Переход морфологии новообразованной земной коры в морфологию провинции рифтовых гор совершается путём сложной трансформации земной коры. Основной фактор изменчивости морфоструктуры - тектономагматическая цикличность геодинамических процессов в центре спрединга и изостатическое поднятие дна рифтовой долины. Чередование магматического и тектонического циклов определяет различие батиметрических уровней изостатического равновесия на бровках склонов рифтовой долины и начало формирования рельефа провинции рифтовых гор. Этот рельеф представляет глубокоэшелонированную систему гряд и долин, ритмично сменяющихся в латеральном направлении. Морфоструктура провинции рифтовых гор становится морфоструктурой акустического фундамента на всем пространстве дна океана, за исключением континентальных окраин и областей внутриплитовой тектоники и вулканизма.

С позиций тектоники литосферных плит эволюция океанической земной коры, в общих чертах, известна и понятна. По мере отодвигания от центра спрединга новообразованная литосфера остывает, структурируется, испытывает плавное погружение. В итоге формируется региональный рельеф срединно-океанических хребтов, который надежно аппроксимируется кривой термальной контракции (рис. 1). С удалением от осевой зоны СОХ на поверхности коренных пород образуется чехол донных отложений. В результате стандартная колонка земной коры приобретает трехслойную структуру, представленную осадочным, вулканическим и базальтовым слоями. Модель трехслойной океанической коры общепризнанна и доказана всей историей морских геофизических исследований.

Меньше изучено внутреннее строение коры – конкретные структурные элементы, геологические тела, их взаимоотношения, особенности происхождения и развития. Именно такие детали характеризуют суть геологических процессов и способствуют пониманию эволюции океанической литосферы. В соответствии с постулатом жесткости тектоники литосферных плит, эти детали закладываются на начальных стадиях развития новообразованной земной коры. Поэтому важно понимать, какие структуры создаются в центре спрединга, как они трансформируются с удалением от осевой зоны и в каком виде передаются на периферию.

Вопросы сложные и многосторонние. Они существенно проясняются при изучении морфоструктуры рифтовых зон срединно-океанических хребтов (СОХ), где, по определению, начинаются и заканчиваются процессы формирования океанической земной коры. Морфоструктура наглядно отражает последовательные этапы развития молодой литосферы и может рассматриваться как суперпозиция всего комплекса ее дальнейших преобразований.

В медленно-спрединговых хребтах рифтовые зоны представлены двумя морфологическими провинциями - рифтовых долин и рифтовых гор. Провинция рифтовых гор обрамляет рифтовую долину с флангов и является конечным продуктом активных геологических событий в осевой зоне СОХ. От провинции рифтовых гор унаследована морфоструктура акустического фундамента на всем пространстве дна океана, за исключением подводных окраин материков и очагов внутриплитовой тектоники и вулканизма. По этой причине проблема происхождения провинции рифтовых гор приобретает особую актуальность. От ее решения существенно зависит прогресс в понимании вопросов эволюции океанической земной коры.

Рифтовые долины и рифтовые горы, в совокупности образуют гребни медленно-спрединговых хребтов. Их ширина достигает 200 км, а внешняя граница совпадает с 5 магнитной аномалией. То есть, геологический возраст рифтовой зоны, как принято считать, составляет примерно 10 млн. лет.

Происхождение провинции рифтовых гор связано с развитием рифтовой долины, в пределах которой совершаются ключевые структурные изменения новой земной коры и передача сформированных структурных элементов на периферию. Результаты указанных преобразований проявляются в морфологии дна и лучше всего иллюстрируются батиметрическими профилями. С этой целью были подготовлены профили рельефа дна через рифтовые зоны ряда сегментов Срединно-Атлантического хребта (САХ) (см. рис. 2). Выбор сегментов был произвольным. Мы исходили из предпосылки, что природа рифтовых зон медленно-спрединговых хребтов едина и повсеместно представлена однотипными морфоструктурами - рифтовыми долинами и рифтовыми горами. Различия касаются лишь конкретных морфометрических показателей рельефа, обусловленных принадлежностью того или иного сегмента САХ к областям с различным геодинамическим режимом центра спрединга.

Основой для подготовки профилей послужила известная база данных [Smith & Sandwell, 1997]. Чтобы придать морфологическим данным бoльшую репрезентативность, структурный рельеф избранных сегментов САХ оценивался не единичными пересечениями рифтовых зон, а их групповыми сериями. Каждая серия состояла из 7 индивидуальных профилей, рассредоточенных вдоль гребня хребта с интервалом около 3.6 км, что соответствует разрешающей способности базы данных. Такая оценка морфологии рифтовых зон на отрезках длиной 20-25 км позволила дать обобщенное и объективное изображение морфоструктуры дна. Для каждого профиля рассчитывались морфометрические показатели рельефа. Усредненные по всей серии они дополняли визуальные представления о морфологии конкретных фрагментов рифтовой зоны (таблица).

Как следует из полученных данных рифтовая долина САХ на пространстве от хребта Мона в Норвежском море до экваториального сегмента характеризуется различными морфометрическими показателями. Для хребта Мона характерна сравнительно узкая и неглубокая долина - соответственно 26 км и 915 м. Вертикальное и горизонтальное расчленение в провинции рифтовых гор составляет 240 м и 10 км. Неглубокая рифтовая долина отмечается в южной части хребта Рейкъянес (939 м) и в северной части хребта Кольбенсей (796 м). Сходные по порядку величин, параметры рифтовой долины свойственны приазорскому сегменту.

Другой набор морфометрических характеристик наблюдается в тропическом сегменте Северной Атлантики. Здесь, начиная с 36° с.ш. и до 6° с.ш. глубина рифтовой долины возрастает до 1000 м и более, в районах гидротермальных полей Брокен, Таг, Снейк-Пит, и 24°30′ с.ш. составляет 1598, 1516, 1522, 1587 соответственно [Ильин, 2004]. Далее к экватору снова происходит «обмеление» долины, где ее глубина редко превышает 1000 м. Подробные данные представлены на рис. 2 и в таблице.

Общий анализ показывает, что наиболее контрастная морфология океанических рифтов - с глубокими и широкими рифтовыми долинами - коррелируется с сегментами «холодной» литосферы и «сухого» спрединга САХ, а редуцированная - с близостью к областям высокой магматической активности - плюмам и суперплюмам. Частично вопросы указанных взаимосвязей уже рассматривались [Дмитриев и др., 1999; Ilyin, 2003].

Новый аспект проблемы возникает в связи с выявлением характерного морфологического подобия рельефа рифтовых зон на всем протяжении медленно-спрединговых хребтов. Одним из примеров, как показано на рис. 2, может служить рифтовая зона САХ. На всех пересечениях гребня хребта отмечается однотипный переход склона рифтовой долины в провинцию рифтовых гор, которая представлена глубоко эшелонированной системой гряд и долин. Такое подобие предполагает общность рельефообразующих процессов в региональном проявлении и может свидетельствовать о важных геологических событиях на границе двух указанных морфологических провинций.

Ключевые структурные преобразования первичной земной коры, как упоминалось, происходят в рифтовой долине, которая представляет собой пологую ложбину (рис. 3). Генеральный наклон склонов долины составляет единицы градусов и не превышает 10°–12° (таблица). Склоны имеют ступенчатое строение и сложное вторичное расчленение. Типичные формы рельефа - субгоризонтальные ступени, разделенные субвертикальными уступами вплоть до отвесных. Ширина долины составляет первые десятки километров и колеблется в широких пределах (таблица).

В Атлантическом океане рифтовая долина совпадает с центром симметрии дна океана, поскольку Срединно-Атлантический хребет не только срединный, по общепринятой терминологии, но и медианный, разделяющий дно океана на две симметричные части. Это лучше всего свидетельствует о том, что центр спрединга САХ существует на одном месте в течение всей геологической истории Атлантики.

Следовательно, рифтовая долина воспроизводится в непрерывном режиме вдоль медианной линии САХ. При средней скорости расширения дна 2.2 см/год в тропической части северной Атлантики рифтовая долина пережила около 90 полных циклов собственного воспроизведения [Ильин, 2004]. С позиции тектоники плит другие варианты происхождения и длительного существования рифтовой долины в неизменных географических координатах, как будто, исключаются.

Механизм формирования рифтовой долины связан с перманентным воздыманием периферических частей дна долины. Мотивацией к воздыманию служит постоянно действующий дефицит коровых масс в рифтовой долине САХ. Отрицательные аномалии силы тяжести колеблются по простиранию рифтовой долины от первых десятков до 1-2 сотен миллигал. Дефицит масс накапливается по той причине, что осевой канал медленно-спрединговых хребтов весьма узкий и магматический расплав, прилипая к стенкам, не достигает гидростатического равновесия [Sleep, 1969; Sleep & Bichler, 1970]. Сам процесс воздымания обеспечивается изостазией. Существует мнение, что возрастание мощности легкой литосферы от 3-4 км близ центра спрединга до 12-14 км под внешними частями долины способно вызвать поднятие дна с образованием склонов рифтовой долины [Deffeys, 1970; Needham & Franchetau, 1974].

Локально, поднятию новообразованной коры могут способствовать силы плавучести [Osmantson, 1971]. Модель М. Османтсона заключается в том, что блоки первичной коры при отодвигании от центра спрединга испытывают действие сил плавучести и в момент преодоления прочности коры или сопротивления пород сдвигу происходит взброс с формированием ступени склона долины. Согласно модели, блок коры по инерции может превысить уровень изостатического равновесия, но затем компенсирует превышение реверсивным нормальным сбросом с образованием элемента гряды рифтовых гор. При сохранении геодинамических условий центра спрединга стабильными во времени, события повторяются и сопровождаются формированием ступенчатых склонов рифтовой долины. Модель М. Османтсона оригинальна и в отдельных случаях скорее всего реализуется. Но при всей привлекательности она едва ли может служить первопричиной, объясняющей региональное воздымание склонов рифтовой долины. Изучение фокальных механизмов землетрясений в рифтовой зоне не подтверждает повсеместного проявления тектонических движений, связанных с взбросами [Needham & Franchetau, 1974]. Поэтому изостазия представляется наиболее приемлемым динамическим процессом, обеспечивающим воздымание склонов рифтовой долины. Изостазия не требует генерации взбросов, и вся тектоника осуществляется в рамках нормального сбросообразования, в полном соответствии с режимом стрессов растяжения в рифтовой зоне СОХ. Изостатическое равновесие новой земной коры устанавливается на бровках склонов рифтовой долины.

Конкретизация условий формирования рельефа и структуры первичной земной коры достигается путем привлечения данных по геодинамике, геофизическим полям, сейсмике, петрологии, геохимии, геотектоники. Для наших целей важно акцентировать внимание на очевидных наиболее эффективных и решающих факторах, определяющих формирование морфоструктуры рифтовой зоны. С этой точки зрения существенно проанализировать взаимосвязь морфологии дна с аномалиями силы тяжести, поскольку гравитационное поле определяет масштабы воздымания новообразованной земной коры, в ходе которого и формируется морфоструктура рифтовой зоны. Но прежде отметим геологические следствия поднятия дна рифтовой долины.

С ним сопряжены тектонические сбросы и другие подвижки земной коры, генерирующие высокую сейсмическую активность. В пределах поднимающегося склона рифтовой долины, как упоминалось, широко распространены фрагменты субгоризонтальных ступеней, ограниченных уступами. Не исключено, что ступени представляют собой реликты первичного дна рифтовой долины. Фронтальные плоскости уступов-сбросов обращены к центру спрединга. В совокупности с субгоризонтальными ступенями они образуют множество тектонических блоков. Интенсивная тектонизация обусловлена, по-видимому, слабой структурированностью и консолидацией новообразованной земной коры. Особенно активная сейсмичность характерна для нижних частей склонов рифтовой долины - внутренних стен, которые находятся в состоянии перманентного тектонического обвала [Ильин, 2004]. В верхних частях склонов интенсивность нормального сбросообразования снижается, а в рифтовых горах практически сходит на нет. Данные распределения эпицентров землетрясений за период до 1956 года позволили Б.Ч. Хейзену сделать вывод, что «вся сейсмически активная область, возможно, сконцентрирована целиком в пределах рифтовой долины» [Heezen et al., 1959]. Последнее обстоятельство крайне важно для рассмотрения проблемы происхождения рифтовых гор - эшелонированной системы гряд и долин, ритмично сменяющих друг друга в латеральном направлении и по простиранию рифтовой зоны. Проблема остается пока нерешенной. Главный вопрос заключается в том, как склон рифтовой долины с односторонним падением превращается в совокупность гряд и долин с двусторонним падением склонов (см. рис. 2). Представить подходящий глубинный процесс для подобного преобразования морфоструктуры рифтовой долины затруднительно. Существует ряд моделей для объяснения указанного явления [Macdonald & Atwater, 1978]. Среди них модель вращательного поворота внешнего склона рифтовой долины, предположение о сжатии земной коры в провинции рифтовых гор, гипотеза о развитии новообразованных либо реактивированных сбросов за пределами рифтовой долины (рис. 4). По разным причинам упомянутые модели не вполне корректны.

Модель вращательного поворота в качестве общей причины едва ли подходит, поскольку кумулятивный наклон неровностей склона при переходе в провинцию рифтовых гор не меняется. Рельеф гряд и долин, как это проявляется в провинции рифтовых гор, на склоне рифтовой долины отсутствует. Предположение о сжатии новообразованной коры в провинции рифтовых гор противоречит реальным стрессам растяжения земной коры в зоне гребня САХ. И, наконец, гипотеза о формировании реверсивных (обратных) нормальных сбросов в полосе перехода к рифтовым горам также имеет свои минусы. Подобный процесс мог бы свободно реализоваться и в пределах самого склона рифтовой долины. Тем более, что времени для этого достаточно, поскольку формирование склона происходит минимум в течение 1-1.5 млн. лет. Но главное, вдоль бровки склонов рифтовой долины не отмечается непрерывного пояса ярко выраженной сейсмической активности.

Выход из тупиковой ситуации следует искать, возможно, в новейших данных по геоморфологии и геодинамике рифтовых зон СОХ. Современные базы данных, подготовленные по материалам спутниковых альтиметрических измерений, коренным образом изменили представления о масштабах изменчивости параметров рельефа рифтовой зоны на коротких расстояниях. Перепады максимальных глубин вдоль оси рифтовой долины в интервале 10–20 км могут достигать сотен метров, иногда до 1000 м. Обобщенная картина изменчивости морфологии центра спрединга по простиранию показана на рис. 5. Ритмичная смена центральных поднятий и депрессий осевой зоны хребта подтверждает выводы о цикличности магматических и тектонических процессов в центре спрединга, впервые высказанные по результатам исследований на полигоне ФАМОУС [Macdonald & Luyendyk, 1977; Whitmarsh & Laughton, 1976]. Идея цикличности плодотворна. Она расширяет сферу поиска первопричин генезиса провинции рифтовых гор САХ и позволяет наметить новые подходы к решению проблемы.

Уже упоминалось, что в рифтовых долинах медленно-спрединговых хребтов существует гравитационный минимум. В сопоставлении с рельефом он выглядит следующим образом (рис. 6). Наблюдается определенная синхронность графика аномалий силы тяжести с конфигурацией рельефа дна океана за пределами рифтовой долины. Признаки геометрического подобия очевидны.

С позиций цикличности магматических процессов в центре спрединга, гравитационный минимум должен существенно меняться по простиранию и вкрест простирания САХ, поскольку дефицит масс испытывает колебания в обоих направлениях. На стадии магматической активности, когда в центре спрединга создаются центральные вулканические поднятия высотой до сотен метров, существенно возрастает масса земной коры (см. рис. 5). На пике массы различия значений аномалий силы тяжести в осевой зоне и на бровке склона становятся минимальными. Это естественно, поскольку достижение изостатического равновесия при относительном избытке масс происходит на сравнительно низком батиметрическом уровне. Напротив, эти различия возрастают, когда магматическая фаза цикла заканчивается и наступает этап относительного дефицита массы земной коры, связанного с тектонической фазой цикла. При этом достижение изостатического равновесия происходит на более высоком батиметрическом уровне. Другими словами, бровки склонов рифтовой долины, соответствующие магматической и тектонической фазам цикла, будут различаться по глубине. Возможно те сотни метров, которые характеризуют масштабы изменчивости глубин в провинции рифтовых гор и являются эквивалентом изменчивости батиметрических уровней изостатического равновесия от магматической фазы цикла к тектонической фазе и наоборот.

Если рассматривать формирование морфоструктуры рифтовых гор в свете представлений о тектономагматических циклах в центре спрединга, то граница провинции рифтовых гор, ограждающая рифтовую долину извне, будет представлять неровный частокол, а морфоструктура провинции рифтовых гор - сочетание гряд и долин. Последовательность событий при формировании морфоструктуры рифтовых гор в самом общем виде показана на рис. 7.

Уровень А соответствует моменту достижения изостатического равновесия земной коры на пике относительного избытка массы, которая возникла в магматическую фазу цикла. Уровень Б отвечает моменту достижения изостатического равновесия земной корой на пике дефицита массы, возникающего в тектоническую фазу цикла. Поскольку расширение дна океана происходит в режиме non-stop, линия, соединяющая указанные уровни, свидетельствует о плавном переходе магматической фазы цикла в тектоническую и обратно.

Таким образом, рельеф гряд и долин возникает естественно, как отражение циклического развития морфоструктуры центра спрединга. Но морфоструктура центра спрединга наследуется не по прямой линии, как часто предполагается, а через массу земной коры, характеризующую тот или иной цикл развития. Сама же первичная морфоструктура центра спрединга испытывает кардинальные изменения по мере воздымания склонов рифтовой долины. Здесь развиваются мощные тектонические дислокации, выводятся на поверхность глубинные породы, отличающиеся по составу от пород центра спрединга. Эти различия тем больше, чем выше располагается бровка склона рифтовой долины. Развитие нормальных сбросов приводит к обнажению на склоне лерцолитов, дунитов, гарцбургитов, серпентинизированных перидотитов и др. По некоторым данным они прослеживаются, по меньшей мере, на 50 км в обе стороны от оси спрединга [Пейве, 2002]. С позиций излагаемой здесь гипотезы можно предполагать, что эти породы встречаются на всем пространстве океанической земной коры, поскольку акустический фундамент полностью наследует структуру провинции рифтовых гор. Другими словами, глубинные породы появляются в верхних горизонтах океанической земной коры не в результате внедрения неких интрузий, а в ходе естественного преобразования структуры новообразованной земной коры на первичном этапе ее формирования. При этом на склонах рифтовых гряд, связанных с тектонической фазой цикла, глубинные породы встречаются, по-видимому, чаще нежели в межгорных долинах, где преимущественным распространением пользуются пиллоу-базальты. Причина здесь та же. Чтобы сформировалась рифтовая гряда, земная кора должна быть поднята на большую высоту. Такие события сопряжены с максимальным выдвижением приповерхностных горизонтов литосферы вверх. А если при этом в начале тектонического цикла на дне рифтовой долины уже преобладали обнажения глубинных пород, они могли оказаться впоследствии на вершине гряды. Напротив, в понижениях между грядами залегают первичные вулканические породы центра спрединга, соответствующие магматической фазе цикла. В этом случае не происходит масштабного выдвижения блоков земной коры и литосферы вверх, поскольку изостатическое равновесие достигается на более низком батиметрическом уровне.

Это принципиальная схема событий, характеризующая последовательность активных геологических процессов, которые начинаются в центре спрединга и заканчиваются этапом формирования рифтовых гряд. Она, конечно, не может охватить всего разнообразия и множественности процессов формирования морфоструктуры рифтовых зон. Не все так симметрично, не все размеры выдержаны. Геодинамика центра спрединга и рифтовой зоны ситуативна и в геологическом исчислении все быстро меняется от места к месту. Поднятие земной коры происходит неравномерно, короткими секциями по 2-3 км с образованием разрывов и других рассогласований [Needham & Franchetau, 1974]. На панорамном изображении сегмента рифтовой зоны площадью в десятки тысяч квадратных километров видно, что рифтовые гряды не всегда имеют четкие морфологические очертания (рис. 8). Это понятно, ибо в каждый момент движения земной коры в режиме non-stop ее масса меняется, и гравитационное равновесие достигается с отклонениями от минимальных или максимальных значений (пиков). Сбои случаются и по той причине, что магматические процессы в центре спрединга едва ли стационарны. Результаты численного моделирования выдвигают на первый план скорее нестационарную модель, утверждающую существование короткоживущих магматических камер в центре спрединга [Галушкин  и др., 2007].

В классических работах по программе ФАМОУС отмечалась латеральная миграция центра спрединга в границах дна рифтовой долины. Отклонения от генерального направления спрединга составляют здесь около 6° [Ramberg et al., 1977]. Некоторой аналогией такого поведения центра спрединга может служить флюгер, балансирующий в тихую погоду, не отклоняясь далеко от среднего положения. И всё же этим обстоятельством можно объяснить некоторые различия азимутальных направлений отдельных гряд и долин в провинции рифтовых гор и несогласия с общим простиранием рифтовой зоны. В более отдаленной ретроспективе иногда наблюдается более существенное несоответствие направлений грядово-долинного рельефа современному простиранию рифтовой зоны, которое характеризуется азимутом 17°. В том же районе ФАМОУС на расстоянии от современной осевой зоны, эквивалентном возрасту земной коры 6 млн. лет. Рамберг с соавторами [Ramberg et al., 1977] отмечали преобладание рифтовых гряд и трогов, вытянутых в направлении 65°-75°. В таких случаях уже приходится говорить об изменении поля тектонических напряжений и направления спрединга.

Подобные факты свидетельствуют о разнообразии морфоструктуры акустического фундамента дна океана, о нестационарности и нелинейности геодинамики центра спрединга. Но это не более чем флуктуации общего рельефообразующего процесса, которые не меняют принципиальной схемы событий в рифтовой зоне. Во всех случаях основными формами структурного рельефа рифтовых зон остаются рифтовые долины, а за их пределами - ритмически повторяющиеся гряды с разделяющими депрессиями (см. рис. 2).

По результатам съемки дна локатором бокового обзора в районе ФАМОУС была выявлена весьма детальная картина рифтовых гряд [Whitmarsh & Laughton, 1976]. Наглядно показано, что рифтовые гряды, простирающиеся вдоль оси САХ, представляют короткие отрезки, в среднем, 10-15 км, латерально смещенные относительно друг друга и с переменными глубинами по простиранию (рис. 9). С нашей точки зрения, такая мозаика рифтовых гряд наилучшим образом подтверждает цикличность их возникновения в ходе смены тектономагматического режима в центре спрединга при незначительной протяженности сегментов рифтовой долины, вовлеченных в тот или иной цикл.

В свете предлагаемой концепции получает объяснение пилообразный рельеф акустического фундамента, унаследованный от столь же выразительного облика грядово-долинной морфологии (см. рис. 1). И также как в современных грядах, на гребнях и склонах палеогряд акустического фундамента представлены, по-видимому, более разнообразные комплексы коренных пород, включая мантийные.

Эволюция океанической литосферы за пределами рифтовой зоны здесь не рассматривается. Она связана с термальными процессами в мантии земли, которые оформляют литосферу океана в региональном и глобальном масштабах. Но внешний морфоструктурный образ земной коры, созданный на СОХ с рифтовой долиной, переносится на периферию дна океана без существенных изменений. Отметим, что в пределах некоторых медленно-спрединговых хребтов рифтовая долина и рифтовые гряды практически отсутствуют, как, например, на фрагментах хребтов Рейкьянес и Кольбенсей, примыкающих к Исландии. Там особенности морфоструктуры определяются вулканическими процессами, протекающими под влиянием Исландского суперплюма. Но это редкие исключения.

Суммируя главные положения концепции, отметим, что батиметрические уровни изостатического равновесия новообразованной земной коры соответствуют бровкам склонов рифтовой долины. Абсолютные глубины указанных уровней определяются их принадлежностью к той или иной фазе тектономагматического цикла. Низкое стояние батиметрического уровня изостатического равновесия будет соответствовать пику магматической фазы цикла, а высокое - пику тектонической фазы развития центра спрединга. Все промежуточные этапы между верхним и нижним уровнями являются переходными от одной фазы цикла к другой и в поперечном разрезе характеризуются линией соединения вершин и впадин рельефа в рифтовых горах. Перепады глубин между гребнями рельефа и межгорными долинами весьма разнообразны и колеблются в широких пределах (таблица).

Поскольку формирование морфоструктуры рифтовой долины и грядово-долинного рельефа происходит в режиме non-stop, то, по мере отодвигания на периферию, она (морфоструктура) наследуется акустическим фундаментом на всем пространстве дна океана. То есть, внутреннее строение океанической земной коры на глубину 1.0-1.5 км - реже до 2.0-2.5 км - характеризуется чередованием геологических структур, сформированных в ходе циклического развития тектоно-магматических процессов в рифтовой зоне.

Основными структурными элементами являются тектонические блоки множественных рангов, «впаянные» в земную кору и расположенные на разных уровнях. Основные геологические тела, связанные с магматическим циклом, представлены продольными блоками пиллоу-базальтов. Их разделяют блоки пиллоу-базальтов, инкрустированные породами массивных базальтов и мантийных комплексов, выведенных из приповерхностных горизонтов океанической мантии на этапе тектонического цикла. Уже давно замечено, что на любом горизонте верхней части океанической земной коры может быть встречен весь набор пород подстилающей литосферы. Особенно наглядно об этом свидетельствуют результаты глубоководного бурения. В скважинах 332А, 332В, 334 (Leg37) с возрастом коры 3.5 млн. лет и скважинах 395, 395А с возрастом 7 млн. лет глубинные породы были идентифицированы на верхних уровнях акустического фундамента. Робинсон и Холл [Robinson et al., 1977] предполагают, что плутонический комплекс (габбро и перидотиты), обнаруженный в скважине 334 под 50 метровой толщей пиллоу-базальтов, сформировался в нижних частях коры - верхней мантии и был внедрен во второй слой посредством интрузии диапира или путем тектонического поднятия. Характеристики конкретных механизмов выведения глубинных пород на поверхность авторы не приводят. Важно отметить, что в скважинах 332А и 332В, расположенных в 100 м одна от другой, отсутствует литологическая корреляция выявленных пород, что, безусловно, свидетельствует об интенсивной тектонизации земной коры. Упомянутые авторы полагают, что верхняя часть второго слоя океанической коры представляет собой крупномасштабный тектонический меланж разнообразно повернутых блоков. Это общее положение, вытекающее из петрологических данных, приобретает определенную стройность, когда в основу его аргументации закладывается представление о цикличности тектономагматических процессов в рифтовых зонах медленно-спрединговых хребтов. «Чересполосица» геологических тел маркируется на поверхности акустического фундамента системой гряд и долин. Грядам соответствуют блоки, представляющие сочетание пиллоу-базальтов с глубинными породами, а межгрядовым долинам - блоки коры, состоящие преимущественно из пиллоу-базальтов. Но и в нижних частях вулканических блоков могут встречаться присадки глубинных пород.

С позиции развития морфоструктуры рифтовых зон в режиме тектономагматической цикличности внутреннее строение второго слоя акустического фундамента океанической земной коры представляется довольно сложным в структурном и литологическом плане. Вместе с тем, эта сложность поддается приемлемой интерпретации. Основной ее тезис заключается в том, что за пределами рифтовой долины гряды и долины лишены конструктивного начала. Они не являются ни тектоническими дислокациями, ни вулканическими протрузиями, а представляют остаточные формы рельефа более общих геодинамических процессов в центре спрединга и рифтовой зоне. Термин «рифтовые вулканические гряды», нередко встречающийся в литературе, представляется несостоятельным. Долинно-грядовый рельеф рифтовой зоны унаследован от бровки склона рифтовой долины, где достигается изостатическое равновесие новообразованной литосферы. На этом рубеже и заканчивается, в основном, преобразование первичной земной коры вулканическими и тектоническими процессами. Другими словами, под рифтовой зоной следует понимать лишь рифтовую долину, а возраст рифтовой зоны, где начинаются и заканчиваются активные процессы преобразования новой земной коры, следует ограничить примерно полутора-двумя миллионами лет, в течение которых совершается полный цикл формирования или воспроизведения рифтовой долины. Такой вывод подтверждается характеристиками интенсивности эпицентров землетрясений в осевой зоне медленно-спрединговых хребтов [Heezen et al., 1959]. Широко распространенное мнение о развитии интрузий в земной коре за пределами рифтовой долины представляется маловероятным. В свете изложенной концепции следует также привести в соответствие понятие второго слоя океанической земной коры как «вулканического» с представлениями о его внутреннем строении. Как геологическая формация этот слой имеет в океанах глобальное распространение. По сейсмическим данным, в медленно-спрединговых хребтах выделяются подслои 2А, 2В, 2С [Houtz & Ewing, 1976]. Но, как уже отмечалось, на любом горизонте океанической земной коры можно встретить весь набор пород подстилающей литосферы. То есть, если и существуют субгоризонтальные слои глобальной или региональной протяженности, то они далеки от той геологической однородности, которая постулируется на базе весьма редких сейсмических данных. В действительности эти слои имеют более пеструю структуру. Они представляют совокупность множественных субвертикальных тектонических дислокаций различного ранга, пронизанных фрагментами пород, выведенных из океанического слоя земной коры и из приповерхностных горизонтов мантии Земли. Другими словами, второй слой океанической земной коры медленно-спрединговых хребтов представляет некое диалектическое единство. С одной стороны это региональная, субгоризонтальная геологическая структура. С другой - совокупность наклонных и субвертикальных тектонических блоков.

Нельзя не упомянуть, в общих чертах, о кардинальных различиях второго слоя океанической коры медленно-спрединговых и быстро-спрединговых хребтов. На Восточно-Тихоокеанском поднятии (ВТП) второй вулканический слой земной коры имеет свое классическое воплощение. Фланги ВТП представляют бугристую вулканическую равнину с незначительным расчленением. Редуцированная символическая рифтовая долина - следствие изначального изостатического равновесия новообразованной земной коры. Она не создана в результате изостатического воздымания склонов рифтовой долины, а представляет собой неглубокий тектонический грабен. Структура второго слоя ВТП более однородна в отличие от САХ, где она представлена совокупностью разномасштабных сбросовых блоков. Включения глубинных мантийных пород, как это наблюдается во втором слое медленно-спрединговых хребтов, для ВТП, по-видимому, не характерны. Разновидности сегментов СОХ, переходные от медленно-спрединговых к быстро-спрединговым и наоборот, характеризуются столь же переходными сочетаниями элементов структуры и литологии коренных пород.

В заключение отметим, что формирование морфоструктуры рифтовых зон СОХ происходит под влиянием важнейших геодинамических факторов - темпов спрединга, интенсивности магмообразования, температуры подстилающей мантии. Какой из этих факторов является приоритетным в приложении к проблеме генезиса морфоструктуры и геологической структуры дна океана, пока неясно. Визуально, характер морфоструктуры рифтовых зон более всего зависит от интенсивности магмоснабжения. В сегментах с «холодной» литосферой и «сухим» спредингом морфоструктура более контрастная. Там где усиливается магмоснабжение центра спрединга, структурный рельеф приобретает сглаженные очертания. Но каким образом интенсивность магмоснабжения сопрягается с темпами спрединга и температурой мантии еще предстоит выяснить.

Автор благодарит Е.Н. Одинцова и О.Е. Попова за подготовку иллюстраций и оформление текста статьи к публикации.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 07-05-00422).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Свешников А.А., Нестационарная модель термического режима осевых зон СОХ: проблема формирования коровых и мантийных магматических очагов // Физика Земли. 2007. № 2. C. 33-50.

2. Дмитриев Л.В., Соколов С.Ю., Мелсон В.Г., О’Хирн Т. Плюмовая и спрединговая ассоциации базальтов и их отражение в петрологических и геофизических параметрах северной части Срединно-Атлантического хребта // Российский журнал наук о Земле. 1999. T. 1. № 6. С. 1-18.

3. Ильин А.В. Эволюция морфоструктуры дна океана // Океанология. 2003. T. 43. № 3. C. 428-440

4. Ильин А.В. Структурно-геоморфологическая позиция гидротермальных месторождений Срединно-Атлантического хребта // Докл. РАН. 2004. Т. 396. № 6. С. 823-827.

5. Международный геолого-геофизический атлас Атлантического океана / Ред. Удинцев Г.Б. М. МОК (ЮНЕСКО). МИНГео СССР. ГУГК СССР. 1989-1990. С. 33.

6. Пейве А.А. Структурно-вещественные неоднородности, магматизм и геодинамические особенности Атлантического океана. М.: Научный мир, 2002. С. 278 (Тр. ГИН РАН. Вып. 548).

7. Deffeys K.S. The axial: a steady-state feature of the terrain // The Megatectonics of Continent and Oceans / Eds. Johnson H., Smith B.L. Brunswick. N.Y: Rutgers University Press, 1970. 194 p.

8. Heezen B.C., Tharp M., Ewing M. The floor of the oceans 1. The north Atlantic Ocean // Geol. Soc. Am. Spec. Paper 65 (1959). 122 p.

9. Houtz R., Ewing J. Upper crustal structure as a function of plate age // J. Geophys. Res. 1976. V. 81. № 14. P. 11-29.

10. Ilyin A.V. Evolution of the Ocean Floor Morphostructure: Actualistic Model. Concept and modeling in Geomorphology: International Perspectives / Eds. Evans I.S. et al. Tokyo: Terrapub, 2003. P. 43-59.

11. Macdonald K.C., Atwater T.M. Evolution of rifted ocean ridges // Earth and Planet. Sci. Lett. 1978. V. 39. P. 319-327.

12. Macdonald K.C., Luyendyk B.P. Deep-tow studies of the structure of the Mid-Atlantic Ridge crest near lat. 37°N // Geol. Soc. Am. Bull. 1977. V. 88. P. 621-636.

13. Needham H.D., Franchetau J. Some characteristics of the rift valley in the Atlantic ocean near 36°48′ North // Earth and Planet. Sci. Lett. 1974. V. 22. P. 29-43.

14. Osmantson M.F. Genesis of ocean ridge median valleys and continental rift valleys // Tectonophysics. 1971. V. 11. P. 387-405.

15. Ramberg J.B., Gray D.F., Raynolds R.G.H. Tectonic evolution of the FAMOUS area of the Mid-Atlantic Ridge, lat. 35°50′N // Geol. Soc. Am. Bull. 1977. V. 88. P. 609-620.

16. Robinson P.T., Hall J.M. and the Shipboard Scientific Party. Leg 37 Cruise Synthesis: The Lithology, Structure, Petrology and magnetic History of Layer 2 // Init. Rep. DSDP. 1977. V. 37. P. 987-997.

17. Sandwell D.T. Smith W.H.F. Marine Gravity Anomaly from Geosat and ERS 1 Satellite Altimetry // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. № 5. P. 10039-10054.

18. Sleep N.H. Sensitivity of heat flow to the mechanism of sea-floor spreading // J. Geophys. Res. 1969. V. 74. P. 542-549.

19. Sleep N.H. and Bichler S. Topography and tectonics at the intersections of fracture zones with central rifts // J. Geophys. Res. 1970. V. 75. P. 2748-2752.

20. Smith W.H.F., Sandwell D.T. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings // Science. 1997. V. 277. № 5334 P. 1956-1962.

21. Whitmarsh R.B., Laughton A.S. A long-range sonar study of the Mid-Atlantic Ridge crest near 37°N (FAMOUS area) and its tectonic implications // Deep-Sea Res. 1976. V. 23. P. 1005-1023.

Genesis and Evolution of the Morphostructure of the Rift Zone of the Slow Spreading Mid-Oceanic Ridges

A.V. Ilyin

Transition of the new crust morphology into the rift mountains province morphology takes place on the rift valley slopes by means the complex transformation of the Earth’s crust. The main factor of the morphostructure variability is the tectonomagmatic cyclicity of the geodynamic events and the isostatic elevation of the rift valley floor in the centre of spreading. Succession of the cycles determines the bathymetric level of the new Earth’s crust isostatic equilibrium, and the formation of the rift mountains province. Morphostructure of the rift mountains province becomes the morphostructure of acoustic fundament all over the sea floor with the exception of the continental margin and the areas of intra-plate tectonics and volcanism.