parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

6. Основные черты строения океанического дна	161

Толщина земной коры на островах увеличивается от 12 – 14 км до 18 – 21 км в юго-восточном направлении за счет третьего слоя океанической коры, т.е. в направлении действующих вулканов. Предполагается существование в цоколе хребта относительно древнего поднятия.

Установлено закономерное изменение состава вулканических пород

впроцессе развития вулканов. Выделено 4 стадии их развития:

1.Образование щитовой вулканической постройки в результате излияния жидких толеитовых лав; формирование кальдеры.

2.Заполнение кальдеры излияниями как толеитовых, так и субщелочных базальтовых лав, сопровождающимися большим количеством газовых эманаций.

3.Посткальдерная стадия с тонкой нашлепкой пород дифференцированной субщелочной ассоциации.

4.Постэрозионная стадия с излиянием щелочных нефелиновых базальтов.

Во время формирования щитовой постройки изливается 99 % лав в подводных условиях. Формируются подушечные лавы и потоки типа пахо-хое. При достижении вулканом уровня океана спокойные лавовые излияния сменяются вулканическими взрывами, обусловленными образованиями пара на контакте лавы с водой.

Зрелая стадия гавайских вулканов характеризуется многократными обрушениями кальдеры, обусловленными опустошением магматической камеры. На этой стадии наряду с толеитовыми лавами характерны излияния субщелочных оливиновых базальтов.

В посткальдерную стадию часть щитовой постройки перекрывается ла- во-пироклатическими породами субщелочной дифференцированной серии.

В период омоложения после длительного перерыва происходят извержения щелочных магм, как правило, эксплозивных, насыщенных летучими газами.

Впоследствии происходит абразитивное разрушение вулканических построек и превращение их в гайоты и атоллы.

Все стадии эволюции прошли в основном более древние вулканы архипелага. Молодые активные вулканы о-ва Гавайи (Мауна-Лоа, Килаэа) остановились в своем развитии на второй стадии. В общем, активность гавайского вулкана может прекратиться на любом этапе развития вулканической постройки.

Толеитовая серия Гавайских островов состоит из толеитов, оливиновых толеитов, пикробазальтов, океанитов и малого количества исландитов и риодацитов.

162						В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
	1	2	3	4	5	6

Рис. 6.26. Схема расположения мезозойских и кайнозойских асейсмических (регулярных) вулканических хребтов, по В.Н.Пучкову (2008): 1 – сейсмически активные зоны; 2 – срединно-океанические хребты и трансформные разломы; 3 – действующие вулканы; 4 – вулканические цепи с активными или сравнительно недавно (менее 1 млн лет) потухшим вулканом; 5 – вулканические цепи, в которых наиболее молодой вулкан потух более 1 млн лет назад; 6 – линии, связывающие вулканы, принадлежащие в прошлом единой цепи, но пересекшие зону спрединга и впоследствии разделённые ею. Стрелки указывают направление увеличения возраста, цифры – возраст вулканов в млн лет. Буквенные обозначения плюмов: И – Исландский, Аз – Азорский, НА-М – Новая Англия-Метеор, М – Мадейра, СЕ – Святая Елена, ТдК

– Тристан да Кунья, Р-Г – Рио-Гранде, Р – Реюньон, К – Кергелен, Т – Тасманский, Кар – Каролинский, Са – Самоа, Лу – Луисвиль, А-К – Австрал-Кука, С – Сосайети, Мар – Маркизовы, Имп-Гв – Императорский-Гавайи, Мз – Музыкантов, КиБ – Коди- ак-Боуи, Ко – Кобб, ПП – Пукапука, Пт – Питкерн, Пас – Пасхи, Ф – Фаундейшн

Щелочные серии представлены щелочными субщелочными оливиновыми базальтами, анкарамитами, гавайитами, муджиеритами, бенмореитами, трахитами, фонолитами; в небольшом количестве в постэрозионную стадию появляются щелочные базальтоиды с обильными фельдшпатоидами – базаниты, нефелиниты, мелилитовые нефелиниты. Сходные серии определены на подводных горах хребта Батиметристов в Центральной Атлантике (Пейве, Сколотнев, 2009).

По особенностям химического состава гавайские ассоциации характеризуются как калиево-натриевые титанистые, чем отличаются от толеитов MORB. Для гавайских толеитов характерна также высокая сте-

6. Основные черты строения океанического дна	163

пень дифференциации магмы: они образуют непрерывную серию от пикритов до пересыщенных (кварц-нормативных) толеитов. При этом считается, что главным процессом, обусловившим формирование серии, является кристаллизационная дифференциация исходной оливинтолеитовой магмы. Гавайские толеиты характеризуются высоким содержанием стронция (383 г/т), бария (120 г/т) и легких РЗЭ.

Сходные магматические породы, принадлежащие к щелочно-базаль- товой серии океанических островов, распространены на подводной гряде Магеллановых гор в западной приэкваториальной части Тихого океана и на других хребтах (рис. 6.26) (Васильев, Советникова, 2010).

Минерагения. Минерагенический профиль асейсмических вулканических островов изучен на примере Гавайско-Императорской цепи и определяется наличием месторождений и проявлений фосфоритов, железистых бокситов и железо-марганцевых конкреций (рис. 6.27).

20 0			40 км
1			2		3	4	5	6	7

Рис. 6.27. Минерагеническая зональность Гавайских островов, по Г.Н. Черкасову (2001): 1−3 – месторождения и проявления: 1 – фосфоритов, 2 – бокситов, 3 – желе- зо-марганцевых и железных руд; 4−6 – минерагенические площади: 4 – фосфатного, 5 – алюмо-титанового, 6 – железо-марганцевого и железорудного накопления; 7 – границы площадей железо-марганцевых конкреций (I – Кларион-Клипертон, II – Молокаи)

164	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Фосфориты обнаружены в южной части Императорских гор и на плато Маркус-Неккер в Гавайском поднятии (острова Неккер, Лайсан до банки Милуоки). Они представляют собой фосфатизированные коралловые и фораминиферовые известняки (Р2О5 от 19,3 до 31,6 %) с высокими содержаниями кадмия. Фосфориты белого или слегка желтоватого цвета образуют плотные литоидные плиты, из которых выступают скелеты и раковины фауны. Здесь же в щелочных базальтах (абс. возраст 19,6 млн лет) встречаются белые и кремовые фосфоритовые жилы (Р2О5 – 13 %). Возраст фосфоритов позднемиоценовый. Судя по изотопному составу кислорода, фосфориты являются нормально-морскими глубоководными осадками, сформировавшимися при участии магматических вод, обогащенных глубинным СО2.

Месторождения железистых бокситов, гиббсит-галлуазитовых и аллофановых пород известны на островах Кауаи, Мауаи и Гавайи. Изменениям подвергаются плейстоценовые щелочные базальты серии Колоа. Гидросольфатарные коры выветривания имеют зональный характер: снизу на субстрате зона хлорит-нонтронит-монмориллонитовая, выше – као- линит-галлуазитовая с гиббситом и гётитом, либо сапролиты – изменённые базальты, сохранившие структуру исходной породы, но с практически полностью замещёнными минералами. Сапролиты красно-бурого с различными оттенками цвета достигают мощности до 100 м и слагаются в основном гетитом, гематитом, магнетитом с примесью маггемита, гиббсита, ильменита, анотаза, каолинита и представляют собой глинозёмистые железняки с содержаниями Аl2О3 – 33,5 % и Fе2О3 – 48,0 %. Бокситы в сапролитах располагаются в форме гнёзд в любой части профиля без всяких закономерностей. Из 560 скважин, вскрывших сапролиты, кондиционные бокситы (Al2O3 более 37 %) обнаружены только в 22, что составляет 9 млн т руды. Каверны в сапролитах заполнены эпигенетическими белыми аморфными включениями аллофана и гиббсита.

Сапролиты по трахитам имеют красно-коричневый цвет и рвутся жилами белых бокситов галлуазит-гиббситового состава. На острове Гавайи зафиксировано накопление чистого глинозёмного геля из современного источника, вытекающего из под свежего потока лавы.

Другой тип бокситов на плато Валуа на острове Кауаи представлен голоценовыми серыми и грязно-серыми тонкоотмученными илистыми мягкими ленточными аллювиально-озёрными глинами, представляющими собой переслаивание бокситов (Al2O3 = 37,4 – 45,9) с каолинитгаллуазитовыми глинами.

6. Основные черты строения океанического дна	165

Сапролиты содержат повышенные концентрации (г/т) хрома (4580), ванадия (425), молибдена (4,7), а аллофановый гель, жильные и осадочные бокситы – марганца (5000), церия (400), лантана (3009), кобальта (200), иттрия (200), иттербия (15), бериллия (10), молибдена (7) и серебра (5), что говорит о разной природе горячих вод и рудных растворов, давших сапролиты и бокситы. Метеорные воды могли разогреваться как теплом от магматического очага, так и восходящими глубинными газовыми флюидами. Эти флюиды содержат Na, Ca, Al, Fe, Mg, K, Si, Ti и выделяют в атмосферу (т/сут) серу (986), хлор (42,8) и фтор (21,4).

На острове Мауаи в сапролитах установлены жилы литиофторитов, секущих бокситы, а непосредственно восточнее острова Молокаи и вокруг Гавайи – площадь распространения железо-марганцевых конкреций голоценового возраста.

В 30 км юго-восточнее острова Гавайи на глубине 0,9 – 1,0 км располагается активный вулкан Лоихи, на южном склоне которого формируются современные гидротермальные полосчатые отложения железных руд. Температура гидротермальных растворов колеблется от 31 до 57 °С. Полосчатость обусловлена чередованием полос зелёного (монтмориллонитового), жёлтого (нонтронитового) и красновато-коричне- вого (гетитового) цветов. В химическом составе всех руд превалирует оксидное железо (54 – 68 %).

Контрольные вопросы

1.Какие особенности присущи асейсмическим (регулярным) вулканическим хребтам?

2.Назвать примеры асейсмических (регулярных) вулканических хребтов.

3.С чем связывают системное изменение возраста активных вулканов асейсмических (регулярных) вулканических хребтов?

4.Охарактеризовать последовательность извержения и состав магматических продуктов, проявляющихся в асейсмических (регулярных) вулканических хребтах.

5.Привести данные о минерагенических особенностях асейсмических (регулярных) вулканических хребтов. Примеры.

166В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

6.5.Глубоководные океанические желоба

Глубоководные желоба и сопряжённые с ними краевые валы являются важными морфологическими структурами активных окраин океанов, протягиваясь на тысячи километров вдоль островных дуг и восточного континентального обрамления Тихого океана. Глубоководные желоба трассируют выход на поверхность сейсмофокальных зон, рельефно отражая границу между океаническими и континентальными сегментами литосферы Земли. Океанические желоба представляют собой узкие протяженные депрессии океанического дна, являющиеся самыми глубокими зонами Мирового океана.

Различают океанические желоба двух типов:

1.Океанические желоба, связанные с островными дугами (Марианский, Японский, Зондский, Камчатский и др.;

2.Океанические желоба, прилегающие к континентам (ПеруанскоЧилийский, Центрально-Американский др.).

Более глубокими обычно являются желоба островных дуг (Марианская впадина – 11022 м). При высоких темпах седиментации океанические желоба могут быть заполнены осадками (южное побережье Чили).

Большинство желобов имеет дугообразную форму и вогнутой стороной обращены к островной дуге или континенту. В разрезе они имеют вид правильных асимметричных впадин (рис. 6.28) с относительно крутым (до 10° и более) прилегающим к суше склоном и более пологим (5°) океанским склоном желоба. На внешнем океанском крае желоба

Рис. 6.28. Схематическое строение глубоководного жёлоба

6. Основные черты строения океанического дна	167

наблюдается внешнее куполообразное поднятие, нередко возвышающееся почти на 500 м над региональным уровнем прилегающего океанского дна.

Желоба, даже самые глубокие, практически не имеют точной V- образной формы.

Ширина океанических желобов около 100 км, протяжённость может достигать нескольких тысяч километров: желоба Тонга и Кермадек имеют длину около 700 км, Перуанско-Чилийский – 4500 км. Узкое дно океанического желоба шириной от нескольких сот метров до нескольких километров обычно плоское и покрыто осадками. В разрезе осадки выглядят в виде клина. Они представлены в нижней части клина гемипелагическими и пелагическими (приставка геми – полу) осадками океанической плиты, падающими в сторону суши. Выше их несогласно перекрывают горизонтально слоистые отложения мутьевых потоков (турбидиты), образующихся за счет размыва континента или островной дуги. Тип и объем осадков, осевой зоны желоба определяются соотношением между скоростями поступления осадков и скоростью схождения плит. Осадочные клинья осевых зон желобов островных дуг имеют меньшую мощность, чем таковые в желобах, примыкающих к континентам. Это объясняется ограниченной по сравнению с континентом обнаженностью над уровнем океана (моря) поверхности дуги, являющейся основным источником осадков.

Океанические желоба у континентальных окраин могут состоять из серии структурно изолированных небольших впадин, разделенных порогами. В их пределах при наличии слабого наклона оси может сформироваться русло, по которому стекают мутьевые потоки. Последние могут создавать в теле осадочного клина намывные валы, эрозионные структуры и контролировать распределение литофаций в желобе. В областях с очень высокими темпами осадконакопления и низкой скоростью конвергенции (желоб Орегон-Вашингтон) могут возникать обширные конусы выноса, продвигающиеся с континента в сторону океана поверх осевого осадочного клина.

Океанические желоба являются конвергентными окраинами плит, где океаническая плита поддвигается либо под другую океаническую плиту (под островную дугу), либо под континент. Скорость схождения плит колеблется от нулевого значения до 10 см/год. При столкновении плит одна из них, изгибаясь, пододвигается под другую, что приводит к регулярным сильным землетрясениям с очагами под прилегающим к

168	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

суше склоном желоба, образованием магматических очагов и действующих вулканов (рис. 6.29). При этом возникающие напряжения в пододвигающейся плите реализуются в двух формах:

1.Образуется внешнее валообразное (куполообразное) поднятие со средней шириной до 200 км и высотой до 500 м.

2.В изогнутой океанической коре на океанском склоне желоба формируются ступенчатые сбросы и крупные структуры типа горстов и грабенов.

56°

54°

52°

50°	154°	156°	158°	160°	162°	164°
			1	2		3

Рис. 6.29. Камчатский глубоководный желоб: 1 – действующие вулканы, 2 – глубоководный желоб, 3 – изолинии глубин магматических очагов

На дне желоба в осадочных толщах отсутствуют складчатые деформации. В склоне желоба, прилегающем к суше, образуются пологопадающие надвиги. Зона поддвига (зона Беньоффа – Вадати – Заварицко-

6. Основные черты строения океанического дна	169

го) погружается под небольшим углом от оси желоба в сторону суши. Именно в пределах этой зоны концентрируются почти все очаги землетрясений.

В Центрально-Американском, Перу-Чилийском желобах и желобе Яп скважинами вскрыты молодые базальты (рис. 6.30). Интенсивность магнитных аномалий океанического дна вблизи желоба обычно понижена. Это объясняется наличием многочисленных разломов и разрывов в изгибающейся океанической коре.

100°

90°

80°

20°

20°

10°

10°

1

2

0°

0° 3

0 300 км

110°

100°

90°

80°

Рис. 6.30. Тектоническая схема Центрально-Американского сектора Тихого океана, по Ю.И.Дмитриеву (1987): 1 – глубоководные желоба, 2 – действующие вулканы, 3 – скважины, вскрывшие базальты

170	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Аккреционная призма осадков в нижней части склона желоба деформирована, смята в складки и разбита разломами и надвигами на серию пластин и блоков.

Иногда надвигающийся континент или островная дуга срывает осадки осевого желоба и океанической плиты, формируя аккреционную призму осадков. Этот процесс аккреции сопровождается образованием чешуйчатых надвиговых покровов, хаотических осадочных тел и сложных складок. Здесь может формироваться осадочно-базальтовый меланж, содержащий обломки и крупные блоки океанической коры, осадочного клина и турбидитов. Эта масса аккумулированных неуплотненных осадков создает большую отрицательную изостатическую аномалию силы тяжести, ось которой несколько смещена к суше относительно оси желоба.

Строение разрезов. Мощность осадков над базальтовым фундаментом сильно колеблется. В Центрально-Американском желобе в скв. 500 В она составляет 133,5 м, в скв. 495 – 428 м, при этом в других желобах известны осадочные толщи мощностью до 4 км. На дне жёлоба отмечается наличие обвально-оползневых фаций и переотложенных осадков. Широко развиты осадочные и вулканогенно-осадочные породы: вулканомиктовые алевролиты, песчаники, гравелиты, глинистые, кремнистоглинистые породы, эдафогенные брекчии, базальты во внешних зонах. Для базальтов характерны петрохимические и геохимические характеристики, переходные между типичными океанскими и островодужными разностями (Дмитриев, 1987).

В чешуйчатых структурах аккреционных призм эти породы чередуются с гравитационными олистостромами, оползневыми брекчиями. В обломках – отторженцы океанической коры: серпентинизированные ультраосновные породы и базальты. Метаморфические породы высокого давления и низких температур – глаукофановые сланцы.

Минерагения. Месторождения нефти и газа в слабо литифицированных толщах. Месторождения сурьмы и ртути в палеоаналогах, в метасоматитах по вмещающим породам (джаспероидам и лиственитам) в зонах тектонических разломных нарушениях.

Контрольные вопросы

1.Определить положение глубоководных желобов в структуре Земли.

2.Назвать морфометрические и структурные особенности глубоководных желобов.