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.
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.
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.