parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

Рис. 6.5 Схема расположения активных гидротермальных полей в Атлантике, по Kelley et al. (2001)

СОХ образуется вследствие расхождения двух литосферных плит, Если этот процесс заканчивается, например, в случае, если одна из плит полностью исчезает в зоне субдукции, прекращает свое существование и СОХ. В то же время, любая вновь возникшая трещина растяжения, раскалывающая литосферную плиту, может породить новый СОХ, новую ось спрединга. В таком случае говорят о «перескоке» оси спрединга («джампинг»).

Исследования Ю.Н.Разнициным (2004) СОХ Атлантического океана показало сложное чешуйчато-надвиговое строение плеч рифтовой долины.

Малые спрединговые системы представляют собой особую категорию океанских тектонических структур, среди которых наиболее детально охарактеризованы Чилийская, Галапагосская, Хуан де Фука в Тихом и Метеор – в Атлантическом океане (Ю. Пущаровский, 2001). Все системы образованы рифтовой зоной и поперечными разломными структурами и развиваются (или развивались) независимо от геодинамических и тектонических процессов, присущих Мировой рифтовой системе.

112В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Внастоящей работе рассмотрим Чилийскую и Галапагосскую малые спрединговые системы, в которых проявляются характерные черты, присущие таким структурам.

Чилийская малая спрединговая система располагается к востоку от Восточно-Тихоокеанского поднятия, простирается в северо-северо-за- падном направлении и обрывается на севере субширотным Чилийским разломом, а на востоке и юге – Андийским глубоководным желобом (рис. 6.6). Её ширина с востока на запад составляет около 2200 км, с севера на юг – 1300 км. От Восточно-Тихоокеанского поднятия Чилийская система отделена трогом и одноименной микроплитой Фрайди. Рифтовая зона не на всех участках выражена отчётливо в отличие от

ю.ш. 30°

40°

50°

Рис. 6.6. Структурная схема Чилийской малой спрединговой системы, по Ю.М. Пущаровскому (2001): 1 – рифтовые зоны; 2 – разломные зоны (а – установленные, б – предполагаемые); 3 – нетрансформные разломы; 4 – другие тектонические нарушения; 5 – глубоководный желоб; 6 – во врезке – местоположение системы. Буквенные обозначения: ТАП – Тихоокеанско-Антарктическое поднятие, ВТП – ВосточноТихоокеанское поднятие, ЧП – Чилийское поднятие, РЗ – разломные зоны

20 поперечных разломов трансформного типа. Последние отстоят друг от друга на расстоянии от 20 до 100 км и более, образуя сгущение в широкой (около 120 км) разломной зоне Вальдивия.

Линейные магнитные аномалии Чилийской системы, возраст которых определён, свидетельствуют о её зарождении около 24 млн лет назад, то есть по крайней мере на 15 – 20 млн лет позднее расположенного в данном регионе Восточно-Тихоокеанского спредингового хребта. Структурное несогласие между этими двуми спрединговыми системами достигает 40°, различны в них и скорости спрединга: для Восточно-Тихоокеанской структуры эта величина составляет около 10 см в год, для Чилийской сейсмоактивной системы – 6,7 см в год.

Имеющиеся данные свидетельствуют о независимом развитии Чилийской спрединговой системы от Мировой рифтовой системы и её наложенном характере по отношению к более ранним структурам дна Тихого океана.

Галапагосская малая спрединговая система расположена восточнее Восточно-Тихоокеанского поднятия, простираясь с востока на запад на 2000 км (рис. 6.7). Её клиновидная форма и возраст магнитных аномалий свидетельствуют о проградации спредингового процесса в широтном западном направлении. Центральный грабен рифтовой системы, с которым сопряжены вулканические гребни, рассекается меридионально ориентированными разломами, смещающими отдельные его отрезки на расстояние до 100 км. Западный сегмент Галапагосской системы представлен впадиной Хесса, в пределах которой рифтовая долина имеет вид ущелья шириной до 20 км и глубиной 5400 м с плечами, поднятыми до глубины 2200 м. Возраст пород вблизи от оси спрединга составляет 0,7 млн лет, на бортах впадины Хесса – около 2,5 млн лет. В восточной части спрединговой зоны магнитная аномалия № 4 (рис. 6.7) имеет возраст около 8 млн лет, в то время как в пределах Восточно-Тихоокеанского поднятия, скорость раскрытия которого в 2 раза выше скорости спрединга Галапагосской системы, аномалия № 12 датирована возрастом 34 млн лет. Таким образом, Галапагосская малая спрединговая система представляет собой структурное новообразование на океанском дне, не имеющее геодинамической связи с развитием Восточно-Тихоокеанского поднятия, что подтверждается не только её возрастом, но и наличием впадины, глубоко врезанной в виде острого угла и разрушающей в гребневую часть поднятия. Галапагосская малая спрединговая система динамичная, характеризуется современным вулканизмом и сейсмичностью.

15°

10°

5°

0°

–5°

Рис. 6.7. Схема строения Галапагосской малой спрединговой системы, по Ю.М. Пущаровскому (2001). Штриховая линия – возможные контуры системы; мелкие цифры на схеме – номера магнитных аномалий; чёрная жирная линия – рифтовые зоны спрединговых хребтов; пересекающие хребты линии – разломы; контурные линии с бергштрихами – отдельные поднятия; ВТП – Восточно-Тихоокеан- ское поднятие; ЦАЖ – Центрально-Американский желоб; ПЧЖ – Перуанско-Чилийский желоб

Анализ особенностей строения, возраста и развития малых спрединговых систем позволяет сделать вывод о том, что они представляют собой особую категорию структур океанского дна. Они являются молодыми новообразованиями, возникли и развивались независимо от тек- тоно-геодинамических процессов в Мировой рифтовой системе. Соответственно можно предполагать, что каждой малой спрединговой системе соответствует изолированная конвективная глубинная система тепломассопотоков (плюмы), возникающих на разных глубинах мантии.

Типы пород. Строение океанической коры рассмотрено в специальной главе, в данном разделе характеризуются типы пород, слагающие отдельные слои.

Первый (верхний) слой океанической коры сложен осадочными породами, которые представлены глубоководными кремнистыми, кремни- сто-глинистыми, кремнисто-карбонатными, карбонатно-туффитовыми, вулканогенно-эдафогенными и глинистыми разностями. Карбонатные породы распространены до глубин около 4000 м (зона карбонатной компенсации), глубже которой встречаются глубоководные красные глины.

Второй слой океанической коры состоит из базальтов большей частью с шаровой или подушечной отдельностью и прослоев гиалокластитов. Толеитовые базальты океанического типа (МORB-базальты) характеризуются средним содержанием TiО2 (около1,5 %), относительно низкими концентрациями FeO (менее 10 %), высоким MgO (8 – 9 %), CaO (более10 %), низким общим содержанием щелочей (менее 3 %),

К2О (менее 0,5 %) и Р205 (0,1 – 0,15 %.).

Базальты СОХ являются неоднородными в геохимическом отношении. Среди них выделяются базальты N, Т, Е и Р-типов. Базальты N- типа (деплетированные нормальные) являются наиболее примитивными. Им свойственны очень низкие содержания калия (до 0,2 %), рубидия (3,3 г/т), бария (21 г/т), ниобия (3,4 г/т), лантана (3,8 г/т).

Базальты Т-типа, по сравнению с деплетированными, содержат примерно в 2 – 3 раза больше калия, рубидия, бария, ниобия и лантана. Они характеризуются почти 20-кратным (по отношению к хондриту) обогащением РЗЭ.

Базальты Р-типа или Е-типа (обогащенные плюмовые) являются наиболее обогащенными породами СОХ: Содержания калия, рубидия, бария, ниобия и лантана в них в 5 – 7 раз больше, чем в базальтах N- типа, и по сравнению с хондритом они более чем в 70 раз обогащены лантаном.

Реже в СОХ встречаются оливиновые и пикритовые базальты с повышенным содержания MgO (около 10 мас.% – в оливиновых и более 12 мас.% – в пикритовых). По содержанию рубидия, бария, калия, ниобия, циркония и др. они весьма близки толеитовым базальтам.

Соотношение объемов геохимических типов базальтов в различных СОХ отличается друг от друга. В Восточно-Тихоокеанском хребте преобладают базальты N-типа. В Срединно-Атлантическом хребте в одних сегментах N-тип, в других – Т-тип, в третьих – N- и Т-типы, в четвертых – N-, Т- и Р(Е)-типы. Появление Т- и Р (Е)- типов базальтов объясняется воздействием мантийных плюмов.

116В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Восновании второго слоя широко распространены параллельные или пластинчатые дайки (sheet-complex), которые сложены преимущественно долеритами и габбро-долеритами. Их состав большей частью идентичен излившимся базальтам N-типа.

Внастоящее время только одна скважина в Галапагосском рифте вскрыла породы дайкового комплекса. В основном они изучены по результатам драгирования и изучения даек в офиолитовых ассоциациях складчатых областей.

Третий слой сложен габброидным кумулятивным комплексом. Он изучен по материалам, полученным при драгировании стенок рифтовых долин и зон трансформных разломов, а также результатам исследования офиолитовых ассоциаций. Этот комплекс представлен широким спектром пород – перидотитами, габбро, оливиновыми габбро-норитами, роговообманковыми и титаномагнетитовыми габбро, сформировавшимися в магматической камере под рифтовой зоной СОХ.

Петрологические ограничения размера и формы магматической камеры базируются в основном на данных о стратификации плутонических пород офиолитовых ассоциаций (рис. 6.8). Кумуляты, залегающие выше перидотитового тектонита (выше поверхности Мохо), представляют собой фазу кристаллизации, которая накапливалась на дне камеры в результате гравитационного осаждения. Вверх по разрезу они постепенно переходят в нерасслоенные изотропные габбро, сформировавшиеся при одновременном осаждении кристаллов в среде столь плотной, что расслоенность становится уже невозможной. Эти изотропные «квазикумуляты» сменяются кварцевыми роговообманковыми габбро, диоритами и небольшими телами плагиогранитов – ассоциацией, соответствующей наиболее фракционированным породам. Выше эти породы переходят в самую верхнюю зону вновь менее фракционированного габбро и габбродиабазов, которые имеют интрузивные контакты с вышерасположенными параллельными (пластинчатыми) дайками, но и сами рассечены более молодыми дайками и небольшими плагиогранитными интрузиями, берущими начало в подстилающей фракционированной зоне. Сама верхняя зона изотропных габбро («наслоенные» габбро) кристаллизовалась в направлении вниз от кровли магматической камеры. Части магматической камеры, затвердевшие соответственно снизу и сверху, встречаются в так называемой «сэндвичевой» зоне, где эволюция постепенно фракционирующей магмы заходит наиболее далеко с образованием кварцсодержащих габбро, диоритов и небольшого объёма плагиогранитов.

«Сэндвичевая зона» неизменно встречается на высоких уровнях в известных разрезах плутонических комплексов офиолитов, которые сохранились и петрологически хорошо изучены. Каждая половина камеры затвердевала главным образом за счет аккумуляции осадившихся кристаллов вверх от основания и лишь при незначительном «наслаивании» вниз, по мере того, как в процессе спрединга обе половины раздвигались. Результатом этого процесса было образование магматической камеры с расширяющимся кверху с почти треугольным или воронкообразным поперечным сечением. Для Семайлских офиолитов (Оман) Дж. Поллистер и К. Хопсон (1981) оценили мощность такой камеры в 5 км при угле наклона кумулятов в 20° и полуширине камеры в 10 – 15 км. Эта величина, по-видимому, приближается к верхнему пределу размера магматических камер по вертикали (до 6 км) в срединных хребтах с высокой скоростью спрединга.

Для срединно-океанических хребтов с малой скоростью спрединга (менее 2 см/год) характерна большая мощность плиты (7 – 13 км), значительные глубины землетрясений (около 8 км) и отсутствие признаков зон с пониженными скоростями сейсмических волн. Это свидетельствует о существовании различий в конфигурации магматического очага под хребтами с высокими и малыми скоростями спрединга.

Сравнение химического состава излившихся лав СОХ и плутонических комплексов в офиолитах показывает, что лавы имеют довольно ог-

раниченные вариации составов (содержание SiO2 колеблется в пределах

48,5 – 52,0 %, a FeOсумма /MgO составляет 0,7 – 1,9, редко 3,2). В то же время, у плутонических пород офиолитовых разрезов этот спектр варьирует от оливинового габбро через обогащенный магнетитом диорит до плагиогранита (Si02 до 76 %).

Расслоенные габброиды подстилаются поверхностью Мохо, ниже которой залегают ультраосновные породы верхней мантии, Они сложены серпентинизированными гарцбургитами, дунитами, реже лерцолитами, в которых кристаллы оливина характеризуются признаками деформаций в твердопластичном состоянии. Содержание РЗЭ в океанических перидотитах в 2 – 3 раза меньше, чем в хондрите.

Для океанических ультрабазитов характерно широкое проявление структурно-метаморфических преобразований. Отмечаются гнейсовые текстуры, отражающиеся в линейно-плоскостной ориентировке минералов. В зернах оливинов и пироксенов наблюдаются полосы излома. Устанавливается, что такие преобразования осуществлялись при темпе-

ратуре около 1000 °С и давлении более 7 бар, что связано с пластическим течением горных пород на глубинах свыше 20 км. Более поздние деформации обусловлены внедрением в верхние горизонты океанической коры и последующим перемещением в складчато-шарьяжных коллизионных зонах. Это фиксируется следами скольжения, пересекающими ранние плоскости течения.

Наряду с классической «стратифицированной» выделяют тип «нестратифицированной» океанической коры, процессы формирования которой были названы «амагматичными» или «сухим спредингом» в связи с полной или частичной приостановкой в СОХ магматической деятельности, как например в хребте Гаккеля (А.А.Пейве, 2004). При «сухом спрединге» объём базальтовых расплавов, достигающих коры, недостаточен для формирования стратифицированного разреза. В этом случае по многочисленным разломам в рифте происходит внедрение габброидов и мантийных ультраосновных пород и океаническая кора состоит из тектонически разобщённых, деформированных и перемешанных блоков различных пород.

Минерагения. В пределах срединно-океанических хребтов отмечаются массивные и штокверковые сульфидные медные и медно-цинко- вые руды, представляющие собой сульфидные постройки гидротермального происхождения. Современный процесс сульфидообразования установлен в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах, где в СОХ открыто свыше 100 активных и реликтовых гидротермальных полей.

Гидротермальные подводные источники и связанные с ними гидротермальные отложения проявляются в осевых частях рифтов высокоспрединговых и низкоспрединговых хребтов, в зонах краевых уступов внутреннего рифта и, возможно, в трансформных разломах. В настоящее время общепризнано, что океанские воды в СОХ проникают по разломам в нижние горизонты океанической коры, нагреваются до близкритических условий и, взаимодействуя с породами коры и верхней мантии, трансформируются в высокотемпературный рудоносный раствор. При этом образуются гидротермальные циркуляционные системы, рудоносный раствор которых обладает повышенной плавучестью, что является главной причиной его подъёма к поверхности дна. Подсчитано, что вся океанская вода прокачивается через гидротермальную циркуляционную систему за 7 – 8 млн лет (Лисицын, 1993 и др.). Такая система формируется при существовании устойчивых нагревателей, каковыми в СОХ являются внутрикоровые магматические камеры с тем-

пературой до 1200 °С или зоны серпентинизации, где реакции протекают с выделением тепла.

Глубинная циркуляционная гидротермальная система более характерна для низкоспрединговых хребтов. В их осевых зонах существуют небольшие дискретные магматические камеры, за пределами которых во внутренних зонах рифта имеются значительные пространства, где океанская вода может проникать на большие глубины. В таких хребтах вулканические фазы обычно чередуются с достаточно продолжительными тектоническими. В рифтах высокоспрединговых хребтов глубинное проникновение океанических вод ограничено широкими, достаточно протяжёнными и существующими длительное время магматическими камерами. Чередование вулканических и тектонических фаз здесь не наблюдается. Предполагается, что на высокоспрединговых хребтах процессы серпентинизации протекают за пределами внутреннего рифта, на склонах хребта или в трансформных разломах.

В формировании и эволюции гидротермальной системы можно выделить три этапа: 1) взаимодействие океанской воды с породами при миграции вниз и непосредственно в реакционной зоне; постепенная трансформация океанской воды в гидротермальный рудоносный раствор; 2) миграция и преобразование первичного рудоносного раствора из реакционной зоны к поверхности дна; 3) отложение гидротермального вещества на поверхности океанского дна.

Неоднородности состава первичного гидротермального раствора могут быть связаны с РТ-условиями взаимодействия океанской воды и пород, составом участвующих в реакции пород, временем пребывания океанской воды в гидротермальной системе. В реакционной зоне рифтов океанская вода трансформируется в гидротермальный рудоносный раствор на глубине 1 – 2 км. Здесь с водой взаимодействуют, главным образом, излившиеся базальты, дайки долеритов, реже – габброиды. Существенно влияет на состав продуктов реакции соотношение взаимодействующих вод и пород, величина которого меняется от 1 до 125. При этом взаимодействии океанская вода из слабощелочной натрий- магний-хлоридно-сульфатной трансформируется в кислую восстановительную натрий-кальций-хлоридную. Часть химических соединений и элементов теряется океанской водой, часть, в том числе и металлы, переходит в растворённое состояние. Cu, Zn, Fe, Mn и Pb присутствуют в высокотемператрных флюидах в количествах в 103 – 107 раз, превышающих их концентрации в воде. Гидротермальный флюид содержит