parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

5. Основные черты строения континентов	101

расслоенными базит-ультрабазитовыми интрузиями известны титаномагнетитовые (Кусинское, Южный Урал), хромитовые (Сарановское, Средний Урал), крупные медно-никелевые и платиновые (Норильск) месторождения. С базальтовыми покровами – месторождения исландского шпата, железа (трубки взрыва – Ангаро-Илимское, Коршуновское, Нерюндинское месторождения), меди – медно-цеолитовой (медноэпидотовой) формации (Верхнее озеро, США), рубинов и сапфиров в базальтах Кампучии и Таиланда. С базальт-трахитовыми (трахифонолитовыми) ассоциациями связано уран-молибденовое и флюоритовое оруденение.

Сультраосновными и основными щелочными интрузиями и карбонатитами известны месторождения тантала, ниобия, редких земель, апатита, глинозёма (Кия-Шалтырское и др.), с габбро-сиенитовыми интрузиями – железорудные скарновые (Ташелгинское, Ирбинское и др.), с субщелочными, плюмазитовыми и щелочными гранитами и граносиенитами – порфировые медно-молибденовые (Сорское) и редкометалльные месторождения. Кимберлиты несут алмазы.

Сосадочными комплексами континентальных рифтогенных структур ассоциируют высокоглинозёмистые формации, вулканогенноосадочные и осадочные железные руды (гематит-кремнистые, гематитшамозитовые), медистые песчаники, доломиты, магнезиты и сидериты (Бакальско-Саткинская группа на Южном Урале), осадочный флюоритратавкит (Эшвеге, Германия), барит (Медведёвское, Урал), свинцовоцинковые стратиформные (Кужинское, Урал; Солчур, Тува), пирофиллитовая и цеолитовая минерализация.

5.4.Пострифтовые осадочные бассейны (чехол древних и молодых платформ)

Образованию осадочных бассейнов платформенного типа обычно предшествует рифтогенез, что позволяет использовать для их названия термин «пострифтовые бассейны». Для объяснения указанной закономерности предполагается, что на рифтовом этапе развития земная кора и литосфера в целом сильно утоняются вследствие образования сводового поднятия, его эрозии, растяжения, подъёма кровли астеносферы и разогрева земных недр. После окончания рифтогенеза кора и мантия охлаждаются, и в результате их термического сжатия образуется пострифтовый осадочный бассейн, заполнявшийся со временем многоки-

102	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

лометровыми толщами осадков, сносимыми с прилегающих областей. Типичными представителями таких структур являются ЗападноСибирский и Североморский пострифтовые осадочные бассейны.

Осадочный чехол в центральных частях бассейнов имеет мощностью до 5 – 8 км (до 15 км в авлакогенах) и 0 – 2 км на поднятиях кристаллического метаморфического фундамента (щиты и массивы). Осадочные породы представлены слоистыми континентальными, прибрежноморскими и мелководными морскими (эпиконтинентальные моря) толщами: песчаников, алевролитов, глин, карбонатных и эвапоритовых пород, угленосными толщами, автохтонными и переотложенными корами выветривания.

Структурные признаки: пологие прогибы (синеклизы) и поднятия (антеклизы), местами осложненные малоамплитудными разрывами, флексурами, валами.

Минерагения. Пострифтовые впадины характеризуются разнообразной минерагенией.

С осадочными комплексами ассоциируют высокоглинозёмистые формации, осадочные железные руды (гематит-кремнистые, гематитшамозитовые), медистые песчаники, месторождения нефти и газа, горючих сланцев, каменных и бурых углей, бокситов, кварцевых песков, желваковых фосфоритов, марганца, калийных и натровых солей, россыпные месторождения золота, вольфрама и алмаза. Особо следует отметить месторождения графита в Тунгусской синеклизе (Курейское и Ногинское), возникшие за счёт термального метаморфизма пермских каменных углей нижнетриасовыми траппами.

5.5.Зоны внутриплитной активизации и внутриплитного магматизма

Платформенные структуры совместно с пострифтовыми впадинами могут вновь подвергаться тектоно-магматической активизации с формированием зон площадного растяжения континентальной коры («рассеянный рифтинг») и проявления специфического платформенного магматизма. На этом этапе наблюдается последовательное становление ряда: «траппы – щелочно-основные комплексы с карбонатитами – кимберлиты». Рассматриваемая триада в истории Земли впервые проявилась в раннем протерозое (2,9 – 2,4 млрд лет назад) и повторялась неоднократно.

5. Основные черты строения континентов	103

Подобные зоны рассматриваются на примере одной из крупнейших провинций платобазальтов – Тунгусской (трапповой) синеклизы. Огромные массы платобазальтов на Сибирской платформе появились в пермо-триасе одновременно с рифтовыми зонами на молодой ЗападноСибирской плите. Причиной внедрения и излияния платобазальтов, повидимому, было возникновение мощных рассеянных зон растяжения, фиксируемых пакетами параллельных даек, которые рассматриваются как зоны «рассеянного рифтинга», обусловленного поднимающимся суперплюмом. В результате образуются крупные излияния базальтоидов (траппов), внедрение расслоенных (дифференцированных) базальтовых интрузий в осадочные толщи чехла платформ. В сводовых поднятиях локализуются щелочно-основные комплексы с карбонатитами, на склонах последних – кимберлиты.

Минерагения. С расслоенными траппами связаны крупнейшие месторождения колчеданных медно-никелевых руд с платиноидами (Норильск, Талнах), эксплозивно-эксгаляционные железные руды (АнгароИлимская группа), месторождения исландского шпата, рубинов и сапфиров (месторождения Кампучии и Тайланда). Ультраосновные щелочные и основные интрузии несут апатит-магнетитовое оруденение с платиноидами, хромит, флогопит, вермикулит и флюорит. С карбонатитами связаны месторождения ниобия, тантала, редких земель и урана, с нефелиновыми сиенитами – апатит, со щелочными гранитами – оловоносные грейзены и жилы. Кимберлитовые и лампроитовые трубки, дайки и штоки нередко алмазоносны.

Контрольные вопросы

1.Назовите основные структурные элементы платформ.

2.Какие породные ассоциации слагают архейские протократоны?

3.Охарактеризовать минерагению архейских протократонов.

4.Перечислить породные ассоциации раннепротерозойских кратонов.

5.Назвать основные виды полезных ископаемых раннепротерозойских кратонов.

6.Строение и состав чехла платформ.

7.Какие процессы обуславливают развитие континентального рифтогенеза?

8.Раскрыть определение термина «авлакоген».

9.Классификация рифтовых зон по Е.Е.Милановскому (1986).

104В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

10.Геодинамическая классификация рифтовых зон по В.С. Самойлову и В.В. Ярмолюку (1992).

11.Перечислить магматические и осадочные формации, характерные для континентальных рифтов.

12.Охарактеризовать минерагению континентальных рифтов.

13.Особенности строения и состава пострифтовых осадочных бассейнов.

14.Назвать основные месторождения полезных ископаемых пострифтовых осадочных бассейнов.

15.Какой магматизм и полезные ископаемые характерны для зон внутриплитной активизации?

6. Основные черты строения океанического дна	105

6.ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СТРОЕНИЯ ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА

Основными элементами строения океанического дна являются вулканические океанические хребты, трансформные разломы, абиссальные плато с глубоководными котловинами (впадинами), асейсмические вулканические хребты (поднятия), островные дуги, глубоководные желоба, зоныБеньоффа– Заварицкого, окраинныеизадуговыебассейны (рис. 6.1).

Прибрежная равнина

Шельф

Континентальный склон

Континентальное подножие

Срединно-океанический хребет

Абиссальная равнина	Осевой рифт
	Уровень моря

Рис. 6.1. Основные геоморфологические элементы океанического дна и его глубинное строение, по Ч. Дрейку и др. (1970), М. Талвании (1965). Римские цифры – номера слоёв, арабские цифры – скорости продольных сейсмических волн в км/с

Океаническим хребтом вообще называют любое вытянутое поднятие морского дна, характеризующееся относительно крутыми склонами и неровным рельефом.

106	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Существует термин – океаническое поднятие, которым обозначают протяженное и широкое возвышение морского (океанического) дна с пологими и гладкими склонами. Но оказалось, что геотектонически сходные структуры в одних случаях были названы поднятиями, а в других – хребтами. Например, Срединно-Атлантический хребет и Восточ- но-Тихоокеанское поднятие. Чаще всего используют термин «хребет», однако широко используют и общепризнанные названия конкретных структур (Восточно-Тихоокеанское поднятие).

Океанические хребты представляют собой четко выраженные в рельефе прямолинейные или криволинейные зоны, вдоль которых создается или модифицируется земная кора. В океанических бассейнах системы крупных хребтов распространены значительно шире, чем на континентах, и имеют, как правило, гораздо большие размеры. Среди них выделены несколько классов хребтов:

1.Мировая система срединно-океанических хребтов (СОХ) – хребты спрединга.

2.Хребты малых спрединговых систем.

3.Хребты трансформных зон разломов.

4.Вулканические базальтовые хребты – следы горячих точек или мантийных плюмажей.

5.Хребты островных дуг.

6.1. Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты являются самым крупным и протяженным (до 70 тыс. км) элементом рельефа дна океана. Это тектонически активный элемент, характеризующийся почти непрерывной сейсмической и магматической активностью. Часто их характеризуют как зоны наращивания земной коры (зоны аккреции) или разрастания морского дна (спрединг), подчеркивая тем самым специфику геотектонического режима этих структур. Срединно-океанические хребты не обязательно занимают срединное положение в океаническом бассейне, как, например, Срединно-Атлантический хребет, а могут и по диагонали пересекать океан (Восточно-Тихоокеанский, Индийско-Атлантический, Тихоокеанско-Атлантический, Аравийско-Индийский хребты). Их ширина достигает 3000 – 4000 км, а характерное превышение над дном моря 1 – 3 км. Локальные превышения на гребне и склонах хребтов могут достигать нескольких километров.

6. Основные черты строения океанического дна	107

На рис. 6.2 приводится сравнительная характеристика абсолютных высот СОХ с медленным, умеренно-быстрым и быстрым спредингом. Морфологические особенности второго порядка зависят от скорости расхождения плит.

1000

а

1500

2000

м

2000

б

2500

м

в

2750

м

г

3250

м

0

5 км

1000

1500

2000

м

2000

м

2500

м

2750

м

3250

м

1

2

3

Рис. 6.2. Разрез океанических рифтовых зон с разной скоростью спрединга, по «Подводные геологические исследования…» (1985). а – Красноморский рифт (v = 1,5 см/год); б – Срединно-Атлантический рифт (v = 2,5 см/год); в и г – Восточ- но-Тихоокеанское поднятие: (21° с.ш., v = 6 см/год; 3° с.ш., v = 15 см/год); 1 – экструзивная зона; 2 – внутренний рифт; 3 – рифтовые ступени

Осевая зона хребтов с низкой скоростью спрединга (1 – 2 см/год), подобных Срединно-Атлантическому хребту, обозначена глубокой (3300 – 3900 м) и относительно широкой (5 – 30 км) рифтовой долиной, фланги которой представлены гребнями и линейными цепями гор, возвышающихся на 500 – 2000 м над ее дном (рис. 6.3). Для хребтов с вы-

108	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

сокой скоростью спрединга (до 3 см/год) характерны осевые зоны с приподнятыми блоками и щитовыми вулканами с высотой в несколько сот метров. Здесь отсутствуют осевые рифты, отмечаются более ровные склоны хребтов. Хребты с умеренными скоростями спрединга характеризуются умеренно выраженным рельефом с невысокими абиссальными холмами и небольшими подводными пиками на гребне и склонах хребта.

2000								2000
ТАГ	26° 08' N
3000					Черный			3000
					курильщик
			Неовулканическая
				зона
0		5 км					Зона
							разлома
4000 м								4000 м
1	2	3	4	5	6	7	8	9

Рис. 6.3. Геологический разрез через рифтовую долину Срединно-Атлантического хребта в районе ТАГ, 26° с.ш., по Л.П. Зоненшайну и М.И. Кузьмину (1993): 1 – молодые лавы неовулканических зон; 2 – более древние лавы; 3 – черный курильщик; 4 – параллельные дайки; 5 – габбро; 6 – зелено-каменные породы; 7 – глыбовые брекчии; 8 – осадочные карманы; 9 – разломы

При оценке скоростей спрединга нужно учитывать, что в пределах конкретного хребта с течением времени они могут меняться. Так, по данным C. Labails et al. (2008), аккреция океанической коры Центральной Атлантики в интервале времени от 195 до 165 млн лет назад происходила со скоростью 0,8 см/год, а позднее увеличилась до 4,8 см/год, затем вновь уменьшилась до 2,6 см/год.

Осевая линия хребта не является непрерывной, она разбита поперечными – трансформными разломами на отдельные сегменты. Сегменты смещены друг относительно друга в направлении, перпендикулярном простиранию хребта. Величины смещений и длины отдельных сегментов хребта варьируют от нескольких десятков до сотен километров.

6. Основные черты строения океанического дна	109

Распределение эпицентров землетрясений в районе СОХ показывает, что движения земной коры сосредоточены в осевой зоне хребта и на трансформных разломах.

Сейсмичность не зависит от рельефа хребта – осевые зоны сейсмически активны, если даже осевая рифтовая долина отсутствует (Восточ- но-Тихоокеанское поднятие и Тихоокеанско-Антарктический хребет). Расчет механизма очага в осевой зоне хребта указывает на режим растяжения, т.е. на режим расхождения двух блоков коры. Еще более определенную информацию о расхождении блоков дает изучение трансформных разломов – плиты движутся в сторону от осевых зон хребта в направлении, параллельном простиранию трансформных разломов.

Для многих срединно-океанических хребтов характерно наличие линейных магнитных аномалий (рис. 6.4). Они параллельны оси хребта и симметричны относительно него. Это объясняется периодическим поступлением в рифтовую зону огромных масс базальтовой магмы. Периодическое обращение полярности магнитного поля Земли запечатляется в базальтах по обе стороны оси спрединга.

Временная привязка этих аномалий позволяет определить скорость расхождения двух плит.

Для большинства СОХ возраст слагающих кору пород равномерно увеличивается с глубиной океана: если осевые зоны на глубинах менее 3000 м сложены породами современного («нулевого») возраста, то на глубине около 6000 м возраст коры составляет уже около 125 млн лет. Возвышенное положение осевых зон и линейная зависимость возраста от глубины океана объясняются постепенным остыванием, увеличением мощности вновь образующихся литосферных плит и их погружением в астеносферу.

Вузких осевых зонах шириной около 1 км и менее обнаружены свежие стекловатые подушечные базальты. Они встречаются как в хребтах

смедленным, так и умеренным и быстрым спредингом. При этом мощность осадков возрастает по мере удаления от оси.

Восевых зонах СОХ с умеренным спредингом обычно встречаются выходы гидротермальных источников (рис. 6.3 и 6.5). Они распознаются по аномально высокой температуре воды, аномальному скоплению макробентосных организмов и отложению сульфидов металлов («черные курильщики и белые курильщики»). Это открытие, как и установление вблизи центров спрединга гигантских по объемам, но кратковременных выбросов перегретой воды, служит основой гипотезы не о по-

110	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

степенном и постоянном, а о дискретном образовании молодой земной коры. В такие периоды из недр выбрасывается магма короткими очередями, в десятки и сотни раз превышающими среднюю величину. В осевых зонах распространены также обширные подводные лавовые озера, возникшие в результате обильных излияний жидкой лавы. К. Макдональд (ун-т штата Калифорния, США) сообщил об открытии гигантского свежего лавового поля на дне Тихоокеанского поднятия в 1200 км к ЮЗ от островов Галапагос площадью 220 кв. км и объемом 15 куб. км. Излияние произошло в 1964 – 1969 гг., когда здесь происходили землетрясения в центре спрединга.

Рис. 6.4. Карта положительных магнитных аномалий (чёрный цвет) у западного побережья Северной Америки, по Дж. Р. Хейрцлеру (1991)