1. Предмет геотектоники. Основные разделы геотектоники

В 50-е годы нашего века было обнаружено, что горные породы, как осадочные, так и магматические, если они подвергались ин­тенсивным механическим или тепловым воздействиям, сохраняют «память» о магнитном поле, в котором они образовались. Это яв­ление, получившее название остаточной намагниченности, объяс­няется тем, что ферромагнитные минералы, входящие в состав пород, в момент осаждения осадка или кристаллизации магмы (из которой они выпадают первыми) приобретают ориентировку, отвечающую ориентировке магнитного поля, в котором протекал процесс осадконакопления или магматизма. Эта ориентировка сохраняется до тех пор, пока соответствующие минералы не будут нагреты до точки Кюри, разной для минералов, — 550° для магне­тита и 120° для титаномагнетита, но в среднем около 400°. Ори­ентировка выражается в том, что магнитное склонение направле­но на северный магнитный полюс, а наклонение зависит от ши­роты: чем она выше, тем наклонение больше.

Открытие остаточной намагниченности положило началу ново­му научному направлению — палеомагнетизму. Первые исследо­вания были проведены в Англии (К.Ранкорн и др.), затем в США; значительный вклад был внесен советским ученым А. Н. Храмовым, а затем и другими магнитологами. Для палеомагнитных исследований требуется взятие ориентированных об­разцов, что достигается в настоящее время выбуриванием их из обнажений или взятием ориентированных кернов из скважин. В случае, если пласты оказались дислоцированными, необходимо ввести поправку на их вто­ричный наклон. Далее не­обходимо подвергнуть об­разцы так называемой чист­ке, чтобы избавиться от эф­фекта вторичных изменений намагниченности породы.

Первые же определения ориентировки остаточной намагниченности привели к парадоксальным, с господ­ствующей в те годы точки прения, результатам. Ока­залось, что эта ориентиров­ка расходится с ориенти­ровкой современного маг­нитного поля, и чем древ­нее породы, тем, как прави­ли, в большей степени. Вы­вод, который напрашивался из этих наблюдений, состо­ял в том, что магнитные полюса в геологическом прошлом занимали иное положение, чем в настоящее время, и не совпадали с географическими полюсами (они не точно совпадают и в настоящее время, но отклоняются на небольшую величину). Но довольно быстро было обнаружено, что это объяснение несос­тоятельно, ибо образцы пород одного и того же возраста, взятые на разных континентах, указывают на разное положение полюса. Такое могло быть лишь при допущении, что древнее магнитное по­ле, в отличие от современного, было не дипольным, не полем осевого диполя, но для такого допущения нет серьезных оснований. К тому же вскоре выяснилось, что если совместить, например, доюрские полюса Северной Америки и Европы вместе с контурами этих материков, по образцам с которых они были определены, получим единый континент, который впишется в очертания Пангеи, как она была намечена Вегенером. Это открытие дало один из самых мощных импульсов к возрождению мобилизма и появ­лению тектоники плит.

Итак, выяснилось, что движутся не магнитные полюса, а ма­терики. Полученные для каждого материка кривые, соединяющие последовательность положения полюсов, установленных для отдельных геологических эпох и веков, представляют собой кривые не истинной, а кажущейся миграции полюсов. Это не означает, что не существует истинной миграции магнитных полюсов, — сравнение реконструкций движе­нии плит по палеомагнитным данным и по горячим точкам (считая и к стационарными) обнаруживает расхождение, позволившее определить истинную миграцию полюсов, но она происходит в не­больших пределах.

Палеомагнитные определения дают два параметра — направ­ление на полюс и широту; их сочетание позволяет вычислить по­ложение полюса. Для получения достоверных результатов необхо­димо взять образцы из разных участков и сделать по ним заме­ры, указывающие на положение палеополюса. Следует ожидать, что положение полюсов, определенных по разным образцам из разных участков, окажется несколько различным. Эти полюса, называемые виртуальными, наносят на карту и очерчивают круг, в который должны попасть 95% виртуальных полюсов; такой круг называется доверительным. Усредненное положение палеополюса отвечает центру этого круга. Желательно, чтобы его радиус сос­тавлял не более 5°; при этом образцы должны быть взяты из по­род, несколько отличающихся по возрасту, чтобы получить необ­ходимый разброс данных.

При обсуждении результатов палеомагнитных исследований следует иметь в виду два обстоятельства. Во-первых, палеомагнитный метод позволяет определить направление на полюс, ши­роту и положение полюса, но не долготу участка, из которого взят образец. Во-вторых, если взять образцы из одного участка, но из пород, значительно различающихся по возрасту, то при со. хранении того же наклонения, т. е. той же широты, направление на полюс может оказаться различным. Это означает, что за время, прошедшее между временем образования породы, из которой взят первый образец, и породы, из которой взят второй образец, литосферная плита испытала вращение по часовой стрелке или про­тив нее. Подобный вывод можно сделать, если исследовать об­разцы одного и того же возраста, но взятые с разных плит, и окажется, что их склонение отличается на некоторую величину. Это будет означать, что со времени образования соответствующих пород произошел поворот одной плиты относительно другой, как, например, Испании (Иберийская плита) относительно Европы (Лавразийская плита).

Палеомагнитные исследования получили за последние 30 лет широкое развитие и охватили весь интервал геологического вре­мени начиная с раннего протерозоя, т.е. с 2,5 млрд лет, до совре­менности. При этом остаточная намагниченность обнаружена и у архейских пород с возрастом до 3,4 млрд лет. Но, как показал недавно в своем анализе американский палеомагнитолог Р. Ван дер Ву, достаточно достоверными пока можно считать лишь дан­ные для фанерозоя. Вообще палеомагнитные данные дают воз­можность определить относительное положение континентальных блоков с точностью не более 500 км.

К счастью, для последних 165 млн лет мы располагаем дру­гим, более точным палеомагнитным методом, основанным на ис­пользовании линейных магнитных аномалий, развитых в океанах и обязанных своим происхождением спредингу в условиях перио­дических инверсий магнитного поля. Эти аномалии, как было показано в гл. 5, могут рассматриваться как изохроны. Если мы возьмем пару таких аномалий — изохрон, симметрично располо­женных относительно современной оси спрединга, то всю полосу океанской коры между этими аномалиями можно считать образо­вавшейся в более позднее геологическое время. Следовательно, если картографически совместить эти сопряженные аномалии, континенты сблизятся и займут то положение, которое они зани­мали во время образования данных аномалий. Такие реконст­рукции с успехом осуществлены для позднеюрского и более позд­него времени и более точны, чем осуществленные предыдущим ме­тодом, по остаточной намагниченности континентальных пород. Мы увидим дальше, что описанный метод открывает возможность определять не только ширину, но и глубину палеоокеанов и распределение в них течений.

22. Структурно-геоморфологические методы (неотектонический анализ)

Охарактеризованные выше методы палеотектонического ана­лиза имеют ограниченную применимость для изучения тектоничес­ких движений и деформаций новейшего этапа развития земной ко­ры, поскольку отложения этого этапа находятся в основном за пределами современной суши, а в ее пределах встречаются, если не считать тонкого покрова четвертичных континентальных осад­ков, лишь в отдельных впадинах. Поэтому они сохраняют свое значение только для этих впадин. Но зато появляется возможность использования комплекса других методов — структурно-геоморфологических, основанных на изучении особенностей современного рельефа земной поверхности, поскольку этот рельеф создан главным образом, если не исключительно, именно новейшими дви­жениями и деформациями. Поэтому структурно-геоморфологические методы, т. е. восстановление новейших структур и создавших их движений и деформаций по особенностям рельефа, стали основ­ными для неотектонического анализа. Выявление новейших струк­тур имеет большое практическое значение: для поисков залежей нефти и газа, на размещение которых новейшие движения ока­зывают нередко решающее влияние, для поисков россыпных мес­торождений, рудных месторождений новейших металлогенической эпохи, при строительстве атомных и гидро­электростанций, портовых сооружений и пр. Результатом разви­тия исследований этого направления явилось становление особой дисциплины, пограничной между геоморфологией и геотектони­кой, — структурной геоморфологии.

Орографический и батиметрический методы наиболее простые из геоморфологических методов. Первый из них применим в тех областях суши, где скорость вертикальных движений намного пре­вышает скорость денудации. В областях внутриконтинентального, эпиплатформенного орогенеза, таких как Тянь-Шань, Саяны, За­байкалье, сводовые и сводово-глыбовые поднятия и разделяющие их впадины отчетливо выражены в рельефе. Более мелкие, «жи­вые», складчатые дислокации особенно хорошо выражены орографически на погружениях складчатых систем, на периферии, реже в осевых зонах предгорных и межгорных депрессий, например в Терско-Кумокой, Куринской, Ферганской впадинах (в последней антиклинальные возвышенности именуются «адырами»). В цент­ральных частях горных систем проявление складчатых деформа­ций подавлено деформациями более крупного радиуса — сводовы­ми, а в центральных частях прогибов — накоплением осадков, и для выявления развивающихся складок требуется применение более детальных исследований.

Непосредственно выражены в рельефе морского дна и могут обнаруживаться батиметрическим методом поднятия и прогибы разного масштаба, находящиеся ниже базиса действия волн, т. е. в среднем порядка 150—200 м.

Начиная с конца 70-х годов важную информацию о подводном рельефе океанского дна дает спутниковая альтиметрия (лазер­ная и радарная), поскольку с ним тесно связан и рельеф поверх­ности воды Мирового океана. По промерам расстояний от орби­ты спутника до поверхности океана строятся карты ее рельефа, первая такая карта была опубликована в США в 1978 г. Крупные понижения поверхности океана находятся над гравитационными максимумами (самое глубокое у Мальдивских островов), крупные поднятия — над гравитационными минимумами (самое высокое у Новой Гвинеи), общая амплитуда рельефа около 180 м. На этом фоне различимы разнообразные формы с относительными превы­шениями от сантиметров до 15—20 м, которые находятся в пря­мом соответствии с рельефом океанского дна.

Морфометрические методы. Для более точного оконтуривания поднятий и выявления активных разломов в пределах сильно расчлененных денудацией молодых горных стран и денудационных равнин платформ применяются различные морфометрические методы, разработанные в основном в нашей стране: для равнин — В П. Философовым, Л. Б. Аристарховой, для горных стран — II П. Костенко, А. В. Орловой, Н. П. Кочневой. Исходным мате­риалом служат топографические карты, которые обрабатываются таким образом, чтобы снять влияние денудационного расчленения, и особенности эрозионного вреза.

Изучение морских побережий. Наличие такого естественного репера, как уровень моря (то же относится к озерам), создает возможность выявления и количественной оценки поднятий и опусканий побережий. Наилучшие условия для этого находятся в районах с развитием морских террас. Террасы представляют пологонаклоненные в сторону моря площадки, отвечающие верхней части былой материковой отмели, примыкающей к древнему бе­реговому уступу. Ее тыльный шов соответствует береговой линии времени формирования террасы и именно по нему замеряется ее современная высота над уровнем моря. Выработка уступа и вы­ровненной поверхности самой террасы указывает на относительно устойчивое положение береговой линии. Затем должно было произойти понижение уровня моря и выработка новой террасы на более низком уровне. Такое понижение может быть следствием двух причин: проявления отрицательных эвстатических колебаний или поднятия суши. В первом случае террасы должны прослежи­ваться на одинаковой высоте и разность их отметок должна вы­держиваться на большом протяжении. Это характерно для плат­форменных областей. Во втором случае высота террас и разность их отметок испытывают значительные колебания; на участках ин­тенсивных погружений и накопления осадков они сближаются, а затем уходят ниже уровня моря. На шельфе близ берегов неред­ко встречаются затопленные террасы — свидетельство быстрого подъема уровня моря или быстрых опусканий суши.

Изучение морфологии берегов дает дополнительный материал для суждения о направленности новейших движений. Для опус­кающихся берегов характерен резко изрезанный контур с много­численными заливами, бухтами, полуостровами, мысами, абрази­онным типом берега, с устьями рек в виде эстуариев или умень­шающихся в размерах дельт, а также уменьшающиеся благодаря наступанию баров лагуны, понижающиеся в сторону моря бере­говые валы. На шельфе против таких берегов часто наблюдаются следы затопленного наземного рельефа — подводные продолже­ния речных долин, моренные гряды, дюны, барханы, затопленные леса, торфяники, коры выветривания, почвы, погребенные льды, обращенные формы рельефа (понижения на месте антиклиналей), погруженные ниже уровня обитания рифостроящих организмов (до 45-50 м) и отмершие коралловые рифы. Поднимающимся бе­регам свойственны: более или менее выровненные очертания, пре­имущественно аккумулятивный тип берега, устья рек в виде дельт, испытывающих разрастание, серии береговых валов с отметками, повышающимися в сторону суши, разрастающиеся бары, а иног­да и отгороженные ими лагуны, поднятые коралловые рифы.

Тектонические движения, испытываемые местностью, по кото­рой протекает река, находят свое отражение и в форме продоль­ного и поперечного профиля, и во всем строении ее долины.

На участке относительных поднятий увеличивается уклон русла реки, меандры испытывают спрямление или исчезают вов­се, пойма суживается, аллювий представлен наиболее грубыми разностями, обладает небольшой мощностью, относится к типу перестилаемого аллювия или вообще отсутствует, ширина доли­ны невелика, террасы узкие, цокольного или эрозионного типа, до­стигают значительной высоты над руслом, число их сравнитель­но велико. При особенно быстром поднятии долина сужается до ширины поймы, террасы вообще исчезают, эрозионный врез рез­ко увеличивается, река течет в каньоне.

На участке относительных опусканий уклон русла уменьшается, пойма и вся долина расширяются, появляются меандры, аллю­вии относится к выстилающему типу, сложен тонким материалом, представлен пойменной и старичной фациями, обладает значительной мощностью, его подошва нередко залегает заметно глубже временного ложа реки (переуглубленные долины), террасы ши­рокие, аккумулятивного типа, сравнительно малочисленные, так как при переходе от участков поднятий происходит их слияние и сильный уход под уровень русла, начиная с более молодых и мелких; высота террас и разности их отметок понижаются. В аридных зонах характерно появление пойменной растительности на участках речных долин, расположенных сразу ниже по течению от зон поднятий, благодаря подпруживанию подруслового потока, остающегося на месте реки в жаркое и су­хое время года.

Нередко наблюдаемая асимметрия речных долин — один бе­рег крутой, другой — пологий, если она не подчиняется закону Бэра. Согласно этому закону, реки, протекающие в Северном полушарии, от­клоняются вправо вследствие вращения Земли (в Южном полушарии — влево), связана с неравномерным поднятием берегов. Вообще, ес­ли река течет параллельно растущему поднятию, она постепенно сползает с него и подмывает противоположный берег. Но иногда наблюдается и обратная картина: антиклиналь, которой отвеча­ет значительный гравитационный максимум, как бы притягивает к себе реку и тогда та подмывает «антиклинальный берег».

Изучение поверхностей выравнивания. Подобно тому как изу­чение высотных отметок морских и речных террас дает представление об амплитуде и скорости новейших поднятий на побережьях и в долинах, в пределах водораздельных пространств горных стран и денудационных равнин реперами служат поверхности выравни­вания. В то время как наиболее древние речные террасы имеют плиоценовый возраст, наиболее молодые поверхности выравнива­ния относятся к раннечетвертичному времени, а наиболее ранние восходят к миоцену в эпигеосинклинальных орогенах (Кавказ, Карпаты и др.), к палеогену — мелу в эпиплатформенных ороге­нах. (Тянь-Шань, Урал и др.), к мелу — юре на древних платфор­мах (Сибирская, Африканская, Южно-Американская). Поэтому изучение поверхностей выравнивания, их деформаций служит практически единственным методом восстановления тектонических движений суши неоген-палеогенового и мезозойского времени.

Поверхности выравнивания (пенеплены) в горных странах представляют относительно слабоволнистые, располагающиеся почти горизонтально или полого наклоненные к периферии гор­ных сооружений нагорные равнины, срезающие складчатую струк­туру этих сооружений. Они образуют в их рельефе как бы «лест­ницу», служащую продолжением вверх «лестницы» речных и мор­ских террас. Наиболее высокая и наиболее древняя поверхность занимает центральную часть хребта, нередко охватывая его глав­ный водораздел и переходя с одного склона на другой. Осталь­ные поверхности выравнивания развиты по периферии хребта и располагаются концентрически, последовательно понижаясь к ок­раинам горной страны. На этих поверхностях, особенно более низких и молодых, местами сохраняются осадки, чаще всего реч­ные, озерные, иногда морские, что создает возможность непосред­ственного определения условий их образования и возраста.

Двумя главными элементами рельефа и структуры внутрен­них областей океанов являются срединно-океанские хребты и абиссальные равнины с осложняющими их поднятиями и хребта­ми Мы начнем наш обзор со срединно-океанских хребтов, при­уроченных к дивергентным границам литосферных плит.

Хотя Срединно-Атлантический хребет был открыт уже в 30-е роды нашего века, лишь в конце 50-х годов М. Юинг и Б. Хейген установили, что он является лишь одним из звеньев мировой системы срединно-океанских хребтов, пронизывающей все океаны и имеющей общую протяженность около 60 тыс. км, среднюю глу­бину порядка 2500 м и возвышающихся над ложем океана на 1000—3000 м. Ширина хребтов составляет от мно­гих сотен до 2000—4000 км; последние цифры относятся к средин­ному хребту Тихого океана, который обычно называют Восточно-Тихоокеанским поднятием.

Срединно-Атлантический хребет имеет наибольшее основание называться именно срединным, так как почти на всем своем про­тяжении он отстоит на равном расстоянии от ограничивающих океан материков. В Северном Ледовитом океане продолжением этого хребта служит хр. Гаккеля, названный так в честь его пер­вооткрывателя — русского географа; в зарубежной литературе его иногда именуют хребтом Нансена — Гаккеля. Хребет Гаккеля за­нимает срединное положение лишь по отношению к одной, самой молодой глубоководной котловине Арктического океана — Евра­зийской котловине. На востоке он упирается в континентальный склон моря Лаптевых, но в пределах этого шельфового моря про­должается погребенным рифтовым грабеном. На крайнем юге Ат­лантики, в районе о. Буве, Срединно-Атлантический хребет разд­ваивается (тройное сочленение). Короткая запад-юго-западная ветвь, именуемая Американо-Антарктическим хребтом, отходит от него к западу и прослеживается вплоть до южного окончания Южно-Сандвичевой островной дуги, где срезается трансформным разломом. Другая ветвь — Африкано-Антарктический хребет — простирается в северо-восточном направлении между Африкой и Антарктидой и переходит в Юго-Западный Индоокеанекий хребет. Последний почти в центре Индийского океана сочленяется с двумя другими срединными хребтами этого океана — Аравийско-Индийским хребтом, протягивающимся в северном направлении, и Юго-Восточным Индоокеанским хребтом. Аравийско-Индийский хре­бет простирается между Африкой с Мадагаскаром и Аравией на западе и Индостаном на северо-востоке; в виде хребта Шеба он продолжается в Аденский залив и далее в рифты Красного моря и Восточной Африки.

Юго-Восточный Индоокеанский хребет переходит в Австрало-Антарктический хребет, а последний к югу от о. Тасмания — в Южно-Тихоокеанское поднятие. Последнее сменяется далее к се­веро-востоку меридиональным Восточно-Тихоокеанским подняти­ем, занимающим в Тихом океане отнюдь не срединное, а сильно смещенное к востоку положение. В северном направлении это поднятие все больше приближается к американскому побережью и в конце концов уходит в Калифорнийский залив, срезаясь в его вершине разломом Сан-Андреас и погружаясь под континент Се­верной Америки. Разлом Сан-Андреас продолжается к север-севе­ро-западу и выходит в океан у мыса Мендосино, сочленяясь с ши­ротным разломом того же названия. К северу от этого разлома в океане вновь появляется хребет срединного типа; в своей южной части он именуется хр. Горда, а в северной — хр. Хуан-де-Фука; на подступах к заливу Аляска последний окончательно срезается разломом. Остается добавить, что на юге, против побережья Чили, от Восточно-Тихоокеанского поднятия к юго-востоку отходит ветвь, получившая название Западно-Чилийского поднятия; на Крайнем юге Чили оно уходит под Южно-Американский конти­нент.

Такова мировая система срединно-океанских хребтов; мы ви­дели выше, что в ряде районов ее звенья внедряются или утыка­ются в континентальные структуры — под морем Лаптевых, в Аденском и Калифорнийском заливах, на юге Чили.

В строении срединно-океанских хребтов обычно выделяются три зоны— осевая зона, большей частью представленная рифтовой долиной (грабеном), гребневая зона, по обе стороны этой до­лины с сильно расчлененным рельефом, и зона флангов или скло­нов хребта, постепенно понижающаяся в направлении смежных абиссальных равнин. Рифтовые долины, протягивающиеся вдоль осей хребтов и представляющие оси активного спрединга, имеют глубину 1—2 км при ширине в несколько километров. Они имеют строение сложных грабенов, с рядом ступеней, спускающихся к центру долины. Наблюдения с подводных обитаемых аппаратов обнаружили ряд интересных черт строения дна и склонов рифтовых долин. На дне существуют открытые трещины рас­тяжения, представляющем приподнятый над уровнем океана участок Срединно-Атлантического хребта.

Имеются здесь и многочисленные центры вулканических под­нятий, выраженные холмами высотой до 200—300 м, местами за­стывшие лавовые озера. Потоки базальтовых лав имеют форму труб, а в поперечном сечении сплюснутых шаров — подушек, столь характерную для их древних аналогов, встречаемых на су­ше. Нередко они очень свежие, о чем свидетельствует почти пол­ное отсутствие поверх них осадков; в Красном море они лишь слегка припудрены известковым илом. Но современных излияний нигде не встречено; они отмечены лишь непосредственно к югу от Исландии. По обе стороны от молодых вулканических центров об­наружены гидротермы, сначала в Красном море, затем в Тихом и позднее в Атлантическом океанах. Эти гидротермы представля­ют весьма впечатляющее зрелище; они отлагают сульфиды, суль­фаты и окислы металлов (цинка, меди, железа, марганца и др.), образующие скопления, достигающие в высоту десятков метров, которые в будущем могут иметь серьезное промышленное значе­ние. Струи горячей воды, содержащей в растворе газы Н₂, СО₂, СН₄ и указанные выше металлические соединения, нагреты до температуры 350°. Над жерлами, из которых они выделяются, воз­ил маются облака из тонкодисперсных сульфатов, благодаря чему ми гидротермы получили название черных и белых (в зависимости от состава преобладающих минералов сульфидов и сульфатов) курильщиков. Благодаря высокой концентрации во флюидах се­роводорода вокруг гидротерм бурно развиваются сульфиднокислые бактерии, служащие пищей для более высокоорганизованных живых существ, в том числе ранее неизвестных биологической нау­ке.

Деятельность гидротерм связана со взаимодействием подни­мающейся вдоль осей спрединга базальтовой магмы с морской во­дой. Вода проникает в трещины остывающих базальтовых лав и выщелачивает из них металлы и другие соединения и затем осаждает их при своем охлаждении. Открытие гидротерм показало, что осевые зоны срединно-океанских хребтов характеризуются весь­ма высоким тепловым потоком, и позволило констатировать, что осевые зоны срединно-океанских хребтов являются основными зо­нами выделения внутреннего тепла Земли.

Как уже указывалось, рифтовые долины практически не запол­нены осадками. Исключение составляют осыпи и обвалы у под­ножия уступов по краям этих долин, высота которых может пре­вышать 1 км. Эти осыпи состоят из глыб и щебня пород океан­ской коры — базальтов, габбро, перидотитов — и образуют осо­бый тип осадочных пород. В разрезе 2-го слоя океанской коры они могут переслаиваться с подушеч­ными и массивными базальтами. В основании 1-го слоя океанской коры при бурении нередко встречаются металлоносные осадки — продукты отложения материала, выделяемого гидротермами.

Рифтовые долины наблюдаются далеко не на всем протяже­нии срединно-океанских хребтов. Восточно- и Южно-Тихоокеан­ские поднятия почти на всю свою длину лишены таких долин; вместо них на оси спрединга располагаются горсты, возвышаю­щиеся над гребневыми зонами. Вместе с большей шириной этих хребтов и их относительно слабой расчлененностью это и придает им скорее характер пологих поднятий, чем настоящих хребтов, что и повлияло «а их название. Отсутствуют рифты и на значитель­ной части хр. Рейкьянес — отрезка Срединно-Атлантического хребта, отходящего на юг от одноименного полуострова Ислан­дии.

Отсутствие рифтовых долин и появление вместо них осевых горстов обычно связывается с высокой скоростью спрединга 8 см/г, свойственной тихоокеанским поднятиям (но не хреб­ту Рейкьянес!), и обильным магмовыделением, при котором не успевает происходить проседание оси хребта при эпизодическом опорожнении магматической камеры. Есть и другие объяснения.

Продукты вулканической деятельности срединных хребтов океанов неизменно принадлежат к семейству толеитовых базаль­тов.

Помимо повышенного теплового потока и вулканической ак­тивности осевые зоны срединно-океанских хребтов отличаются сейсмической активностью, являясь одновременно сейсмическими поясами. Но очаги землетрясений, механизм которых указывает их растяжение, лежат не глубже 30 км, что и отвечает максималь­ной мощности литосферы под срединными хребтами, а выделяе­мая энергия оказывается почти на порядок меньше максимальной энергии землетрясений, происходящих на конвергентных грани­цах плит.

Гребневые зоны срединно-океанских хребтов занимают поло­ги по обе стороны рифтовых долин или осевых горстов шириной в первые сотни километров. Как правило, они отличаются сильно расчлененным рельефом и блоковой тектоникой и состоят из че­редования более поднятых и менее поднятых линейных блоков, расчлененных субвертикальными разломами. В гребневых зонах еще сохраняется сейсмическая активность. Появляется осадочный чехол, но он распространен прерывисто, заполняя «карманы» на более погруженных блоках, и мощность его обычно измеряется лишь десятками метров. По возрасту осадки не древнее позднего миоцена; это соответствует тому, что гребневые зоны обычно очерчиваются 5-й линейной магнитной аномалией (поздний мио­цен, около 10 млн лет).

Фланговые зоны (склоны) срединно-океанских хребтов — на­иболее широкие их зоны, измеряемые многими сотнями и даже тысячами километров (последнее относится к хребтам Тихого океана). В пределах этих зон происходит плавное понижение рель­ефа в сторону абиссальных равнин. Склоны срединных хребтов, практически асейсмичны. Осадочный чехол здесь уже развит пов­семестно, его возрастной диапазон увеличивается до олигоцена включительно, мощность постепенно возрастает в направлении абиссальных равнин до сотен метров.

Линейные магнитные аномалии в пределах срединно-океанских хребтов находят свое наиболее яркое выражение. Ограничивает пи хребты обычно 14-я аномалия с возрастом, как указывалось, около 40 млн лет (начало олигоцена). Изучение этих аномалий позволило вскрыть некоторые интересные особенности развития хребтов. Во-первых, выяснилось, первоначально на примере Австрало-Антарктического хребта, что спрединг происходит не всегда вполне симметрично, т. е. с одинаковой скоростью по обе стороны ; Во-вторых, может наблюдаться перескок оси спрединга параллельно самим себе.