Подвижные зоны океанов

К подвижным зонам океанов следует отнести структуры, развивающиеся на земной коре океанского типа: глубоководные желоба и срединно-океанические хребты.

Глубоководные желоба (Алеутский, Курило-Камчатский, Японский, Кюсю, Волкано, Марианский и др.) — это весьма протяженные (от нескольких сотен до 3–4 тыс. км) сравнительно узкие (100–200 км), глубокие (максимальная глубина Мирового океана, равная 11 022 м, зафиксирована в Марианском желобе) прогибы дна океанов, располагающиеся у подножий активных горно-складчатых окраин континентов и островных дуг. Желоба асимметричны. Их борта, прилегающие к континентам или островным дугам, имеют крутизну до 10–25°, а противоположные — не превышают 5–8°.

Днища же желобов сравнительно плоские. Ширина их варьирует в зависимости от притока количества осадка, чем выше его значение, тем шире и ровнее днище желоба.

«Океанские» борта и днища желобов имеют нормальную трехслойную океанскую кору с несколько повышенной толщиной верхнего осадочного третьего слоя. Общая мощность коры здесь достигает 10 км, а раздел Мохоровичича опущен до глубин порядка 20 км. Сейсмическими исследованиями, выполненными в Камчатско-Курильском, Японском, Зондском, Чилийском и в некоторых других желобах, установлено, что океанская кора полого (под углами 10–20°) погружается под приостровное крыло желоба и островную дугу (или континент) и уходит под них на расстояние до 50 км. Это интерпретируется как результат тектонического сдваивания кромок двух литосферных плит, движущихся навстречу друг другу (процесс субдукции). Такое наклонное положение плоскости соприкосновения двух плит и погружение одной из них (океанической) под другую (континентальную) делает понятным многие другие особенности глубоководных желобов: 1) низкий тепловой поток, 2) приуроченность к ним сейсмофокальных зон Беньоффа-Заварицкого, уходящих со стороны желобов под континентальные блоки (материки и островные дуги) до глубин 500–700 км. Первая особенность объясняется тем, что в процессе погружения «холодная» литосфера замещает более горячие массы верхней мантии; вторая — тем, что погружающаяся холодная литосфера долгое время сохраняет свою способность накапливать упругие напряжения и, деформируясь, высвобождать накопленную упругую энергию короткими мощными импульсами, которые вызывают землетрясения.

Срединно-океанические хребты (СОХ) можно отнести к океанским орогенным поясам, т. к. в орографическом отношении они имеют высоту над окружающей равниной платформ до 3–4 км. Хребты занимают внутриокеанское положение и, сочленяясь между собой по простиранию, образуют мировую систему общей длиной свыше 60 тыс. км. Ширина хребтов составляет 1–2 тыс. км, нередко и больше. Вдоль оси этих хребтов прослеживаются зоны рифтов или узких грабенов шириной 12–45 км, при глубине дна до 3–5 км. Наличие этих грабенов указывает на условия растяжения в их пределах земной коры. Для хребтов характерно: высокая сейсмичность, резко повышенный тепловой поток из недр Земли, низкая плотность верхней мантии (разуплотненная мантия) и интенсивный базальтовый вулканизм. При приближении к хребтам заметно уменьшаются мощность и возраст осадков. Кроме продольных разломов, формирующих грабены и горсты, в пределах хребтов периодически устанавливаются поперечные вертикальные разломы, которые нередко пересекают не только хребты, но и прослеживаются далеко в смежные талассократоны. Внешний облик этих разломов типично сдвиговый, но природа их иная. Это особые разрывные структуры, именуемые трансформными разломами (термин Дж. Уильсона, 1965 г.). Например, Мендосино, Мюрей, Кларион и др. в северо-восточной части Тихого океана.