Надо сказать, что несильные мелкофокусные землетрясения на пассивных окраинах случаются довольно часто. Они, видимо, обусловлены тектоническими подвижками, связанными с опусканием отдельных блоков коры в краевой части материка. Разрушительной силы землетрясения возможны лишь на тех участках пассивных окраин, где в континент упираются крупные трансформные разломы, по которым время от времени резко смещаются участки дна. В результате местами происходит обрушение шельфа и континентального склона. Вулканические извержения почти неизвестны на пассивных окраинах. Исключение составляет группа камерунских вулканов.
Другое дело, когда материк и соседний с ним участок океана принадлежат к разным литосферным плитам, как это имеет место в периферийных зонах Тихого океана. В этой ситуации между материком и океаном начинается «конфронтация», сопровождаемая вулканизмом, сейсмическими толчками, внедрением магматических интрузий, а также складчатостью и интенсивными горообразовательными процессами. Недаром Тихий океан окружен с севера, востока и юга обширными системами горных хребтов. Продолжающийся подъем этих горно-складчатых поясов свидетельствует о гигантских напряжениях на границе континента и океана. Учитывая вышесказанное, можно прийти к заключению, что неуживчивый характер проявляет не столько континент или океан, сколько литосферные плиты, вернее, группы плит. В современную эпоху ареной основного противоборства являются периферийные зоны Тихого океана. Три океанические плиты этого региона (в их составе нет блоков с корой континентального типа): Тихоокеанская, Кокос и Наска — сопротивляются давлению со стороны Северо- и Южно-Американской литосферных плит, на переднем крае которых находятся континенты Нового Света.
Океаны в миниатюреНе менее драматичная ситуация сложилась на западе Тихого океана. С этой стороны он опоясан целой системой островных вулканических дуг, перед которыми расположены глубочайшие на земной поверхности структуры — океанские желоба. За дугами находятся окраинные котловинные моря — весьма необычные образования с субокеаническим типом земной коры, куда входят реликтовые континентальные, а иногда и чисто океанические структуры.
Данные глубинного сейсмического зондирования, проведенного во многих окраинных морях, свидетельствуют о том, что глубинные слои коры и мантия характеризуются в целом близкими скоростями, напоминающими скоростные разрезы нормальной океанической коры. Так, в нижних слоях фиксируются скорости преломленных волн 5,2—6,0 км/с, а в верхней мантии они возрастают до 8—8,2 км/с. Однако такое положение существует не повсеместно. В некоторых впадинах, входящих в окраинные моря, были выявлены аномальные глубинные сейсмические разрезы: породы со скоростями, типичными для мантии, находятся в удивительной близости от поверхности дна. Они свидетельствуют о разуплотненном достоянии мантии в этих районах. Здесь же были установлены аномально высокие значения теплового потока, что подтверждает нахождение вблизи дна мощного мантийного диапира.
Рис. 11. Положение островных дуг, желобов и междуговой впадины в переходной зоне от континента к океану [Karig, 1971]
Эти факты заставили американского геолога Д. Карига выделить среди окраинных субокеанических бассейнов две группы впадин — активные и неактивные в тектоническом отношении. Активные впадины, как выяснилось в последние 10—15 лет, практически лишены осадочного покрова. Дно их выстлано молодыми базальтовыми лавами. Это подтверждают и геофизические данные: в верхнем слое коры определены скорости около 4,8 км/с, что типично для второго слоя океанической коры. Ниже залегает слой со скоростями 6,8 км/с, подстилаемый типично мантийными массами со скоростями 8,1 км/с. Самое, однако, интересное в том, что толщина первых двух коровых слоев не превышает 5—6 км. Эти впадины, получившие название междуговых, имеют в ширину от 150 до 200 км. Для них характерен сложно пересеченный рельеф ложа, как выяснилось весьма напоминающий рельеф центральной части срединно-океанических хребтов.
Действительно, в окружении хаотического нагромождения подводных гор и хребтов здесь прослеживается иногда довольно широкая долина, во многом сходная с рифтовыми зонами океана. Именно эти участки «живого» дна, часто сотрясаемого подземными толчками и заливаемого лавами, лишены сплошного осадочного покрова. Подобные долины, точнее сказать — впадины с окружающими их хребтами, тектоническими ступенями и подводными вулканическими горами, и получили название междуговых впадин (рис. 11). Особенно характерно в этом отношении строение глубоководной впадины Андаманского моря, расположенной за Никобарской островной дугой.
Сходство между рифтовыми долинами срединно-океанических хребтов и междуговыми впадинами не ограничивается особенностями рельефа и геофизическими характеристиками. Здесь доминируют базальты возрастом не более 1—3 млн лет, а в центральной части впадин и вовсе современные и плейстоценовые образования. При гидромагнитной съемке выявляются полосовые магнитные аномалии, аналогичные магнитным аномалиям срединноокеанических хребтов. Речь, следовательно, идет о «новоиспеченных» участках коры океанического типа, формирующейся в процессе спрединга дна. В отличие от рифтовых зон океана, входящих в глобальную систему срединно-океанических хребтов огромной протяженности, междуговые впадины расположены локально и имеют относительно небольшие размеры, в пределах нескольких сот километров.
Д. Кариг, который ввел в научный лексикон термин «междуговая впадина», хотел, видимо, подчеркнуть то обстоятельство, что активные в тектоническом отношении участки окраинных морей пространственно связаны с островными вулканическими дугами. А так как его модель, объясняющая происхождение окраинных морей, была построена по результатам исследования регионов с двумя-тремя островными дугами, то впадина с активно разрастающимся дном океанического типа получила название междуговой. На самом же деле она может разделять фронтальную вулканическую дугу и окраину континента, как в Андаманском море, и, таким образом, является скорее задуговой, чем междуговой, впадиной.
Окраинное море (его глубоководная часть) лишь в редких случаях образовано одной активно разрастающейся впадиной, где происходит спрединг молодого дна. Здесь известны и глубоководные котловины, заполненные осадками, с обычной глубинной структурой коры, напоминающей нормальную океаническую. Тепловой поток в этих впадинах либо характеризуется нормальными значениями, либо слегка повышен, однако не до значений, выявляемых в междуговых впадинах. Отдельные котловины обычно разделены подводными хребтами вулканического происхождения, утратившими былую активность. Подобные хребты получили название остаточных. Их может быть один, два или более. Например, в Филиппинском море к остаточным вулканическим хребтам относятся Западно-Марианский, Кюсю-Палау и Дайто. Все это подводные поднятия, утратившие вулканическую активность очень давно, хотя и в разное время. Как и гайоты в океане, они покрыты мощной шапкой мелководных карбонатных пород, а самые крупные их вершины до сих пор воздымаются над поверхностью моря в виде коралловых островов-атоллов. Многие из ныне погруженных вершин тоже прошли в свое время стадию атоллов, поэтому вдоль гребней остаточных хребтов нередко обнажаются рифовые известняки.
Остаточные хребты разделяют впадины с субокеанической корой различного возраста. Причем по мере удаления от фронтального хребта, отделяющего окраинное море от океана, время образования впадины отодвигается от наших дней в глубь геологических эпох. Так, за Западно-Марианским хребтом простирается бассейн Паресе-Вела, кора которого имеет позднекайнозойский возраст. На западе ее отделяет от другой впадины, Западно-Филиппинской, хребет Кюсю-Палау. Возраст Западно-Филиппинской впадины, как показало глубоководное бурение с борта «Гломара Челленджера», меловой.
Из сказанного можно сделать вывод, что развитие окраинных морей, подобных Филиппинскому, охватывало несколько этапов. С каждым из них было связано существенное приращение его площади. Таким образом, как и «молодые» океаны, окраинные котловинные моря на протяжении последних десятков миллионов лет активно расширялись за счет формирования молодой коры океанического типа. Однако в отличие от срединно-океанических хребтов прирост дна этих морей шел лишь в одну сторону.
Явление подобного приращения океанического дна получило название одностороннего спрединга.
Завершая раздел, важно отметить следующее. Современные окраинные моря в большинстве своем исключительно молоды. Их активное развитие происходило в основном в позднем кайнозое — плейстоцене. Они включают разновозрастные участки дна, омолаживающиеся по мере приближения к островной вулканической дуге и соответственно удаления от края континента. Все они вместе с этой дугой входят в состав сложнопостроенной зоны перехода от континента к океану. В этих зонах, помимо собственно окраины континента, развивающейся в стиле обычной пассивной (похожей на атлантическую) окраины, находятся чисто океанические по происхождению структуры, не принадлежащие, однако, к океану. В теории новой глобальной тектоники окраинные моря определяются как микроплиты.
