в Атлантичному приблизно на половину потужності тридцятилітньому в середньому 0,8-1,2 км, а його верхня частина розкрита вже досить численними шпарами. Скрізь цей шар складний досить одноманітними низкокалиевыми толеито-выми базальтами те у вигляді пиллоу (подушечных) лав те масивними із вкрапленниками або без них (афировыми) Зустрічаються тонкі прошаруй туфів того ж складу, фораминиферо-вых илов і брекчий з порід третього шару — габро серпенти-низированных перидотитів і ін. Швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль —vp становлять у цьому шарі від 4,0 до 6 7 км/з у середньому близько 5,1 км/с. Визначення віку форамініфер з осадових прослоев в Атлантиці показало, що він не відрізняється від віку базальних шарів осадового чохла в даному місці. Це означає, що нагромадження базальтів другого шару відбувалося дуже швидко, протягом не більше мільйона років що погодиться зі швидкістю нагромадження лав Ісландії встановленої наземними спостереженнями (до 4 км за 1 млн років) Нижня частина другого шару виявляє ознаки регіонального метаморфізму, угорі цеолитовой, унизу зеленосланцевой і навіть эпидот-амфиболитовой фації. У підставі другого шару за даними буравлення в Тихому океані, до півдня від узбережжя Коста-Иики розташовується дайковый комплекс, що складається з паралельних даек долеритов. Цей комплекс відносять або до самих низів другого, або вже до верхів третього шару. Його потужність досягає 1 км; він метаморфизован у зеленосланцевой або ам-фиболитовой фації.

Третій шар океанської кори складний, по даним численних драгировок у всіх океанах, крім Арктичного, полнокристаллическими основними магматичними породами – переважно габро, нерідко перетвореними в амфіболіти й у підлеглій кількості ультрамафическими породами — перидотитами, пироксенитами, звичайно серпентини-зированными. Головним чином за аналогією з офиолитами суши (див. главу 6) передбачається, що ці породи складають у нижній частині третього шару так званий полосчатый комплекс, тобто комплекс розшарованих у магматичній камері диф-ференциатов тієї ж базальтової магми, за рахунок якої утворився другий шар. Верхня частина третього шару складена масивними габро. Потужність третього шару від 3 до 5 км, v_p = -6,7—7,5 км/с. Породи верхньої мантії виступають на поверхню дна й навіть у вигляді острова (про-у Сан-Паулу в берегів Ьразилии) у ряді місць Світового океану, уздовж найбільш великих розламів. Це звичайно серпентинизированные перидотиты— клинопироксеновые гарцбургиты, двупироксеновые лер-цолиты, рідше дуниты. На поверхні Мохоровичича, що відокремлює їх від кори, завжди спостерігаються ознаки тектонічних рухів, ковзання й дроблення. v_p = 7,9—8,2 км/с.

У будові океанського ложа розрізняють два головних елементи: срединноокеанские підняття (хребти) і океанські плити.

§ 2. СРЕДИННООКЕАНСКИЕ ПІДНЯТТЯ (ХРЕБТИ)

Лише наприкінці 50-х років було з'ясовано, що на дні океану існує єдина й могутня система срединноокеанских хребтів довжиною більше 60 тис. км, шириною від 0,5 до 2 тис. км, висотою над абісальними рівнинами до 3-4 км, що пронизує всі океани й займає біля '/з поверхні їхнього дна (мал. 29). Найбільш типовою ланкою цієї системи є Серединно-Атлантичний хребет, що простирається приблизно посередині Атлантики на всю її довжину й триваючий у Північний Льодовитий океан у вигляді хр. Гаккеля, названого на честь открывшего його, за даними радянських експедицій, нашого географа. На півдні, у про-ва Буве, хребет повертає до сходу – північному сходу, проходячи між Африкою й Антарктидою й триваючи в Індійський океан. У середині цього океану він розгалужується, образуя так зване потрійне зчленування; одна галузь направляється до півночі й північно-заходу, досягаючи Аденської затоки, і далі проникаючи в Червоне море; інша простягається до південно-сходу, триваючи потім між Австралією й Антарктидою; через потужну зону розламів вона з-

членяется з Південно-Тихоокеанським підняттям, а остання так-леї до сходу – зі Східно-Тихоокеанським. Східно-Тихоокеанське підняття, поступово зближаючись із Південною й Центральною Америкою, простирається на північ до Каліфорнійської затоки (другий, після Аденської затоки район, де серединний хребет замикається із внутріматериковою структурою). Хребет знову з'являється до півночі від Каліфорнії й остаточно зрізується розламом в архіпелагу Корольови Шарлотты (Канада).

Зі сказаного можна бачити, що срединноокеанские хребти: цілком відповідають своїй назві лише в Атлантичних, Індійському океанах; у Тихих і Північному Льодовитому океанах вони зрушені до одного краю океану.

У поперечному перерізі серединних хребтів виділяються три типи зон: флангові, гребневые й осьові (мал. 30). Флангові зон ы – найбільш широкі (багато сотень кілометрів); тонкий шар опадів, що зростає до підніжжя хребта, що проходить на глибині 3,5-4 тис. м, перекриває розчленований базальтовий фундамент. Гребневые зони мають ширину порядку 50-100 км; вони розбиті поздовжніми розламами на вузькі (від 1 до 10 км, 2,5 км у середньому) блоки – пластини, підняті у вигляді гряд або опущені друг щодо друга. Середня глибина цих зон 2-2,5 км, місцями менше. Опади, за віком плиоценово-четвертинні, виконують кишені – грабены, маючи невелику (десятки метрів) потужність. Осьові зони у своєму найбільш типовому виді виражені рифтами – вузькими (25-30 км) щілинами складної внутрішньої будови, що найбільше схематично може бути охарактеризованого як грабен у грабене, причому уздовж осі центрального грабена шириною 4-5 км звичайно намечается невисоке поздовжнє підняття. Це підняття утворене найбільше-молодими центрами базальтових виливів; ближче до бортів рифта нерідко розташовані гарячі джерела (гідротерми), що виділяють сульфіди й сульфати важких металів (Fe, Mn, Pb, Zn, Си). Будова рифтовых зон детально вивчено шляхом досліджень із підводних човнів-крихіток франко-американськими експедиціями в Центральній Атлантиці, у північній частині Східно-Тихоокеанського підняття й радянською експедицією в Червоному морі; гідротерми виявлені у двох останніх районах.

Морфологія срединноокеанских рифтов, зокрема зяючі тріщини, однозначно свідчать про те, що вони є зонами активного раздвига; це підтверджується й визначеннями зсувів у вогнищах землетрусів. Рифтовые зони на всім протязі характеризуються сейсмічністю, вогнища якої лежать на невеликий, до 20-30 км, глибині, і високим тепловим потоком, у кілька разів перевищуючої середньосвітовий. За сейсмічним даними в Східно-Тихоокеанському піднятті сучасні магматичні вогнища лежать місцями всього на глибині близько 3 км, заміщаючи третій шар кори. Ба-

зальты другого шару океанської кори є похідними від активності цих магматичних вогнищ, дайковый комплекс — живильними каналами базальтових покривів другого шару, а породи третього шару (полосчатый комплекс) — застиглим виконанням периферичної магматичної камери. Породи верхів мантії розглядаються як залишок (так званий рестит) від плавлення речовини, що дало базальтовий розплав і мало склад, проміжний між складами перидотиту (3/4) і базальту (i/₄); це так званий пиролит (по А. Рингвуду); найбільш близька земна порода — шпинелевый лерцолит (по Л. В. Дмитрієву). Однак ті породи мантії які безпосередньо підстилають кору, звичайно не є залишком від выплавления порід саме цієї кори, а більше древніми утвореннями, тому що первинні вогнища выплавления звичайно лежать глибше в мантії.

Далеко не скрізь осьові зони серединних хребтів виражені рифтами; на деяких і притім значних їхніх ділянках вони представлені, навпроти, горстами (мал. 31). Це типово для Східно-Тихоокеанського підняття, для Південно-Східного Индоокеанского хребта; перехід від рифтового до горстовому будови вивчений на прикладі хр. Рейкьянес (відрізок Серединно-Атлантичного хребта до півдня від про-ва Ісландія). Горстовое будова з'являється, видимо, на тих ділянках, де особливо значні масштаби магматичної діяльності – безперервний підпір магми викликає випирання осьової зони замість її осідання при спорожнюванні магматичних вогнищ

Срединноокеанические хребти пересічені численними поперечними так званими трансформными розламами (назва запропонована канадським геофізиком Дж. 1. Вилсоном в 1965 р.). Ці розлами зміщають у горизонтальному напрямку осьові рифты серединних хребтів іноді на перші сотні кілометрів, наприклад в Екваторіальній Атлантиці й на південно-сході Тихого океану (зона Элтанин) Однак, як показав Дж. Т. Вилсон і як підтвердили спостереження з підводних човнів, властиво сдвиговые, тобто протилежні за знаком зсуву по них відбуваються лише на центральному відрізку між перетинаннями з рифтами й практично тільки на цьому відрізку розлам має сейсмічність (мал. 32). За межами цього відрізка зсуву відбуваються в одному напрямку, але з різною швидкістю. Найбільш великі із трансформных розламів – магістральні перетинають не тільки серединні хребти, але й суміжні океанські плити й навіть тривають у межі континентів, що обрамляють. Довжина таких розламів може досягати декількох тисяч кілометрів, а вертикальні зсуви по них -до 3- про км; їхньої стінки й дають кращі природні розрізи океанської кори, а також виходи порід верхньої мантії. На деяких ділянках уздовж таких розламів проявляється раздвиговая або надвиговая компонента. У першому випадку утворяться щелеподобные западини – грабены глибиною іноді до 7-8 км, наприклад западини Чейн, Вима, Романш в екваторіальній зоні розламів Атлантики. Насування відзначені в східній частині Азо-Ро-Гібралтарського розламу (район банки Горриндж), в Атлантиці, а також імовірні уздовж деяких інших розламів, де породи нижньої частини кори або верхів мантії виявляються залегающими вище порід верхньої частини кор.ы. Серпентиніти верхньої мантії, маючи високу пластичність, можуть вижиматися нагору й утворювати диапировые впровадження – прот-рузии уздовж розламів.

До числа найбільш примітних трансформных розламів ставляться гігантські широтні розлами північно-східної частини Тихого океану – Мендосино, Маррей, Кларион, Клиппер-Тон, що простягаються від берегів Північної Америки до Гавайських островів і про-вов Лайн у центральній частині океану й віддалений друг від друга в середньому на 1000 км, а також розлами зони Элтанин у тім же океані, розлам Оуэн у північно-західній частині Індійського океану, розлам Чарли – Гиббса в Північній Атлантиці й уже згадувані екваторіальні розлами й Фолклендско-Агульясский розлам на півдні того ж океану, зона розламів, отделяющая Австрало-Антарктичний хребет від Південно-Тихоокеанського, і деякі інші.

Крім магістральних трансформных розламів, що перетинають океани «від краю до краю» і віддалених один від іншого на відстані до тисячі кілометрів, виділяються регіональні розлами, що перетинають весь серединний хребет з інтервалом у перші сотні кілометрів і безліч більше дрібних, що розсікають лише гребневую й рифтовую зони хребта через кожні кілька десятків кілометрів і загасаючих на флангах хребта.

На перетинанні серединних хребтів трансформными розламами, особливо магістральними, виникають найбільш великі вулканічні будівлі, що нерідко виступають над поверхнею води у вигляді островів. Найбільшим з них є Ісландія, що повністю перекриває Серединно-Атлантичний хребет і вихідна навіть за його межі; в Атлантиці розташовані також Азорські острови (на перетинанні з Азоро-Гинув-Ралтарским розламом), про-ва Піднесення, Св. Олени, Тристан-Так-Кунья, Буве; в Індійському океані – про-ва Сен-Поль і Амстердам, у Тихому океані – про-у Паски. Крім Ісландії, вулканічні острови розташовані не на осі хребта, а зміщені на одне з «плечей» рифтовой зони (те ж спостерігається й у континентальних рифтах). Лави цих островів звичайно відрізняються від «нормальних» срединноокеанских базальтів підвищеною лужністю й нерідко належать луго-базальтової (трахибазальтовой) формації.