Материал: геотектоника
26
3.2.
Океаны
Важнейшими
морфоструктурными
элементами
океанов
являются
срединно
-
океанические
хребты
,
трансформные
разломы
и
абиссальные
равнины
.
Срединно
-
океанические
хребты
и
трансформные
разломы
,
явля
-
ясь
частью
глобальной
системы
рифтов
,
проявляются
во
всех
океанах
как
зоны
спрединга
–
расширения
океанического
дна
за
счет
образую
-
щейся
в
их
осевых
частях
новой
коры
.
Хребты
–
это
грандиозные
гор
-
ные
сооружения
,
средняя
ширина
которых
изменяется
от
нескольких
сотен
километров
до
2000–4000
км
,
относительное
превышение
над
океаническим
ложем
составляет
1–3
км
.
Вершины
хребтов
находятся
на
глубинах
в
среднем
2,5
км
.
Рельеф
хребтов
сильно
расчленен
.
При
этом
по
мере
удаления
от
оси
горные
шпили
сменяются
холмистым
ре
-
льефом
,
который
постепенно
сглаживается
на
переходе
к
абиссальным
равнинам
.
Хребты
,
таким
образом
,
подразделяются
на
две
геоморфоло
-
гические
зоны
:
зону
гребня
и
зону
склонов
(
флангов
)
.
Гребневые
зоны
состоят
из
горных
систем
и
разделяющих
их
долинообразных
пониже
-
ний
,
вытянутых
в
соответствии
с
общим
простиранием
.
В
центральной
осевой
зоне
срединно
-
океанических
хребтов
высота
гор
максимальна
.
Здесь
они
сопряжены
с
узкой
(10–40
км
)
и
глубокой
(1–4
км
)
рифто
-
вой
долиной
с
крутыми
(
около
40°)
бортами
,
которые
разделяются
на
несколько
уступов
.
В
уступах
обнажаются
подушечные
лавы
(
пиллоу
-
лавы
).
Рифтовая
долина
характеризуется
блоково
-
грядовым
расчлене
-
нием
.
Ее
центральная
часть
состоит
из
застывших
базальтовых
куполов
и
рукавообразных
потоков
,
расчлененных
гьярами
–
зияющими
трещи
-
нами
растяжения
без
вертикального
смещения
шириной
0,5–3
м
(
иногда
до
20
м
)
и
протяженностью
десятки
метров
.
Срединно
-
океанические
хребты
Тихого
океана
по
сравнению
с
хребтами
Атлантического
,
Ин
-
дийского
и
Северного
Ледовитого
(
Арктического
)
океанов
характери
-
зуются
менее
контрастными
формами
рельефа
,
рифтовая
долина
в
них
выражена
нечетко
,
широко
развиты
вулканические
формы
.
Срединно
-
океанические
хребты
пересекаются
трансформными
разломами
(
Дж
.
Т
.
Вилсон
, 1965),
которые
смещают
фрагменты
хребтов
в
направлениях
,
поперечных
к
простиранию
хребтов
.
Амплитуда
сме
-
щения
составляет
сотни
километров
(
до
750
км
в
приэкваториальных
областях
Атлантики
).
В
рельефе
дна
океана
трансформные
разломы
выражены
узкими
трогами
с
крутыми
склонами
.
Их
глубина
достига
-
ет
7–8
км
(
разломы
Элтанин
и
Романш
).
Трансформные
разломы
–
это
особого
типа
разрывы
со
сдвиговым
смещением
,
которые
переносят
27
(
трансформируют
)
горизонтальное
движение
литосферы
от
одной
ак
-
тивной
границы
к
другой
.
Трансформные
разломы
рифтовых
соответ
-
ствуют
типу
«
хребет
–
хребет
» (
снимают
напряжения
между
двумя
отрез
-
ками
рифтовой
зоны
).
Причины
накопления
напряжений
между
сегмен
-
тами
хребта
связаны
с
неравномерностью
спрединга
.
В
строении
транс
-
формных
разломов
выделяется
активная
и
пассивные
части
.
В
пределах
активной
части
происходит
формирование
новой
океанической
коры
.
По
протяженности
среди
трансформных
разломов
выделяются
магистраль
-
ные
(
по
В
.
Е
.
Хаину
),
или
демаркационные
(
по
Ю
.
М
.
Пущаровскому
).
Их
протяженность
десятки
тысяч
километров
,
а
расстояния
,
их
разделяю
-
щие
,
около
тысячи
километров
.
Они
пересекают
океаны
и
могут
выхо
-
дить
на
континенты
.
Такие
трансформные
разломы
делят
океаны
на
сег
-
менты
,
раскрывшиеся
в
разное
время
.
Менее
протяженные
трансформ
-
ные
разломы
пересекают
срединно
-
океанические
хребты
через
каждые
100–200
км
и
продолжаются
на
некоторые
расстояния
в
пределах
абис
-
сальных
равнин
.
Разломы
следующей
категории
не
выходят
за
пределы
хребтов
и
отстоят
друг
от
друга
на
десятки
километров
.
Наконец
,
более
мелкие
разломы
пересекают
лишь
гребневые
зоны
и
рифтовые
долины
.
В
геофизических
полях
срединно
-
океанические
хребты
выражены
весьма
отчетливо
.
Зона
гребня
отличается
повышенной
сейсмично
-
стью
.
При
этом
глубина
гипоцентров
землетрясений
обычно
не
пре
-
вышает
первых
километров
.
В
гравитационном
поле
вдоль
оси
хреб
-
та
выделяются
отрицательные
аномалии
.
В
сочетании
с
повышенным
тепловым
потоком
гребневой
зоны
они
фиксируют
магматические
ка
-
меры
,
в
которых
концентрируются
магмы
,
представляющие
результат
выплавки
базальтовой
компоненты
из
залегающей
вблизи
поверхности
астеносферы
.
Магнитное
поле
срединно
-
океанических
хребтов
харак
-
теризуется
полосовыми
магнитными
аномалиями
.
Они
следуют
парал
-
лельно
и
симметрично
оси
хребта
и
представляют
чередование
прямой
и
обратной
полярности
.
Аномалиям
присвоены
номера
,
счет
которых
начинается
симметрично
по
обе
стороны
от
осевой
зоны
.
Расстояние
между
одноименными
аномалиями
в
разных
рифтовых
зонах
может
быть
различным
.
Оно
не
остается
постоянным
и
вдоль
одной
и
той
же
аномалии
.
Иногда
симметрия
аномалий
относительно
оси
рифта
раз
-
лична
по
разным
сторонам
:
по
одну
сторону
аномалии
расположены
сжато
,
а
по
другую
–
разреженно
.
Все
эти
особенности
объясняются
тем
,
что
при
кристаллизации
магмы
в
зоне
раздвига
остаточная
намаг
-
ниченность
фиксирует
в
горных
породах
геомагнитные
характеристики
(
модель
Ф
.
Вайна
–
Д
.
Мэтьюза
из
Кембриджского
университета
США
,
1963
г
.).
По
мере
своего
формирования
новообразованная
океаническая
28
кора
отодвигается
от
оси
спрединга
и
подобно
магнитной
ленте
запи
-
сывает
вариации
геомагнитного
поля
,
в
том
числе
инверсии
полярности
.
Поскольку
наращивание
коры
происходит
по
обе
стороны
от
оси
спре
-
динга
,
образуются
две
дублирующие
друг
друга
магнитные
записи
.
Рас
-
стояние
между
одноименными
аномалиями
,
при
условии
датирования
их
возраста
,
позволяет
определить
скорость
спрединга
.
Полученные
по
этой
методике
скорости
изменяются
от
долей
сантиметра
до
15–18
см
/
год
.
По
-
скольку
спрединг
развивается
обычно
симметрично
,
полная
скорость
раздвигания
литосферных
плит
в
два
раза
больше
скорости
спредин
-
га
.
Глобальная
аномалийная
шкала
в
настоящее
время
разработана
до
-
статочно
подробно
.
В
частности
, 34
аномалия
,
имеющая
нормальную
полярность
,
занимает
широкую
полосу
дна
и
трактуется
как
«
меловая
зона
спокойного
магнитного
поля
» (120–84
млн
лет
).
Выделяются
и
бо
-
лее
древние
аномалии
с
датировками
вплоть
до
167,5
млн
лет
(
юра
).
Таким
образом
,
использование
данных
по
полосовым
аномалиям
по
-
зволило
реконструировать
историю
океанов
,
а
также
всей
глобальной
системы
относительного
перемещения
литосферных
плит
с
середины
мезозоя
до
настоящего
времени
.
Тектономагматические
процессы
зон
спрединга
формируют
оке
-
аническую
кору
из
вещества
,
отделяющегося
от
мантии
.
По
объему
продуктов
современного
вулканизма
океанические
зоны
спрединга
в
три
раза
превосходят
все
остальные
виды
вулканизма
вместе
взятые
и
составляют
около
4
км
³/
год
.
Основные
разновидности
магматических
пород
срединно
-
океанических
хребтов
образованы
базальтоидами
,
габ
-
броидами
,
а
также
перидотитами
–
тугоплавким
остатком
мантийного
вещества
.
Для
хребтов
характерен
особый
геохимический
тип
базальто
-
идов
,
обозначаемых
обычно
аббревиатурой
MORB (Mid-Oceanic Ridge
Basalts)
или
СОХ
(
Срединно
-
Океанических
Хребтов
),
или
толеитовых
базальтов
.
Для
океанических
толеитов
нормального
типа
(N-MORB)
отмечается
малое
содержание
подвижных
(
некогерентных
)
элементов
,
под
которыми
подразумеваются
элементы
,
обладающие
ионными
ради
-
усами
и
зарядами
,
не
позволяющими
легко
входить
в
породообразую
-
щие
минералы
.
Поэтому
они
обладают
очень
низкими
коэффициентами
распределения
кристалл
–
жидкость
и
накапливаются
в
системе
по
мере
кристаллизации
.
К
ним
относятся
калий
,
цирконий
,
барий
,
большин
-
ство
TR
и
пр
.
Такие
базальты
считают
результатом
частичного
плавле
-
ния
геохимически
истощенной
(
деплетированной
)
мантии
на
сравни
-
тельно
небольших
глубинах
.
При
этом
степень
плавления
исходных
по
-
род
была
высокой
,
что
выразилось
обогащением
расплава
элементами
группы
железа
.
29
К
вулканическим
зонам
срединно
-
океанических
хребтов
приуроче
-
ны
выходы
гидротерм
.
С
ними
связаны
металлоносные
осадки
и
спец
-
ифические
отложения
«
черных
и
белых
курильщиков
».
Металлоносные
осадки
–
это
рыхлые
полигенные
образования
,
обогащенные
в
основном
железом
и
марганцем
гидротермального
про
-
исхождения
.
Современные
осадки
приурочены
к
осевым
частям
и
флан
-
гам
спрединговых
хребтов
,
к
окрестностям
гидротермальных
полей
.
По
мере
развития
спрединга
металлоносные
осадки
переходят
в
погребен
-
ное
состояние
и
залегают
в
основании
разреза
осадочного
чехла
океана
,
где
их
мощность
может
достигать
нескольких
десятков
метров
.
Эти
об
-
разования
выделяются
в
самостоятельную
металлоносную
базальную
формацию
.
«
Черные
курильщики
»
–
трубообразные
конусы
сульфидных
по
-
строек
,
через
которые
поступают
гидротермальные
растворы
с
тем
-
пературой
350–400 °
С
,
насыщенные
взвесью
минеральных
частиц
,
рассеивающихся
в
водной
среде
подобно
дыму
.
Они
сопровождаются
уникальным
,
полностью
независимым
от
экзогенных
источников
пита
-
ния
,
комплексом
биоты
.
Холмы
и
конусные
постройки
образуют
залежи
массивных
сульфидных
руд
массой
несколько
тысяч
тонн
.
Отмечаются
также
плащеобразные
покровы
массивных
сульфидных
руд
мощностью
до
10
м
.
Масса
некоторых
из
таких
образований
может
достигать
2
млн
тонн
.
Сульфидные
руды
локализуются
в
основном
в
осевых
зонах
сре
-
динно
-
океанических
хребтов
.
«
Белые
курильщики
»
–
тип
относительно
низкотемпературных
ги
-
дротермальных
источников
с
температурой
менее
300 °
С
,
функциони
-
рующих
в
парагенезе
с
«
черными
курильщиками
».
Однако
,
если
дым
«
черных
курильщиков
»
состоит
из
сульфидов
железа
,
цинка
,
меди
с
примесью
аморфного
кремнезема
,
то
дым
«
белых
курильщиков
»
об
-
разован
сульфатами
(
ангидритом
,
баритом
)
и
аморфным
кремнеземом
.
Относительно
недавно
на
вершине
подводной
горы
Атлантис
в
пределах
Срединно
-
Атлантического
хребта
,
в
15
км
к
западу
от
его
оси
на
глубине
2600
футов
обнаружен
еще
один
неизвестный
ранее
тип
ги
-
дротерм
.
В
рельефе
дна
эти
гидротермы
представлены
громадными
ос
-
лепительно
белыми
башнями
высотой
до
60
м
и
шириной
в
основании
около
100
м
,
базирующихся
на
перидотитах
.
Они
получили
название
Lost City (
Затерянный
Город
)
.
Башни
состоят
из
карбонатов
–
кальци
-
та
,
арагонита
,
брукита
.
Они
лишены
дыма
,
вместо
которого
из
трещин
изливаются
потоки
воды
с
температурой
50–80 °
С
.
Источник
тепла
–
процесс
остывания
ультраосновных
пород
.
Дополнительно
оно
выра
-
батывается
за
счет
химической
реакции
,
при
которой
оливин
(
основной
30
минерал
перидотита
)
взаимодействует
с
морской
водой
,
растворенными
в
ней
солями
и
переходит
в
серпентинит
и
карбонаты
,
слагающие
опи
-
санные
гидротермальные
сооружения
.
Затерянный
Город
обильно
засе
-
лен
бактериями
,
образующими
обширные
маты
.
Они
питаются
метаном
и
водородом
,
которые
выделяются
в
процессе
реакции
.
В
зависимости
от
скорости
спрединга
выделяют
зоны
с
быстрым
спредингом
(
скорость
более
7
см
/
год
),
средним
спредингом
(
скорость
3–7
см
/
год
),
медленным
спредингом
(
скорость
1–3
см
/
год
)
и
ультра
-
медленным
спредингом
(
скорость
до
1
см
/
год
).
Скорость
спрединга
тесно
связана
с
рельефом
океанических
спрединговых
зон
.
Примером
высокоскоростного
спрединга
может
служить
Восточно
-
Тихоокеанское
поднятие
,
которое
отличается
большой
шириной
,
слабо
выраженной
рифтовой
впадиной
(
вплоть
до
ее
полного
отсутствия
и
замещения
гор
-
стообразным
выступом
).
Срединно
-
Атлантический
хребет
на
разных
своих
участках
обладает
низкими
и
средними
скоростями
спрединга
.
Его
рельеф
–
это
рельеф
«
классического
»
срединно
-
океанического
хреб
-
та
.
К
рифтовым
зонам
с
ультрамедленным
спредингом
относится
хребет
Гаккеля
в
Северном
Ледовитом
океане
.
В
рельефе
дна
он
представлен
практически
одной
узкой
рифтовой
долиной
.
Изменение
скорости
спре
-
динга
в
срединно
-
океанических
хребтах
носит
циклический
характер
,
что
выражается
в
тектоноэвстатических
трансгрессиях
и
регрессиях
.
При
быстром
спрединге
новая
кора
образуется
в
больших
объемах
,
греб
-
невая
часть
хребтов
не
успевает
остывать
,
и
хребты
приобретают
боль
-
шую
ширину
, «
выдавливают
»
воду
океанов
на
сушу
,
что
вызывает
гло
-
бальную
трансгрессию
.
При
медленном
спрединге
вновь
образованная
океаническая
кора
формируется
в
меньших
объемах
,
успевает
остывать
.
Глубина
океанических
впадин
возрастает
,
равно
как
и
их
объем
.
Вода
с
континентов
«
стягивается
»
в
океан
,
происходит
глобальная
регрессия
.
От
скорости
дивергенции
зависит
и
обособление
базальтовой
маг
-
мы
.
С
повышением
скорости
спрединга
магматическая
камера
хребтов
размещается
все
ближе
к
поверхности
.
Магма
имеет
более
высокую
температуру
и
низкую
вязкость
,
поэтому
при
излиянии
образует
обшир
-
ные
покровы
,
подобные
платобазальтам
континентов
.
При
медленном
спрединге
формируются
подушечные
лавы
.
Малые
скорости
спрединга
затрудняют
выход
расплава
на
поверхность
,
возрастает
степень
диффе
-
ренциации
магмы
,
появляются
порфировые
разности
базальтов
.
С
воз
-
растанием
скорости
спрединга
в
породах
увеличивается
содержание
титана
,
возрастает
отношение
количества
железа
к
количеству
магния
.
В
спрединговых
зонах
с
высокой
скоростью
спрединга
преобладает
механизм
гидравлического
расклинивания
.
Он
выражен
в
том
,
что
при