parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

7. Межконтинентальные рифты	201

Первая группа рассматривается на примере строения Восточного и Нового холмов. Постройки Восточного холма представлены либо в виде колонны высотой 15 − 17 и диаметром около 4 м, расположенную на цоколе, либо в виде пагоды таких же размеров, но с небольшой трубой на вершине. На вершине колонны также наблюдались наросты длинных (до 25 см) и тонких (3 − 5 см) трубок. И в первом и во втором случаях из трубы и наростов подымается чёрный дым, а из трещин в постройках струятся термальные растворы. Окраска материала, слагающего постройки, распределяется неравномерно и имеет белые, жёлтые, бурые тона. Повсеместно на постройках развиты бактериальные маты, отмечаются участки с поселениями гигантских вестиментифер.

В осевой зоне трещиноватости располагается поле Гидротермального холма (рис. 7.4) высотой около 10 м и около 500 м в диаметре, на котором располагаются многочисленные гидротермальные постройки. Холм окружён полем светлых ноздреватых осадков шириной около 200 м, необычная текстура которых сформирована диффундирующими к поверхности дна газами. В пределах холма выделяются два типа построек. Первый тип приурочен к периферии гидротермального поля и представлен небольшими холмами высотой 6 – 10 м и диаметром до 30 м с цоколем и цепочкой трубообразных построек высотой 10 − 20 см. В центре цоколя возвышается конусообразная постройка высотой 3 − 5 м, где, как и на периферии, выходят термальные растворы с температурой до 10 °С. Постройку обрамляет полоса чёрных осадков шириной около 0,5 м с высоким содержанием сероводорода. Поверхность осадков покрыта массовыми скоплениями калиптоген. Слагающий постройку пористый материал насыщен жидкими углеводородами.

Второй тип построек, слагающий основное пространство в гидротермальном поле, характеризуется высотой от 1 до 50 м, имеет коническую форму и сложен шлакоподобным, иногда плотным материалом. Растворы выходят через трубу высотой до 1 м и диаметром 15 − 20 см. Сами постройки осложнены карнизами, мелкими дочерними конусообразными сооружениями, через которые также выделяются высокотемпературные растворы (до 320 °С) с густой чёрной взвесью.

Во всех постройках впадины Гуаймас отмечается крайне неоднородное распределение гидротермальных минералов. Среди нерудных наиболее характерны опал, кальцит, ангидрит, барит, гипс, кварц и тальк. Основными рудными минералами являются пирротин, сфалерит и халькопирит при практически полном отсутствии пирита. При этом в низко-

202	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

температурных гидротермальных постройках на долю рудных минералов приходится менее 1 % вещества (в единичных случаях до 10 %), в высокотемпературных варьирует от 10 до 30 %. Повсеместно присутствуют жидкие углеводороды (содержание Сорг достигает 4,1 %).

Результатам изучения трога Гуаймас позволили А.П. Лисицину и др. (1990) выделить две различные системы циркуляции гидротермальных растворов, в результате которых образуются различные по морфологии, минеральному и химическому составу гидротермальные сооружения. Первичные гидротермальные растворы главной циркуляционной системы, частично трансформирующиеся при миграции через осадочные толщи, формируют в основном высокотемпературные поля и постройки. Вторая гидротермальная система зарождается непосредственно в осадочной толще в результате термического преобразования последней на контакте с внедрившимся базальтовым расплавом. Контактовый метаморфизм осадков приводит к перераспределению химических элементов между осадками и иловыми водами. При этом нагретые иловые воды, обогащённые рядом химических элементов, мигрируют к поверхности и формируют относительно низкотемпературные поля и постройки.

Минерагения. Выделяется Калифорнийский металлогенический пояс, в пределах которого в центре залива во впадине Гуаймос располагаются около 100 сульфидных построек в виде многочисленных труб, башен и пагод высотой до 10 − 50 м и диаметром основания до 30 − 50 м. Рудные минералы представлены пирротином, сфалеритом и халькопиритром, с которыми ассоциирует опал, кальцит, барит, ангидрит и тальк. Большинство построек содержат жидкие углеводороды. На продолжении трансформных разломов на Калифорнийском бордерленде выявлена цепочка баритовых холмов протяжённостью до 100 м и высотой до 2 − 3 м.

Контрольные вопросы

1.Привести морфометрические параметры Красноморского рифта.

2.Назвать время раскрытия Красноморского рифта.

3.Охарактеризовать специфическую минерагению Красноморского рифта.

4.Перечислить отличительные особенности минерагении Красноморского и Калифорнийского рифтов.

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	203

8.ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ И ОКЕАНИЧЕСКИХ СТРУКТУР

Зоны сочленения континент – океан имеют архисложное строение и играют особую роль в тектонической жизни Земли. Здесь континентальная кора замещается океанской, а океанская преобразуется в континентальную. Здесь накапливается основная масса осадков и вулканитов. С позиций тектоники плит выделяются пассивные, активные и трансформные континентальные окраины.

8.1. Пассивные континентальные окраины

Для этих окраин предложены термины «окраины раскола», асейсмичные, спокойные окраины, окраины Атлантического типа, буксируемые окраины, миогеосинклинали и паралиагеосинклинали. Образование пассивных континентальных окраин связано с расколом континента и формированием океана Атлантического типа. Историю развития пассивных континентальных окраин можно рассматривать на примере развития разновозрастных структур, ведущих к образованию пассивных континентальных окраин.

Развитие начинается с общего сводообразного поднятия (рис. 8.1). С ранними стадиями связано образование расколов и обширный базальтовый вулканизм. При этом преобладают напряжения растяжения, которые вызывают разрыв континентальной коры. Общий подъем литосферы обусловлен подтоком горячего мантийного материала. При этом нижняя часть коры прогревается, становится вязкой и вследствие растяжения утоняется, образуя шейку. Верхняя хрупкая часть коры разрывается, образуя рифтовые долины. Обширные основные интрузии внедряются в зону разрыва и являются дополнительной нагрузкой на кору. Погружение зоны развития рифтовых долин вследствие утонения земной коры и дополнительной нагрузки накладывается на общее поднятие, вызванное термическим расширением.

204	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
	d
m1	m2

6км

аОкеаническая

кора

1 2 3

3 2 1

б

m1

m2

Рис. 8.1. Пассивная континентальная окраина и древний континентальный рифт, по Г. Буалло (1985): а – схематический профиль через океан, обрамлённый пассивными окраинами m1 и m2; в пределах океанического хребта d происходит наращивание океанической коры; б – фрагмент рисунка а: пунктиром изображены структуры древнего континентального рифта, испытавшие опускание во время ослабления термальной активности. 1 – древний борт рифта, 2 – древний грабен, 3 – область, занятая вновь сформированной океанической корой

В какой-то момент в центральном грабене происходит разрыв земной коры и образуется зона спрединга типа срединно-океанического хребта. Срединно-океанический хребет начинает разрастаться и тектоническая и вулканическая активность вдоль окраин ослабевает. Она концентрируется в зоне СОХ (Красное море).

Поднятие континента замедляется вследствие термического эффекта

– сжатия при охлаждении, речной эрозии и региональной изостатической компенсации за счет тяжести осадков молодого бассейна.

Охлаждение океанической коры по мере удаления СОХ и наращивания ее снизу при кристаллизации астеносферного мантийного вещества приводит к опусканию зоны перехода континентальной коры к океанической – подножия континентального склона. Это опускание усиливается за счет накапливающихся на шельфе и материковом склоне осад-

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	205

ков и вовлекает в погружение и прилегающие части континента. В этой зоне накапливается линза морских мелководных и континентальных осадков, мощность которых увеличивается в сторону моря до 5 км на бровке шельфа и уменьшается на континентальном склоне (рис. 8.2).

А. Вертикальное и горизонтальное наращивание кластики

Б. Карбонатная банка

В. Проградационная дельта

Г. Соляная тектоника

Рис. 8.2. Принципиальные схемы строения осадочного чехла пассивных окраин (атлантического типа). А – проградирующая окраина в основном с терригенным осадконакоплением; Б – карбонатная банка; В – крупная проградирующая дельта; Г – соляная тектоника

206	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Между континентальной и океанической корой у подножия континентального склона наблюдается резкий переход. Этот переход затушеван в местах обширного наращивания окраины дельтами рек или карбонатными банками.

Нагрузка обусловлена только толщей вод, за исключением бассейна рифтовой долины в зоне выклинивающейся окраины. Цифрами на рис. 8.3 обозначено время в миллион лет, прошедшее после зарождения рифтовой долины; 0 – 5 млн лет – заполнение рифтовой долины; 5 – 10 млн лет – период утонения окраины континента, на внешней части утоняющейся окраины континента отлагаются первые морские осадки. Для отрезка 15 – 20 млн лет профиль окраины аналогичен изображенному на рис. 8.3. В период от 40 до 60 млн лет на континентальной террасе отлагались первые морские осадки. Все разломы и структурные элементы, масштаб которых меньше 10 км, не изображены; несмотря на то, что рисунок дан в масштабе, его следует рассматривать как схему.

В основании клина мелководных и континентальных осадков, накапливающихся на пассивной окраине, отмечаются обширные вулканические толщи базальтов и континентальных озерных и аллювиальных осадков, аккумулирующихся в грабенах (рис. 8.3 и 8.4). Здесь же встречаются и соленосные отложения.

Рис. 8.3. Дивергентно-рифтовая окраина континента спустя 100 млн лет после рифтообразования, Д.Дж. Кинсман (1978)

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	207

L F

1

2

3
Стадия «микроокеана»	КO

Рис. 8.4. Возникновение рифового барьера на внешнем краю шельфа пассивной окраины Атлантического побережья США, Г. Буалло (1985). F – направление сноса обломочного материала; L – литораль; КО – граница континент – океан. 1 – турбидиты и пелагические отложения; 2 – биокластиты; 3 – рифовый барьер

Строение земной коры. От континента к океану отмечается зональное строение: прибрежная равнина (литораль), внешний шельф, внутренний шельф, континентальный склон, подножие континента.

Прибрежная равнина, внешний и внутренний шельфы сложены осадочными толщами мощностью до 5 – 6 км. Они (толщи) несогласно налегают на структурно-вещественные комплексы континентальных рифтов предшествующего этапа развития.

В пределах континентального склона и подножия континента континентальная кора резко утоняется и переходит в кору океанического типа. На континентальном склоне развиты маломощные осадочные толщи. У подножия континента их мощность резко увеличивается до 10 – 12 км – зоны лавинной седиментации по А.П. Лисицину. Магматические образования отсутствуют.

На прибрежно-морской равнине формируются лагунно-континен- тальные (пляжевые) толщи терригенного (обломочного), карбонатнотерригенного и эвапоритового составов. На внешнем шельфе накапливаются прибрежно-морские и мелководные морские терригенные, тер- ригенно-карбонатные и карбонатные толщи, а также углеродистые толщи. На внутреннем шельфе – относительно глубоководные морские осадочные терригенные и карбонатные толщи и фосфориты. На континентальном склоне и у подножия континента – глубоководные морские осадочные толщи – флиш или турбидиты.

Определённые отличия в строении земной коры отмечаются в выделяемых в последние годы так называемых вулканических и невулканических пассивных окраинах Они детально охарактризованы Е.Н. Меланхолиной (2008, 2011, 2013) на примере Норвежско-Гренландского

208	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

(вулканическая окраина) и Иберийско-Ньюфаундлендского (невулканическая окраина) тектонотипов (рис. 8.5).

1

2

3

4

5

6

7

8

9

Рис. 8.5. Тектоническая схема северной части Атлантического океана и его окраин по Е.Н. Меланхолиной (2011). 1 – области континентальной коры позднепалеозойского и более древнего возраста; 2–5 – структурные элементы океана: 2 – область океанической коры, 3 – возраст океанического дна, 4 – осевая зона СрединноАтлантического спредингового хребта, 5 – главные трансформные разломы; 6 – Исландская горячая точка; 7 – граница континент – океан; 8 – пассивные континентальные окраины; 9 – расположение профилей. Цифрами в кружках обозначены континентальные окраины: 1–5 – вулканические окраины в пределах СевероАтлантической вулканической провинции: 1 – Норвежская, 2 – Ян-Майен, 3 – Вос-

8. Зоны сочленения континентальных и океанических структур	209

точно-Гренландская, 4 – Фарерская, 5 – Роколл; 6, 7 – вулканические окраины в пределах Центрально-Атлантической вулканической провинции: 6 – Нова-Скотия, 7 – окраина Марокко; 8–14 – невулканические окраины: 8 – Иберийская, 9 – Ньюфаундлендская, 10 – Орфен, 11 – сопряженные окраины Лабрадорского моря, 12 – Гобан-Спар, 13 – Армориканская, 14 – Южно-Бискайская. Буквами показаны трансформные разломы: ЧГ – Чарли-Гиббс, НА – Ньюфаундленд-Азорский

Для обоих тектонотипов намечено обособление их проксимальных частей, наложенных на древнюю континентальную кору, и дистальных зон, приближенных к океану.

Проксимальные части окраин по обе стороны океана образованы элементами предраскольной рифтовой системы. Эта система развивалась на утонённой коре с последовательным смещением растяжений и зоны погружения в сторону будущего океана. На площади обоих тектонотипов бассейны проксимальной окраины могут быть реконструированы как периферические части асимметричного континентального рифта, которые ближе к океану надстраиваются элементами дистальных окраин.

Дистальные окраины выделенных тектонотипов имеют принципиальное различие. Специфической особенностью Норвежско-Гренланд- ской вулканической окраины является значительная магматическая активность. Результаты этой активности проявились в широком распространении на континентах и в прибрежных частях океана мощных (до 5 – 6 км и более) базальтовых комплексов, нередко состоящих из нижней предраскольной андезитовой серии и верхней толеитовой, отвечающей раскольной (начальной) фазе спрединга. Нижняя наземная серия, в составе которой отмечается заметная роль средних и кислых пород, сменяется мелководно-морскими извержениями, сопровождающимися гиалокластическими потоками с последующим накоплением пил- лоу-лав верхней серии. Последние фиксируют переход к первым толеитовым излияниям, связанным с раскрытием Северной Атлантики. Вулканические породы выполняют внутреннюю часть асимметричного рифта, шириной 100 – 150 км на каждой из окраин. При этом крутой се- веро-западный борт рифта фиксируется флексурной зоной и протяжёнными дайковыми роями. Пологий юго-восточный борт в пределах окраин Норвегии и Англии намечен силлами и листрическими разломами, залегающими с наклоном в сторону океана.

В пределах Иберийско-Ньюфаундлендского невулканического тектонотипа структуры дистальной окраины характеризуются практически амагматичным режимом развития, значительной тектонической нару-

210	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

шенностью и наличием в кровле фундамента Иберийской окраины тел серпентинитов (Перидотитовый хребет). Проявлений настоящего синрифтового вулканизма в районе тектонотипа не известно, но по данным магнитометрии на глубине реконструируются интрузивные габброидные тела, возможно, представляющие единственные продукты базальтового магматизма финальной стадии рифтинга. Как и в предыдущем случае, здесь отмечается наличие листрических разломов, выполаживающихся с глубиной.

Границей между Норвежско-Гренландским вулканическим и Ибе- рийско-Ньюфаундлендским невулканическим тектонотипами пассивных окраин являются крупные демаркационные трансформные разломы, в частности Чарли-Гиббс и Ньюфаундленд-Азорский (рис. 8.5).

Вцелом, характеризуя принципиальные отличия вулканического и невулканического тектонотипов пассивных окраин, можно отметить следующее.

ВНорвежско-Гренландском вулканическом тектонотипе, находящемся поблизости от Исландского плюма, установлены относительно узкие зоны растянутой континентальной коры, большая продуктивность магматизма с новообразованием мощных лавовых серий на окраинах и

вприлегающей океанической полосе, быстрая локализация напряжения и возникновение континентального раскола, высокие скорости спрединга. В Иберийско-Ньюфаундлендском невулканическом тектонотипе на проксимальных окраинах отмечаются широкие зоны утонённой континентальной коры, большая длительность предраскольного растяжения, распространение почти исключительно древних коровых комплексов и эксгумированных серпентинитов при практически полном отсутствии вулканитов, а в океане – наличие тонкой тектонизированной океанической коры, образованной при низкой скорости спрединга.

Структурные и текстурные признаки: В шельфовых толщах – хо-

рошо выдержанная мощность отложений, параллельно-слоистые, волнистослоистые и косослоистые текстуры. Для глубоководных турбидитовых толщ подножья континента характерны подводно-оползневые структуры, градационная слоистость.

Минерагения: Породные комплексы пассивных окраин содержат месторождения нефти и газа, угленосные бассейны паралического типа, фосфоритов (апвеллинговый тип Марокканского бассейна, Каратау), стратиформные месторождения свинца и цинка с баритом и флюоритом, чёрные металлоносные и медистые сланцы (Медный пояс Афри-