Важнейшей особенностью тектоорогении океанической земной коры являются перемещения масс океанического ложа, выражающиеся в виде разломов, сдвигов, грабенов и горстов, а также связанных с ними вулканических образований.
Разломы ложа океана образуют сложные системы деформаций разного масштаба, протяжения и последовательности образования, сложившиеся в процессе непрерывного движения земных масс. Погребенные и законсервированные под водами Мирового океана разломы земной коры сохраняют первичные морфоструктурные черты в большей степени, чем на материках, где они маскируются экзогенными явлениями.
Разломные структуры океанического ложа необходимо в дальнейшем еще изучать. Мы рассмотрим лишь результаты структурно-геоморфологического анализа планетарных разломов, определяющих морфологию отдельных регионов земного шара.
Главнейшие разрывы океанической земной коры называются рифтами и описаны в литературе (Кинг, 1967; Менард, 1966; Хизен, 1966; «Рельеф Земли», 1967), Рифты — это планетарные структуры. Они представляют собой разрывы и грабены, протягивающиеся по сводовой части Срединных океанических хребтов. Грабены состоят из непрерывной системы эшелонированных рвов или ущелий. Дно рвов расчленено многочисленными трещинами. Структуры в целом тектонически активны. Общее протяжение рифтов Срединного океанического хребта около 60 000 км (Хизен, 1966).. В зонах сочленения океанической и материковой коры они продолжаются в виде планетарных, или глубинных, разломов.
Структурно-геоморфологический анализ разломов ложа океана показывает, что рифты образуют планетарные деформации, закономерно располагающиеся по отношению к осевой и экваториальной плоскостям земного эллипсоида. Преобладает диагональное направление разрывов. Системы их концентрируются ближе к меридиональному и широтному направлениям. В направлении, близком к меридиональному, протягиваются срединные рифты Атлантического, Индийского и Тихого океанов. Атлантическая система рифтов Срединного хребта протягивается от Северного Ледовитого океана до Антарктики. На этом огромном расстоянии простирание рифта меняется, оставаясь, однако, на всем протяжении параллельным очертаниям океанических берегов. Севернее Шпицбергена Атлантический рифт переходит в Арктический. В Северном Ледовитом океане он протягивается в основном в широтном направлении параллельно арктическому материковому склону. Атлантический рифт — это разрыв растяжения сводовой части вала океанической земной коры, погружающейся на его крыльях в сторону прилегающих материков.
Рифт Срединного Индийского хребта характеризуется в общем теми же особенностями, что и Атлантического. В северной части он разделяется на Мальдивскую и Аденскую ветви, которые на севере соединяются с системой Африкано-Аравийских материковых рифтов. Рассматриваемые ниже Восточно-Африканские разломы являются самостоятельной системой планетарных разрывов, включающей некоторые структурные элементы западной части Индийского океана. Система Африканских разломов протягивается в общем в меридиональном направлении от Южной Африки до Средиземного моря. Дальнейшее ее продолжение на север прослеживается через впадину Мертвого моря, зону сочленения Тавра и Иранид, Нижнее Поволжье и далее на север вдоль Урала. Г. У. Менард (1966) протягивает Африканские разломы от Аравии до устья Лены. Такая система разломов вполне достоверна, но связывается она с Индийскими океаническими разрывами.
Рифт Срединного Индийского хребта протягивается на север через Мальдивский разлом, Индскую впадину, Памир, западнее и севернее Тарима, где соединяется с Центрально-Азиатской субширотной системой разломов.
Африкано-Уральский меридиональный рифт по своему структурному значению можно сравнивать со Срединным Атлантическим рифтом. Эти планетарные структуры были заложены в самый ранний этап геологической истории, а развитие их продолжается и сейчас.
Рифт Срединного Тихоокеанского хребта на юго-западе является продолжением Индийского рифта. В южной полярной области рассматриваемый планетарный разлом протягивается на восток в широтном направлении. Около 120° з. д. направление рифта меняется на северное, меридиональное, и у Калифорнии подходит к западному побережью Северной Америки. В районах о. Пасхи от Срединного Тихоокеанского хребта и его рифта отходит юго-восточный Тихоокеанский разлом, протягивающийся в направлении Огненной Земли и моря Скотин в южной части Атлантического океана.
На север от Калифорнии Тихоокеанский рифт следует вдоль побережья Северной Америки до Аляски, разрывая Береговые хребты или незначительно уклоняясь от берегов в область Тихого океана. В зоне Аляски рассматриваемая система разломов соединяется с восточно-азиатской системой планетарных разрывов.
Структурно-геоморфологический анализ дает основание утверждать, что индийские и тихоокеанские рифты представляют единую систему разломов, окаймляющих индийско-тихоокеанскую океаническую часть планеты, лишенную сиалической, материковой, коры. Это положение, возможно, является одним из результатов несколько асимметричной формы нашей планеты, выпяченной в области океанической коры и сжатой с противоположной, материковой. Охваченная Индийско-Тихоокеанским рифтовым кольцом часть планеты (юго-восточная) в своем геологическом развитии связана с Тихоокеанским сектором базальтовой коры. Лежащие вне Индийско-Тихоокеанского рифтового кольца части планеты связаны с атлантической, структурно более сложной и деформированной, материковой, частью геоида. Само собой разумеется, что развитие структуры обеих — индийско-тихоокеанской и атлантической — областей тектоносферы неразрывно связано.
Самостоятельную систему планетарных разломов океанической земной коры, тяготеющих к деформациям меридионального направления, представляют океанические желоба. Это глубокие впадины ложа океана, сопровождающие с внешней, обращенной к океану, стороны островные дуги и некоторые подводные хребты. Такие структуры описаны многими исследователями («Рельеф Земли», 1966; Кинг, 1967; Менард, 1966; Хизен, 1966; Кропоткин, 1964; «Тектоника Евразии», 1966; Бондарчук, 1946, 1959, 1969; и др.)
Такими желобами в Тихом океане являются впадины: Алеутская, Курильская, Японская, Филиппинская, Марианская, Кермадек-Тонга и др.; в Индийском — Зондская, в Атлантическом — Пуэрто-Рико.
Типичные морфоструктурные черты океанических желобов, на примере Тонга (Рейтт и др., 1957), характеризуются такими особенностями. Он располагается между островами Новая Зеландия — Самоа, восточнее островов Тонга и Кермадек. Вдоль него проводится андезитовая линия, разграничивающая Меланезийскую область подводных гор, островов, глубоких впадин и более однообразных подводных равнин центральной части Тихого океана. В области желоба Тонга отчетливо выделяются все особенности строения дуг океанических островов. Здесь, с востока на запад, располагаются: 1) равнина океанического ложа, 2) океанический желоб, с которым связаны очаги неглубоких землетрясений, 3) линия вулканов. Западнее желоба расположена зона глубоких землетрясений, сгущение очагов которых отмечает сбросовую зону, падающую от внешней, океанической, стороны желоба.
Архипелаг о. Тонга представляет собой прямолинейную цепь, протягивающуюся на расстоянии свыше 700 км. Его составляют острова собственно вулканические, коралловые и сложенные вулканогенными осадками. Главный хребет проходит параллельно вулканической цепи на восток от нее. Между хребтом и цепью вулканов тянется ложбина с глубинами 1300—1700 м и шириной около 30—35 км. Острова Тонга поднимаются над уровнем океана на 300 м. Наиболее изученный остров Эуа имеет вулканическое ядро, включающее интрузии основных пород. Об этом свидетельствуют найденные там валуны норита. Возраст ядра доэоценовый. Ядро перекрыто толщами переслаивающихся переотложенных вулканических туфов, фораминиферовых известняков, потоками лавы. Они террасовидно прислонены к более древнему ядру острова.
Желоб Тонга — северная часть грандиозной Кермадек-Тонга океанической впадины. Это очень узкая депрессия, ширина которой на поверхности не превышает 55 км. На протяжении 1150 км глубина желоба составляет около 7000 м. Ко дну желоб сильно сужается. На глубине 9000 м его ширина всего 3—7 км, а длина свыше 700 км. Внутри изобаты 9000 м выделяются три впадины. Максимальная обнаруженная глубина желоба Тонга 10 800 ± 200 м.
Западный, внутренний, склон желоба (8—15°) круче внешнего, восточного (3—8°). По отношению желоба Кермадек Тонга располагается кулисообразно. На глубине 10 000 м обнаружен слой коричневого алевролитово-кристаллического туфа, содержащего частицы вулканического стекла, зерна авгита и др. (Рейтт и др., 1957).
Желоб Пуэрто-Рико — это самая глубокая часть Атлантического океана (Юинг и Хизен, 1957). Глубина залегания его дна 8381 м.
Желоб представляет собой линейную впадину, протягивающуюся от Флоридского пролива в направлении о-ва Барбадос до области, лежащей примерно 500 км на север от него. Ширина желоба на уровне дна океана достигает 75 км. На протяжении около 900 км глубина его более 6000 м. Дно желоба плоское. На нем выделяются два бассейна, разграниченные цепью холмов.
Протяжение дна желоба Пуэрто-Рико преимущественно северо-западное, параллельное северо-восточному берегу Гаити и протяжению цепи Багамских о-ов. Западный край желоба очерчен срезом в направлении с севера на юг. Параллельно этой линии находится западный, срезанный, край о-ва Пуэрто-Рико и расположенный в том же направлении каньон Мопа. Обе линии относятся к одной системе сбросов.
Края желоба Пуэрто-Рико с севера и юга ограничены высокими обрывами. Некоторые из них поднимаются до уровня моря.
По структурным особенностям и расположению желоб Пуэрто-Рико относится к широтным планетарным деформациям. Его аналогами считаются Индонезийская впадина в Индийском океане, Молуккская депрессия, депрессия о-ва Бисмарка и другие в экваториальной части Тихого океана. Причина образования этих впадин общая.
Все океанические желоба, как и рифты, — это грабены, возникшие в зонах разломов океанической земной коры. В своем большинстве зоны разломов возникают в результате глобального сжатия и приурочены к направлениям растяжений, разграничивающих области неравномерного погружения океанического ложа, и сопровождают прилегающие к ним региональные валы, воздымаемые глобальным сжатием. Валы, или подводные хребты, — всегда области активного вулканизма, поднятия или внедрения глубинных масс, формирования островов и островной материковой коры.
Расположение океанических желобов и островных дуг, близкое к меридиональному простиранию, возможно, подчинено воздействию инерции коровых масс вращающейся планеты — силам Кориолиса. Деформации широтного протяжения возникают в несколько иных динамических условиях.
Вторая система планетарных разломов включает деформации преимущественно широтного простирания. Она известна под названием Средиземноморской. Закономерности разломных деформаций этой зоны одинаково выражены в пределах как океанической, так и материковой земной коры.
Широтные разломы обширным поясом охватывают земной шар, и большей частью — его северное полушарие. Охарактеризуем общие закономерности разломных деформаций Средиземноморской тектонической зоны.
В собственно Средиземноморье зона разлома зажата между Восточно-Европейской и Африканской платформами, сильно сужена. Планетарный разлом Северной Африки имеет прямолинейное направление на большом протяжении. Так же прямолинеен разлом, скалывающий южный край Восточно-Европейской платформы. Восточнее до Памирского узла зона разломов еще более сжимается и вместе с этим разветвляется, соединяясь с Аравийским и Мессопотамским разломами Африканской и Срединной Индийской рифтовой зон.
В западной, Европейской, половине Средиземноморская зона разломов расширяется в сторону Атлантического океана. Внутренняя ее часть имеет очень сложную блоковую структуру, обусловленную в значительной мере расположением (как бы окаймлением разломами) выступов базальтовой коры во впадинах Средиземного моря; Это обусловливает также расположение и тектоорогению побережья Средиземного моря и его островов. Следующей закономерностью внутренней структуры западного Средиземноморья является островное расположение древних массивов в структуре более молодых, в частности альпийских, сооружений. Этот вопрос рассматривается дальше.
В базальтовой коре Атлантического океана разломы широтного направления обнаружены в экваториальной зоне между широтами 20°. На Срединном Атлантическом хребте разломы сопряжены со сдвигами в западном направлении (Хизен, 1966). С юга зона ограничивается разломом и тянется от побережья Верхней Гвинеи, имеющего сбросовую структуру в Африке, до мыса Кабу-Бранку в Южной Америке. В северном направлении система широтных сдвигов Срединного Атлантического хребта веерообразно расходится и на севере протягивается до 60° с. ш. В пределах зоны прослеживаются два преобладающих направления разломов между 30—60° с. ш. — западно-северо-западное и южнее — широтное.
Экваториальная часть зоны широтных сдвигов базальтового ложа Атлантического океана значительно сдвинута на запад. В этом же направлении сдвинут блок северо-западной части Африки. В Центральной Америке располагается сложный тектонический узел, обусловленный пересечением разрывных деформаций разных направлений. Одной из наиболее характерных структур Карибской части Атлантического океана является желоб Пуэрто-Рико и окаймляющие его острова. Для Центрально-Американского тектонического узла, как и вообще для районов пересечения планетарных разломов, характерен активный вулканизм.
На запад от Центральной Америки зона широтных разломов прослеживается в Тихом океане между 40° с. ш. и 20° ю. ш. Это системы разломов с севера на юг (Кинг, 1967): Мендосино, Меррей, Кларион, Галапагосская и Маркизская. С разломами связаны крупные сбросы в северо-восточной части ложа Тихого океана, образующие подводные уступы. Такими формами планетарного рельефа являются подводные уступы Мендосино, протягивающиеся вдоль 40° с. ш., Меррей — близ 30° с. ш., и др.
Западнее центральной части Тихого океана, в пределах андезитовой линии широтные разломы преобладают в экваториальной части тектоносферы. В западной части бассейна разломы сопровождают подводные валы и островные дуги. Там представлены диагональные сколы и разрывы близкого к меридиональному направления.
Планетарные разрывы океанической коры области Тихого океана образуют сложную систему деформаций, окаймляющих центрально-тихоокеанское сводовое вздутие верхней мантии Земли, составляющее главнейший элемент формы геоида. Вскрытая взаимосвязь структуры и формы планеты, а также взаимосвязь структуры и рельефа тектоносферы полностью объясняет закономерности очертания и структуры побережья Тихого океана.
Широтная зона разломов Евразии восточнее Памирского синтаксиса имеет сложные взаимоотношения дислокаций разных возраста, направления и масштаба. Главная часть разломной тектоники евразиатской части зоны широтных разломов заключается в унаследовании общего широтного направления и последовательного окаймления древнейших островов материковой коры (например, Таримский массив, Тибет, Индийская платформа, Восточно-Китайский, Южно-Китайский щиты и др.). С приближением к Тихому океану система евразиатских разломов расходится. Продолжение ее в виде восточно-азиатских, северо-восточных и азия-австралийских юго-восточных разломов составляет тектоорогеническое окаймление восточной части Тихого океана. Эта впервые вскрытая закономерность структуры широтной подвижной зоны Евразии отражает единство процесса развития тектоорогении океанической и материковой земной коры планеты.
Вторая система широтных планетарных деформаций состоит из полярных зон разломов, одинаково хорошо выраженных в обоих полушариях.
В Северном полушарии зона полярных разломов образует эшелонированное кольцо разрывов, расположенных в основном севернее полярного круга. В секторе Атлантического океана полярные разломы смыкаются с рифтом Срединного Атлантического хребта. К этому рифту у 50° с. ш. примыкает система разломов северо-западного простирания (через Дэвисов пролив, море Баффина на запад и юго-запад через море Бофорта к Аляске). С этими разломами связаны северные границы Канадской платформы и расчленение Канадского архипелага. На Аляске атлантическая система полярных деформаций сочленяется со структурами западного североамериканского побережья Тихого океана.
Севернее Шпицбергена рифт Срединного Атлантического хребта смыкается с Евразиатской полярной системой разломов, протягивающейся на восток до устья Лены и Верхоянского хребта. В этой части северо-востока Азии система полярных деформаций Евразии соединяется со структурами западного побережья Тихого океана.
На запад от Шпицбергена прослеживаются разломы вдоль северного побережья Гренландии, окаймляющие океаническую кору Северного Ледовитого океана на границе ее с материковой корой.
В Южном полушарии зона полярных разломов образует кольцо, расположенное севернее Южного полярного круга, между Антарктидой и южными окончаниями Африки, Австралии и Южной Америки. Главнейшими составными частями южной зоны полярных разломов являются рифты южных сегментов срединных океанических хребтов.
Структурно-геоморфологический анализ деформаций широтных полярных и средиземноморской зон разломов дает неопровержимые данные, свидетельствующие об образовании и развитии этих зон в результате полярного сжатия и экваториального растяжения земного эллипсоида вращения. Сопряжение сил инерции и центробежных сил в экваториальном секторе геоида обусловливает сбросы земной коры и сдвиги ее блоков в западном направлении, что особенно наглядно видно на примере экваториальной части Атлантического Срединного хребта. Наличие структур широтных зон разломов еще раз подтверждает причинно-следственную связь, каузальность, всех геологических процессов развития структуры и рельефа Земли в ее непрерывном вращательном движении.