parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

6. Основные черты строения океанического дна	121

значительное количество сероводорода, обогащён водородом и метаном.

Исследования гидротермальных процессов в рифтах, заполненных мощным чехлом рыхлых осадков (например, впадина Гуаймас в Калифорнийском заливе) показало, что аномальность составов гидротермальных растворов в них обусловлена главным образом трансформацией первичного флюида при его миграции из реакционной зоны к поверхности океанского дна через осадочную толщу. Здесь в растворах отмечается очень низкое содержание растворённых металлов (Fe, Mn, Zn и Cu) при повышенном содержании K, Rb, Ca, Sr и Ba, углеводородов и высоком значении рH.

При подъёме флюида и уменьшении гидростатического давления гидротермальные флюиды становятся неустойчивыми, на глубинах менее 3 км вскипают и испытывают фазовую сепарацию. При этом происходит концентрирование металлов в высокосолёной фазе, а газов – в низкосолёной. Этот процесс может сопровождаться формированием подповерхностной рудной залежи.

Замеренные температуры гидротермальных растворов «чёрных курильщиков», из которых отлагаются сульфиды цинка и меди, варьируют от 270 до 400 °С. В более высокотемпературных разностях в составе сульфидных отложений наряду с повсеместно присутствующими сульфидами железа обнаруживаются сульфиды меди, реже цинка (медная специализация). В более низкотемпературных разностях они сменяются преимущественно сульфидами цинка и железа (цинковая специализация). При понижении температуры в составе отложений важную роль начинают играть нерудные минералы (сульфаты, кремнезём, кальцит и др.), среди которых сульфиды присутствуют в рассеянном виде. При дальнейшем понижении температуры восстановленные фации отложений сменяются окисленными, среди них преобладают оксиды и гидрооксиды железа и марганца. Низкотемпературные железо-марганцевые отложения обнаружены на поверхности изменённых базальтов и долеритов и в Срединно-Атлантическом хребте (Давыдов и др., 2009).

Установлена зональность в строении гидротермальных построек: гидротермальный флюид «белого курильщика» формируется в результате подповерхностного смешения 86 % флюида «чёрного курильщика» с 14 % океанской воды.

При миграции флюида через подповерхностные сульфидные залежи проявляются процессы ремобилизации ряда элементов и их последую-

122	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

щего отложения в поверхностной части рудной залежи.

Особо выделяются гидротермальные поля, которые формируются при разгрузке гидротермальных растворов глубинной циркуляционной гидротермальной системы, когда гидротермальный флюид продуцируется при трансформации океанской воды, участвующей в серпентинизации ультраосновных пород. Соответственно глубина реакционной зоны равна мощности океанической коры и в несколько раз превосходит глубину реакционных камер под осевыми частями океанических рифтов. Можно предполагать, что при повышенных глубинах реакционной зоны и соответственно больших давлениях температура нагретого флюида может превышать 500 °С. В его составе отмечаются высокие концентрации хрома, никеля, кобальта, а также водорода и метана.

ВТихом океане выделяются три металлогенических пояса: СевероАмериканский, Центрально-Американский и Галапагосский.

Северо-Американский пояс, общая протяжённость которого достигает 1500 км, объединяет рудоносные структуры хребтов Эксплорер, Эндевор, Хуан-де-Фука и Горда.

На хребте Эксплорер (скорость спрединга до 4 см/год) выявлено около 50 сульфидных построек. Приурочены они главным образом к осевому трогу и локализованы преимущественно на поднятиях в зонах тектонических нарушений. Самые крупные постройки имеют форму усеченного конуса высотой до 25 м с диаметром основания 200 – 250 м. На плоской вершине холма располагаются гидротермальные трубы. Руды содержат сфалерит и халькопирит. Нерудные компоненты представлены баритом, ангидритом, опалом и гидроксидами железа. Гидротермальные струи имеют температуру до 306 °С.

ВАтлантическом океане гидротермальные поля Логачёв, Рейнбоу, Лост Сити, Ашадз, Саланья и др. (см. рис. 6.5) в Срединно-Атланти- ческом хребте (САХ) приурочены к выходам ультрамафитов.

Поле Логачёв находится в пределах низкоспредингового участка САХ на восточном краевом уступе рифтовой долины на глубинах 2930

–3100 м. Здесь в серпентинизированных ультраосновных породах выявлено 11 гидротермальных сульфидных построек и две зоны, в которых из-под осадков вскрываются грубообломочные сульфидные отложения. Руды состоят из пирита, пирротина, халькопирита, борнита, изокубанита, диагенита и халькозина. Сульфидные отложения обогащены медью, цинком, барием, кобальтом и мышьяком.

Поле Рейнбоу (36° 14' с.ш.) расположено в осевой части рифтовой

6. Основные черты строения океанического дна	123

долины на западном склоне хребта Рейнбоу на глубине 2300 м. Здесь в серпентинитах обнаружено 10 активных и множество реликтовых гидротермальных построек, в которых рудные минералы представлены халькопиритом, пирротином, сфалеритом, изокубанитом, марказитом и пиритом.

Впределах САХ районы с гидротермальной активностью известны также в трансформной разломной зоне Вима (10° 45' с.ш.), СьерраЛеоне и др.

ВАтлантическом океане с активными гидротермальными источниками связаны выделения водорода и метана двух типов (Дмитриев и др., 2000). Первый тип на полях Снейк Пит, ТАГ, Броккен Спур, Лаки Страйк

иМенес Гвен представлен локальными аномалиями в морской воде в

связи с высокотемпературными (до 400 °С) источниками. Характерными чертами этих гидротерм являются повышенные содержания 3Не. Содержание метана в таких источниках составляет 2,5 – 3,6 нмоль/кг при от-

ношении Mn/СН4 около 0,2. Присутствие метана связывают с неорганическим синтезом или с дегазацией ювенильного СН4. Вторая группа источников водорода и метана отличается интенсивными метановыми аномалиями с повышенными содержаниями водорода и очень низкими

отношениями Mn/СН4 (около 0,005). Они приурочены к выходам мантийных ультрамафитов в осевой части СОХ и известны в полях Логачё-

ва, Лост Сити, Рейнбоу и Салданья. Выполненные Л.В.Дмитриевым и др. (2000) расчёты показывают, что из 1 км3 гарцбургита при серпентинизации может образоваться 5·105 т водорода и 2,5·105 т метана. Этими же авторами подсчитано, что в процессе серпентинизации мантийных

ультрамафитов только в открытой рифтовой зоне СОХ за 150 млн лет формирования литосферы могло образоваться 4,5·1013 т водорода и 2,25·1013 т метана. При этом общий баланс выхода водорода и метана с учётом дополнительной серпентинизации участков литосферы за пределами осевой зоны должен быть по меньшей мере удвоен. Это означает, что объём этих газов оказывается на порядок выше всех мировых

запасов нефти. Часть этих абиогенных газов совместно с Н2S утилизируется на поверхности дна вблизи выходов хемоавтотрофной и гетеротрофной микрофлорой, а большая часть метана разносится придонными течениями и выделяется в атмосферу.

Время формирования гидротермальных залежей в Срединно-Атлан- тическом хребте оценивается от 1000 (поле Брокен Спур) до 50 тыс. лет (поле ТАГ).

124	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Известно, что при формировании сульфидной залежи на поверхности дна до 97 – 99 % гидротермального материала, поставляемого растворами, рассеивается за пределами гидротермальных полей и частично осаждается. На удалении от срединно-океанических хребтов встречаются поля железо-марганцевых конкреций и железо-марганцевые металлоносные осадки.

Впалеоаналогах океанической коры известны кобальт-никель- медные, хромитовые месторождения, месторождения асбеста и нефрита, а в корах выветривания – никеля.

Внижнепротерозойской метаофиолитовой ассоциации на Среднем Урале в Салдинском выступе известно медно-никелевое Басьяновское проявление (Контарь, Либарова, 1997). Оно приурочено к зоне контакта серпентинитов с гнейсами и амфиболитами. Прожилково-вкрапленные, густовкрапленные и массивные руды сложены пиритом, халькопиритом, пирротином, сфалеритом и борнитом.

ВМарокко в верхнепротерозойском офиолитовом массиве Бу Аззер рудные тела приурочены к серпентинитам и контактам серпентинитов с кварцевыми диоритами, габбро и вулканитами и образуют жилы, рудные столбы, линзы, штокверки, сложенные Со-Ni-арсенидами (скуттерудитом, сафлоритом, леллингитом, раммельсбергитом, реже – арсенопиритом, пиритом, сфалеритом, галенитом и др.). Предполагается, что во время серпентинизации до завершения обдукции до 80 % кобальта было сосредоточено в магнетите, который был освобождён при вывет-

ривании пород ((Leblanc, 1986).

Верхнепалеозойское кобальт-медное месторождение Ковбой (горы Клэмэт, Кордильеры, США) локализовано в тектонизированных офиолитах Престон-Пик. Здесь, в рассланцованных серпентинитах встречен горизонт колчеданных «галек» (boulders) и прожилково-вкрапленные руды, сложенные пирротином и халькопиритом, а также второстепенными сфалеритом, кубанитом, пиритом и кобальтином.

Вмезозойском офиолитовом массиве Троодос (Кипр) никель- кобальт-медная сульфидная минерализация локализована в рудопроявлениях Лаксия ту Мавру и Ревкос, где известны жильные и вкрапленные руды, состоящие из пирротина, пентландита, халькопирита, кубанита, магнетита, хромита и валлерита с подчиненным количеством вестервелдита, борнита, сфалерита, герсдорфита и кобальтина, а также самородного золота.

6. Основные черты строения океанического дна	125

Контрольные вопросы

1.Перечислить основные типы вулканических хребтов Мирового океана.

2.Охарактеризовать морфометрические параметры срединно-океа- нических хребтов.

3.Что такое «линейные магнитные аномалии», их происхождение и геодинамическая интерпретация.

4.Дать характеристику малых спрединговых хребтов. Примеры.

5.Типы магматических и осадочных пород срединно-океанических хребтов.

6.Что представляют собой «чёрные и белые курильщики»? Условия их формирования.

7.Перечислить основные рудные формации СОХ.

8.Привести примеры палеоаналогов месторождений полезных ископаемых, сформировавшихся в СОХ.

6.2. Трансформные разломы

Трансформные разломы или трансформы являются границами плит, по которым происходит их относительное движение. Положение трансформных разломов в Атлантическом океане приведено на рис. 6.9.

Концепция трансформных разломов была введена Дж. Уилсоном (1965), чтобы отличать их от классических поперечных разломов – сдвигов. Сдвиги являются активными по всей своей длине и характеризуются тем же направлением движения, которое устанавливается по видимому смещению крупных элементов структуры. В отличие от этого вдоль левосторонних трансформов происходит правостороннее движение (рис. 6.10 и 6.11).Землетрясения в большинстве своем сосредоточены в зоне трансформного разлома, ограниченного двумя концами хребта.

На сфере трансформные разломы располагаются в виде малых кругов относительно полюса вращения, определяя относительное движение плит. Полюса вращения определяются точкой или зоной пересечения больших кругов, перпендикулярных трансформным разломам.

Выделяют шесть основных типов трансформных разломов в соответствии со структурами, которые они соединяют (рис. 6.12, а).

126	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

1

2

3

4

5

6

7

8

9

6. Основные черты строения океанического дна	127

◄ Рис. 6.9. Тектоническая схема Атлантического океана, по Ю. Пущаровскому (2001): 1 – рифтовая зона Срединно-Атлантического хребта; 2 – поперечные разломы; 3 – наиболее глубокие части океанических впадин (более 5000 м); 4 – фрагменты континентальной коры; 5 – выступы океанической коры; 6 – глубоководные желоба; 7 – линейные поднятия различной природы; 8 – отмершие спрединговые центры; 9 – троги. Цифры на схеме: 1 – 8 – впадины: 1 – Северо-Американская, 2 – Бразильская, 3 – Аргентинская, 4 – Канарская, 5 – Ангольская, 6 – Капская, 7 – Агульяс, 8 – Норвежская; 9−24 – фрагменты континентальной коры: 9 – Исландское плато, 10

– Воринг, 11 – Ян Майен, 12 – Фарерско-Исландский порог, 13 – Хаттон, 14 – Роколл, 15 – Поркъюпайн, 16 – Галисийский, 17 – Флемиш, 18 – Орфен, 19 – Гайяна, 20 – Сеара, 21 – Сан-Паулу, 22 – Риу-Гранде, 23 – Фолклендский, 24 – Гвинейский; 25−33 – выступы океанической коры(часто тектоно-вулканической природы): 25 – Азорский, 26 – Горриндж, 27 – Мадейра, 28 – Канарский, 29 – Зелёного Мыса, 30 – Сьерра-Леоне, 31 – Китового хребта, 32 – Тристан да Кунья, 33 – Метеор. Буквенные обозначения разломов: Ш – Шпицбергенский, ЧГ – Чарли Гиббс, Ф – Фарадей, М – Максвелл, П – Пико, О – Океанограф, А – Атлантис, К – Кейн, ЗМ – Зелёного Мыса, ВИ – Вима, МА – Марафон, АР – Архангельского, Д – Долдрамс, СТ – Страхова, СП – Сан-Паулу, Р – Романш, Ч – Чейн, В – Вознесения, СЕ – Святой Елены, МВ – Мартин Вас, РГ – Риу-Гранде, ТК – Тристан да Кунья, Г – Гоф, АФ – Агульяс Фолклендский, ШО – Шона, БУ – Буве, КО – Конрад, Б – Тройное сочленение Буве

Трансфоромные разломы хребет-хребет соединяют концы двух сегментов спредингового хребта и наиболее характерны для СрединноАтлантического и Индийского хребтов, Восточно-Тихоокеанского поднятия. В Атлантическом океане (рис. 6.9) величина смещения СОХ по разлому Романш достигает 950 км, а длина межрифтовых отрезков по разломам Вима, Зелёного Мыса, Долдрамс и Архангельского составляет соответственно 320, 195, 175 и 120 км. В других разломах (Марафон, Меркурий) эта величина не превышает первых десятков километров, а по разлому Сьерра-Лионе смещение вообще отсутствует и имеется только изгиб рифтовой долины. Однако лишь в Исландии трансформные разломы обнажаются на поверхности суши, где смещают Средин- но-Атлантический хребет в нескольких местах. К таковым здесь относят погребенный трансформный разлом Рейкьянес.

В Индийском океане Аравийско-Индийский хребет смещается трансформными разломами Оуэн (300 км), Академика Вернадского (120 км), Вима (180 км), Мария Целеста (200 км) и т.д.

Трансверсионные хребты зон трансформных разломов хребет-хребет по Ю.Н.Разницыну (2004), представляют собой серию надвиговых пластин, сложенных различными слоями океанической коры, в том числе и мантийными ультрамафитами (рис. 6.13).

128	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Рис. 6.10. Образование зон разломов в местах сдвига между отрезками хребта, по А.Коксу и Д. Харту (1989)

Трансформные разломы типа желоб-желоб соединяют концы двух океанических желобов, ограничивающих зоны субдукуции. Обычно связанные с такими желобами зоны субдукции имеют противоположные направления падения. Примером такого разлома является Альпийский разлом в Новой Зеландии, который соединяет южный конец желоба Кермадек с северным окончанием зоны субдукции поднятия Маккуори. Первая из них наклонена на запад, а вторая – на восток. Суммарная величина правостороннего смещения по Альпийскому разлому за последние несколько миллионов лет составила около 360 км. В зоне разлома проявляется метаморфизм небольшой интенсивности, о чем свидетельствует частичная потеря аргона в слюде и роговой обманке в приразломных породах.

Трансформные разломы типа ороген-ороген соединяют концы двух горных хребтов гималайского типа, расположенных внутри континента. Трансформный разлом подобного типа (разлом Чаман) соединяет западное окончание Гималаев с восточным концом гор Загрос. Последние (в Иране) также сформировались в результате столкновения двух континентов. В зоне разлома на северо-западе Пакистана развита сложная складчатость (Пакистанские складчатые пояса) и разрывные нарушения. Зоны субдукции в том и другом орогене наклонены в одном северо- северо-восточном направлении.

6. Основные черты строения океанического дна	129

1 2 3

Рис. 6.11. Схематическое изображение в плане трансформного разлома, по К.Сейферту (1991): 1 – эпицентры землетрясений, обусловлены растягивающими напряжениями; 2 – эпицентры землетрясений, обусловленные сдвиговыми напряжениями; 3 – направления движения литосферных блоков

Трансформные разломы типа хребет-желоб соединяют концы сре-

динно-океанического хребта с концом океанического желоба, ограничивающего зону субдукции Таким разломом, возможно, является разлом Мендосино, соединяющий южное окончание хребта Горда с желобом. Предполагается, что с разломом этого типа должны быть связаны процессы складчатости и метаморфизма небольшой интенсивности.

Трансформные разломы типа хребет-ороген соединяют конец сре-

динно-океанического хребта с окончанием горного пояса гималайского типа. В районе Красного моря трансформный разлом типа хребетороген (Иорданский сдвиг) соединяет срединно-океанический хребет Красного моря с зоной субдукции и горным поясом, простирающимся

130	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

от гор Загрос в Иране через Северный Ирак до Северной Сирии. Разлом проходит через залив Акаба, пересекает Мертвое море и продолжается вдоль реки Иордан. Левостороннее смещение по разлому оценивается в 90 – 100 км, что обусловлено наличием в зоне деформаций.

	I	а	б	в
		г	д	е
	II
		а	б	в
		г	д	е
	1		2	3

Рис. 6.12. Главные типы трансформных разломов (I) и тройных сочленений (II), по Дж. Вилсону (1965) и М. Мак-Элхини (1973): 1 – ось спрединга («хребет»); 2 – конвергентная граница («дуга», «желоб»), 3 – трансформный разлом

Трансформные разломы типа желоб-ороген соединяют окончание океанического желоба с горным поясом гималайского типа. Примером является Чаманский разлом, соединяющий северный конец Яванского желоба с восточным окончанием Гималаев. Определенная часть складок и надвигов на западе Бирмы и востоке Индии может быть связана с движениями по этому разлому.