Одной из сложнейших задач структурной вулканологии является изучение механизма излияний, охвативших за несколько десятков миллионов лет обширные территории континентов, ныне частично погруженные на дно океанов. Последнее обстоятельство особенно усложняет поставленную задачу, так как делает площадные излияния на платформах сопричастными образованию впадин молодых океанов. Не случайно эти два процесса близки во времени, и площадные излияния непосредственно предшествуют опусканию побережий молодых океанов.

Нам следует рассмотреть как структуру рамы и фундамента континентов, покрытых долеритовыми плато, так и котловины молодых океанов, дно которых сложено лавовыми покровами.

Континентальные лавовые плато изучены во многих районах. Основными чертами структуры их фундамента и рамы являются блоковое строение (системы горстов и грабенов) и развитие краевых поднятий, осложненных флексурами, пронизанными параллельными сериями даек. Большое количество субвулканических интрузий типично как для фундамента лавовых плато, так и для соседних районов, не покрытых лавами. Излияния базальтов, обусловленные активизацией платформ, сопряжены со структурными поднятиями, окаймленными прогибами и наложенными вулкано-тектоническими депрессиями.

Если континентальные вулкано-тектонические структуры уже довольно хорошо изучены, то структуры рамы и фундамента океанических котловин, часто занятых базальтовыми и долеритовыми покровами, находятся еще в стадии изучения.

Площадные вулканические излияния происходили неодновременно на всей охваченной ими территории: в большинстве районов максимальные излияния приходятся на триас—юру, местами они продолжались до верхнего мела и повсюду закончились в раннем неогене. Такое несовпадение во времени и пространстве этапов массового вулканизма соответствует разноэтапности геологического развития, характерного для крупных регионов.

В северной части земного шара область площадных базальтовых излияний охватывала территорию платформы проблематического материка Лавразии, в который входили помимо Азии и Европы Северная Америка и северная часть Атлантического океана, и Ледовитый океан. После распада Лавразии, следующего за поднятием, оледенением и вулканизмом, реликты его сохранились как современные континенты северного полушария и острова Атлантического и Ледовитого океанов.

Областью погружения можно считать континентальный массив в северной части Атлантического океана, от которого сохранились отдельные блоки — Гренландия, Шпицберген, Исландия. В южной части земного шара был расположен «суперконтинент» Гондваны, после распада которого уцелели континентальные блоки Африки (с Аравией и Мадагаскаром), Индии, Австралии (с Новой Гвинеей), Южной Америки (с Патагонией), Антарктиды и др.

Убедительным доводом в пользу единства континентальных площадей, охваченных массовым вулканизмом и в дальнейшем частично поглощенных океаном, являются колоссальный объем вулканических пород, их однообразный химический состав, одновременность извержений на разобщенных ныне территориях, оборванность площадей лавовых плато океаническими побережьями деструктивного типа, существование неглубоко погруженных в океанах континентальных по строению массивов и горных хребтов, сложенных долеритами и базальтами.

По аналогии со строением континентальных площадей, перекрытых массовыми излияниями, под которыми залегают осадочные породы палеозойского и более древнего возраста, можно представить и строение океанов.

Под слоем осадочных пород верхнемезозойского—кайнозойского возраста, более молодых по направлению к срединно-океаническим хребтам, лежат базальты эффузивного облика. Их мощность по данным геофизических исследований достигает нескольких километров.

Залегающие под базальтами более древние породы пронизаны густой сетью субвулканических образований — силлов, даек, кольцевых и конических интрузий, как это наблюдается на суше, и могут рассматриваться в качестве второго сейсмического слоя, выделенного по геофизическим данных.

В результате бурения морского дна в течение последних лет получены данные о строении дна океанов по профилям, пересекающим большие области океанов; в ближайшие годы мы узнаем еще много нового. Вначале рассмотрим имеющиеся данные о раме молодых океанов.

Уже давно существует разделение океанов на древние, или первичные, и молодые, или вторичные. К числу молодых относятся как раз те океанические котловины, берега которых носят следы обрушения и частично окаймлены лавовыми покровами, лежащими также и на дне этих океанов. Такие берега принадлежат к атлантическому или деструктивному типу. Они обладают следующими отличительными чертами.

Континентальный сбросовый уступ срезает древние складчатые структуры, выходящие к побережью, с образованием резкой границы перехода континентальной земной коры в океаническую. Вдоль этой границы отсутствуют проявления молодых эндогенных процессов: нет вулканической деятельности, повышенного теплового потока, сейсмичности, интенсивных тектонических движений.

Устойчивые окраины молодых океанов лишены крупных активных вертикальных разрывов и наклонных надвигов. В формировании побережья после его образования участвуют лишь гравитационное выравнивание и эрозионные процессы, осадконакопление идет только в прогибах у подножия континентального склона, образовавшихся после обрушения побережья (верхнемезозойские — кайнозойские парагеосинклинали). Глубоководные желоба, характерные для окраин Тихого океана, здесь отсутствуют.

В районах, где границей океана оборваны долеритовые или базальтовые покровы, наблюдаются параллельные побережью флексуры, пронизанные сериями даек основных пород (Гренландия, Индостан), по возрасту соответствующих времени образования побережья. Аналогичные флексуры окаймляют рифтовые долины Красного моря.

В пределах шельфа отмечаются магнитные аномалии, соответствующие узкому возмущающему источнику с вертикальными границами. Предполагается, что источниками аномалий являются интрузивные и эффузивные породы, заполнившие разломы и трещины флексур при опускании побережья. Такие продольные аномалии изучены вдоль восточных шельфов Северной Америки и юго-западного атлантического шельфа Африки. Вдоль восточного побережья Северной Америки крупные структурные прогибы и связанные с формированием тафрогеосинклиналей вулканические извержения происходили в среднем мезозое (верхний триас). Они образовали базальтовые покровы и силлы.

Тафрогеосинклинали (Кей, 1951) — это рифтовые долины, ограниченные крутопадающими сбросами. Главная сбросовая зона граничит с океаном, а со стороны материка расположены флексуры и прерывистые сбросы.

Возможно, краевые рифтовые геосинклинали восточной окраины Северной Америки являлись частью структур, с которыми были связаны покровные излияния, продолжавшиеся до начала неогенового периода (тулейские базальты) и завершившиеся образованием северной части Атлантического океана. При этом восточная окраина континента была в пределах мезозойских тафрогеосинклиналей частично регенерирована. В позднем мезозое произошла пенепленизация, а берега приобрели наклон по направлению к Атлантическому океану, сопровождавшийся значительным осадконакоплением вдоль континентального шельфа.

Таким образом, образование среднемезозойских тафрогеосинклиналей предшествовало обширным покровным излияниям Североатлантической базальтовой провинции. Они ограничивали с запада континентальные структуры, сохранившиеся после платформенных обрушений.

Вероятно, ареалы покровных вулканических излияний уменьшались по мере обрушения на дно океана мезозойских долеритовых и базальтовых покровов, изливавшихся на континентах, но ныне занимающих обширные пространства для современных океанов. Происходило телескопирование поясов обрушения и сужение площадей вулканических излияний к четвертичному времени, приведшее к образованию современных узких рифтовых долин срединно-океанических хребтов.

Этот путь эволюции можно рассматривать как развитие вулканического цикла, начавшегося площадными базальтовыми покровами, обрамленными тафрогеосинклиналями (являвшимися пограничными структурами этих площадей). Позднее наступило сужение площадей излияний и обрушений — стадия щитовых вулканов гавайского и исландского типов и субвулканических структур (кольцевых даек).

Областью, в которой сочетались процессы вулканизма и последующего осадконакопления на окраине Европейского континента, является южная часть европейского побережья Атлантического океана (Иберийский полуостров). Здесь позднепалеозойское поднятие сменилось небольшими трансгрессиями в начале юры и мела. Базальтовые излияния начались перед сеноном и продолжались до конца палеогена. После этого произошли продолжительные опускания, сопровождавшиеся образованием береговой флексуры, с накоплением на окраине континента толщи мезо-кайнозойских осадков мощностью 3 тыс. м. Вероятно, побережья с флексурами ограничивают часть площади тулейских излияний, ныне слагающих дно северной части Атлантического океана.

Берега деструктивного типа располагаются соответственно по обе стороны Атлантического океана подобно совпадающим по очертаниям бортам рифтовых долин (например, Красного моря). Поэтому при объяснении происхождения Атлантического океана возникло предположение о дрейфе древних континентов, расколотых вдоль этих берегов.

По отношению к деструктивному побережью континентов Срединно-Атлантический хребет занимает среднее положение, аналогичный хребет в Индийском океане — асимметричное; в Тихом: океане такой хребет отсутствует.

В формировании конструктивных побережий континентов ведущая роль принадлежит эндогенным процессам, создающим в переходной зоне между континентальной и океанической земной корой новую континентальную кору молодых орогенов. Конструктивные побережья образованы эвгеосинклиналями, островными дугами, молодыми эпигеосинклинальными орогенами и окаймлены продольными складчатыми структурами, развивающимися в сторону океана в процессе миграции геосинклиналей. Для них характерен подводный и наземный вулканизм, аномально высокий тепловой поток и очаги землетрясений, залегающие глубоко под земной корой вдоль пограничной зоны океанической и континентальной коры.

Природное явление невозможно целиком выразить в идеальной схеме. Также не существует полностью деструктивных или конструктивных типов побережий. Атлантический океан наряду с наиболее выдержанными деструктивными берегами местами имеет побережья конструктивного типа, окаймленные альпийскими островными дугами Больших и Малых Антильских, Южных Сандвичевых островов.

Островные дуги, развиваясь с запада на восток, проникли в Атлантический океан со стороны Тихого океана в течение альпийского орогенеза. Они являются наложенными структурами на дно океана, отделившими Северную Америку от Южной и последнюю от Антарктиды.

Сложнее строение Индийского океана, для которого характерна большая протяженность деструктивных побережий вдоль Африки, Индии, Австралии и Антарктиды. Однако северо-восточное побережье океана представлено конструктивными структурами островных дуг Индонезии, проникших в Индийский океан со стороны Тихого океана.

Тихий океан окаймлен, казалось бы, идеальным конструктивным побережьем островных дуг и эпигеосинклинальных орогенных систем. Однако эпиконтинентальные моря нарушают эту гармонию деструктивными впадинами Охотского, Берингова, Японского и других морей, образовавшихся в тылу Тихоокеанских островных дуг. Деструктивные процессы образования эпиконтинентальных морей проявились на границе двух областей геосинклинального развития, в зоне, охваченной площадными базальтовыми излияниями палеоген-неогенового возраста.

Следовательно, в развитии континентов и океанов конструктивные и деструктивные процессы извечно налагаются друг на друга при непрерывной смене вблизи земной поверхности «приливов» и «отливов» глубинной энергии, форсирующей вулканизм.

Рассмотрим строение дна и земной коры океанов деструктивного типа, а также положение в их структуре срединно-океанических хребтов.

Горные породы, полученные при бурении с океанологического судна «Гломар Челенджер», показывают, что по меньшей мере 150 млн. лет назад, т. е. в ранней юре, в районе Багамских островов было море. Это является дополнительным доводом в пользу мезозойского возраста континентального уступа Северной Америки. Одновременно с этим установлено континентальное происхождение ряда подводных поднятий и цоколей островов Атлантического океана (банки Роколл, Исландия) и так называемых микроконтинентов Индийского океана (о. Мадагаскар, Сейшельские острова, Сокотра и

др.).

Уменьшение мощности осадков на дне деструктивных океанов-по направлению к срединно-океаническим хребтам и более молодой их возраст позволяют получить представление о продолжительности осадкообразования. В рифтах у оси Срединно-Атланти-ческого хребта возраст осадков составляет 100—700 тыс. лет, а в нескольких сотнях километров от оси осадконакопление продолжается около 10 млн. лет. Как известно, во впадинах у берегов Северной Америки этот процесс длится с середины мезозоя — более 150 млн. лет. При этом осадки в прогибах парагеосинклиналей подверглись умеренной складчатости, под влиянием вертикальных напряжений, о чем свидетельствуют диапировые структуры.

Сейсмоакустические исследования позволили обнаружить под толщей осадков на абиссальных равнинах Атлантического океана и на склонах Срединно-Атлантического хребта уступы грядового рельефа, аналогичные рельефу самого хребта, образованного рифтами и окаймляющими их гребнями.

Возраст продуктов вулканической деятельности (в основном базальтов) к центральной части океанов, т. е. к срединным хребтам, становится все более молодым. В строении срединных хребтов участвуют две формации: верхнемеловая—палеогеновая (ги-пербазитовая) и плиоцен-четвертичная (базальтовая). Отмечается сходство структуры деструктивных побережий океанов и бортов рифтовых долин Восточной Африки, Исландии (флексуры, серии даек, сейсмичность). Молодой рифтогенез Африки по возрасту соответствует рифтогенезу срединно-океанических хребтов. Типы и структуры вулканов континентальной платформы Африки и дна Атлантического и Индийского океанов вне срединно-океанических хребтов близки.

Рифтовые долины, рассекающие осевую часть Срединно-Атлантического хребта, образуют цепочку, звенья которой эшелонирование смещены по трансокеаническим субширотным (в центральной части океана) разломам. Установлено, что глубина ущельев, образующихся при пересечении срединно-океанических хребтов трансокеаническими разломами, достигает более 5 км, в то время как ущелья рифтовых долин имеют глубину до 4 км.

Землетрясения с неглубокими очагами приурочены к пересечениям субмеридиональных и поперечных разломов. В очагах землетрясений рифтовых разломов происходит растяжение, в очагах землетрясений трансатлантических разломов — сдвиг.

Таким образом, трансатлантические разломы, будучи более древними, чем рифтовые, становятся активными в зоне рифтогенеза. При этом рифтовые долины хребта при сдвигах по поперечным разломам изогнуты в соответствии с контуром побережья Атлантического океана. В результате сохраняется срединное положение океанических хребтов, симметричное по отношению к обрамляющим океан континентам.

Глубинное строение Срединно-Атлантического хребта отличается в центральной части увеличением мощности земной коры, приобретающей промежуточные свойства между океанической земной корой и верхней мантией. В противоположность этому в осевой части Тихоокеанского поднятия, иногда сопоставляемого со срединно-океаническими хребтами, имеется сводообразное вздутие верхней мантии. Строение срединно-океанических хребтов горизонтально слоистое, с залеганием более молодых слоев на древних и соответственно с выходами на склонах все более древних слоев по мере удаления от оси хребта.

Океанические котловины между срединно-океаническими хребтами (тектонически активными) и побережьями сохраняют спокойные поля силы тяжести (гравитационная уравновешенность с континентами) и спокойное, как на континентальных платформах, магнитное поле. Отмечено также равенство тепловых потоков континентальных и океанических платформ. Это противоречит представлению о мощном конвекционном потоке, перемещающемся от срединных хребтов к окраине океана и переносящем на своей поверхности земную кору. Такой процесс, даже в меньшем масштабе, должен был бы вызвать активные тектонические движения, площадной вулканизм и сейсмичность у деструктивного побережья континентов, которое фактически асейсмично и лишено молодых эндогенных процессов.

Магнитные аномалии, протягивающиеся полосами иногда симметрично по обе стороны срединно-океанического хребта, отражают распределение эпох прямого и обратного магнитного поля, установленного при измерении направления остаточного намагничивания в стратиграфических разрезах лавовых толщ.

Магнитные аномалии прослеживаются по периферии океанов и образуют несколько параллельных зон, сходящихся симметрично к срединно-океаническому хребту. В последнем случае они характеризуют наиболее молодые породы. Кроме того, имеются полосы магнитных аномалий, не связанных со срединными хребтами и поэтому необъяснимых с точки зрения гипотезы раздвигания материков.

Ширина срединно-океанических хребтов, занимающих более 1/3 ширины океана (иногда всю его ширину), зависит от возраста зоны рифтообразования. В тех участках, где рифтообразование началось в мезозойское время, рифтовые системы, телескопированные вплоть до срединно-океанических хребтов, у окраины континента оказались скрытыми под мощным слоем осадков.

Для телескопированных рифтов, развитие которых в различных районах земного шара продолжалось до четвертичного времени, характерно параллельное расположение внутренних рифтовых долин по отношению к рамам более древних рифтов. Этим объясняется современный рисунок Срединно-Атлантического хребта, повторяющий контуры его древних побережий. Рифтовые долины формируются в пределах отдельных ячеек, ограниченных трансокеаническими разломами, внутри которых действуют куполо-образующие напряжения. Рифтообразование в этих ячейках происходит независимо от соседних ячеек.

Перемещение отдельных глыб срединно-океанического хребта (например, Исландской) в горизонтальном направлении (по сдвигам трансокеанических разломов) происходит в соответствии с конфигурацией рамы древних уступов рифта и, очевидно, является унаследованным процессом. Поэтому современные рифтовые долины срединных хребтов симметричны в своих контурах деструктивному побережью океанов, сформировавшемуся в ранние этапы рифтообразования. Эта закономерность, вероятно, заложена в самом процессе образования телескопированных рифтов.

Структура подводящих каналов излияний траппов Индии, Сибири и других районов исключает возможность предположения площадных излияний из одной трещины в центре трапповой провинции. Установлено наличие многочисленных трещин, связанных с системой горстов и грабенов и рассекающих фундамент области площадных излияний. Следовательно, предположения об излияниях базальтовых покровов на дне океанов из разлома, проходящего вдоль срединно-океанического хребта, лишены реальных оснований. Здесь также возможно наличие сложной системы тектонических нарушений, а поскольку установлена разновозрастность излияний, древнейшие из которых отмечаются близ континентов, а более молодые в центральных частях океанов, надо полагать, что в таком же направлении смещались во времени и тектонические движения на дне океанов.

Тихий океан с конструктивными побережьями не имеет симметрично расположенных срединно-океанических структур, но Тихоокеанские поднятия (восточное из них — самое крупное), как и хребты деструктивных океанов, разорваны трансокеаническими разломами, сместившими горизонтально участки поднятия. Крупнейшим вулканическим сооружением наряду с Гавайским хребтом, расположенным параллельно этим разломам, является Дарвиновское поднятие — область площадных вулканических излияний, ныне погруженная на дно океана, но в позднем мезозое охваченная мощным вулканизмом. Эти области площадных и линейных излияний у окраин океана смыкаются с вулканическими островными дугами, где происходит мощный современный вулканизм. Таким образом, вулканический процесс в Тихом океане проявляется у его периферии и смещается к центру синхронно с миграцией геосинклиналей.

Образование океанов процесс очень сложный и существует много гипотез, объясняющих его. Вулканизм, широко проявлявшийся в связи с формированием океана, должен получить при изучении механизма этого процесса соответственную оценку. Рассмотрим главные гипотезы. Одни из них опираются на преобладание вертикальных движений в геологических процессах и исходят из вероятности образования океана в результате вертикальных перемещений земной коры; другие предполагают существование крупных горизонтальных движений и объясняют изменения в положении океанических бассейнов и континентов дрейфом континентов. При этом предполагается наличие ряда гипотетических процессов: конвекционные потоки, конвейерное перемещение земной коры, растекание базальтовых покровов из рифтовой долины срединных хребтов.

В настоящее время разработаны два варианта гипотезы дрейфа континентов: один предполагает «плавание» континентов вместе с океанической земной корой под влиянием гипотетических конвекционных течений, другой — смещение континентов при увеличении объема земного шара.

Раздвигание океанического дна под действием конвекционных потоков, поднимающихся к поверхности по рифту срединно-океанических хребтов, заполненному базальтами, вызывает образование новой трещины, повторно заполняющейся лавой и вновь расширяющейся, и так в течение многих десятков миллионов лет. Сторонники этой гипотезы полагают, что такой механизм может объяснить полосное расположение магнитных аномалий, окаймляющих срединно-океанические хребты.

Предполагается, что под влиянием внедрения в рифтовую зону срединно-океанического хребта новых порций магмы континенты, расположенные по обе стороны океана, раздвигаются в разные стороны. При этом допускается возможность расширения зоны разлома вследствие серпентинизации ультраосновных пород.

Таким образом, дно океана непрерывно обновляется в результате излияния лавы из трещины в срединном хребте и перемещается, подобно ленте конвейера, к окраинам океана, где опускается в глубины Земли с нисходящим конвекционным потоком.

Даже такие умозрительные гипотезы вынуждены считаться с существованием на дне океанов системы уступов подводных плато и возвышенностей, возникшей вследствие рифтообразования, при котором сохраняется симметрия океанических побережий с уступами этих телескопированных рифтов.

Согласно гипотезе, выдвинутой Б. Хизеном, срединно-океанический рифт под действием конвекционных потоков, направленных в стороны континентов, раздвигался, при этом в его центральной части образовывалась новая трещина; при определенной ширине этой трещины в ней возникала новая и т. д. «Критическая» ширина такого повторного рифтообразования— 100—160 км. И здесь телескопированное рифтообразование сопровождает расширение океанического дна, но объясняется это умозрительными построениями.

Существует ли реальный процесс, при котором телескопированное рифтообразование в пределах молодых океанов происходило бы в той же последовательности, которая наблюдается в геосинклинально-орогенных областях, от широкого древнего рифта к вложенному в него молодому узкому рифту?

Одним из ведущих процессов вулкано-тектонического рифтогенеза является структурное поднятие (свод), обычно сопровождаемое площадными базальтовыми излияниями. Рифт образуется как реакция свода на потерю поддержки при опустошении подкоровых магматических очагов. Это одно из общепринятых объяснений данного процесса. Последующий тепловой напор и поднятие магматических расплавов вызывает новое сводовое поднятие внутри рифта, отступание теплового фронта влечет обрушение и т. д.

Таким образом, куполообразование может служить причиной рифтогенеза с нормальной последовательностью формирования телескопированных рифтов на обширных площадях.

Представления В. Беммелена о «мегаундациях» могут служить отправным пунктом для развития гипотезы, объясняющей рифтообразование в пределах молодых океанов деструктивного типа. На сводах таких крупных поднятий формируются грабены, внутри которых возникают новые поднятия меньшего размера и т. п. Этот направленный цикличный процесс завершается образованием в центральной полосе телескопированных рифтов срединного орогена, подобного орогенам на континентальных платформах. Такая структура рифтов, возможно, соответствует симметричному расположению полос магнитных аномалий на дне океана по обе стороны от срединно-океанического хребта (рис. 1).

Симметричное расположение более древних уступов рифтовых долин по отношению к молодому рифту срединно-океанического

ского океана

Возраст уступов телескопированных рифтов: неогеновый, 5 — плиоцен-четвертичный

1— юрский, 2 — меловой. 3 - палеогеновый 4 —

хребта согласуется с фактическими данными о выходе все более древних пород по направлению к побережьям океана.

Если с точки зрения мобилистов рифтовые долины срединно-океанических хребтов являлись исходной трещиной, от которой ачалось расширение океанического дна и дрейф континентов, то на основе представлений о вулкано-тектоническом происхождении молодых океанов в срединно-океанических хребтах завершается телескопированный рифтогенез, приводящий к заключительной стадии орогенеза на талассократоне.

Деструктивный тип побережий формируется в связи с обрушениями платформ вследствие развития системы телескопированных грабенов, в которых вулканические процессы от цикла к циклу развивались последовательно, сокращаясь в масштабах; вначале излияния охватывали широкую континентальную площадь сводообразного поднятия, затем произошло обрушение свода и вулканизм переместился в образовавшийся грабен. Здесь вновь возникло поднятие внутреннего свода, который в связи с излияниями просел. Так формировалась система грабенов, телескопированно вложенных один в другой и обрамленных флексурами с сериями базальтовых даек, параллельных сбросам.

При структурном анализе побережий Атлантического океана вначале выявилось внешнее подобие его структур телескопирован-ным грабенам, затем удалось проследить серии даек, сопровождающих флексуры северо-восточных и северо-западных его побережий, и останцы долеритовых базальтов на побережьях, островах и подводных плато в разных районах океана, расположение которых соответствует по возрастному и структурному положению указанной схеме рифтообразования.

Напрасны будут попытки найти следы вулканической деятельности вдоль современных побережий Атлантического океана там, где образование их началось в мезозое. Однако их отсутствие не свидетельствует против вулкано-тектонических обрушений, происходивших здесь в прошлом; ведь последующие процессы способствовали уничтожению структуры побережья, образовавшегося более 150 млн. лет назад.

Обрушения Тулейской базальтовой провинции, в результате которых образовались современные берега Восточной Гренландии и Западной Ирландии, произошли в палеогене. Береговые флексуры здесь сохранились, и вдоль побережья наблюдаются серии параллельных базальтовых даек.

Под влиянием изостатического выравнивания берегов, испытавших обрушение и воздействие эрозионных процессов, значительные площади побережий более древнего происхождения погрузились ниже уровня океана. Для северо-восточных побережий Северной Америки об этом можно судить по структуре океанического склона и шельфов, сложенных мощной толщей мезо-кайно-зойских отложений. Следует учитывать, что в районах мезозойских платформенных излияний базальтовые силлы, дайки и другие субвулканические тела развиты на более значительных площадях, чем лавовые плато. Континентальная кора, утяжеленная этими глубинными базальтовыми внедрениями, испытывала обрушение на площади, выходящей за пределы лавовых плато. Поэтому отсутствие на побережьях океана останцов лавовых плато еще не доказывает, что вулкано-тектонические обрушения непричастны к образованию побережий.

Срединно-океанические хребты прорезаны вдоль свода системой эшелонированных рифтовых долин, выходящих на континентальные платформы в виде аналогичных рифтов, но находящихся на ранних стадиях эпиконтинентального орогенеза. Рифты сопровождаются продольными флексурами, пронизанными сериями параллельных даек. Подобные же флексуры, но более древние, соответствующие времени массовых излияний долеритовых базальтов, обрамляют деструктивные побережья в районах долери-товых плато Восточной Гренландии, Западной Ирландии, Индии, Южной Америки. Флексуры океанических побережий субпараллельны срединно-океаническим хребтам, что дает основание говорить о подобии деструктивных побережий молодых океанов, заложенных в мезо-кайнозое, и рам кайнозойских рифтовых долин.

Тихий океан отличается от молодых океанов конструктивным типом побережья и иным ходом развития его котловины. С азиатской стороны он окаймлен поясами геосинклиналей и ранних оро-генов, охватывающими своими островными дугами обширные площади океана. Восточная часть океана обрамляется орогеном Анд и Кордильер Америки. Структура вулканического кольца, прижатого к континентам, сопоставляется с кольцевыми вулкано-тектоническими структурами.

Главной особенностью образования побережий такого типа является приток глубинной энергии, форсирующей динамическое развитие геосинклинально-орогенных структур. Это — области эпи-геосинклинального плутонического орогенеза, в основе которого лежит формирование континентальной земной коры под влиянием тепло-массопереноса из глубин Земли. Образуясь на границе континентальной и океанической коры, где структуры асимметричны, геосинклинальная область мигрирует в сторону океана, уменьшая его площадь.

Ниже описывается схема тектонического развития конструктивных границ континентов и океанов.

Геосинклинали — колыбели орогенических поясов, в них развиваются подводные орогены — островные дуги. Поднимаясь над поверхностью океана, система островных дуг образует ранний ороген. Поздний ороген — это уже высокие альпийские горы, обрамляющие континенты. По мере припаивания к континенту и замирания тектонических движений орогены превращаются в пояса завершенной складчатости. В дальнейшем, в процессе денудации и консолидации они могут стать частью платформы или испытать новую активизацию. Этот, казалось бы, последовательно развивающийся процесс осложняется регенерацией структур.

Большинство геосинклинальных областей, если не все, возникли на месте древних континентов. Это относится не только к внутриконтинентальным и межконтинентальным геосинклиналям, но и к геосинклиналям, развивающимся на океанической земной коре. Например, многие современные тихоокеанские островные дуги — это этапы подводного орогенеза геосинклинальных областей, регенерированных на месте палеозойских континентов.

Начиная с поздней перми или триаса площадь Тихого океана уменьшалась вследствие наращивания побережий. Геосинклинальные пояса с мощным вулканизмом намечаются в конце юры — начале мела (Охотско-Чукотский), в позднем мелу (Восточно-Сихо-тэалинский), в кайнозое (Курило-Камчатский и Алеутский). Аналогичная последовательность геосинклинальных поясов отмечается и для американского побережья. Следовательно, обрушения (даже деструктивного типа), связанные с геосинклинальным процессом, проходили сквозь всю историю конструктивного развития и характеризовали отдельные стадии образования геосинклинальных бассейнов. Они не являлись поворотными этапами в расширении океанов за счет континентов, как это происходило при деструктивном формировании океанических берегов.

Не предваряя вопроса о возрасте Тихого океана, следует отметить, что в пределах его современной впадины, вероятно, существуют участки, где океанические условия сохраняются с древнейших времен. Вулканизм играл огромную роль в создании структуры Тихоокеанской котловины в мезо-кайнозое; широко проявляется он и в настоящее время.

Центральную часть восточной половины океана занимает Дарвиновское поднятие — огромный вулкано-тектонический свод земной коры с приподнятой кровлей верхней мантии. Верхнемеловой вулканизм здесь сопровождался разломами, параллельными оси поднятия, и серией грабенов и горстов. Объем излияний в несколько десятков раз превышал объем излияний Деканского плато. В палеогене площадные излияния сменились образованием вулканов центрального типа.

Затухание вулканизма сопровождалось погружением всей площади. Возраст погружения определяется по эоценовым коралловым постройкам в нижних слоях отложений на вулканах, погруженных на дно. Опускание было дифференцированным и сопровождалось поднятием в соседнем районе другого крупнейшего вулкано-тектонического сооружения — Восточно-Тихоокеанского краевого поднятия, примыкающего у Калифорнии к побережью Америки. В основании этой структуры кровля верхней мантии (скорости сейсмических волн 8,3 км/сек) приподнимается, образуя свод. Это отличает Восточно-Тихоокеанское поднятие от срединно-океанических хребтов молодых океанов. Несмотря на сложную систему продольных и поперечных разломов, рифтовая структура вдоль свода поднятия отсутствует. Очаги неглубоких землетрясений расположены вдоль его оси.

Отмечается, что аномальные поля повышенного теплового потока образуют две узкие полосы вдоль свода с резким перепадом значений на расстоянии 500—700 км от гребня. Это позволяет предполагать, что Восточно-Тихоокеанское поднятие генетически связано с геосинклинально-орогенными структурами и не входит в систему телескопированных рифтов молодых срединно-океанических хребтов. В отличие от последних близ свода поднятия наблюдается утонение земной коры.

В южной части Океании структуры типа срединно-океанических хребтов известны в 1100 км к юго-востоку от Новой Зеландии, где в связи с молодым вулканизмом образовался сейсмически активный хребет Макуори. В этом хребте развиты интрузии ультраосновных и основных пород, пересеченные дайками долеритов. Здесь прослежены линейные магнитные аномалии и грабен вдоль оси хребта.

Индийский океан имеет черты строения Атлантического и Тихого океанов. В западной части океана конструкция его котловины определяется рифтогенезом, в результате которого возникли микроконтиненты— Мадагаскар, Сейшельские и другие острова, с системой глыбовых хребтов Чагос — Лаккадивы. Восточная часть котловины окаймлена системой островных дуг и ранних орогенов. Обрушение значительных площадей долеритовых плато произошло по системе разломов и флексур, особенно хорошо прослеживающихся у побережий Индостана и в Аравийском море.

В истории вулканизма Земли выделены эпохи площадных вулканических излияний, охватывающие огромные территории, соизмеримые с континентами, и эпохи вулканизма, связанного с узкими орогеническими поясами.

Площадные излияния на платформах значительно превосходили по масштабу вулканической деятельности и выделению тепловой энергии вулканизм в узких орогенических поясах, и вряд ли они могут рассматриваться как следствие активизации платформ в результате орогенеза, что также маловероятно, так как платформенный вулканизм мезо-кайнозойского времени предшествовал орогенезу.

Ближайшие к нашему времени долеритовые излияния главным образом пермо-триасового и юрского возраста, а образования базальтовых лавовых плато — позднемезозойского и кайнозойского. Излияния долеритов охватили обширные территории Южного континента в эпоху поднятия Гондваны, сводообразования, рифтооб-разования и распада на отдельные глыбы. Образование вулканических покровов (деканские траппы, бразильские и африканские долеритовые покровы, тулейские плато-базальты) происходило в эпохи преобладания континентального режима, предшествовавшие постепенному распаду Гондваны и Лавразии и образованию молодых океанов.

Площадной континентальный вулканизм, сопровождавшийся массовыми излияниями недифференцированной толеитовой магмы, сопутствовал развитию обширных сводовых поднятий. Излияния сопровождались дифференцированными движениями глыбового типа и рифтообразованием, сформировавшим сложную систему нарушений фундамента. В результате этих массовых излияний в мезо-кайнозое было нарушено гравитационное равновесие в глубинах Земли, и обширные площади континентов испытали обрушение в рамках современных побережий молодых океанов.

По мере затухания площадной вулканической деятельности увеличивалось общее погружение ее районов, и возникали деструктивные разломы, определявшие конфигурацию океанов с берегами атлантического типа. Система вложенных друг в друга грабенов ограничивала площади излияний, уменьшавшиеся соответственно сужению площадей обрушения в течение мела—неогена.

После распада Гондваны и Лавразии площадной вулканизм на платформах постепенно сменился вулканизмом в поясах орогенеза, усилившегося в течение позднего мезозоя и в кайнозое.

В плиоцене—плейстоцене вулканическая деятельность сосредоточилась в орогеническом поясе срединно-океанических хребтов, прорезанных рифтовыми долинами. Такая стадийность вулканизма и структурообразования в телескопированных грабенах типична как для платформенных областей, где мощное проявление вулканизма в мезозое сопровождало образование молодых океанов, так и для кайнозойских вулканических поясов геосинклинального и платформенного типов.