# Основы геодинамического анализа

Валерий Петрович Парначёв

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РФ


ТОМСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

В.П. Парначёв

ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Допущено УМО по классическому университетскому образованию в качестве учебного пособия для студентов, обучающихся по направлению 020300 Геология

ТОМСК

«Издательство НТЛ» 2011

УДК 551.24 ББК 26.324 П 184


Парначёв В.П. Основы геодинамического анализа: учебное пособие. - Томск: Изд-во НТЛ, 2011. - 308 с.


ISBN 978-5-89503-461-3


В учебном пособии изложены основы современной геодинамики - науки о сущности геологических процессов, обуславливающих движение и деформации литосферных плит. Характеризуется понятийная база, используемая в геодинамическом анализе, конкретные геодинамические обстановки, их минерагения и индикационные признаки. Даётся краткая характеристика существующих глобальных геотектонических гипотез. В заключении указывается на появление признаков новой научной революции в науках о Земле, базирующейся на представлениях о нелинейности реальных геологических процессов.

Пособие предназначено для студентов геологических и географических специальностей высших учебных заведений, аспирантов и работников геологических научно-исследовательских и производственных организаций.


Рецензенты: А.К. Мазуров - доктор геолого-минералогических наук, профессор, заведующий кафедрой Томского политехнического университета

А.И. Чернышов - доктор геолого-минералогических наук, профессор, заведующий кафедрой петрографии Томского государственного университета

ISBN 978-5-89503-461-3 © В.П. Парначёв, 2011

© Оформление. Дизайн.

ООО «Издательство НТЛ», 2011


## ВВЕДЕНИЕ

Геодинамика - раздел наук о Земле, в котором делаются попытки объяснить наблюдаемые факты на нашей планете на основе динамических принципов механики, физики и химии. Цель науки «геодинамики» состоит в том, чтобы на основе известных законов физики и химии построить модель эволюции Земли. Геодинамика в последние годы выделилась в самостоятельную область знаний о Земле. Это наука о глубинных силах и процессах, возникших в результате эволюции Земли и обуславливающих движение вещества и энергии внутри Земли и в её верхних оболочках. Сами объекты исследования, то есть глубинные силы и процессы, недоступны непосредственному восприятию и о них удаётся судить лишь по косвенным признакам и теоретическим построениям. Такие косвенные данные поступают из различных источников и, главным образом, в виде результатов геофизических исследований.

Анализ результатов прохождения сейсмических волн позволил установить расслоенность нашей планеты, выявить присутствие ядра Земли, жидкое состояние внешнего ядра, наличие астеносферы, где вещество частично находится в расплавленном состоянии и способно к перетеканию (ползучести). Выше располагается литосфера - жёсткая упругая оболочка, включающая земную кору и верхнюю часть верхней мантии.

Геохимические и петрологические данные проливают свет на вероятный состав земных недр, а экспериментальные исследования поведения горных пород и минералов при высоких температурах и давлениях позволяют судить о возможном состоянии вещества на различных глубинах и его физических параметрах, например вязкости. Тем самым открывается путь для предположений о различных физических преобразованиях и химических реакциях, протекающих в глубинных оболочках.

Независимые сведения о физических свойствах вещества внутри Земли мы получаем из определения объёма и массы Земли путём расчетов, а также результатов экспериментов, что позволяет говорить о резком увеличении плотности вещества в ядре Земли.

Дополнительные сведения о вероятном первичном составе земного материала даёт изучение межпланетного вещества, которое попадает на Землю в виде метеоритов.

Геодинамика зиждется на ряде общих теоретических построений -концепций об образовании планет Солнечной системы. Можно сказать, что концепции эволюции Земли будут разными, если исходить из гипотезы первично горячей, но охлаждающейся Земли или гипотезы первично холодной, последовательно разогревающейся, а затем охлаждающейся Земли. Определение природы глубинных процессов возможно по конечным результатам их действия, то есть по их выражению в близповерхностных структурах земной коры и литосферы.

Термин «геодинамика» ввёл в 1911 г. англичанин А. Лява. Этим термином обозначалась взаимосвязь динамики Земли с космическими факторами (например, приливы в твёрдой Земле). В настоящее время представления о геодинамике значительно расширились и включают анализ всех динамических процессов, происходящих внутри и на поверхности Земли.

В соответствии с естественным структурным разделением системы «Земля» на геосферы, в составе геодинамики выделяются: динамика ядра, динамика мантии, динамика литосферы, динамика земной коры, динамика гидросферы, динамика атмосферы, динамика околоземного космического пространства. Динамика внутренних геосфер (ядра, мантии, литосферы, земной коры) объединяется во внутреннюю эндогенную геодинамику. Динамика внешних геосфер (гидросферы, атмосферы, околоземного космического пространства) составляет внешнюю экзогенную геодинамику.

Эндогенная геодинамика изучает процессы, порожденные действием внутриземных сил. Геодинамические теории в данном случае должны объяснить множество фактов: глобальное расположение континентов и океанов, механизм перемещения литосферных плит, образование орогенических поясов, срединно-океанических хребтов, сейсмичность и вулканизм, источник энергии для всех этих процессов.

Экзогенная геодинамика объясняет факты, касающиеся внешних морфологических особенностей Земли: формы рельефа, условия действия геоморфологических агентов (воды, льда, ветра), формирование склонов, речных бассейнов, берегов озёр, морей и океанов, дна океанов, нивальных и эоловых форм рельефа. Эндогенные и экзогенные процессы протекают в противоборстве друг с другом.

Внутренняя эндогенная геодинамика целиком относится к области динамической геологии. Внешняя геодинамика к динамической геологии относится только в той мере, в которой процессы, протекающие во внешних геосферах, воздействуют на литосферу или другие внутренние геосферы. При этом динамика гидросферы соответствует области интересов гидрологии, лимнологии и океанологии; динамика атмосферы -метеорологии; динамика околоземного космического пространства интенсивно исследуется в рамках космических программ.

Помимо перечисленных крупных разделов геодинамики в её составе может рассматриваться динамика любой более мелкой части системы «Земля», выделенной по какому-либо признаку: динамика биосферы, динамика рифтовых зон и т.д., а также динамика отдельных естественных процессов (динамика Ташкентского землетрясения, динамика Ключевского вулкана, динамика гидротермальных процессов Центрального месторождения и т.д.).

Нередко используются термины «общая геодинамика», «частная геодинамика», «региональная геодинамика». Общая геодинамика - геодинамика внутренних оболочек. Она имеет дело с познанием глубинных движений масс вещества во внутренних частях Земли и порождающих их процессах. Целью частной геодинамики является изучение поверхностных оболочек Земли, т.е. движение литосферных плит и связанных с ними тектонических и магматических явлений. Региональная геодинамика занимается исследованием конкретных ограниченных по площади территорий земной поверхности. Предметом изучения региональной геодинамики являются результаты взаимодействия литосферных плит, обусловленные этими взаимодействиями силы и процессы, происходящие в определенных участках земной коры и литосферы.

Тектонические деформации и проявления магматизма, формирование месторождений полезных ископаемых определяются глобальными перемещениями литосферных плит. Но местные особенности, такие, как тип и возраст земной коры, наличие или отсутствие предшествующих подвижных зон, а значит, относительная стабильность или мобильность данного региона - всё это накладывает отпечаток на конкретные проявления взаимодействия плит и создаёт специфические геодинамические обстановки, господствующие в пределах того или иного участка земной коры.

Для геолога, исследующего конкретный район, наибольший интерес представляет именно региональная геодинамика. Она объясняет образование сложного ансамбля осадочных комплексов, тектонических

структур и магматических проявлений, формирование месторождений и проявлений полезных ископаемых, которые далеко не всегда просто вписываются в картину глобального взаимодействия литосферных плит. В задачу региональной геодинамики входит также объяснение смены геодинамических обстановок, свойственных какому-либо региону, во времени и увязка этой эволюции с общим движением и взаимодействием литосферных плит.

В настоящее время широко используется термин «историческая геодинамика», или «палеогеодинамика», которая изучает геодинамику геологического прошлого. Её главным направлением являются плитотектонические, или палеогеодинамические, или просто геодинамические реконструкции. Основной задачей таких реконструкций является восстановление прежнего положения литосферных плит, выяснение их прошлой конфигурации, установление типа границ и определение характера взаимодействия литосферных плит между собой, в том числе расчёт направления и скорости движения литосферных плит. То есть одной из главных задач палеогеодинамики является выяснение кинематики литосферных плит в геологическом прошлом.

С достаточно большой точностью кинематические реконструкции могут быть выполнены для последних 160 - 180 млн лет. По мере движения в глубь геологической истории меняется значимость различных методов реконструкций, уменьшается их точность и достоверность.

Изучение кинематики прошлых движений и взаимодействий литосферных плит является основой для понимания геологической истории Земли, выяснения истории формирования континентов, складчатых поясов, раскрытия и закрытия океанических бассейнов. Всё это имеет не только теоретическое, но и большое практическое значение для выяснения закономерностей образования и размещения месторождений полезных ископаемых.

Палеогеодинамические реконструкции имеют и более общее познавательное значение. Поскольку в движении литосферных плит так или иначе отражаются глубинные процессы (конвективные течения, подъём мантийных плюмов и др.), то по общей картине перемещения плит можно судить о движущем механизме тектонике плит, то есть о глубинной или общей геодинамике.

Конечной целью геодинамического анализа является создание модели строения и эволюции литосферы исследуемого региона, которая может быть выражена комплектом следующих графических приложений:

- геодинамическими картами масштаба 1:1 000 000 - 1:50 000 с легендой;

- геолого-геофизическими разрезами к картам, отражающими глубинное строение земной коры региона;

- эволюционными геодинамическими профилями по основным периодам и кульминациям тектогенеза;

- палинспастическими палеотектоническими схематическими картами для тех же временных отрезков, что и профили;

- схемами палеогеодинамического районирования региона.

Обращает на себя внимание тот факт, что в отечественной научной

литературе термин «геодинамика» часто употребляется как синоним тектоники литосферных плит, т.е. в узком значении этого слова (например, «Геодинамическая программа...», «Геодинамическая карта», «Геодинамический полигон» и т.д.). В то же время, ряд авторов (Артюшков, 1979; Тёркот и Щуберт, 1985 и др.) при рассмотрении геодинамики главный акцент делают на выяснении природы глубинных сил и процессов, протекающих в недрах Земли.

Тектоника плит является более убедительной и доказательной концепцией, чем все предшествующие ей тектонические воззрения, так как она оказалась способной предсказывать факты, которые можно проверить наблюдениями. Связь с наблюдениями обеспечивают два количественных элемента этой теории: геометрическая точность и надёжное определение времени.

В современной теории литосферных плит широко используется актуалистический метод, основанный на сопоставлении условий формирования геологических комплексов прошлых эпох с современными геодинамическими обстановками. Это дало возможность установить, что складчатые пояса возникли на месте прежних океанических бассейнов, систем островных дуг, окраинных и средиземных морей, на месте активных и пассивных континентальных окраин.

Вместе с тем следует отметить, что актуалистический метод имеет ограниченную применимость к разным сторонам геологической жизни Земли. Он не применим к процессам, происходящим в глубинах Земли. Ограничено применение актуалистического метода в палеонтологии, так как развитие органического мира шло столь быстрыми темпами, а приспособляемость организмов к новым условиям столь велика, что сравнение современных и древних форм даёт мало достоверных данных для их познания.

Актуалистический метод оказался наиболее применимым и наиболее эффективным в осадочной геологии. Это объясняется тем, что процесс осадконакопления в современных условиях доступен для изучения с любой степенью детальности. С другой стороны, физико-химические условия на поверхности Земли меняются достаточно медленно и соответственно медленно меняются условия осадконакопления. При этом важным фактором, который необходимо учитывать, является появление жизни на поверхности Земли, оказывающей существенное влияние на процессы выветривания и переноса вещества в бассейны осадконакопления. С учетом вышеизложенного считается возможным с относительно небольшими поправками переносить представления, выработанные при изучении современного осадочного процесса, по крайней мере, на последние 300 - 400 млн лет.


## 1. ПОНЯТИЙНАЯ БАЗА

Понятийная база включает ряд специфических терминов, широко употребляемых при геодинамических реконструкциях и в литературе, освещающей плитотектонические построения.

Геодинамический режим - комплекс процессов взаимодействия на границах литосферных плит и возникающие условия во внутренних частях плит, подвергшихся сжатию, растяжению и деструкции.

Геодинамическая обстановка - совокупность глубинных и поверхностных геологических процессов (магматических, седиментационных, тектонических, структурообразующих и др.), обусловленных латеральными и вертикальными движениями (взаимодействиями) литосферных плит, микроплит, блоков, потоков вещества и энергии. Системы геодинамических обстановок возникают как реакция на конкретные геодинамические режимы и характеризуются определенными структурно-формационными образованиями (геоморфологическими, тектоническими, седиментацион-ными, магматическими, метаморфическими, минерагеническими).

Структурно-вещественный комплекс (СВК) - комплекс минеральных масс, крупное геологическое тело, отличающееся от смежных с ним тел значениями вещественных и структурных характеристик, геометрическими особенностями тел.

Вещественные характеристики - состав пород, особенности строения разрезов (способ чередования, количественные соотношения компонентов).

Структурные характеристики - дислоцированность слоёв.

Геометрические особенности тела - линза, клин, силл, дайка и т.д.

Геодинамический комплекс- естественная ассоциация структурновещественных комплексов, сформировавшихся в конкретной геодинамической обстановке и образующих закономерные пространственновременные сочетания, определяемые обстановками формирования.

Модели современных геодинамических обстановок — пространственно-временные теоретические конструкции, которые характеризуют:

- причинно-следственные связи динамических и кинематических параметров современных и неотектонических движений и взаимодействий литосферных плит;

- особенности пространственного распределения и параметры геологических процессов (деформационно-тектонических, магматических, осадочных, метаморфических и т.д.), а также особенности формирующихся в результате этих процессов геологических структур (структурных ансамблей), структурно-вещественных комплексов (деформированных минеральных и породных ассоциаций) и структурно-метаморфических преобразований. Глубинность моделей не ограничена и меняется в зависимости от масштаба исследований.

Среди типовых современных выделяют геодинамические обстановки платформ (горячих точек, континентальных рифтов, пострифтовых бассейнов, пассивных, трансформных и активных окраин и др.); геодинамические обстановки океанических структур (океанических рифтов, островных дуг, трансформных разломов, асейсмических вулканических хребтов, глубоководных желобов, глубокодных впадин и др.).

Модели геодинамических обстановок геологического прошлого (ретроспективные геодинамические модели, палеогеодинамические реконструкции) в отличие от моделей современных геодинамических обстановок имеют характер реконструкций и в решающей степени опираются на аналогии прошлых и современных геодинамических обстановок и связанных с ними геологических процессов. Модели представляются в виде графических материалов (карт, схем, включая палинспастические, разрезов различной глубинности и др.), табличных характеристик и текстовых пояснений.

Тектоника плит как одна из геодинамических моделей. Название «тектоника плит» относится к геодинамической модели, которая создана с целью объяснения наблюдаемой картины распределения деформаций и сейсмичности во внешней оболочке Земли. Теоретические основы тектоники плит базируются на двух предпосылках:

1. Самая верхняя оболочка Земли, называемая литосферой, непосредственно залегает на пластичном слое, называемым астеносферой.

2. Литосфера разбита на ряд жёстких сегментов или плит, которые постоянно двигаются друг относительно друга и площадь поверхности которых непрерывно меняется.

Литосферные плиты представляют собой обширные (103 - 104 км в поперечнике) блоки или сегменты литосферы, отделенные друг от друга геологически активными зонами и перемещающиеся друг относительно друга по кровле астеносферы. Насчитывается около 20 крупных плит (рис. 1.1), но их количество варьирует в связи с выделением всё более мелких блоков. В строении литосферных плит принимают участие как континентальные массивы, так и прилегающие области океанов (Африканская, Северо-Американская плиты). Но есть плиты целиком сложенные или океанической корой (Тихоокеанская плита и др.) или только корой континентального типа (Аравийская плита и др.).


Рис. 1.1. Схема расположения наиболее крупных литосферных плит, по Д. Брауну и А. Маосету, (1984). Стрелки указывают направления относительного движения плит. 1 - конструктивная граница плит; 2 - деструктивная граница; 3 - трансформная граница; 4 - вектор скорости разрастания; 5 - вектор скорости сближения; 6 - вектор сдвигового смещения

Границы литосферных плит представляют собой зоны тектонической и сейсмической активности, по которцм две литосферные плиты примыкают друг к другу. Существует несколько широко употребляемых синонимов термина «границы плит». Термин «окраина плиты» применяется обычно в отношении одной плиты (например, деструктивная окраина Тихоокеанской плиты). Термин «граница плиты» чаще употребляется, когда неявным образом имеются в виду две соседние плиты (например, Восточно-Тихоокеанское поднятие является границей двух плит). Под термином «сочленение плит» обычно понимается тройное сочленение литосферных блоков (плит). Некоторые границы между крупными плитами представляют собой мозаику намного меньших по размерам микроплит (рис. 1.2 и 1.3).

Современные границы плит трассируются по данным о современной сейсмической и тектонической активности. Древние границы устанавливаются геологическими методами, главным образом путём изучения индикаторных осадочных, магматических и метаморфических формаций. Границы литосферных плит подразделяются на три типа: дивергентные, конвергентные и трансформные (рис. 1.4).

Дивергентные границы плит проявляются в виде срединно-океанических хребтов - океанических рифтов. Здесь образуется новая океаническая кора и плиты расходятся в обе стороны от границы. Этот процесс носит название «спрединг» (sea-floor spreading - растекание океанического дна) - процесс, выражающийся в раздвигании блоков земной коры и заполнении высвобождающегося пространства базальтовой магмой. Отдельные сегменты срединно-океанических хребтов называют центрами спрединга. Но так как такие сегменты линейны, более уместен термин ось спрединга. В районах, где встречаются три рифта (тройное сочленение), дивергентные границы приобретают размытый характер (Азорские острова, Афар и др.). Их вершинные участки поднимаются над уровнем моря в виде островов. Срединный рифт здесь или отсутствует, или выражен крайне слабо.


Рис. 1.2. Граница между Тихоокеанской и Индийской литосферными плитами с данными относительного движения, по П. Уэлману и Х.М. Мак-Кракену (1979): 1 - активная дивергентная граница (ось спрединга); 2 - активная конвергентная граница (зона субдукции); 3 - трансформный разлом; 4 - направления относительного движения плит (мм/год). Цифрами (1-3) обозначены микроплиты: 1 - Северная Бисмарка, 2 - Южная Бисмарка, 3 - Соломонова моря


Рис. 1.3. Литосферные плиты и микроплиты Внутренней Азии, по Л.П. Зоненшайну и Л.А. Савостину (1979): 1 - границы плит и микроплит; 2 - направления относительных движений плит (а - растяжение, б - сжатие, в - сдвиг); 3 - зоны сжатия и пластической деформации; 4 - типовые решения фокальных механизмов; 5 - положения полюсов вращения плит и микроплит: СА-ЕА - Северо-Американской-Евроазиатской, Ам-ЕА - Амурской-Евроазиатской, Мн-ЕА -Монгольской-Джунгарской, Мн-Ам - Монгольской-Амур-ской, Тр-Тб - Таримской-Тибетской. Микроплиты и блоки: Ал - Алашаньский, Аф - Афганский, Дж - Джунгарский, Мн - Монгольский, Ор - Ордосский, П - Памирский, Тр - Таримский, Тб - Тибетский, ВС - Восточно-Саянский, Тв - Тувинский, Тд - Таджикский, Ф - Ферганский


Рис. 1.4. Типы межплитных границ, по С.В. Аплонову (2001): a - дивергентная (срединно-океанический хребет); б - конвергентная (зона субдукции); в - трансформная

Конвергентная (деструктивная, или поглощающая) граница маркирует столкновение плит. При этом океаническая кора одной из двух сходящихся плит погружается в астеносферу и мантию и ими поглощается, что находит чёткое выражение в рельефе в виде глубоководных океанических желобов. В случае столкновения плит с континентальной корой происходит их деформация и утолщение как в горизонтальной плоскости, так и в вертикальном направлении и образуются крупные горные сооружения со сложной шарьяжно-складчато-блоковой структурой. Древние конвергентные границы плит обнаруживаются на континентах, где они трассируются поясами офиолитов, представляющими собой реликты древней океанической литосферы. Положение древних океанических желобов маркируются метаморфическими зонами высоких давлений и низких температур.

Трансформные границы располагаются нормально к оси спрединга (срединно-океаническому хребту). Вдоль этих разломов литосферные плиты перемещаются горизонтально в сдвиговом режиме на расстоянии от нескольких десятков до нескольких сотен километров.

Геодинамическая карта - картографическое изображение геологического строения участка земной коры, отражающее современное распределение по площади и на глубину геодинамических комплексов (новейших и геологического прошлого), а также входящих в их состав структурно-вещественных комплексов и более мелких геологических тел. Геодинамическая карта является самостоятельным и важнейшим элементом геодинамических моделей. Здесь приводится в условных знаках характеристика вещественного состава и возраста структурновещественных комплексов. Для районов сложного геологического строения с длительной геологической историей и неоднократным преобразованием ранее сформированных комплексов и структур возможно составление отдельных карт, отвечающих последовательным временным интервалам (срезам).

Геодинамический анализ предусматривает выяснение условий образования геологических комплексов на границах или внутри литосферных плит, определение параметров перемещения конкретного блока земной коры по земной сфере, то есть, первичную природу и первичное географическое положение тех или иных комплексов горных пород и их ассоциаций

Основными методами, обеспечивающими проведение геодинамического анализа и составление геодинамической карты, являются геологический, кинематический, палеомагнитный и палеоклиматический.

Геологический метод включает анализ фаций и мощностей, картирование тектонических покровов, хаотических комплексов, офиолитов, использование минералогических, петрохимических и геохимических индикаторов.

Кинематический метод базируется на анализе скоростей и направлений перемещения литосферных плит, скоростей растяжения и направлений растяжения в рифтовых зонах.

Палеомагнитный метод использует результаты изучения палеомагнитных параметров горных пород и минералов различных возрастных уровней (остаточной намагниченности, магнитного склонения и наклонения), установление для этих возрастных уровней положения магнитных полюсов, направления их миграции, определение положения конкретного блока земной коры на её поверхности в географических координатах.

Палеоклиматический метод способствует выявлению климатических условий накопления осадочных толщ определенного возраста на поверхности Земли, установлению климатических зон, в которых происходило осадконакопление.

### Контрольные вопросы


1. Что понимается под терминами «геодинамический режим» и «геодинамическая обстановка»?

2. Дать определение терминам «структурно-вещественный комплекс» и «геодинамический комплекс».

3. Привести характеристику литосферных плит, их размеров, строения, состава.

4. Охарактеризовать границы между литосферными плитами.

5. Какие действия и результаты предусматривает геодинамический анализ?

6. Назвать методы, используемые при геодинамическом анализе.

7. Что понимается под термином «палеогеодинамические реконструкции»?

## 2. ИСТОРИЯ СТАНОВЛЕНИЯ ТЕОРИИ ТЕКТОНИКИ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ


Становление теории тектоники литосферных плит имеет длительную историю. Ещё в 1856 г. Ш. Шрёдер высказал исключительно важную мысль, что физические различия между земной корой и жидким магматическим поясом должны обусловить их разные угловые скорости при вращении Земли и соответственно вызвать самостоятельное движение коры относительно внутренних частей, а затем и разрывы материков В 1858 г. А. Снидер в книге «Мироздание и его разоблаченные тайны» (Париж) опубликовал две карты, иллюстрирующие концепцию континентального дрейфа. На одной из них показано совмещенное положение континентов Африки и Америки в позднем карбоне, подтвержденное идентичностью каменноугольной флоры на обоих континентах, а на другой - их разобщенное положение в настоящее время.

В России в 1877 г. в г. Ливны была опубликована книга Е.В. Быханова «Астрономические предрассудки и материалы для становления новой теории образования планетной системы». Он считал, что с течением времени изменялось осевое вращение Земли, ее движение по орбите, положение земных полюсов. При замедлении вращения Земли центробежная сила должна была уменьшаться, а центростремительная -возрастать, отчего во всех частях планеты должно было происходить уплотнение вещества. Предполагалось, что в процессе вращения и увеличения поверхности Земли ее твердая поверхность разъединялась. «Может быть, древний материк (Атлантида) вовсе не опускался вниз, как думают, и не покрывался водой, а только отодвинулся дальше на запад и в настоящее время существует под именем Америки?»

В 1880 г. цюрихский естествоиспытатель Г. Веттштейн высказал предположение о больших горизонтальных перемещениях материков, которые мигрируют на запад, влекомые приливными силами Солнца, и о раскрытии Атлантического океана.

Еще в начале прошлого столетия Е. Зюсс (1904) и Е. Ог (1908-1911) предполагали, что океаны представляют собой погрузившиеся в воду континенты. Но позднее А. Вегенер (1924, 1929,) высказал по этому поводу сомнения, поскольку результаты измерения силы тяжести в океане не подтверждали этой точки зрения, а позволяли предполагать, что океаническая кора качественно отличается от континентальной.

В 1910 г. американский геолог Ф.Б. Тейлор пытался найти объяснение третичному диастрофизму с помощью гипотезы дрейфа континентов. Он высказал соображение, что в мелу большая часть материков концентрировалась на полюсах. В это время Земля приобрела спутника - Луну, что привело к увеличению скорости вращения планеты, действию приливных сил, к потере Землёй сферической формы, трансгрессии океана и смещению больших масс суши от полярных районов к экватору. Автор считал, что континенты движутся по узкой зоне скалывания, ниже которой Земля является твёрдой.

Внутреннее строение Земли также оставалось загадкой вплоть до первой половины XX столетия. В 1909 г. А. Мохоровичич выявил разделение на кору и мантию (граница Мохо). Наличие у Земли жидкого ядра было установлено в результате исследований Е. Вихерта (1897), Р. Олдгема (1906) и Б. Гутенберга (1914), а существование твердого внутреннего ядра определено И. Леманом в 1936 г. Глубокофокусные землетрясения впервые были отмечены X. Тернером в 1922 г., а в 1935 г. К. Вадати показал, что в районе Японии их очаги приурочены к плоскости, наклоненной от Японского глубоководного желоба под Азиатский континент. В начале века (1940) Ван-Хайз ввёл понятие «астеносфера», а Дж. Баррел в 1914 г. на основе геодезических измерений выдвинул предположение о внешней твёрдой литосфере, покрывающей пластичную астеносферу. Изучая амплитуды объемных волн землетрясений, Б. Гутенберг в 1954 г. подтвердил вывод о том, что под литосферой находится слой с пониженной скоростью сейсмических волн и, следовательно, с пониженной жесткостью.

При характеристике основных положений тектоники плит пальма первенства в разработке концепции обычно отдавалась А. Вегенеру, который в 1912 г. обосновал гипотезу дрейфа континентов. Сущность гипотезы он изложил в докладах 6 и 10 января 1912 г. в Геологическом обществе Франкфурта-на-Майне и в дальнейшем совершенствовал её. В 1923 г. он писал, что материковые глыбы толщиной около 100 км плавают в массе иного состава и выступают из неё на 5 км, причём эта масса на дне океанов остаётся непокрытой. В окончательном виде эта гипотеза была опубликована в 1929 г. Под дрейфом континентов А. Вегенер понимал процесс раскола, перемещения и вращения коры некогда единого массива Пангея относительно её субстрата и смещение одних её частей относительно других. Общее движение континентальной коры направлено на запад, т.е. совершается вокруг оси, совпадающей с осью вращения. Движение на запад А. Вегенер связывал с притяжением Солнца и Луны. Признавалось также частичное перемещение коры к экватору, что объяснялось действием «полюсобежных» сил. В качестве аргументов обычно приводилось необычайное сходство очертаний береговых линий Америки и Африки по разные стороны Атлантического океана, одинаковое геологическое строение материков и общность древней флоры и фауны на смежных береговых участках. Он высказал предположение о существовании единого материка Пангеи. Для доказательства континентального дрейфа А. Вегенером были приведены геодезические, геофизические, геологические, палеонтологические, биологические и палеоклиматические аргументы:

1. По оледенениям и радиоактивному распаду А. Вегенер определил абсолютную продолжительность эоцена, олигоцена, миоцена, плиоцена, квартера и современного этапа и вычислил скорости движения отдельных участков земной коры - от 0,2 до 36 м/год.

2. Установил, что дно океана состоит из более плотного и тяжелого материала, а более мягкие континентальные глыбы плавают на поверхности более плотной оболочки. Опираясь на теорию изостазии, утверждавшей, что слой, подстилающий земную кору, обладает известной степенью текучести, предположил, что подвижность континентальных глыб должна проявляться не только в вертикальных, но и в горизонтальных движениях.

3. Обратил внимание на то, что многие складки и структурные зоны, возникшие до раскола континента, при их обратном совмещении соединяются и как бы продолжают друг друга (сходство в Южной Африке и Южной Америке ряда геологических формаций древних и молодых гранитов, юрских вулканических пород, кимберлитовых полей).

4. Отметил палеонтологические и биологические доказательства прошлой связи между ныне разобщенными материками (распространение глоссоптериевой флоры и рептилий на обширных территориях разъединенных южных материков.

5. По распространению тиллитов позднего докембрия, кембрия, девона, перми, плиоцена и квартера, а также залежей углей, соли и гипса пришел к убеждению, что «резкая смена климатов - в Европе от тропического до климата умеренных широт, а на Шпицбергене - от субтропического до полярного, сразу наводит на мысль о смещении полюсов и экватора и вместе с ними всей зональной системы климатов». Неопровержимое подтверждение заключается в том, что «Южная Африка, расположенная на 80° южнее Европы и 110° южнее Шпицбергена..., покрытая в карбоне материковым льдом..., сегодня находится в субтропическом поясе».

После трагической гибели А. Вегенера в 1930 г. во льдах Гренландии, его смелая идея была предана забвению. Свою роль сыграло неверное объяснение автором механизма дрейфа континентов за счёт ротационных сил и приливных взаимодействий Луны с Землёй. Элементарные расчёты показали, что предлагаемые механизмы намного слабее тех сил, которые могли бы в действительности сместить материки.

Но оказывается, что еще в 1889 г. английский физик Альфред Дж. Фишер в труде «Физика земной коры» создал свою концепцию мо-билизма. Он выявил на Земле структуры сжатия - Тихоокеанский пояс повышенной сейсмичности, и структуры растяжения - СрединноАтлантический хребет и Исландия. За основу геодинамической модели развития земной коры была принята картина движения лавовых корок в лавовом озере Килауэа на Гавайях. Он пришел к выводу, что:

1) океанская кора образуется за счет излияния базальтов из трещин в зонах растяжения в Исландии и осевом плато Атлантического океана, как тогда называли Срединно-Атлантический хребет;

2) по периферии Тихого океана существуют зоны сжатия, вдоль которых океаническое дно опускается под островные дуги и континентальные окраины. Этот поддвиг и приводит к землетрясениям вдоль Тихоокеанского подвижного кольца;

3) движущим механизмом, перемещающим блоки земной коры, являются конвективные движения подкорового вещества.

В 1926 г. Американская ассоциация геологов-нефтяников провела в Нью-Йорке симпозиум, посвященный дрейфу континентов. На нем был достигнут консенсус, объявляющий этот дрейф физически невозможным. В России с критикой гипотезы выступили М.А. Усов, М.М. Тетяев, Н.С. Шатский, Л.С. Берг, А.Д. Архангельский, В.В. Белоусов.

Идеи о движении материков поддержал в 1922 г. российский учёный А.А. Борисяк. Указав на перспективность новой «смелой и красивой мысли Вегенера», А.Д. Тойт в своей книге «Наши блуждающие континенты» доказывал существование двух циркумполярных континентов -Лавразии и Гондваны. Он полагал, что древний океан, разделяющий эти континенты, первоначально был экваториальным, а Альпийско-Гималайский пояс сформировался при воссоединении Лавразии и Гондваны, после чего Тихий океан получил современную конфигурацию.

В 1928 г. Артур Холмс из Эдинбургского университета указал, что дрейф континентов проще объяснить, если предположить, что в движение вовлечены не только континенты, но также вся кора и часть мантии. Движущий механизм реализуется при этом через тот или иной вид конвекции в твердом состоянии. В 1929 г. он писал, что «конвективные потоки поднимаются внутри мантии Земли, создавая огромные горные хребты в средней части бассейна Атлантического океана. Поднимающийся к поверхности поток расходится в обе стороны от хребта, отталкивая в разные стороны континенты и образуя Атлантический океан». В 1931 г. им была предложена концепция разрастания дна океана (спрединг).

Российский ученый А.Н. Криштофович (1937) доказывал существование в позднем палеозое таких же ботанико-географических зон, которые известны и в настоящее время, но которые занимали в то время иное географическое положение, что объясняется подвижностью земной коры «... в виде ли подвижности материков или движения полюсов или обоих вместе». Без признания этого, пишет он, «мы никак не можем объяснить явлений гондванского оледенения с центром близ тропиков и движения льдов через современный экватор в северное полушарие».

В 30-х гг. обстоятельный обзор представлений о гипотезах континентального дрейфа выполнил Б.Л. Дичков, что было изложено в его труде «Движение материков и климаты прошлого Земли» (1931). Он писал, что «наши знания о движении материков в сущности примитивны и мы еще не знаем всех слагаемых сложных действительных движений материков на протяжении геологических периодов». И здесь же «...материки непрерывно ползут по земной поверхности, унося с собой все, что на них находится, но сохраняя в основных чертах свои общие очертания». И ещё: «Климатические перемены на земном шаре довольно легко укладываются в схему передвижения материков и связанных с эти перемещений полюсов земной коры по отношению к земным полюсам» (Дичков, 1931, с. 130).

Д. Григе в 1939 г. еще ближе подошел к главной идее тектоники плит, утверждая, что горные сооружения и сейсмические пояса, окаймляющие Тихий океан, создаются конвективными течениями, поднимающимися в центре бассейна и опускающимися на его окраине. «Такая интерпретация, - писал он, - частично объясняет отсутствие континентальной коры в Тихоокеанском бассейне. Все сейсмологи согласны с тем, что фокусы глубоких землетрясений в Тихоокеанской кольцевой зоне попадают на плоскости, наклоненные под углом 45° к континентам. Возможно, что эти точки вызваны проскальзыванием вдоль поверхности конвективных потоков».

Для объяснения механизма перемещения континентов в этот период используются ротационные гипотезы (Д. Крейхгауэр, Г. Зимрот, В. Пикеринг, Дж. Дарвин, Б.Л. Личков и др.), гипотезы подкоровых течений (О. Ампферер, Дж. Джоули, А. Холмс, Ф. Венинг-Мейнес, Д. Григе,

Э. Арган, Б. Гутенберг, А.Н. Заварицкий и др.), гипотезы радиоактивных циклов (Дж. Джоули), гипотеза расширения Земли (О. Хильген-берг, Б. Линдеман, М.М. Тетяев и др.), ундационная (волновая) гипотеза (Р.В. Ван Беммелен), радиомиграционная гипотеза (В.В. Белоусов), ос-цилляционная гипотеза (Э. Харман), астенолитная гипотеза (Б. и С. Виллисы), пульсационная гипотеза (А. Грэбо, М. Боголепов, М.А. Усов,

В.А. Обручев) и др.

Однако лишь в конце 50-х - начале 60-х гг. прошлого века появились факты, подтвердившие не только существование дрейфа континентов, но и открывшие новое явление - раздвижение океанского дна. К этим фактам относятся:

1. Палеомагнитные данные по позднему палеозою, которые показывают, что в это время существовал единый суперконтинент - Пангея, модель которой предложил еще А. Вегенер.

2. Открытие крупнейших подводных срединно-океанических хребтов (СОХ), по гребням которых располагаются глубокие трещины растяжения - рифтовые зоны, из которых изливались базальты.

3. Раскрытие одних океанов и закрытие других одновременно с движением континентов. Возраст дна всех океанов не превышает 100 -150 млн лет.

На основе этих данных стала создаваться стройная концепция - теория тектоники литосферных плит. Тем не менее, еще до середины 1960-х гг. лишь немногие геологи признавали и использовали некоторые положения этих гипотез. Большинство исследователей считали предположения о дрейфе континентов и мантийной конвекции недоказанными, неправильными или ошибочными. Большинство геологов и геофизиков категорически отвергали дрейф континентов, а упомянутая выше статья о континентальном дрейфе и спрединге океанического дна до 1962 г. практически не цитировалась в печати. В большинстве авторитетных учебников США в течение 1950-х гг. отношение к идее континентального дрейфа резюмировалось следующим образом: «Хотя эта теория является блестящим проявлением изобретательности, она не имеет существенных подтверждений». Высказывания «за» континентальный дрейф были столь же непопулярны, как высказывания «против» него сегодня.

После обстоятельной критики гипотеза А. Вегенера в широких кругах геологической общественности получила почти полное забвение. В СССР возможность проявления в земной коре крупных горизонтальных перемещений также стала оспариваться, а складчатость объяснялась вертикальными колебательными движениями. По согласованному мнению многих участников прошедшей в 1951 г. дискуссии, было признано, что «основными и наиболее универсальными тектоническими движениями земной коры являются вертикальные (колебательные) её движения» и что «большие горизонтальные перемещения материков в свете идей А.Вегенера заведомо не существовали»

Вместе с тем, с начала нашего века накапливались инструментальные данные о горизонтальных подвижках в земной коре и их количественном превосходстве над вертикальными. В Калифорнии по разлому Сан-Андреас выявлено горизонтальное смещение за период с 1851 по 1907 г. на 3 м, а по вертикали от 0,0 до 0,3 м. В Японии в районе г. Кванто после нескольких землетрясений 1923 - 1930 гг. обнаружены горизонтальные подвижки до 4 м при вертикальном поднятии до 1,9 м и опускании до 0,7 м. По поверхности Вахшского надвига (Таджикистан) блоки смещаются со скоростью от 0,9 до 2 см/год. В Африканской риф-товой зоне скорость раздвига достигает 2 см/год, а скорость расширения Калифорнийского залива составляет 5,6 см/год. По определению П.Н. Кропоткина (1980) геодезия принесла несомненные доказательства горизонтальных перемещений блоков континентальной коры со скоростями 0,5 - 8,0 см/год.

В 1950 - 1970 гг. на континентах установлены признаки покровно-надвиговых структур с крупномасштабными горизонтальными перемещениями. По данным П. Фалло (1955), Северные Известняковые Альпы переместились в северном направлении более чем на 250 км. На Южном Урале амплитуда Зилаирского и Тирлянского покровов по М.А. Ка-малетдинову (1970, 1974) оценивается в 50 - 100 км. Амплитуда Томского надвига, установленного на границе Кузнецкого прогиба и Колы-вань-Томской складчатой зоны, варьирует от 8 до 30 км.

Новую трактовку получают офиолитовые комплексы. В Югославии, на Кавказе, Южном Урале и в других местах площадные выходы меланократовых пород с серпентинитами объясняются широким развитием тектонических покровов. Серия параллельных даек, содержащихся в таких покровах и известная под названием «дайка в дайке», рассматривается как существование зон раздвига земной коры. На Кипре на расстоянии в 100 км насчитано около 48 000 таких вертикальных параллельных даек.

Получают развитие идеи о пластическом течении вещества земной коры (Рамберг, 1957-1970; Клоос, 1958; Пейве, 1967 и др.). Изучение структур течения и хрупких деформаций при латеральных перемещениях позволило выявить тектоническую расслоенность земной коры. А.В. Пейве (1967) пришёл к заключению, что в процессе разрывноглыбового течения горных масс происходит их тектоническое расслаивание с дифференциальным горизонтальным течением, охватывающим всю земную кору и, вероятно, верхнюю мантию вплоть до астеносферы.

Важнейшую роль в развитии мобилизма сыграли геофизические исследования (сейсмика, изучение землетрясений, палеомагнитные и др.), раскрывшие физическую сущность многих морфоструктурных и кинематических явлений и процессов в тектоносфере Земли.

Данные о скоростях прохождения продольных волн позволили предложить модель трёхслойного, затем четырёхслойного и, наконец, пятислойного строения земной коры. Было показано, что многие субгоризонтальные отражающие границы в пределах земной коры подходят к земной поверхности в виде разломов с более крутыми углами (до 45 -80°). Было установлено, что в земной коре наряду с участками скачкообразного увеличения скорости продольных сейсмических волн выделяются горизонты с их скачкообразными уменьшениями, которые получили название волноводов. По площади волноводы распространены локально, но они отмечаются и в складчатых областях, и в древних и молодых платформах, и в рифтовых зонах. Глубина кровли волноводов изменяется от 5 - 8 до 25 км, а мощность колеблется от 2 до 30 км, причём наиболее мощные состоят из 2 - 3 слоёв. Такие же слои с пониженной скоростью имеются ниже поверхности Мохо на глубинах 70 - 200 и около 1000 км. Наличие таких волноводов может быть обусловлено частичным расплавом и размягчением вещества при перемещении его по поверхности субгоризонтальных сколов.

Выявленные в начале прошлого века прямая и обратная полярности магнитного поля Земли позволили в 60-е гг. разработать геомагнитную геохронологическую шкалу. При использовании радиоизотопного датирования было установлено, что палеомагнитные полярности разделяются по возрасту на группы и что за последние 4 млн лет эти интервалы полярности изменялись по длительности от 20 до 700 тыс. лет. На основе палеомагнитных данных построены кривые миграции магнитных полюсов, свидетельствующие о существенных перемещениях континентов в фанерозое.

Р. Мэзоном и В. Васкье в 1959 г. в северо-восточной части Тихого океана были выявлены латеральные смещения магнитных аномалий. Вдоль субширотного разлома Меррей северная часть аномального поля оказалась смещенной к востоку на 680 км (правый сдвиг); по разлому Мендосино - на 1140 км (левый сдвиг) и по разлому Пайонир-Ридж - на 260 км (левый сдвиг). По данным Б. Хизена и др., в Атлантическом океане сходный разлом Чейн смещает Срединно-Атлантический хребет на 320 км, а разлом Романш - на 860 км. Подобные структуры известны и в Индийском, и в Северном Ледовитом океанах.

В 1963 г. учёные Кембриджского университета Ф. Вайн и Д. Мэтьюз установили, что полосовые магнитные аномалии вызваны различными направлениями намагничивания. Аномалии имеют ширину 20 - 30 км, длину в несколько сотен километров и амплитуду в несколько сотен гамм. Ширина каждой магнитной полосы на океаническом дне пропорциональна продолжительности соответствующей эпохи нормальной или обратной полярности. Было высказано предположение о «растекании морского дна»

М. Хиллом (1957) и Дж. Уайтом (1963) на основе геофизических данных был определен разрез океанической коры. Сверху вниз были выделены четыре «слоя». Первый слой - неконсолидированные осадки со скоростью продольных сейсмических волн до 2 км/с. Второй слой -интрузивные и вулканические породы, переслаивающиеся с консолидированными осадочными образованиями и отличающиеся скоростями сейсмических волн от 4 до 6 км/с. Третий слой расположен ниже уровня моря на 6 - 8 км и имеет скорость сейсмических волн около 7,3 км/с. Четвёртый слой характеризует верхнюю мантию и имеет скорость сейсмических волн 8,1 ± 0,3 км/с.

С августа 1968 г. началось изучение разреза океанической коры драгированием и бурением скважин Консорциумом ведущих океанологических организаций США со специализированного корабля «Гломар Челленджер» (слово «challenger» означает «тот, кто бросает вызов», а слово «glomar» образовано из двух слов: «global» и «marine» - всемирный и морской). По октябрь 1980 г. было пробурено 878 скважин в 532 различных районах морей и океанов с глубиной проникновения в породы дна до1741 метра. Скважины прошли отложения первого геофизического слоя, в котором обнаружились отложения глубоководных, мелководных и наземных фаций с многочисленными перерывами между ними и с мощностью от 1,0 до 1,5 км. Определены юрский, меловой и кайнозойский возрасты базальных отложений. Второй слой представлен базальтами, содержащими прослои осадочных отложений общей мощностью до 2 км. В составе третьего слоя по данным драгирования преобладают базиты и ультрамафиты, отвечающие по геофизическим характеристикам породам основания коры и кровли верхней мантии. В базальтовом слое кроме толеитовых были обнаружены и щелочные оливиновые базальты. Возраст базальтовых и осадочных слоёв во всех океанах оказался не древнее 200 - 230 млн лет.

Глобальное значение срединно-океанических хребтов (СОХ) стало понятно после работ М. Эвинга, Б. Хизена (1960) и установления профессором Принстонского университета Г. Хессом, а также Ф. Вайном, Д. Матьюзом и К. Ле Пишоном в 1962 - 1968 гг. того, что оси СОХ представляют собой конструктивные границы крупных плит. Это послужило ключом к построению глобальных тектонических моделей эволюции Земли. В начале 70-х гг. Дж. Канном, М. Лагнсетом, К. Ле Пишоном и М. Эвингом были разработаны модели петрологического развития и тепловой эволюции океанической коры и литосферы.

Особенно большой вклад в становление теории внесли геофизики и геологи, занимавшиеся изучением строения океанического дна.

В 1961 - 1962 гг. американские ученые Г. Хесс и геофизик Роберт Дитц с использованием новых материалов повторили основные выводы А.Дж. Фишера об образовании океанской коры в СОХ, о молодости и расширении океанического дна, о его погружении в мантию в зонах глубоководных желобов. Они высказали предположение о конвеерообразном движении мантийного вещества - его подъёме в срединно-океанических хребтах и опускании в глубоководных желобах. Р.Дитцем (1961) был предложен термин «спрединг морского дна», концепция которого позднее была сформулирована Г. Хессом (1962-1966) и развита в работах К. Ле Пишона (1968).

В 1963 г. английские геофизики Ф. Вайн и Д. Мэтьюз предположили, что полосчатые магнитные аномалии на океанском дне представляют собой запись инверсий магнитного поля Земли в базальтах и на основании интерпретации этих аномалий обосновали процесс «растекания морского дна».

В 1965 г. профессор университета Торонто Дж. Тюзо Уилсон (университет Торонто) впервые установил, что наиболее молодые вулканиты находятся вблизи СОХ и постепенно удревняются при удалении от них. Он обратил внимание на то, что жесткая литосфера разбита на ряд плит, оконтуренных тремя типами границ: рифтовыми зонами, зонами поддвига плит и трансформными разломами.

В 1967 - 1968 гг. проф. Дж.Т. Уилсон, проф. В. Джасон Морган (Принстонский университет), Д.Маккензи (Кембриджский университет), К. Ле Пишон (Парижский, Колумбийский университеты) предложили новую геодинамическую концепцию - новую глобальную тектонику, или тектонику плит. Она была сформулирована В.Д. Морганом в выступлении на ежегодной конференции Американского геофизического союза в Вашингтоне в апреле 1967 г. В 1968 г. этот автор писал «...предполагается, что поверхность Земли состоит из нескольких жёстких коровых блоков и что каждый блок ограничен поднятиями, ... желобами и крупными разломами». В этот же год К. Ле Пишон предположил горизонтальное перемещение плит на тысячи километров.

В 1968 г. американские и французские геофизики Дж. Херцлер и К. Ле Пишон теоретически рассчитали возраст океанского дна - он закономерно увеличивается по мере удаления от хребтов, и оно образовалось сравнительно недавно - 100 - 150 млн лет.

В 1968 г. американец В.Д. Морган и француз К. Ле Пишон выделили наиболее крупные литосферные плиты и рассчитали параметры их движения по поверхности Земли. Основы нового подхода к осмыслению эволюции поверхности Земли через пару «океан - континент» были заложены в трудах Дж.Т. Уилсона в 1969 г. Изучая развитие Северной Атлантики, этот ученый один из первых высказал мысль о неоднократном раскрытии и закрытии океанической впадины. В 1974 г. по предложению Д. Дьюи и К. Берка вся цепочка геологических событий от заложения океана до его закрытия получила название цикла Уилсона.

В 1968 г. К. Ле Пишон высказал мнение, что тектоника плит обеспечивает разработку согласованной глобальной кинематической картины и рассмотрел это на примере кайнозойской эволюции Земли. Совместно с В.Д. Морганом (1968) была сформулирована сущность самой гипотезы тектоники литосферных плит, которая сводится к следующему:

1. Тектогенез обеспечивается взаимодействием жёсткой и хрупкой литосферы мощностью 50 - 100 км и подстилающей её пластичной астеносферой.

2. Литосфера разделена подвижными сейсмическими поясами на несколько крупных плит, которые перемещаются на тысячи километров по астеносфере. В состав плит входят как материки, так и прилегающие океанические участки; при перемещении плиты деформируются только по краям.

3. Различаются перемещения трёх типов: раздвиги, поддвиги и сдвиги.

Раздвиги плит происходят в осевых частях СОХ, а в промежутки

между ними поступают базальты, образуя новую кору. При этом по обе стороны СОХ создаётся система симметрично расположенных магматических полос с прямой и обратной линейной намагниченностью. Скорость раздвигания колеблется от 1 до 10 см/год. Этот процесс получил название «спрединга».

Поддвиги развиваются на противоположных относительно СОХ окраинах плит под глубоководными желобами. Здесь, в зонах Вадати -Беньофа океаническая литосфера со скоростью 6-9 см/год поддвигается (субдуцирует) под континентальную с последующим погружением в мантию. В этих зонах «уничтожаются» (компенсируются) избытки океанической коры (до 3 км3/год), образовавшиеся в СОХ. Предполагается, что радиус Земли при этом остаётся постоянным.

Сдвиги проявляются как результат растяжения-сжатия плит и происходят по разломам, получившим название «трансформных».

4. В качестве механизма горизонтального перемещения литосферных плит принимается тепловая конвекция в мантии Земли, Вертикальные восходящие потоки в зонах спрединга преобразуются в горизонтальные течения, которые переносят плиты к окраинам Мирового океана, где проявляются нисходящие потоки в зонах субдукции. Горизонтальные размеры таких конвективных ячей должны быть сопоставимы с шириной океана, а длина ячеи должна быть примерно в 10 раз больше её толщины.

Гипотеза литосферных плит, с одной стороны, была восторженно принята группой российских учёных (Л.П. Зоненшайн, А.Л. Книппер, М.И. Кузьмин, Н.Л. Добрецов, Ч.Б. Борукаев и др.), а с другой - встретила немало оппонентов, которые либо отвергали её целиком, либо отдельные ее положения. В России это были В.В. Белоусов, В.А. Магницкий, Е.В. Артюшков, Ю.А. Косыгин и др., а за рубежом - А. и Г. Мейерхоффы, С. Кэри, М. Гораи, X. Оуэн и другие.

А.В. Пейве (1969) в своей статье «Океаническая кора геологического прошлого» сопоставил разрезы и показал сходство мезозойских эвгео-синклиналей Альпийско-Гималайского пояса и складчатых сооружений вокруг Тихого океана с разрезами дна океанов и сделал вывод, что «эвгеосинклинали всегда возникали на фундаменте из океанической коры». Он предположил, а затем и обосновал идею о том, что встречающиеся во многих горных поясах мира офиолитовые покровы представляют собой фрагменты древней океанической коры, надвинутые на континентальные окраины. В это же время Дж. Дьюи (1969) наметил контуры раннепалеозойского Протоатлантического океана, существовавшего на месте каледонского складчатого пояса северо-западной части Европы и Аппалач.

П.Н. Кропоткин (1958, 1961) на примере Азии и южных гондванских материков обосновал значительное (на многие тысячи километров) перемещение крупных блоков земной коры, а в 1971 г. предположил, что Евразия является составным континентом, возникшим за счёт соединения континентальных блоков при закрытии разделяющих их океанических бассейнов.

С.А.Ушаков и В.Е.Хаин (1965) на основе геологических данных по Антарктиде показали, что без привлечения гипотезы дрейфа континентов невозможно объяснить общность строения этого материка с соседними континентами.

А.Н.Храмов (1970, 1974) стал первым геофизиком-магнитологом, который использовал новые палеомагнитные данные для определения параметров движущихся континентов и подтвердил данные о крупных перемещениях материков в течение всего фанерозоя (Khramov, 1970).

Т. Масуда и С. Уеда (1971) стали рассматривать островные дуги как поверхностное отражение явлений субдукции. И островные дуги, и расположенные с их тыльной стороны окраинные моря характеризуются в качестве единых геодинамических систем. Механизм их образования связывается с отодвиганием дуги от материка и формированием в её тылу депрессии окраинного моря.

О.Г. Сорохтиным (1971) был рассчитан механизм образования континентальной коры за счёт дегидратации и переплавления океанической коры, а несколько позже количественно объяснена природа увеличения глубины океанического дна по мере удаления от СОХ (Сорохтин, 1973).

В 1972 г. японский геолог А. Миясиро изучил условия метаморфизма пород и осадков в зонах поддвига плит и обосновал существование парных метаморфических поясов, представляющих собой зоны высоко-и низкобарического метаморфизма, протягивающиеся параллельно друг другу вдоль структуры островной дуги.

Для вулканических хребтов «гавайского типа» Дж. Уилсон (1963) и

B. Морган (1972) предложили модель «горячих точек». Горизонтальную миграцию извержений на этих хребтах данные исследователи трактовали как результат перемещения над «горячими точками» литосферных плит, последовательно «прожигаемых» идущими вверх мантийными струями. Дж. Т.Уилсон(1965, 1974) выделил ещё один класс разломов в днище океанов, по которым происходят значительные горизонтальные сдвиги. Такие разломы заканчиваются на концах подвижных поясов, соединяясь с ними таким образом, что создают взаимосвязанную сеть, разделяющую поверхность Земли на серию жёстких плит. Эти разломы автор назвал трансформными. Кроме того, на океаническом дне были установлены надвиги и поверхности горизонтального срыва.

На основе данных бурения и датировок магнитных аномалий

C. А Ушаковым и др. (1972) и А.П. Лисицыным (1974) были впервые построены карты возраста дна Мирового океана.

А.В. Пейве (1975, 1976) отметил наличие надвиговых структур и во внутренних частях океанов. Оценивая данные бурения Срединно-Атлантического хребта, он обратил внимание на то, что все типы пород офио-литовой ассоциации подверглись дроблению, катаклазу, милонитизации, сланцеватости, плойчатости. В них отмечаются зеркала скольжения, пластические деформации. Это позволило сделать вывод, что в геологической истории хребта был период сжатия и скучивания горных пород, во время которого возникло настоящее складчатое сооружение из океанической коры. Вместе с тем он подчеркнул, что рифтогенез и блоковую тектонику с излиянием базальтов в Атлантике следует считать проявлением послескладчатого орогенеза в растущем срединном хребте.

Л.И.Лобковским и О.Г.Сорохтиным (1976) был теоретически исследован механизм поддвига литосферных плит под островные дуги и рассчитаны условия затягивания осадков в зоны субдукции.

В 70-е гг. прошлого века А.А. Ковалёвым (1972, 1976), Л.П.Зонен-шайном и др. (1976) с позиций плейттектоники обосновывается метал-логеническая зональность Урало-Монголо-Охотского складчатого пояса, рассматриваются условия образования месторождений углеводородного сырья.

Анализ глобальной эволюции климата в истории Земли в связи с перемещением литосферных плит был выполнен А.С.Мониным и др. (1977, 1979), С.А.Ушаковым и Н.А.Ясомановым (1984).

Ю.М. Пущаровский (1980) считал, что изменения в строении и мощности океанической коры можно объяснить явлениями механического скучивания тектонических пластин, происходящими на разных уровнях. В последующем наличие подобных структур было подтверждено бурением в зонах трансформных разломов (Зелёного Мыса, Архангельского, Кларион-Клиппертон), в районе острова Барбадос и в других местах.

Рассматривая распределение очагов землетрясений в разломах океанической коры, Л.Р. Сайкс в 1960-х гг. пришёл к выводу, что мелкофокусные землетрясения на гребнях СОХ характеризуются в своих очагах преобладанием сбросовых подвижек. Одновременно с этим Б. Айзекс и Дж. Оливер (1974) привели первые доказательства под двигания океанической коры под островные дуги (субдукция).

При изучении магнетизма океанского дна Р. Мэйсоном, А. Раффом, Дж. Хейрцлером, Ф. Вэйном и Д. Мэтьюзом были выявлены параллельные магнитные аномалии, располагающиеся симметрично с каждой стороны СОХ. Эти авторы предположили, что симметричное чередование полос положительных и отрицательных аномалий по бокам СОХ обусловлено разрастанием дна океана в сочетании с периодическими инверсиями магнитного поля Земли. Это позволило определить скорость разрастания океанического дна, которая периодически меняется от 0,5 до 19 см/год.

В 80-е гг. началось обсуждение вопросов проявления тектоники плит в докембрии. Рифейские офиолиты были описаны на Южном Урале В.И. Ленных и В.П. Парначёвым (1985), в Забайкалье - Э.Г. Кониковым (1986), были установлены раннепротерозойские офиолиты в Индостане (Саркар, 1982), в Канаде (Хофман, 1985) и в других местах.

В.Е. Хайн (1988) высказался о специфичности архейской тектоники плит, связанной с высоким тепловым потоком, малой мощностью литосферы и вязкой реологией коры, назвав её эмбриональной тектоникой. В раннепротерозойское время, по мнению автора, существовала тектоника малых плит, разграниченных густой сетью коротких осей спрединга.

Первые признаки субдукции в рифее были отмечены Д.И. Мусатовым с соавторами (1984), когда 1,4 млрд лет назад Западно-Сибирская океаническая плита субдуцировала под континентальную плиту Сибирской платформы. Енисейский кряж, Туруханская и Игарская зоны представляли собой островные дуги, а за ними образовался задуговой бассейн, преобразованный впоследствии в Бугарахтинский прогиб.

Проблема древних докембрийских и палеозойских океанов продолжает обсуждаться на различных российских и международных совещаниях.

В начале 80-х гг. прошлого столетия канадскими и американскими исследователями (Е.Р. Шермером, К. Фуитой, Дж. Нойберном, Б. Ватсоном и др.) были заложены основы террейнового анализа. На примере изучения складчатых зон окраин Тихого океана было показано, что они образовались путём прерывистой аккреции разнородных крупных блоков (suspect terranes) - островодужных, окраинно-морских, океанических, континентальных и др., перемещенных в процессе движения океанических плит на тысячи километров и сгруженных по периферии Тихоокеанского кольца. Террейновый анализ был широко использован Л.П. Зоненшайном, М.И. Кузьминым, А.А. Моссаковским для палеотектонических реконструкций, что было доложено в 1984 г. на 28-й сессии МГК в Москве (Тектонические процессы, 1989).

Вместе с тем ряд известных исследователей продолжает выступать с критикой новой теории.

По представлениям П.Н. Кропоткина (1980) современную теорию тектоники литосферных плит можно принимать лишь как первое, очень грубое приближение к реальной картине геодинамики.

В.А. Магницкий и Е.В. Артюшков (1978) считают далеко не очевидным главный постулат гипотезы о наличии обширных жёстких плит, поскольку в действительности они разбиты на множество блоков с очень сложным спектром автономных перемещений. Эти авторы отмечают несоответствие сейсмической активности зон погружения и поглощения плит, где сосредоточено 85 - 90 % всей сейсмической активности Земли, и зон разрастания СОХ, где сейсмическая энергия незначительна. По их представлениям существование тепловой конвекции в мантии крайне маловероятно, а если она и происходит, то величина создаваемых напряжений много меньше, чем предполагают авторы гипотезы литосферных плит. Вместе с тем, и В.А. Магницкий и Е.В. Артюшков признают, что крупномасштабные движения земной коры оказываются обусловленными дифференциацией по плотности на границе ядра и мантии и подъёмом в верхнюю мантию больших масс лёгкого нагретого материала, которые затем растекаются в стороны, увлекая за собой кору.

Ю.А. Косыгин (1983) также акцентирует внимание на отсутствие историзма в гипотезе литосферных плит и о предположительности допущения конвективных течений в мантии. Он обращает внимание на неоднозначность границ между плитами, сомневается в правомерности доказательства спрединга по палеомагнитным данным, так как в некоторых районах магнитные аномалии не обладают линейностью, а образуют мозаичную структуру. Вместе с тем он констатирует, что гипотеза литосферных плит достойна внимания, но нуждается в проверке.

По мнению В.В. Белоусова (1984), «обобщения, сформулированные тектоникой плит, основываются не на чертах длительного развития коры, а на особенностях современных процессов в ней». И далее «...единственное независимое обоснование кинематики плит представляется палеомагнетизмом. Однако принятая в наши дни интерпретация палеомагнитных изменений является, по меньшей мере, спорной».

Сторонники гипотезы расширяющейся Земли полностью поддерживают идею спрединга, но отрицают возможность субдукции. М. Гораи (1984) и С. Кэри (1991) указывают на отсутствие поглощения океанической коры там, где этот процесс должен был бы происходить (Африка, Антарктида). Странным является наличие зон растяжения в Южных Андах, которые должны находиться в условиях интенсивного сжатия. Оба автора утверждают, что субдукция - это миф.

В 70-е гг. сотрудники Института океанологии АН СССР А.П. Лисицин, А.С. Монин, Л.П. Зоненшайн, О.Г. Сорохтин начали широко использовать идеи тектоники литосферных плит в решении различных вопросов региональной и прикладной геологии. Металлогеническая зональность и возможность прогноза поисков месторождений полезных ископаемых в последние годы рассматривается С.А. Ушаковым, А.А. Ковалевым, Л.П. Зоненшайном. Проводится регулярно «Школа морской геологии», различные конференции, совещания и семинары, посвященные геодинамическим проблемам. Плитотектоническая концепция, общепринятая в мировой науке, все больше завоевывает умы и наших геологов.

Л.П. Зоненшайн и А.М. Городницкий (19.77) выполнили реконструкцию континентов и океанов для восьми эпох палеозоя (ранний кембрий, средний-поздний ордовик, ранний-средний девон, ранний-средний карбон, поздний карбон-ранняя пермь) и мезозоя (средний-поздний триас, поздняя юра, поздний мел). По их мнению, «развитие и формирование складчатых поясов Земли представляет собой ... историю океанов от их раскрытия до закрытия за счёт расхождения и схождения континентов». Несколько позднее Л.П. Зоненшайном с соавторами (1984) были рассчитаны положение полюсов вращения и углы поворота плит, вычислены параметры конечных перемещений континентов для времени 220, 280, 340, 400, 460 и 520 млн лет и показано не только широтное, но и долготное положение континентов, намечены пути их перемещения и конфигурация палеозойских океанов.

В настоящее время теория литосферных плит продолжает совершенствоваться и развиваться. Эволюция теории идёт по многим направлениям. Изменились представления о количествах и размерах плит, их жёсткости, механизмах и причинах крупномасштабных горизонтальных перемещений.

Количество и размеры плит. В 1968 г. К. Ле Пишоном было выделено 6 крупнейших плит - Тихоокеанская, Американская, Африканская, Европейская, Австралийская и Антарктическая, а затем ещё плиты Наска, Сомали, Филиппинская, Аравийская, Карибская, Кокосовая. Американская плита была разделена на Северную и Южную. Было подчёркнуто, что полученные результаты не согласуются с гипотезой расширяющейся Земли. Дж. Минстер в 1974 г. выделяет 11 плит, В. Морган - 20, К. Чейз, Ю.И. Галушкин и С.А. Ушаков в 1978 - 1979 гг. - 27 плит и, наконец, Р.М. Деменицкая (1975) - 100 плит. Позднее в качестве плит В.Е. Хайн рассматривал и террейны.

Классификация впадин окраинных морей (Геология окраинных бассейнов, 1987; Т.И. Фролова (1997), Ю.А. Богданов (2001) и др. Считается, что одни из них образуются вдоль осей спрединга (Бискайский залив, Тасманово море), другие возникают на участках океанов, будучи отгороженными островными дугами (Южно-Китайское море, ЗападноФилиппинская впадина, Карибское море), третью группу составляют задуговые моря, сопряженные с зонами субдукции. Высказано соображение о синхронности развития кайнозойских задуговых бассейнов и вулканических дуг (Богатиков и др., 2009).

Жёсткость литосферных плит и новые мобилистские гипотезы. Ранее литосферные плиты считались жёсткими образованиями, скользящими по поверхности астеносферы и деформирующимися только по краям. В дальнейшем было установлено, что и на континенте и в океане кора имеет слоистое строение, а границы между слоями являются тектоническими, с которыми совпадают зоны надвигов. На разных глубинных уровнях были выявлены «волноводы», то есть зоны резкого падения скоростей сейсмических волн, с которыми в ряде случаев совпадают очаги землетрясений. А.В. Пейве, Ю.М. Пущаровским и др. в 1980 -1990 гг. была обоснована концепция тектонической расслоенное™ литосферы, которая учёными США была названа «деламинацией». В итоге было принято, что основными поверхностями срывов являются граница чехла и фундамента, поверхность Конрада (гранитогнейсовые аллохтоны), поверхность Мохо (офиолитовые аллохтоны), астеносферные слои (дунит-гарцбургитоые аллохтоны). Было признано, что тектонические движения охватывают по глубине всю литосферу, что обуславливает возможность перемещение литопластин на разных уровнях глубинности. Отсюда последовало заключение о непрерывной латеральной и глубинной смене в литосфере тектонодинамических ситуаций, о разнотипности движений в различных горизонтах и неравномерности деформаций. В.Е. Хайн (1988), оценивая концепцию тектонической расслоенной литосферы как весьма прогрессивную, отмечал, что нельзя согласиться с попытками объявить эту концепцию особым течением в мобилизме, способным конкурировать с тектоникой плит. Тектоническая расслоенность плит явление региональное, а не глобальное.

О.И. Лобковский (1988) считает, что классическая теория тектоники литосферных плит столкнулась с серьезными трудностями при рассмотрении геологических процессов регионального масштаба. Он предложил концепцию двухъярусной тектоники плит, включающую проявление литосферной и коровой тектоники. Глобальные горизонтальные движения поверхностной оболочки Земли размером в несколько тысяч километров объясняются геодинамикой нижнего литосферного яруса, а размером в сотни километров - геодинамикой верхнего корового яруса. Автор полагает, что верхний корово-плитный ярус в принципе работает аналогично нижнему, но вместо процесса субдукции при сближении коровых плит развивается явление обдукции. С этим связано утолщение земной коры, формирование горных хребтов и высоких плато, повышенный тепловой поток, миграция сейсмоактивности, механизм отторжения и аккреции чужеродных блоков (террейнов).

О. Кокс и Р. Харт (1989) в книге «Тектоника плит» полагают, что литосферные плиты являются и пассивными «пассажирами» и сами играют активную роль в конвективом процессе. Они не отрицают возможность двухмасштабной конвекции, при которой конвекция более крупного масштаба включает в себя плиты как активные элементы, а режим мелкомасштабной конвекции ограничен астеносферой.

В более поздних работах В.Е. Хайн (1989) развивает представление о концентрически-зональном оболочечном строении Земли. Оболочки включают нижнюю, среднюю и верхнюю мантии, нижнюю и верхнюю континентальные коры. Каждая оболочка представляет собой автономную динамическую систему, перемещающуюся друг относительно друга. Он предполагает наличие подвижных границ между ядром и мантией, где окислы (или сульфиды) железа стекают в ядро, а разогретый силикатный материал всплывает и даёт начало конвективным течениям. На глубине около 670 км и выше этой границы мантия разделена сейсмофокальными зонами на два сектора - континентальный и океанический, которые испытывают пульсации (расширение-сжатие) через каждые 600 млн лет. На глубине 400 км по поверхности срыва континенты раздвигаются, создавая пространство для вторичных океанов. Между корой и верхней мантией (поверхность Мохо) при коллизии литосферных плит нижняя вязкопластичная часть коры скучивается, формируя орогены. По поверхности между осадочной оболочкой и консолидированной корой массы складчато-покровных зон перемещаются в сторону кратона. Внутри осадочной оболочки происходит нагнетание материала и диапиризм.

Несколько позже В.Е. Хайн и А.Т. Зверев (1990) на основе данных Д.Л. Андерсена и А.М. Дзевонского (1984) по сейсмической томографии высказали мнение о существовании в верхней части планеты двух глобальных разноглубинных и взаимосвязанных потоков перемещения вещества. Верхний поток включает кору и верхнюю мантию и направлен от рифтогенов к континентам. Он вызывает развитие в них деформаций и интенсивное скучивание сиалического материала. Нижний среднемантийный поток направлен от областей скучивания сиалического материала и рифтогенов с большими скоростями спрединга в сторону океанических плит и рифтогенов с малыми скоростями спрединга.

Ю.М. Пущаровский (1992, 1994 и др.) обратил внимание на неупо-рядочное проявление во времени и пространстве структурообразующих движений, что обусловлено нелинейной геодинамикой Земли. На это указывают нерегулярные и разномасштабные тепломассопотоки на разных уровнях, мантийные неоднородности и глубинная асимметрия, неожиданное возникновение или быстрое отмирание сейсмических, тектонических и магматических импульсов, часто наблюдаемые нерегулярности в структурном плане Земли, тектоническое скучивание литопластин в одних местах и рассредоточение масс в других. По мнению Ю.М. Пущаровского, путь дальнейшего развития геотектоники лежит через развитие нелинейной геодинамики.

Геодинамику блоков земной коры (микроплит, микроблоков с поперечником в первые десятки километров), перемещающихся по внутрикоровым «астеносферам», Дж. Дьюи, и А. Сенгора назвали «шолевой тектоникой» (от немецкого Scholl -клочок земли), а сами блоки получили название «шоли».

Еще одно направление эволюции тектоники литосферных плит охватывает поиск энергетических источников и механизмов глобальных движений литосферы.

О.Г. Сорохтин (1974, 1979 и др.) развитие тектоносферы и горизонтальное перемещение плит связывает с процессами, происходящими на границе мантии и ядра, а в качестве механизма принимает модель гравитационной конвекции - процесс плотностной дифференциации первичного вещества Земли, приводящий к выделению тяжелого ядра и расслоению Земли на железистое ядро и силикатную оболочку. На долю процесса выделения ядра приходится более 94 % энергии, остальные 6 % составляет радиогенная энергия. Всего вероятнее, конвективные движения в мантии происходят циклически с последовательными перестройками структуры конвективных ячеек. Каждому конвективному циклу в мантии соответствует тектонический цикл на поверхности Земли. Настоящий альпийский цикл является двадцатым в истории Земли. Подчёркивается, что скорость образования новой коры пропорциональна скорости движения литосферных плит.

Е.В. Артюшков (1979) также считает основным механизмом плотностную дифференциацию вещества на границе нижней мантии и ядра. Дифференциация вызывает подъём в верхнюю мантию крупных масс лёгкого нагретого материала, из которого выплавляется аномальная мантия. Последняя всплывает к литосфере и, взаимодействуя с ней, вызывает вертикальные и горизонтальные движения. После изостатического поднятия коры она вместе с аномальной мантией стремится растечься из области поднятия в стороны, что приводит к большим горизонтальным перемещениям литосферы. Глубоко залегающие подошвы континентальных платформ обтекаются лёгким нагретым материалом. Здесь базальт переходит в гранатовый гранулит, а затем и эклогит, отчего объём пород уменьшается на 10 - 12 %, плотность увеличивается, поверхность Земли погружается и возникают осадочные бассейны. Таким образом, вертикальные и горизонтальные перемещения порождены одним процессом, они могут проявляться одновременно и независимо друг от друга.

В.П. Мясников и В.Е. Фадеев (1980) математически обосновали возможность движения тяжелого вещества в глубь Земли, формирование ядра и тенденцию его уменьшения со временем. Вещество верхней мантии при постоянных внешних нагрузках и при всех температурах и давлениях можно рассматривать как вязкую жидкость, которая расслаивается на оболочки с определенным химическим составом. Скорости горизонтальных движений в мантии значительно выше вертикальных.

В последние годы в распоряжении учёных оказались пять важных источников информации о процессах в недрах Земли: 1) сейсмическая томография; 2) физический эксперимент при сверхвысоких давлениях;

3) компьютерное моделирование геодинамических процессов; 4) данные по региональной и исторической геологии, охватывающие всю Землю; 5) данные сравнительной планетологии.

Исходя из вышеизложенного, японские исследователи С. Маруяма и М. Кумазава (1994) пришли к выводу, что Земля представляет собой стратифицированную многооболочную планету, в которой можно выделить три главные сферы: тектоносферу (верхняя мантия, кора, астеносфера), мезосферу - нижняя мантия, и ядро. В каждой из этих сфер протекают особые, свойственные только ей процессы: в тектоносфере - тектоника плит, в мезосфере - широкомасштабная плюм-тектоника, в ядре - тектоника роста (growth tectonics). Плейт-тектоника провоцирует плюм-тектонику погружением холодных субдуцируемых плит до границы верхней и нижней мантии, а затем и до границы мантия/ядро. Это, в свою очередь, меняет характер конвекции в жидком верхнем ядре. Возбуждение достигает внутреннего ядра и порождает импульс поднятия суперплюмов на границе ядро/мантия. Разогретый материал супер-плюмов растекается по обе стороны границы мезосферы и тектоносфе-ры, вызывая конвекции в последней и, в конечном счёте, тектонику литосферных плит. Авторы намечают следующий эволюционный ряд для планет земной группы: тектоника роста - плюм-тектоника - плейт-тектоника - контракционная тектоника - терминальная тектоника.

Ю.М. Пущаровский (2004), рассматривая некоторые современные проблемы тектоники Земли, пришёл к выводу, что зарождение мантийных плюмов происходит на разных глубинах мантии в обстановках сильнейших стрессов и трения, что уровни, по которым происходит движение крупных континентальных глыб (не плит!) различны и варьируют от 100 до 450 км, что подтверждает различную глубину залегания зон горизонтальных срывов. К тектоносфере отнесён весь объём мантии. Вводится понятие о тектонических течениях в мантии, имеющих разную направленность, скорость и интенсивность, и представляющих собой процессы пластического, твёрдопластического и разрывноглыбового перемещения масс.

Вместе с тем в научной литературе продолжаются дискуссии относительно сути новой глобальной тектоники литосферных плит (Дерябин, 2007; Яркин, 2009; Образцов, 2010 и др.). Развёрнутый и аргументированный ответ на критические замечания был дан и опубликован в «Отечественной геологии» Н.В.Короновским и М.А.Гончаровым (2007). Но совершенно ясно, что эта дискуссия будет продолжаться и, несомненно, будет способствовать совершенствованию этой прогрессивной теории.

### Контрольные вопросы


1. Назвать имена исследователей XIX века, которые высказывали предположения о горизонтальном перемещении земной коры и материков.

2. Охарактеризовать роль А.Вегенера в обосновании премещения «материковых глыб».

3. Перечислить основные доказательства, которые использовал А.Вегенер для обоснования горизонтальных перемещений материков.

4. Назвать имена русских учёных начала XX века, которые доказывали необходимостиь признания горизонтального дрейфа континентов.

5. Обосновать роль глубоководного бурения в океанических структурах для доказательства движения литосферных плит.

6. Назвать основные имена зарубежных исследователей XX века, обосновавших теорию тектоники литосферных плит.

7. Расшифровать последовательность глобальных тектонических событий в «цикле Уилсона».

8. Перечислить проблемные вопросы, которые встают при обосновании дрейфа литосферных плит.

9. Что понимается под термином «нелинейная геодинамика»?

## 3. ДОКАЗАТЕЛЬСТВА ДРЕЙФА КОНТИНЕНТОВ


Существуют морфологические, палеоклиматологические, палеомагнитные, структурные данные, указывающие на разделение континентов, а также ряд признаков, подтверждающих их столкновение.

### 3.1. Признаки разделения континентов


Морфологические данные основаны на сходстве обращенных друг к другу контуров материков, особенно Южной Америки и Африки по контурам на глубинах от 1000 до 2000 м (рис. 3.1). При этом нужно учитывать, что все молодые геологические образования (дельты рек, Исландия и др.) не существовали в то время, когда соответствующие континенты составляли единое целое. Однако любые геологические структуры или геофизические поля, которые существовали до раскола и пересекали границы континентов, при реконструкциях должны в пределах ошибок образовывать единые непрерывные конфигурации (рис. 3.2 и 3.3).

Морфологическая реконструкция Циркуматлантических континентов подтверждается всеми имеющимися данными (Африка, Европа, Северная и Южная Америка). Нет ясностей в картине соединения Индии, Австралии и Антарктиды. Необычайно хорошее совпадение Южной Америки и Африки достаточно убедительно свидетельствует о жёсткости окраин континентов в течение по крайней мере 100 млн лет.

Палеоклиматологические данные могли бы играть важную роль для подтверждения дрейфа материков, но, к сожалению, надежность палеоклиматологических оценок широт на сегодня остаётся на качественном уровне. Изменение конфигурации материков, их ориентировки, положения горных хребтов и океанов существенно меняют климатические условия.

Климатическая интерпретация геологических данных основана на выяснении условий образования красноцветных и эвапоритовых толщ, каменного угля, коралловых рифов, тиллитов и ископаемых остатков растений и позвоночных.


Рис. 3.1. Совмещение континентальных единиц, разобщенных при раскрытии Атлантического океана в позднем мезозое -кайнозое, по Э. Буларду и др. (1965)

Красноцветные толщи раньше долгое время рассматривали как доказательство существования тёплого климата с чередованием влажных и сухих сезонов. Но позднее Е.Ларсен и Т.Уокер (1975) доказали во многих случаях вторичное происхождение красноцветной окраски.


Рис. 3.2. Палеозойские горные пояса на противоположных сторонах Атлантического океана. Современное положение континентов, по A. Hallam (1973)

Пустыни и эвапориты указывают на положительный баланс испаряющейся и выпадающей в виде осадков влаги, но они могут существовать и накапливаться как в холодных климатических зонах, так и в низких широтах.

Рифовые известняки маркируют приэкваториальные зоны. Подобные породы раннедевонского возраста протягиваются меридиональной полосой вдоль восточного края Восточно-Европейской платформы. На палинспастических построениях эта полоса рифовых известняков занимает экваториальное положение и имеет широтную ориентировку, т. е. находит своё объяснение.


Рис. 3.3. Схема, иллюстрирующая совпадение границ геологических провинций Южной Америки и Африки, по Р.М. Hurley (1968): 1 - области, остававшиеся стабильными в течение последних 1200 млн лет; 2 - область подвергшиеся деформации в период между 1150 и 450 млн лет назад; 3 - области, подвергшиеся деформации в течении последних 450 млн лет

Для девонских отложений Сибирской платформы характерно распространение карбонатных фаций и рифовых известняков на севере, красноцветных обломочных толщ ближе к южной окраине, а мощных обломочных толщ конусов выноса в Даурской зоне, Забайкалье и Хантыйской зоне Монголии. Подобная смена фаций отражает палеоклиматическую зональность: переход от субтропической зоны осадконакопления на севере к аридной зоне по направлению к югу и гумидной зоне на юге. Такая картина полностью противоречит современному положению и ориентировке Сибирской платформы и, в то же время, совпадает с палеомагнитными данными о перевёрнутом положении Сибирской платформы.

Гляциальные отложения (тиллиты) сформировались в высоких широтах, но существуют проблемы в диагностике древних ледниковых отложений.

Существует прямой метод оценки температур по соотношению изотопов кислорода в ископаемых известковых раковинах. Однако этот метод неприемлем для толщ древнее позднемезозойских.

При обсуждении дрейфа неизменно подразумевается, что движущиеся континенты пересекали широты. Но следует учитывать и движение континентов параллельно широте.

В настоящее время продолжаются работы по выявлению индикаторов древних климатов

Палеомагнитные данные представляют надёжное количественное обоснование дрейфа континентов и миграции магнитного полюса (рис. 3.4).


Рис. 3.4. Палеомагнитные полюсы в карбоне, перми и триасе, пересчитанные для реконструкции, объединяющей континенты в Пангею, по К.Сейферту и Л.Сиркину (1979). СА - Северная Америка, ЕА - Евразия, Аф - Африка, ЮА - Южная Америка, Ав - Австралия, Ин - Индия

Большинство пород в той или иной степени магнитны. Эта намагниченность вызывается линейным упорядочением магнитных минералов породы (магнетит, гематит, ильменит, маггемит, пирротин и др.) в соответствии с существующим на момент образования породы магнитным полем Земли. Таким образом, измеряя направление (склонение) и наклонение магнитного поля породы, можно определить положение магнитных (палеомагнитных) полюсов Земли во время приобретения породой намагниченности.

Встречающаяся в природе намагниченность пород называется естественной остаточной намагниченностью. Она может быть вызвана различными причинами и подразделяется на термоостаточную, химическую остаточную, седиментационную (ориентационную) остаточную намагниченность.

Термоостаточная намагниченность приобретается изверженной породой, когда та остывает ниже точки Кюри для входящих в её состав магнитных минералов. Точка Кюри определяет температуру, выше которой вещество становится немагнитным. Для магнетита эта температура составляет 578 °С, для пирротина - 300 °С, для гематита - 675 °С.

Химическая остаточная намагниченность приобретается при низких температурах во время образования железосодержащих минералов. В аркозовых красноцветных песчаниках гематит образуется при выветривании биотита и роговой обманки. Вектор намагниченности таких отложений ориентирван в соответствии с магнитным полем Земли, существовавшем во время образования гематита.

Седиментационная (ориентационная) остаточная намагниченность приобретается за счёт линейного упорядочения магнитных частиц в процессе их осаждения. Она является результатом механической ориентации магнитных частиц при их опускании на дно в соответствии с существующим магнитным полем.

Существует также вязкая остаточная намагниченность, которая приобретается уже после первоначального остывания или литификации породы. Она может быть результатом выветривания железосодержащих минералов или ударов молнии. Кроме того, вектор намагниченности может изменить свою ориентировку в результате воздействия современного магнитного поля. Вязкое остаточное магнитное поле относительно слабое и может быть устранено в процессе частичного размагничивания.

Были определены десятки тысяч положений палеомагнитного полюса для различных времён и континентов. Положения палеомагнитных полюсов для разных времён для какого-то континента были нанесены на карту, где они образуют систему точек. Если соединить эти точки линией, то образуется траектория кажущейся миграции полюса (КМП). При сравнении траекторий КМП для различных континентов выясняется, что они не совпадают. Европейская кривая КМП находится восточнее КМП Северной Америки. Также расположена КМП Африки, Индии, Южной Америки и Австралии. Очевидно, что эти континенты перемещались на восток относительно Северной Америки. При объединении континентов вместе с соответствующими полюсами в Пангею оказывается, что пересчитанные полюсы карбона, перми и триаса хорошо совпадают друг с другом (рис. 3.4). Этот результат служит доказательством единого массива суши - Пангеи - в каменноугольное, пермское и триасовое время.

Структурные данные также могут служить для подтверждения разделения и столкновения континентов.

Разделение континентов обусловлено напряжениями растяжения, которые приводят к образованию авлакогенов, сбросов, параллельных континентальным окраинам, и развитию вдоль окраин геоклиналей. Результатом разделения являются также срезанные складчатые пояса, срезанные геоклинали и срезанные границы между структурными провинциями.

Авлакогены определяются как «отмершая» третья ветвь рифтовой зоны. Обычно авлакогены представляют собой грабены, которые формируются в начальный период разделения континентов, когда восходящие конвективные течения приводят к образованию сводовых поднятий. Под действием растягивающих напряжений в кровле свода развиваются, как правило, три системы грабенов (рис. 3.5 и 3.6)

Два из этих грабенов могут эволюционировать в зону спрединга, а третий - превратится в авлакоген, например Бенуа, Восточно-Африканскую рифтовую систему и др. (рис. 3.6 и 3.7). Иногда авлакогены являются единственным сохранившимся в геологической летописи свидетельством разделения континентов в докембрии. Часто они вмещают тысячеметровые толщи осадочных и вулканогенных пород, сформировавшихся в наземно-континентальных или мелководных обстановках эпиконтинентального морского бассейна.


Рис. 3.5. Схема становления и возможной эволюции авлакогенов, по К. Сейферту (1990): a - над мантийным плюмом развивается поднятие; б - образование трёх рифтовых долин в виде тройного сочленения; в - две рифтовые долины преобразуются в хребты спрединга с последующим разделением двух континентов; г - возможная эволюция структуры после стадии (б) в три хребта спрединга, разъединяющих три континента

Для авлакогенов характерны следующие типичные признаки:

1. Авлакогены ограничены одной или двумя системами сбросов. При наличии двух систем разломов их плоскости падают навстречу друг ДРУГУ·

2. В местах пересечения авлакогенов с континентальной окраиной последняя резко меняет своё простирание (обычно примерно на 60°), с ней может также пересекаться асейсмичный хребет.

3. Авлакогены могут ветвиться и снова соединяться.

Вдольбереговые сбросы обычно развиваются в процессе разделения

двух континентов и параллельны континентальной окраине. Как правило, они падают в сторону океанической структуры и перекрыты осадочными породами.


Рис. 3.6. Трехлучевые рифты, существовавшие при раскрытии Южной Атлантики, по К. Burke и J. Dewey (1973). Отмершие рифты слепо заканчиваются внутри континента

Геоклинали представляют собой мощные клинообразные удлинённые призмы осадочных пород, которые накапливаются на пассивной окраине расширяющегося океана и залегают на сиалическом фундаменте.

Срезанные хребты, срезанные геоклинали и срезанные структурные провинции представляют собой фрагменты некогда существовавших ансамблей, которые были разорваны при расхождении континентов. При реконструкции континентов эти ансамбли (хребты, геоклинали, провинции) должны совпадать.


Рис. 3.7. Схематическая карта, на которой показаны районы развития хребтов спрдинга и авлакогенов Гондваны, Северной Америки и Европы, по C.Seyfert, L.Sirkin (1979): 1 - горячая точка над мантийной струей; 2 - будущее положение срединноокеанического хребта; 3 - авлакоген; ПТр - позднетриасовый, ПЮ - позднеюрский, ПТ - позднетретичный; 4 - цепь щелочных интрузивов; 5 - направление движения

### 3.2. Признаки столкновения континентов


При столкновении двух континентов в зоне контакта возникают горные хребты, орогенические пояса, складки, взбросы. Обычно такие структуры занимают центральное положение во вновь образовавшемся континенте. Наглядным примеров этого положения являются Уральские шарьяжно-складчатые структуры, которые образовались при закрытии Палеоуральского океана и столкновении Восточно-Европейского континента с Западно-Сибирским.

При столкновении континентов осадочные и вулканогенные толщи вовлекаются в крупномасштабные процессы складкообразования, разломообразования и метаморфизма. В результате возникает орогениче-ский пояс, представляющий собой линейную зону складчатости, разломов и горообразования. В центре орогенического пояса породы интенсивно смяты в напряжённые, нередко лежачие и опрокинутые складки, разбиты многочисленными разломами и метаморфизованы до амфиболитовой фации. Некоторые складки в таких областях представляют собой тектонические покровы, дополнительно срезанные надвигами и взбросами. Здесь обычно выделяется три или более фаз складкообразования и для более поздних крупных складок характерно крутое падение осевых поверхностей.

К орогеническим поясам, образовавшимися в результате столкновения двух континентов, относят Аппалачи, возникшие при столкновении Северной Америки с блоком Европа + Гондвана; Каледониды - Северная Америка с Европой, Герцинский пояс - Европа с Гондваной, Уральский пояс - Европа с Западной Сибирью + Казахстан, Ангарский пояс - Сибирь с Китаем, Альпы - Европа с Африкой, Гималаи - Индостан с Азией.

Предлагается две модели, объясняющие механизм образования оро-генических поясов: двухслойная и аккордеонная. В первом случае (двухслойная модель) предполагается процесс надвигания одного континента на поверхность другого, результатом чего является удвоения мощности земной коры под орогеническим поясом. Такое надвигание естественно приводит к образованию тектонических покровов.

Аккордеонная модель предусматривает увеличение мощности земной коры в зоне контакта сближающихся континентов в связи с латеральным сжатием. Это приводит к смятию в складки вулканогенноосадочных толщ с более или менее крутыми вертикальными осевыми поверхностями.

На самом деле, скорее всего, в результате столкновения реализуются одновременно обе модели, формируя сложный ансамбль шарьяжно-складчато-блоковых структур.

### 3.3. Методы расчета параметров относительного движения литосферных плит


Перемещение литосферных плит описывается математическими формулами. Но при этом должны соблюдаться два условия (постулата). Первое из них предполагает, что литосферные плиты являются жесткими, способными передавать прилагаемые к ним напряжения на любые расстояния, не испытывая при этом внутренней деформации. Второе условие основано на неизменности радиуса Земли.

При этих условиях движение плит по сфере описывается законами сферической геометрии. При расчетах перемещений плит используется теорема Эйлера, гласящая, что движение любого тела по поверхности сферы можно представить в виде вращения вокруг оси, проходящей через центр сферы и пересекающей поверхность сферы в двух точках или полюсах (рис. 3.8). Эти точки носят название Эйлеровы полюса, или полюса вращения. Соответственно выделяются ось вращения, Эйлерова параллель и Эйлеров меридиан, Эйлеров экватор.

Полюсвращения


Рис. 3.8. Геометрический метод расчёта движения плит, по К.Ле Пишону и др. (1973). Схема перемещения жесткого тела АВ в положении А1 В1 путем вращения на угол вокруг некоторого полюса вращения. Полюс вращения находиться в точке пересечения срединных перпендикуляров к отрезкам больших кругов АА1 и ВВ1 (штрих-пунктир). Пунктиром показаны действительные траектории реконструируемого вращения, а - угол поворота, АА1 -длина пути, пройденная точкой А, ВВ1 - длина пути, пройденная точкой В

Плиты движутся параллельно трансформным разломам, представляющим собой концентрические дуги, проведенные вокруг оси вращения, и соответственно Эйлеровы полюса. Чем дальше находится данная точка в пределах одной плиты от полюсов вращения, т.е. чем больше радиус дуги, тем больший путь при повороте на одинаковый угол она будет проходить по сравнению с другими точками этой же плиты, но расположенными ближе к полюсу.

Наибольшую скорость точка достигает на угловом расстоянии 90° от полюса вращения, а на самом полюсе равняется 0. Относительная скорость V = QW sinG , где Q - радиус сферы; Θ - угловое расстояние между точкой плиты и полюсом вращения; W- угловая скорость.

Если мы хотим знать параметры движения одной плиты по отношению к другой плите или по отношению к точке на сфере, необходимо определить две величины:

1) положение полюса относительно вращения плит в виде его географических координат;

2) величину поворота или угловую скорость движения (град/год, град/млн лет).

Определение этих параметров дает однозначное указание на то, какие события следует ожидать на границах плит: расходятся ли они, сходятся или скользят друг по отношению к другу.

Определить полюс вращения можно построением срединных перпендикуляров к отрезкам - касательным к трансформным разломам. Полюс вращения располагается в районе точки пересечения этих перпендикуляров.

Поскольку реальные условия часто значительно отличаются от идеальных, определение координат полюсов вращения и угловых скоростей осуществляется с каким-то приближением. При практической работе рекомендуется пользоваться следующими правилами, предложенными К. Сейфертом (1991):

1. Полюс вращения двух плит, расходящихся от зоны спрединга, обычно лежит на линии простирания хребта спрединга (СОХ), сформировавшегося во время вращения плит.

2. Полюс вращения двух плит, сдвигающихся при конвергенции вдоль шовной зоны столкновения континент - континент, обычно лежит на линии простирания этой зоны.

Вместе с тем следует отметить, что невозможно повернуть три сочлененные плиты вокруг одного полюса. Однако возможно движение комбинированно сочлененных плит, при котором две плиты поворачиваются вокруг фиксированного полюса, а третья - вокруг изменяющего свое положение полюса.

### 3.4. Определение скоростей движения литосферных плит


Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне. Эти аномалии возникают в рифтовых зонах океанов вследствие намагничивания излившихся в них базальтов тем магнитным полем, которое существовало на Земле в момент излияния базальтов. Но, как известно, магнитное поле Земли периодически меняет свое направление на противоположное. Поэтому базальты, излившиеся в разные периоды инверсий геомагнитного поля, оказываются намагниченными в противоположные стороны.

Благодаря раздвижению океанского дна в рифтовых зонах СОХ более древние базальты всегда оказываются отодвинутыми на большие расстояния от этих зон. А вместе с океанским дном отодвигается от них и зафиксированное в базальтах древнее магнитное поле Земли.

Раздвижение океанской коры вместе с разнонамагниченными базальтами обычно развивается строго симметрично по обоим склонам СОХ и окружающих их абиссальных котловин. При этом, если знать возраст отдельных инверсий магнитного поля Земли и сопоставить эти инверсии с наблюдаемыми магнитными аномалиями, то можно определить возраст океанской коры на большей части акватории Мирового океана. Отсюда определяется скорость перемещения отдельных плит и рассчитываются взаимные перемещения

Существуют количественные и качественные методы измерения и расчета направления и скоростей относительного движения плит.

Количественные методы базируются на геодезических (в том числе космогеодезических), кинематических, сейсмологических и палеомагнитных исследованиях.

Геодезические методы используются как для изучения вертикальных (метод повторного нивелирования), так и горизонтальных движений (метод повторных триангуляций и трилатераций - измеряется длина не одной, а всех трёх сторон треугольника). В настоящее время изучение горизонтальных движений производится с помощью лазерных дальномеров.

С середины 80-х гг. прошлого века главным инструментом определения направления и скорости современных горизонтальных движений земной коры стала космическая геодезия, на первых этапах развития которой главными стали метод лазерных отражателей (SLR) и метод длиннобазовой интерферометрии (VLBI), точность определения которыми относительного смещения плит достигала порядка сантиметра в год. К 2002 г. на базе данных различных методов космической геодезии была создана обобщённая модель относительного движения литосферных плит (REVEL - RecentVelocities).

В наши дни повсеместно применяется разработанная в США Глобальная система позиционирования (GPS), позволяющая по идущим от спутников Земли сигналам определять положение точки наблюдения и её высоту над уровнем моря с точностью до первых сантиметров. В последние годы появился ещё более точный метод слежения за современными движениями земной поверхности - метод дифференциальной интерферометрии (DinSAR), основанный на двукратной или более радарной съёмке одного и того же участка поверхности с интервалом времени в несколько месяцев. Этот метод позволяет количественно оценивать движения, обусловленные не только эндогенными процессами (тектоника, вулканизм, сейсмика и др.), но и связанными с добычей нефти и газа, подземных вод, деформациями в районах подземных горных выработок, в связи с созданием водохранилищ.

Кинематические данные включают измерение простираний трансформных разломов, сдвигов на континентах, линейных асейсмических вулканических цепей в океанах - как показателей направления движения плит, а с другой - расстояний между одновозрастными линейными магнитными аномалиями, находящимися по разные стороны от осей спрединга как показателей скоростей движения плит.

Сейсмологические данные очерчивают современные границы литосферных плит и включают расчеты ориентировки напряжений в очагах землетрясений. Это позволяет определить азимут вектора смещения, отражающий направление относительного перемещения плит. Землетрясения возникают в результате скалывания по трещинам. Кинематическая модель очага землетрясения исходит из представления о смещениях по разрыву в результате действия пары сил (рис. 3.9 и 3.10).

При разрыве в окружающей среде распространяются сейсмические продольные и поперечные волны. Первые вступления на сейсмостанциях принадлежат продольным волнам (Р), которые в зависимости от расстояния от эпицентра будут проходить с разным знаком, будучи направленными либо к очагу землетрясения, либо от него. Это отражает ориентировку напряжения в очагах землетрясений.


Рис. 3.9. Расположение очагов наиболее разрушительных землетрясений и их интенсивность на границах и внутри литосферных плит за последние 100 лет


Рис. 3.10. Схема решения фокальных механизмов землетрясений, по Л.П. Зоненшайну и Л.А.Савостину (1979): А - принципиальная схема дислокации в очаге землетрясений, стрелки показывают направление движений в очаге; Б - стереографические проекции типовых решений фокальных механизмов (a - сдвиг, б - надвиг, в - сброс); В - типовые примеры смещений в очагах землетрясений (a - сдвиг, б - надвиг, в - сброс)

При возникновении разрыва от очага землетрясения пойдут в разные стороны волны сжатия и волны растяжения. Непосредственно в самом очаге растяжение ориентировано по направлению простирания волн сжатия, а сжатие, напротив, по направлению волн растяжения.

Всего выделяется четыре области: две сжатия и две растяжения, расположенные симметрично друг относительно друга. Они разделены плоскостью (1), по которой происходит разрыв, и перпендикулярно ей вспомогательной плоскостью (2). Эти плоскости называются нодаль-ными.

По регистрации первых вступлений на сейсмостанциях можно оконтурить только сами четыре области или четыре квадрата, попарно соответствующих сжатию или растяжению, и, следовательно, определить положение в пространстве нодальных плоскостей. Но при этом не устанавливается, какая из нодальных плоскостей является плоскостью смещения, а какая - вспомогательной. Выбор главной плоскости смещения производится, главным образом, по геологическим материалам, исходя из приуроченности землетрясения к разрывам того или иного простирания.

Каждое сильнейшее землетрясение в Японии вызывает поднятие её тихоокеанского побережья на несколько метров. В период между землетрясениями дно Тихого океана продолжает пододвигаться под Японские острова до 10 сантиметров в год, увлекая за собой вниз и субконтинентальную кору островов. Когда деформация, вызванная этим волочением, достигает критической величины, на границе между субконтинентальной и океанической корой происходит проскальзывание, в результате чего кора островов рывком возвращается в прежнее положение, то есть поднимается, что сопровождается сильным землетрясением.

В случае землетрясений для возникновения сейсмических волн необходимо, чтобы разрыв произошел достаточно резко, следовательно, материал должен быть хрупким. В то же время, экспериментальные данные показывают, что при высоких температурах и давлениях породы теряют свою хрупкость и испытывают текучесть, а не дробление. Таким образом, остается загадкой, почему землетрясения возникают на больших глубинах, где мантия горячая и находится под большим давлением. Вместе с тем известно, что при низких температурах породы обычно сохраняют свою хрупкость даже в условиях высоких давлений. Следовательно, можно предположить, что вдоль сейсмофокальной зоны температура должна быть необычно низкой, но она не должна оставаться такой долго внутри горячей мантии. Пластина может оставаться холодной, если она постоянно снабжается новым холодным материалом в виде опускающейся литосферной плиты. Д. Мак-Кензи в 1996 г. рассчитал, что если холодная плита толщиной 70 - 100 км погружается в мантию со скоростью в несколько сантиметров в год, то средняя часть плиты может оставаться холодной до глубины 600 - 700 км, т.е. до уровня очагов самых глубоких землетрясений. Наоборот, над СОХ, где непрерывно поднимается горячий мантийный материал, возникают только мелкофокусные землетрясения, так как горные породы здесь оказываются пластичными (текучими) уже на небольших глубинах.

Магнитуда землетрясений определяется по методике, разработанной

Ч. Рихтером и Б. Гуттенбергом. По шкале магнитуд Рихтера возрастанию магнитуды на единицу соответствует 30-кратное увеличение сейсмической энергии. Великое землетрясение Канто (Япония, 1923 г.) имело магнитуду 8,2; Чилийское землетрясение 1960 г. - 8,4. Землетрясений с магнитудой более 8,7 не отмечалось никогда. Сейсмическая энергия, выделяющаяся при землетрясении с М = 8, составляет около 1025 эрг, что равно энергии 10 тысяч атомных бомб, сброшенных на Хиросиму.

Палеомагнитные данные получают при измерении остаточной намагниченности горных пород. Они позволяют определить положение в пространстве палеомагнитного вектора (склонение и наклонение). Это способствуют определению положения палеомагнитных полюсов (рис. 3.11) и палеошироты, наметить широтное перемещение плит или отдельных блоков земной коры.

0°


Рис. 3.11. Траектории кажущейся миграции полюса для Северной Америки за последние 1,8 млрд лет. Цифры указывают миллиарды лет назад, по К. Сейферту (1990)

Недостатком палеомагнитного метода является невозможность установления долготной компоненты.

Скорости перемещения плит достаточно надежно устанавливаются в СОХ по расстояниям между идентифицированными магнитными аномалиями.

В океанах задача сводится к установлению скорости спрединга. Расстояние между одновозрастными магнитными аномалиями, расположенными по разные стороны от оси спрединга, отвечает величине спрединга за данный промежуток времени.

Скорость движения плит в зонах внутриконтинентальных рифтовых зон может быть выявлена исходя из величины раскрытия грабена. Величина смещения оценивается по расстояниям между разобщенными одинаковыми формами рельефа или структурными элементами (например, речными долинами, моренными грядами, лавовыми потоками, массивами интрузивных пород, дайками и т.д.).

Качественные методы включают использование палеоклиматических, биогеографических и геологических данных.

Палеоклиматические данные базируются на изучении некоторых осадочных пород и осадочных комплексов, являющихся хорошими индикаторами климатических зон.

Тиллиты надежно маркируют полярные и близполярные пояса, рифовые известняки - экваториальный пояс.

Красноцветные и эвапориты отмечают аридные субтропические пояса. Угленосные толщи указывают на гумидные пояса либо экваториальной, либо умеренной зоны.

В океанах одним из лучших индикаторов палеоэкваторов служат толщи органогенных кремнистых осадков повышенной мощности, возникшие при прохождении океанической литосферной плиты под экваториальной зоной с высокой биологической продуктивностью. При этом биогенное осадконакопление кремнезёма в низких широтах осуществляется в основном радиоляриями, а в высоких - диатомеями.

Хорошим показателем климатических условий является состав древних кор выветривания. В тропических пустынях (экстрааридный климат) формируются сульфатно-карбонатные и карбонатные коры, в пределах полупустынь и опустыненных саванн (тропический аридный климат) - силицитные, а в саваннах при переменно-влажном тропическом климате наряду с силицитным образуется ферроалитный и аллитный профиль. В субтропическом климате наблюдаются ферритный и ферритно-сиаллитный профили выветривания. При размыве кор выветривания формируются кварцевые пески, железистые, каолинитовые и бокситовые глины.

Присутствие глауконита в породах указывает на тёплый климат седиментации, так как глауконит в осадках современных морей отмечается в районах со среднегодовой температурой не ниже +12 °С.

Палеоклиматические индикаторы, особенно совместно с палеомагнитными данными, позволяют уверенно реконструировать палеошироты континентов.

В настоящее время разработаны и используются методы определения абсолютных значений температур поверхностных и придонных вод морских и пресноводных водоёмов (изотопная магнезиальная, стронциевая и кислородная палеотермометрия).

Биогеографические данные показывают совмещение или разобщение различных сообществ ископаемой фауны и флоры.

Геологические данные помогают восстановить прошлое расположение границ литосферных плит. Они позволяют оценить распространение различных (в первую очередь, магматических) комплексов-индикаторов границ литосферных плит и наметить положение самих границ.

Например, пояса известково-щелочного вулканизма маркируют прошлые зоны субдукции; поля развития контрастного или бимодального щелочного вулканизма позволяют очертить прошлые континентальные рифты; покровно-складчатые структуры, включающие офиолитовые покровы, меланжи и хаотические комплексы, отмечают положение зон столкновения литосферных плит.

### Контрольные вопросы


1. Назвать морфологические признаки разделения континентов.

2. Какие палеоклиматические данные могут свидетельствовать о разделении континентов?

3. Привести примеры использования палеомагнитных данных для доказательства разделения континентов.

4. Дать определение термину «авлакоген».

5. Перечислить структурные данные, свидетельствующие о разделении континентов.

6. Назвать признаки столкновения континентов и привести примеры.

7. Охарактеризовать геометрические методы расчёта направлений и скоростей движения литосферных плит.

8. Перечислить количественные методы расчёта направлений и скоростей перемещения литосферных плит.

9. Назвать качественные методы, подтверждающие перемещение литосферных плит.

## 4. ТИПЫ И СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ


Традиционно выделялись континентальный и океанический типы земной коры. И.П. Косминская в 1967 г. дополнила двучленную классификацию выделением субконтинентальной и субокеанической кор.

### 4.1. Континентальный тип земной коры


В строении континентальной коры в соответствии с ранними представлениями участвуют два комплекса: 1) осадочный, состоящий из осадочных горных пород и 2) консолидированный, сложенный метаморфическими и магматическими породами. Второй комплекс подразделяется на два слоя - «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой ещё называют гранито-гнейсовым или гранито-метаморфическим. Название «базальтовый слой» было основано на сходстве скоростей сейсмических волн в этом слое со скоростями, характерными для базальтов (6,6 - 7,4 км/с). Однако, поскольку подобные скорости наблюдаются и в метаморфических породах высокой (гранулитовой) степени метаморфизма, этот слой называют также гранулито-базитовым. Граница между гранито-гнейсовым и гранулито-базитовым слоями называется границей Конрада. Она в большинстве случаев выражена нечётко. Скорости распространения продольных сейсмических волн составляют в осадочном слое 3-5 км/с, в гранито-гнейсовом - 5,5 - 6,5 км/с, в гранулито-базитовом - 6,6 - 7,4 км/с.

Мощности слоёв переменны. Мощность осадочного слоя колеблется от 0 м на щитах и массивах (Балтийском, Алданском и др.) до 5 км в пределах континентальных равнин и до 10-15 км в крупных прогибах и авлакогенах консолидированной коры. В предгорных и межгорных прогибах этот слой может достигать 15-20 км. Мощность гранитогнейсового слоя изменяется от 10 до 25 км. На равнинах она составляет 15 - 20 км, в горных районах - 20 - 25 км. Мощность гранулито-базитового слоя меняется от 10 до 20 км в пределах платформ и увеличивается до 25 - 35 км в горных сооружениях.

В целом, континентальная земная кора имеет различную мощность: в пределах континентальных равнин-платформ - 35 - 40 км; в молодых горных сооружениях — 55 — 70 км. Максимальная мощность - 70 — 75 км под Гималаями и Андами.

Геофизические исследования последних лет и данные по Кольской сверхглубокой скважине позволили предложить новую модель строения земной коры. По данным Н.И. Павленковой, консолидированная часть континентальной коры (ниже осадочного слоя) подразделяется не на два слоя, а на три этажа.

По скоростям сейсмических волн глобальными границами земной коры являются поверхность кристаллического фундамента (Ко) и граница Мохо, отличающаяся высокой величиной граничных скоростей (7,8 - 8,3 км/с).

Внутри консолидированной коры выделяются 3 этажа — верхний, промежуточный и нижний.

Верхний этаж отделяется от промежуточного границей К1 на глубине 10 - 15 км. Этаж характеризуется вертикальнослоистой структурой и дифференцированностью отдельных блоков по составу и физическим параметрам. Скорость сейсмических волн варьирует от 5,9 до 6,3 км/с.

Промежуточному этажу свойственна тонкая горизонтальная расслоенность коры. В нём наблюдаются прослои (пластины) с пониженными скоростями сейсмических волн (около 6 км/с), аномальные по плотности тела, и зоны с повышенной электропроводностью. Это даёт основание выделять промежуточный этаж как ослабленный слой, по которому возможны горизонтальные подвижки вещества. Мощность этажа достигает 10-15 км. Предполагается, что верхний и промежуточный этажи сложены в основном кислыми магматическими и метаморфическими породами.

Нижний этаж отделяется от промежуточного границей раздела Кг. Он сложен метаморфическими породами гранулитовой фации, а также основными и ультраосновными магматитами. Мощность нижнего этажа варьирует от 8 до 10 км, скорость продольных волн составляет 6,8 -7,0 км/с.

Подстилается нижний этаж поверхностью Мохоровичича, фиксирующей границу земной коры с верхней мантией. В пределах верхней мантии скорость продольных сейсмических волн возрастает до 7,8 -8,3 км/с.

### 4.2. Океанический тип земной коры


Океанический тип земной коры характерен для ложа Мирового океана и резко отличается от континентального как по составу, так и по мощности. В нём отсутствует гранито-гнейсовый слой. Кора состоит из трёх слоёв.

Первый (верхний) слой рыхлых морских осадков. Мощность осадочного слоя варьирует от первых сантиметров до 1 км и зависит от климатической зональности, близости источников сноса, времени накопления, определяющих скорость седиментации. Для северных и южных аридных областей характерны минимальные значения мощности осадочного слоя, в то время как в экваториальной зоне толщина осадочного слоя достигает максимальных значений. Отмечается снижение скорости осадконакопления на глубинах, превышающих глубину карбонатной компенсации. В районах СОХ преобладают органогенные осадки (известковые или кремнистые илы); с удалением от хребта ниже уровня карбонатной компенсации на дне океана отлагаются осадки типа красных глин. Скорость продольных сейсмических волн в первом слое менее 3,0 км/с.

Слой 2 океанической коры, подстилающий осадочные отложения, характеризуется широким диапазоном скоростей продольных волн от 3,0 до 6,0 км, при наличии чёткой промежуточной границы внутри этого слоя. В верхней части слоя (сейсмический слой 2А) скорости продольных волн составляют 3,3 - 4,5 км/с. Он состоит из сильно намагниченных свежих и частично выветрелых подушечных базальтов и пирокластических пород. Плотностные и скоростные характеристики слоя 2А существенно изменяются с возрастом, вследствие цементации и литификации слагающих его пород, так что при возрасте свыше 40 млн лет они практически не отличаются от упругих параметров нижележащего слоя 2Б. При этом плотность пород слоя 2 А увеличивается от 2,31 до 2,50 г/см3

Слой 2Б представлен зеленосланцевыми фациями подушечных лав базальтов и долеритовых даек. Доля последних значительно возрастает с глубиной. Скорость продольных сейсмических волн изменяется от 4,0 до 6,0 км/с, а плотность пород достигает 2,75 г/см3.

Слой 2С представлен метаморфизованными параллельными дайками, известными под названием комплекса параллельных даек.

Средняя плотность пород слоя 2 составляет 2,5 - 2,6 г/см3, а его мощность достигает 2 км.

Слой 3 изучен на основании анализа образцов, полученных из трансформных разломов, со склонов глубоководных желобов, а также по результатам исследования обдуцированных офиолитовых комплексов. Он сложен расслоенными габброидами. В его строении выделяют слой ЗА, характеризующийся небольшим разбросом скоростей продольных волн (6,5 - 6,8 км/с) и плотностью 2,85 - 3,0 г/см3, и нижний - ЗБ, которому присущи повышенные значения скоростей сейсмических волн (7,0 — 7,7 км/с) и плотности — около 3,1 г/см3. Переход от слоя ЗА к слою ЗБ, по-видимому, фиксирует зону перехода от метагаббро к свежему габбро. Толщина слоя 3 океанической коры составляет 3,5-5 км.

Нижняя граница слоя 3 с мантией носит название границы Мохоровичича. Она характеризуется резким скачком скоростей сейсмических волн до 8,15 км/с и увеличением плотностей ультраосновных пород до 3,3 - 3,4 г/см3.

### 4.3. Переходные типы земной коры


Среди переходных выделяются субконтинентальный и субокеанический типы земной коры.

Субконтинентальная земная кора характерна для островных дуг и пассивных окраин материков. По строению она близка к коре континентального типа, но имеет меньшую мощность (20 - 30 км).

Особенностью субконтинентальной коры островных дуг является нечёткость разделения слоёв консолидированной коры (гранито-гнейсовой и гранулито-базитовой). На островных дугах происходит формирование континентальной земной коры, проявляющееся в извержении, наряду с основными и средними, кислых магм, образовании мощных осадочных толщ за счёт разрушения вулканических пород и внедрении интрузий среднего и кислого составов.

В пределах пассивных окраин материков (окраины Атлантического типа) континентальная земная кора продолжается в подводную окраину материков. На континентальном склоне общая мощность земной коры постепенно сокращается, а гранито-гнейсовый слой вообще выклинивается. Здесь геофизическими методами выявлена серия сбросов и грабенов, параллельных континентальному склону и представляющих собой реликты одной из сторон континентального рифта.

Субокеанический тип земной коры приурочен к глубоководным котловинам окраинных и внутренних морей (южная часть Каспийского моря, части Чёрного, Средиземного морей и др.). Особенностью строения этого типа земной коры является отсутствие гранито-гнейсового слоя при огромной мощности верхних осадочных толщ (до 15-20 км), которые непосредственно залегают на базальтовом слое. Мощность последнего составляет 5-10 км. Суммарная мощность субокеанической земной коры колеблется от 10 до 25 км. Предполагается, что подобные структуры представляют собой «незакрывшиеся» участки палеоокеанов.

### Контрольные вопросы


1. Перечислить известные типы земной коры.

2. Охарактеризовать строение, состав и мощности отдельных «слоёв» континентальной земной коры.

3. Дать характеристику основных «слоёв» океанической коры.

4. В каких структурах и где выделяется субконтинентальная кора?

5. Что такое «субокеаническая» кора? Её строение, местонахождение и состав.

## 5. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СТРОЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ


Континенты являются составной частью литосферных плит и представляют собой крупные участки земной поверхности, окружённые со всех сторон океанами и отличающиеся от ложа океанов характером геологического строения, структурой и составом земной коры. Наиболее крупными из них являются континенты Евразии (53,4 млн км2), Африки (29,2 млн км2), Северной и Южной Америк (25,9 и 20,6 млн км2 соответственно), Антарктиды (13,8 млн км2) и Австралии (7,6 млн км2). Все они подстилаются земной корой континентального типа. Основные структурные элементы континентов включают платформы и горные сооружения или орогенические зоны (греч. «орос» - гора). И на платформы и на орогенические зоны часто накладываются более молодые структуры, обусловленные тектоно-магматической активизацией, которые выделяются в качестве континентальных рифтов или рифтовых зон.

### 5.1. Платформы


Платформы являются относительно неподвижной частью континента, занимают площади в несколько миллионов квадратных километров и подстилаются типичной континентальной земной корой мощностью 35 - 45 км при толщине литосферы 150 - 250 (до 400) км. Платформы в большей своей части имеют двухъярусное строение: нижний ярус сложен складчатым фундаментом, а верхний - пологозалегающим чехлом. Для этих структур характерен равнинный низменный или плоскогорный рельеф, некоторые их части могут быть покрыты мелким эпиконтинентальным морем (Северное, Балтийское, Белое, Азовское и др.). Для платформ характерна низкая скорость современных вертикальных движений, слабая естественная сейсмичность, редкое проявление вулканической деятельности, пониженный тепловой поток. Среди них выделяют древние и молодые платформы.

К числу древних платформ в северном полушарии относятся СевероАмериканская, Восточно-Европейская, Сибирская и Китайско-Корейская структуры, в фундаменте которых преобладают архейские и протерозойские глубокометаморфизованные (амфиболитовая и гранулитовая фации метаморфизма) образования с широким развитием гранитоидов.

Фундамент древних платформ отличается крупноблоковой структурой. В составе блоков намечаются архейские протократоны и раннепротерозойские кратоны.

В архейских протократонах выделяются гранит-зеленокаменные области и гранулито-гнейсовые пояса и ореалы.

Гранит-зеленокаменные области, имеющие сотни километров в поперечнике, содержат зеленокаменные пояса, выполненные осадочновулканогенными толщами мощностью до 10 - 15 км. Последние образуют синклинорные структуры, осложнённые складками и надвигами и прорванные гранитоидами. Зеленокаменные пояса разделяются относительно более широкими гранито-гнейсовыми полями. В поясах нижние части разреза сложены базальт-коматиитовыми покровами с прослоями железистых кварцитов и силицитов. В средней части разрезов, наряду с основными и ультраосновными присутствуют вулканиты среднего и кислого составов с прослоями осадочных, в том числе и обломочных пород, прорванные гранитоидами. В верхней части поясов преобладают обломочные породы, часто залегающие на нижних горизонтах с несогласием.

Присутствие в ряде регионов в основании разрезов зеленокаменных поясов конгломератов с галькой гранитов и гнейсов позволяет предполагать, что часть поясов сформировалась на более древней континентальной коре, сложенной «серыми гнейсами» (ТТГ), в условиях раздви-га (рифтинга). Последние нередко слагают выступы среди гранулито-гнейсовых поясов. Поскольку вулканиты нижней части разреза зеленокаменных поясов близки к офиолитам, а средней - к островодужным образованиям, предполагается аналогия породных ассоциаций этих поясов с таковыми молодых задуговых бассейнов.

Гранулито-гнейсовые пояса разделяют и окаймляют гранитзеленокаменные области. Появляются они в конце архея и получают широкое развитие в протерозое, характеризуясь высоким амфиболит-гранулитовым метаморфизмом, сложной и многократной складчатостью и надвигами. Внутренняя структура нередко осложнена гранитогнейсовыми куполами, крупными плутонами габбро-анортозитов и пегматитовыми полями (Гренвильский, Лапландско-Беломорский, Становой и др. пояса).

В раннепротерозойских кратонах идентифицируются вулканогенноосадочные формации эпиконтинентальных бассейнов и континентальных рифтов, шовных поясов, вулкано-плутонические комплексы внутриплитных обстановок, островных дуг и активных окраин, гранулито-гнейсовые и гранитно-купольные образования.

Для раннего протерорзоя характерны протоорогены (КурскоКриворожская, Трансгудзонская системы и др.), в строении которых выделяются внешние и внутренние зоны. Первые подстилаются непереработанным или слабо переработанным архейским фундаментом, а их осадочный комплекс сложен неметаморфизованными шельфовыми карбонатными и обломочными породами. В направлении внутренних зон моноклинальное залегание толщ сменяется чешуйчато-надвиго-выми структурами с одновременным возрастанием глубоководности и мощности осадков (флиш и черносланцевые толщи), появляются покровы и силлы основных магматических пород, сходных по составу с океаническими толеитами. Предполагается, что эти отложения можно интерпретировать как накопления континентальных склонов, подножий и окраинных морей. Еще дальше в тылу систем нередко встречаются породные ассоциации, сходные с образованиями островных дуг или вулкано-плутонических поясов. Эволюция протоорогенов завершается складчато-надвиговыми деформациями, метаморфизмом (до амфиболитовой фации), внедрением гранитоидов, поднятиями, с последующим накоплением перед фронтом горных сооружений обломочных толщ молассового типа. Пространство между раннепротерозойскими подвижными поясами занято блоками континентальной коры, консолидированной к концу архея (обломки эпиархейского суперконтинента).

Довольно значительные площади всех вышеперечисленных структур бывают перекрыты слабодислоцированным и слабометаморфизо-ванным осадочно-вулканогенным чехлом, сложенным континентальными и мелководно-морскими осадками или субаэральными вулканитами, в том числе и траппами. Это позволяет предполагать, что данные блоки в раннем протерозое развивались в платформенном режиме, и называть их протоплатформами. Осадочный чехол протоплатформ выполняет плоские синеклизы (Удоканская и др.), а сами протоплатформы осложнены рифтовыми грабен-прогибами - протоавлакогенами, выполненными или осадочными или осадочно-вулканогенными толщами, в составе которых присутствуют как ультраосновные (Печенгский, Имандра-Варзугский), так и салические и щёлочно-сали-ческие вулканиты (Овручский прогиб). Слагающие грабен-прогибы породы подверглись зеленосланцевому или даже амфиболитовому метаморфизму, а сами протоавлакогены в результате сжатия превращены в рамповые структуры. Местами отмечаются офиолиты (сфекофиниды Финляндии). Офиолиты обнаруживаются и в гранито-гнейсовых поясах (Мозамбикский и др.)

Древние платформы отделены от смежных орогенов либо передовыми прогибами, либо имеют с ними тектонические (надвиговые) соотношения.

В молодых платформах складчатый фундамент имеет блоковое строение и в его составе принимают участие фанерозойские образования.

В пределах платформ, кроме фундамента и чехла, выделяются структуры и формации переходного комплекса, которые выполняют авлакогены.

Авлакогены представляют собой линейные грабен-прогибы в фундаменте платформ протяжённостью в сотни и шириной в десятки километров, ограниченные разломами и выполненные мощными (до 10 -15 км) вулканогенно-осадочными толщами, среди которых наряду с толеитами присутствуют базальтоиды повышенной щелочности, реже бимодальные ассоциации. Среди осадочных образований превалируют мелководно-морские карбонатные и зрелые обломочные породы, эвапориты, высокоуглеродистые аргиллиты. В России авлакогены относительно хорошо изучены в пределах Восточно-Европейской (рис. 5.1) и на Сибирской платформах. В поверхностных структурах авлакогены могут быть выражены либо развитыми над ними синеклизами (Московская, Балтийская и др.), либо зонами складчатости с разрывами надви-гового типа (Средний, Высокий и Сахарский Атлас), простыми и сложными валами, состоящими из локальных поднятий. Внутренняя структура авлакогенов имеет горсто-грабеновое строение, насыщена разрывами, часть из которых является листрическими. Для ряда подобных структур установлено двухфазное развитие. Так, например, Днепровско-Донецкий авлакоген первоначально возник в рифее, а затем, после длительного перерыва, возродился в среднем девоне.


Рис. 5.1. Рифейские авлакогены восточной части Восточно-Европейской платформы, по Е.М. Аксёнову и Л.Ф. Солонцеву (1986): I - щиты и массивы: a - установленные, б - предполагаемые; 2 - рифейские авлакогены: a - установленные, б - предполагаемые; 3 - фанерозойские складчатые сооружения; 4 - выходы верхнего докембрия в обрамлении платформы. Авлакогены: 1 - Далекарлийский, 2 - Ботническо-Балтийский, 3 - Онего-Кандалакшский, 4 - Лешуконский, 5 - Ладожский, 6 - Солигалечско-Яренский, 7 - Вятский, 8 - Датско-Польский, 9 - Волыно-Крестцовский, 10 -Камско-Бельский, 11 - Рязано-Саратовский, 12 - Сергиевско-Абдулинский,13 - Больше-Донбасский, 14 - Доно-Медведецкий, 15 - Озинковско-Утвин-ский, 16- Баскунчакско-Ногайтинский

На молодых платформах авлакогенная стадия проявилась в образовании грабен-рифтов (Колтогорско-Уренгойский, Худоттейский, Чузикский и др. в Западной Сибири), в осадочно-вулканогенном выполнении которых принимают участие не только базальтоиды, но и щёлочно-салические вулканиты.

В развитии авлакогенов выделяются три стадии: ранняя рифтовая, стадия пассивного погружения и стадия деформаций. Ранняя стадия характеризуется весьма быстрыми погружениями с накоплением большей частью континентальных грубообломочных толщ, сопровождающейся активной вулканической и интрузивной деятельностью. Среди последних отмечаются крупные массивы гранитоидов, в том числе и гранитов-рапакиви. Стадия погружения характеризуется накоплением шельфовых карбонатных и зрелых обломочных осадков, нередко встречаются турбидиты, оползневые образования и черносланцевые толщи (бурзян-ская серия Калтасинского авлакогена, Южный Урал). Стадия деформаций выделяется формированием многочисленных взбросов, сбросов, надвигов и складкообразованием.

Плитный чехол древних платформ имеет венд-фанерозойский возраст и сформировался в течении 500 - 600 млн лет, на молодых платформах - мезозойский и кайнозойский с возрастом моложе 250 млн лет. В течение этого времени в эпиконтинентальных бассейнах формировались многокилометровые толщи осадочных пород, в составе которых присутствуют мелководно-морские, лагунные, озёрные, дельтовые, делювиально-коллювиальные, аллювиальнопролювиальные и болотные отложения, в том числе угленосные и эва-поритовые накопления При этом повсеместно отмечается обилие перерывов в осадконакоплении.

Внутри платформ имеются положительные и отрицательные структуры: купола и своды (щиты и массивы), антеклизы и синеклизы. Эти структуры называются платформенными структурами. Другим типом структур являются краевые прогибы (бассейны), расположенные на краю платформы и связанные с орогенами.

Крупные площади выходов на поверхность пород фундамента в отечественной литературе носят название щитов (кристаллические щиты в случае древних платформ), менее крупные выступы носят название -массивы. Участки, перекрытые осадочным чехлом, - плиты. Молодые платформы большей частью представляют собой плиты. Размеры щитов и плит одного порядка.

Платформенные своды (щиты - Балтийский, Канадский и др.) достигают 2500 км в длину при ширине до 700 км, купола (массивы) имеют сотни километров в диаметре (Анабарский, Воронежский, Украинский и др.). По периферии они окружены фанерозойскими отложениями, полого погружающимися от купола к периферии.

В пределах платформ в чехле выделяются структуры второго порядка: антеклизы, синеклизы.

Антеклизы определяются как крупные и пологие положительные структуры чехла в пределах древних и молодых плит, в вершинах которых имеются небольшие выходы фундамента - массивы (Воронежская, Оленёкская в Сибири, Бенд и Озарк в Северной Америке, Каракумская на Туранской плите и др.). Эти структуры могут быть многовершинными, каждая из которых называется сводом (Татарский и Токмовский своды). Антеклизы отличаются сокращенной мощностью или отсутствием осадочного чехла на массивах и пологими углами падения осадочных толщ от центра к периферии.

Синеклизы представляют собой крупные пологие впадины с размерами сотни (до тысячи) километров в диаметре и глубиной залегания фундамента от 5 до 12 км. Эти структуры сложены большей частью морскими и лагунными отложениями, нередко содержащими эвапори-ты. Иногда синеклизы состоят из нескольких впадин, разделённых сводами (Тунгусская синеклиза). Они известны на всех континентах, а их возраст колеблется от докембрийского до современного. К бассейнам докембрийского возраста в Индии относится бассейн Куддапах (1,4 млрд лет) и Виндхьян (1,4 - 0,55 млрд лет). Среди палеозойских известны бассейны Мичиган, Иллинойс, Тунгусская и Московская синеклизы. Скорость прогибания в различных частях бассейнов менялась в значительных пределах, а временами прогибания сменялись режимом воздымания и часть осадков смывалась эрозией.

Особо выделяются трапповые синеклизы, в разрезах которых залегает мощная платобазальтовая формация и ассоциирующие дайки и сил-лы основных магматитов (Тунгусская, Деканская и др. синеклизы).

Валы являются платформенными структурами низшего порядка, проявляющимися обычно либо над авлакогенами, либо над разрывными нарушениями и формирующие пологие линейные поднятия, состоящие из одного или нескольких рядов мелких антиклинальных структур (локальных поднятий), общей протяжённостью в несколько десятков километров с амплитудой в десятки, реже сотни метров.

Дополнительно структуры чехла осложняются диапиризмом в областях широкого развития соленосных толщ и грязевым вулканизмом (Предкавказье и др.).

Хотя с позиций плейт-тектоники литосферные плиты рассматриваются как жесткие и монолитные образования, выделяются так называв-мые внутриплитные эндогенные явления — тектонические деформации и магматизм. С ними связано формирование зон нарушений в виде бассейнов осадконакопления на континентах и их окраинах, платообразных поднятий, внутриконтинентальных рифтов, зон внутриплитовых сжатий коры, горизонтальных перемещений (рис. 5.2), сейсмичности и вулканизма.


Рис. 5.2. Строение Жигулёвского надвига, по В.Л. Лобову и др. (1974)

Дислокации платформенного чехла (например, Жигулёвские надвиги - рис. 5.2) частично могут быть обусловлены тангенциальным сжатием, исходящим от смежных орогенов (наведённая складчатость), а частично связана с блоковыми подвижками фундамента (отражённая складчатость).

Минерагения в архейских зеленокаменных поясах включает месторождения медно-колчеданных руд «кипрского» типа и типа «куроко», железистые кварциты, медно-никелевые руды в коматиитах, золото жильное (в гранитоидах) и россыпное. В гранито-гнейсовых комплексах встречаются медные и медно-молибденовые порфировые руды, кварцевожильное золото с гранитоидами, литиевое оруденение в пегматитах.

В раннем протерозое в эпиконтинентальных бассейнах известны золото-урановые месторождения в конгломератах (Витватерсранд), стра-тиформные и «стратабаунд»-типа медные, свинцово-цинковые и золо-то-вольфрам-медно-редкоземельные месторождения, а также урановые первично-осадочные и гидротермально-метаморфогенные руды. В шовных зонах в аккреционных и коллизионных системах - медноникелевые руды «печенгского» типа, медные - «кипрского» типа и железные руды «криворожского» типа. В гранулито-гнейсовых, гранитнокупольных и вулкано-плутонических поясах - медные и медно-молибденовые порфировые руды, бериллий-вольфрам-цинковое и ниобий-редкоземельное оруденение в грейзенах, альбититах и аляскитах, олово-вольфрам-цинковые руды в скарнах, литиевые руды и пьезокварц в пегматитах, золотоносные кварцевые жилы в гранитоидах, уран в альбититах, железо-титановое с ванадием оруденение в габбро-анортозитах, медно-никелевые руды в оболочках куполов. С формациями континентальных рифтов связаны хром-никель-платино-медные руды в расслоенных мафит-ультрамафитах, фосфор-ниобий-уран-редкоземельно-медно-цинковые руды в карбонатитах.

В чехле платформ с осадочными формациями связывают накопление железных руд «керченского» типа, бурого и каменного угля, фосфоритов, каменных и калийных солей, бокситов, урана, нефти и газа, россыпей золота, касситерита, вольфрамита, алмазов, циркона и ильменита.

### 5.2. (Эрогенные складчатые пояса континентов


(Эрогенные или орогенические зоны (горные сооружения) обычно представляют собой результат столкновения (или взаимодействия) литосферных плит и могут рассматриваться как зоны коллизии или коллизионные зоны. Они имеют исключительно сложное строение, состоят из нагромождения складок и тектонических покровов, нарушенных различного рода дизъюнктивными нарушениями и пронизанных интрузиями магматических пород.

Сами горные сооружения окаймляются и разделяются пониженными участками рельефа, обычно занятыми аллювиальными низменностями или морями. Такие пониженные участки носят название предгорных или межгорных прогибов и впадин.

Горные сооружения большей частью обрамляют огромные по площади равнинные или слабо всхолмленные платформенные территории.

Среди орогенных поясов выделяются межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океанов, и окраинно-континентальные пояса. К первым отнесены Урало-Охотский (Монгольский), Средиземноморский (Альпийско-Гималайский), Северо-Атлантический и Арктический (рис. 5.3). Все они возникли в своей основной массе в пределах древних океанических бассейнов или на их периферии. Окраинноконтинентальным считается Тихоокеанский пояс, который не закончил своего развития, поскольку кора Тихого океана продолжает субдуциро-вать под континентальные окраины. Этот пояс получил также название субдукционный, в отличии от предыдущих коллизионных поясов.


Рис. 5.3. Главные складчатые пояса фанерозоя, по В.Е.Хаину и М.Г.Ломизе (2005): / - складчатые пояса (Т - Тихоокеанский, УО - Урало-Охотский, С - Средиземноморский, СА - Северо-Атлантический, А - Арктический); 2 - древние платформы (кратоны и их фрагменты)

Внутреннее строение складчатых поясов отличается большой сложностью и представляет собой коллаж, состоящий из обломков континентальных и внутриокеанических структур, офиолитов, островных дуг и др. Вдоль простирания складчатых поясов изменяется их ширина, внутреннее строение, морфология складчатости, амплитуда надвигов, интенсивность магматизма и соответственно минерагения. В строении складчатых поясов в соответствии с иерархией выделяются складчатые области (Алтае-Саянская), складчатые системы (Восточно-Саянская, Салаирская и др.), складчатые зоны (Колывань-Томская). Крупные обломки с корой континентального типа нередко выступают в качестве срединных массивов (Тараташский блок на Южном Урале, Канский выступ в Восточных Саянах), которые либо выходят на поверхность, либо, погружаясь, служат фундаментом межгорных прогибов, заполненных мощными толщами обломочных осадков (Батенёвский массив в Минусинском прогибе).

История складчатых поясов после их активного развития обычно заключается в срезании горного рельефа денудацией, смене орогениче-ского режима платформенным и частичное превращение их в плиты. Возможно повторное внутриконтинентальное горообразование, денудация, рифтогенез, повторное раскрытие бассейна с корой океанического типа с дальнейшим спредингом и коллизией.

Передовые (краевые) прогибы нередко отделяют складчатые системы от континентальных платформ. Границей между ними часто являются пологие надвиги, по которым складчатые системы надвинуты на платформенные образования с амплитудой до первых десятков километров (Предуральский и Предкавказский прогибы). Передовые прогибы могут представлять собой системы впадин протяжённостю в сотни при ширине в десятки километров. В Предуральском прогибе (рис. 5.4) с юга на север выделяют Бельскую, Юрюзано-Сылвенскую, Камскую, Верхнепечорскую, Воркутинскую и Коротаихскую впадины.

В их выполнении принимают участие терригенно-карбонатные, нередко с ископаемыми рифами, эвапоритовые, каменноугольные толщи, перекрываемые молассами. Интенсивное погружение краевых прогибов обусловлено как надвиганием на них покровов складчатых поясов, так и дополнительной нагрузкой, связанной с заполняемыми прогибы толщами осадков.

Области внутриконтинентального орогенеза включают горные сооружения, образовавшиеся внутри континентальных частей литосферных плит, которые длительное время развивались в спокойном платфоменном тектоническом режиме на зрелой континентальной коре. Такие области рассматриваются в качестве эпиплатформенных орогенов, а сам процесс известен под названием тектонической активизации. Примером являются горные сооружения ЦентральноАзиатского пояса, включающие Гиндукуш, Тянь-Шань, Памир, Куньлунь, Алтай, Саяны и др., внутренняя структура которых указывает на их образование в условиях горизонтального сжатия, ориентированного в меридиональном направлении. Такую структуру большинство исследователей объясняет столкновением Индостанской и Евроазиатской плит.

Рис. 5.4. Предуральский передовой прогиб, по Е.Е. Милановскому (1989). 1-6 - впадины передового прогиба: 1 - Бельская, 2 - Юрюзано-Сылвинская и Камская, 3 - Верхнепечорская, 4 -Большесыньинская, 5 - Косью-Роговская, 6 - Ко-ротаихская; 8—11 - поднятия в передовом прогибе: 8 - Каратау, 9 - Полюдов Камень, 10 - гряда Чернышова, 11 - гряда Чернова; а - ВосточноЕвропейская платформа; 6-г - передовые прогибы, в том числе длительно погружавшиеся (в) и относительно приподнятые их участки (г); д -поднятия с выходом пород основания передовых прогибов; е - складчатые комплексы; ж - надвиги; з - наложенные впадины

Внутреннее строение Центрально-Азиатского пояса характеризуется чередованием горных хребтов и межгорных впадин (Ферганской, Иссыккульской, Джунгарской и др.) Местами пояс отделён от платформы краевыми (или типа краевых) прогибами (Каршинским и Чуйским перед Тянь-Шанем, Яркендским перед Куньлунем и др.), выполненными мощными (до 10 км) молассоидными толщами. Горные сооружения, состоящие из сложнодислоцированных, прорванных гранитоидами и метаморфизованных палеозойских и докембрийских образований, как правило, надвинуты на межгорные впадины и предгорные прогибы.

Наряду с вышеописанными, существуют зоны внутриплитных дислокаций и поднятий, которые явно не связаны с синхронными с ними зонами коллизий, но также сформировавшиеся в условиях внутриплитного сжатия. В горных структурах Урала величина этого сжатия по замерам в шахтах достигает 300 кг/см2.

Особый тип внутриконтинентальных поднятий выявлен на периферии континентальных рифтов и океанических впадин. В первом случае эти поднятия связываются с внедрением плюма - мантийного диапира (Восточные и Западные Саяны, возможно, Горный Алтай). Второй случай Л.И. Лобковский и Н.Л. Добрецов (2003) объясняют сложным взаимодействием оттока со стороны континента пластичного нижнекорового материала и встречным нагнетанием со стороны океана аномальной мантии вследствие растекания её выступа под осью спрединга.

Минерагения орогенных складчатых поясов отличается крайним разнообразием и определяется минерагенической специализацией континентальных и океанических геодинамических комплексов, сохранившихся в зонах коллизий.

### 5.3. Континентальные рифтовые зоны


Последние десятилетия прошлого века ознаменовались бурным изучением рифтовых структур как на континентах, так и в океанах и оформлением нового научного направления в геотектонике - учения о рифтогенезе. Исследования в океанах, приведшие к открытию срединно-океанических рифтовых зон, стимулировали интерес к континентальным рифтовым структурам и переосмысливанию их историкогеологической роли в эволюции Земли. Признание важного значения рифтогенеза как глобального геотектонического процесса определяет необходимость более детального рассмотрения рифтовых зон, широко распространённых и в океанических, и в континентальных структурах (рис. 5.5).

Было установлено, что рифтогенез проявляется не только в современную и новейшую эпохи, но характерен для самых древних времён существования нашей планеты. При этом, по мере изучения все более ранних этапов развития Земли (рифей, ранний протерозой, архей), вы-

являются такие структурные формы и процессы, отнесение которых к категории рифтовых или даже рифтоподобных неизбежно становится все более и более условным и спорным, а понимание терминов «рифт» и «рифтовая зона» — все более расплывчатым и нечетким. Это касается, в частности, архейских зеленокаменных поясов, квалифицируемых некоторыми исследователями в качестве структур рифтового типа.


Рис. 5.5. Современные активные рифты: 1 - континентальные рифты, 2 - мировая система срединно-океанических хребтов

Различают рифты, возникающие под воздействием восходящего мантийного течения, и рифты, образующиеся в результате растяжения литосферы, что сопровождается декомпрессионными эффектами и относительно пассивным подъемом магмы.

Для большинства рифтов характерны относительно безводные магмогенерирующие системы и бимодальные вулканические комплексы. Рифтам, пространственно и во времени связанным с конвергентными границами литосферных плит (рифты в тылах зон субдукции и постколлизионный рифтогенез), свойственны обводненные условия магмогенеза и нередко полнодифференцированные серии.

В последние годы рифтоподобные образования обнаружены на некоторых планетах Солнечной системы и их спутниках, в частности на Марсе. Становится очевидным, что рифтогенез является не только земным явлением, а процессом, свойственным и другим планетам.

Морфотектонический термин рифтовая долина представляет собой тектоническую форму рельефа суши, т.е. выражение в рельефе эндогенных геодинамических процессов. Континентальная рифтовая долина представлена вытянутой впадиной, образованной опусканием блока между субпараллельными нормальными сбросами, падающими навстречу друг другу. При этом первичные тектонические формы рельефа могут быть изменены экзогенными процессами. Размер (глубина) рифтовой долины зависит от глубины проникновения разлома в хрупкую верхнюю часть земной коры.

Наряду со сбросами в рифтовых долинах проявляются поперечные (трансформные) и диагональные (трансферные) разломы, а также сдвиги. Известны рифтовые полуграбены, ограниченные разломами только с одной стороны. Рифтовые плуграбены разной полярности разделяются «зонами аккомодации».

Термин «рифт» включает понятие плоскостей-разломов, по которым происходит движение. В настоящее время под рифтовой долиной в широком смысле понимают грабен, выраженный в рельефе, а термин рассматривается как синоним рифта.

Начало рифтогенеза может быть активным и пассивным. В случае активного рифтогенеза реализуется взаимодействие между астеносферой и литосферой, с термическим утонением литосферы, ее разогревом и поднятием и появлением горизонтальных напряжений растяжения, вызывающих рифтогенез. Рифтовые разломы проникают в виде плоскостей скольжения только до подошвы верхних горизонтов коры - зоны максимальных глубин землетрясений на материках.

Под рифтовыми зонами понимаются полосовидные в плане тектонические зоны протяженностью многие сотни и тысячи километров, в которых происходит (или преобладает) горизонтальное растяжение земной коры в направлении поперечном к их простиранию, сопровождаемое подъемом нагретого глубинного мантийного материала.

Процесс формирования (образования) рифтовых зон носит название рифтогенеза. Он проявляется в утонении земной коры и литосферы в целом, в возникновении, расширении и углублении рифтов - линейных грабенов, рассекающих земную кору и ограниченных взаимопараллельными сбросами (рис. 5.6 - 5.8). Возможен полный разрыв земной коры и образование в полосе ее раскрытия новой коры океанического типа при поступлении в зону разрыва продуктов дифференциации мантийного материала.


Рис. 5.6. Схема рифтового вспучивания по окраинам Красного моря и Аденского залива (из работы Клооса, 1951), по А. Фишеру (1978)

Амплитуды относительного перемещения блоков по наклонным сбросам достигают 2-5 км. Наряду с горизонтальным растяжением здесь могут быть значительные сдвиговые смещения (район разлома Сан-Андреас).

Формирование рифтогенных структур сопровождается (или предваряется) мощными извержениями магмы кислого и основного состава известково-щелочного ряда. Рассредоточенность растяжения и сопутствующего вулканизма в пределах очень широкой полосы в некоторых эпиорогенных рифтовых зонах очевидно обусловлена развитием рифтогенеза в условиях «прогретой», «пластичной» и раздробленной литосферы по сравнению с относительно «жесткой» и «холодной» литосферой эпиплатформенных рифтовых зон. Рифтовые грабены ограничены большей частью так называемыми листрическими разломами (lictron -гр. - совок). Этот термин впервые использовал Е. Зюсс в 1909 г. при описании отдельных лопатообразных разломов, образование которых не связано со складчатостью. Отмечается сложность геометрических форм листрических поверхностей, что затрудняет определение конкретных направлений движения.


Рис. 5.7. Тектонические и геоморфологические модели рифтовых долин, по А.М. Куэннеллу (1991): А - открытая трещина: образование ослабленной зоны при растяжении или изгибе; Б1 - образование второй открытой трещины вследствие изгиба блока; Б2 - формирование грабена (рифтовой долины) в результате образования второго нормального сброса; БЗ - образование разлома и нормального сброса вследствие движения одного блока; В1 - зарождение рифта, расхождение стенок трещины, внедрение основных пород; В2 - на стенках трещины образуются ступенчатые сбросы, все элементы рельефа имеют тектоническое происхождение; Г1 -симметричный грабен (рифтовая долина), преобладают тектонические процессы; Г2 - заполнение грабена осадками, накопившимися после сбросообразования; ГЗ -структурный рельеф сбросовых уступов, отпрепарированных и эродированных, вследствие частичного размыва осадков; Г4 - возобновление движений по разломам и образование сложных тектонических и структурных, многоцикловых уступов; Д1 - грабен (рифтовая долина), в котором мощность дорифтового осадочного покрова превышает амплитуду вертикального перемещения; Д2 - размыв покровных отложений и образование эрозионной поверхности; ДЗ - второй цикл эрозии, приводящий к выражению в рельефе линии тектонического уступа и образованию ресеквентной (структурной) рифтовой долины; Д4 - эрозионные уступы перекрыты новообразованными осадками; Е1 - грабен (рифтовая долина), в котором мощность дорифтового комплекса осадков меньше амплитуды вертикального перемещения; Е2 - первый цикл эрозии выводит на поверхность приразломный уступ; Ж1 - рифтовая долина Руква, позднекайнозойские разломы смещают палеогеновую поверхность выравнивания, вертикальные смещения до 1000 м, отложения покрова опущены по разломам, осадконакопление происходило после образования сбросов, озерная терраса возникала во время высокого стояния уровня озера; Ж2 - Верхнерейнская рифтовая долина, опускание по разломам; И1 - образование параллельных левых сдвигов, связанных трещиной растяжения; И2 - движение по сдвигу приводит к расширению трещины растяжения и раздвиганию стенок трещины, что приводит к образованию рамбохазма; К1 - параллельные сдвиги, соединенные изгибающейся зоной скалывания; К2 - движение по сдвигу приводит к образованию разрыва сигмоидальной формы, имеющего рифтовую природу. Цифры на рисунках: 1 - трещины; 2 - плоскость разлома; 3 - сбросовые уступы; 4 - эродированные сбросовые уступы, сглаженные денудацией, расчаленные и отступившие за счет плоскостного смыва; 5 - сбросовые уступы второй фазы движения; 6 - отпрепарированный сбросовый уступ; 7 - линии сбросовых уступов; 8 следы линии сбросовых уступов; 9 - структурные линии сбросовых уступов; 10 - уступы или стенки рифта; И - ступенчатые сбросы; 12 - сдвиги, плоскость сместителя, вертикальная; 13 трещины растяжения; 14 - ромбохазм; 15 - сигмоидальный изгиб сдвига; 16 -сигмоидальная щель или рифт; 17 - дорифтовый чехол осадков; 18 - осадки, заполняющие рифт; 19 - подкоровые магматические породы; 20 - террасы 21 - отпрепарированные эрозионные поверхности

Высказывается несколько гипотез, объясняющих условия происхождения листрических разломов. Одна из них (Е. Зюсс, Р. Лахман, В. Фел-лениус) связывает образование таких разломов с силой тяжести - форма ковша образуется в результате меньшей нагрузки на породы вблизи поверхности по сравнению с глубокозалегающими зонами. Другая (С. Киноу) признает решающую роль активных тектонических сил, действующих внутри земной коры на уровне «горизонта сдвига» и создающих криволинейные краевые разломы, наблюдаемые в рифтовых зонах (рис. 5.9). Эта, так называемая модель Вернике (В. Wemieke, 1985), применима к асимметричному типу рифтов. Для объяснения растяжения предполагается, что основание рифта совпадает с границей верхней хрупкой и нижней пластичной корой. Здесь располагается наклонная поверхность срыва, которая представляет собой одно из поверхностных ограничений рифта. Сдвиговое напряжение, достигающее максимального значения на «горизонте сдвига», уменьшается на верхних этажах.


Рис. 5.8. Коллизионный Верхнерейиский рифт, по А. Шенгеру (1991). Черные квадраты - зоны сжатия, светлые - зоны растяжения поля мгновенных деформаций в Центральной Европе в плоскостях разрыва в очагах землетрясений в стереоскопической проекции ннжней полусферы


Рис 5.9. Модель образования внутрнконтииентального рифта и пассивной окраины, по В. Wernicke et. al. (1982): 1 - «шрифтовые осадки; 2 - «шрифтовые влуканиты; 3 - океаническая кора

По модели Маккензи (D. McKenzie, 1983) механизм погружения грабенов следует за растяжением и растрескиванием сводового поднятия, последующим термальным охлаждением подстилающей литосферы и нагрузкой осадков.


Таблица 5.1. Термины и классификация, по И. Рамбергу и П. Моргану (1984)
Термин | Краткое определение
Активный рифтогенез | Рифтогенез в результате термального подъема астеносферы
Пассивный (коллизионный) рифтогенез | Рифтогенез, обусловленный региональным полем напряжений
Современный рифт | Рифт с современной тектоно-магматической активностью
Палеорифт | Рифт, прекративший свое развитие
Отмершая ветвь | Ветвь тройного сочленения, не развившаяся в спрединго-вый океанический бассейн
Авлакогены | Палеорифты на древних платформах, нередко подвергавшиеся последующему сжатию на отдельных участках

Для континентальных рифтов предложено много классификационных схем, однако общепринятой классификационной системы пока не существует. В отечественной практике чаще других используется структурно-морфологическая классификация Е.Е. Милановского (1976).

При этом учитываются следующие факторы: 1) особенности тектонического положения, структуры основания и предшествующая геологической история региона, ставшего ареной рифтогенеза; 2) характер тектонических структур, созданных в процессе рифтогенеза, и закономерности их формирования; 3) роль, масштаб и особенности магматических процессов, сопутствующих рифтообразованию, а иногда и предваряющих его.

Исходя из первого критерия, рифтовые зоны и пояса континентов подразделяются на две группы:

1. Эпиплатформенные рифтовые пояса и зоны, в которых рифтообразование началось после весьма длительного (200 - 500 млн лет) этапа платформенного или близкого к нему развития.

2. Эпиорогенные рифтовые пояса и зоны, где рифтогенез непосредственно следовал за орогенным этапом, т.е. процессом коллизии, или даже сочетался с явлениями эпигеосинклинального орогенеза.

Континентальные эпиплатформенные рифтовые зоны приурочены главным образом к выступам фундамента платформ и значительно реже к участкам развития платформенного чехла (Левантийская, СевероМорская, частично Эфиопская рифтовая зоны).

В большинстве случаев рифтовые зоны накладываются на области позднепротерозойской (гренвильской, байкальской) складчатости, избегая областей более древней - архейской или раннепротерозойской консолидации. Последние служат внешней рамой этих рифтовых поясов или образуют среди них жесткие «срединные» массивы, т.е. блоки (массив Виктория в южной части Африкано-Аравийского пояса, рис. 5.10). Реже рифтовые зоны возникают на эпиплатформенном основании (Рейнско-Ронский участок Рейнско-Ливийского рифтового пояса).

В большинстве случаев молодые рифтовые структуры наследуют простирания древних складчатых и разрывных структур фундамента или «приспосабливаются» к ним, образуя коленчатые, зигзаговидные, кулисные очертания. Это связано с тем, что в процессе рифтогенеза древний анизотропный фундамент раскалывается по наиболее ослабленным направлениям. Такие направления в фундаменте в течение длительного дорифтового времени являлись зонами повышенной проницаемости и внедрения разнообразных интрузий, в том числе интрузий кольцевого типа (Разваляев, 1988). Для эпиплатформенных рифтовых поясов характерны рифтовые зоны с крупными единичными осевыми грабенами и субщелочной или щелочной характер сопутствующего магматизма, нередко с участием карбонатитов.

Среди эпиплатформенных рифтовых зон выделяются два типа, существенно различающихся по характеру структур, относительной роли вулканизма и истории формирования: сводово-вулканических и щелевых рифтовых зон.

Сводово-вулканические рифтовые зоны (Эфиопская и Кенийская зоны Восточно-Африканской рифтовой системы (рис. 5.10).


Рис. 5.10. Структурная схема южного окончания ВосточноАфриканской рифтовой системы, по Ф. Барбари и др. (1982):1 - основные области развития вулканизма, 2 - главные разломы

Возникновению рифта предшествует длительный рост обширного пологого овального сводового поднятия, сопровождаемый мощной и длительной наземной вулканической деятельностью. В осевой ослабленной зоне поднятия закладывается неглубокий грабен, а также связанные с ним дополнительные грабены, поперечные и диагональные сбросы на крыльях свода и веерообразные расходящиеся сбросы на его периклиналях. Вулканическая деятельность смещается в пределы осевого и дополнительных грабенов, а также приурочивается к зонам разломов. Вулканиты представлены основными и средними, реже кислыми породами щелочного и субщелочного состава. Амплитуда горизонтального растяжения в сводово-вулканических рифтовых зонах минимальна. Эти зоны характеризуются и умеренной сейсмичностью. Формирование свода связывается с возникновением линзы аномально разогретого и разуплотненного материала, поднимающегося из мантии (мантийные плюмы), с наличием магматических очагов в земной коре. Образование грабенов может быть частично обусловлено проседанием блоков коры при разгрузке магматических очагов в процессе извержения.

Рифтовые зоны щелевого типа отличаются большой глубиной грабенов (3 - 4 км - Верхнерейнский грабен, 5-7 км. - Южно-Байкальский грабен). Нередко грабены кулисообразно примыкают друг к другу. Краевые поднятия здесь значительно уже, чем в сводово-вулканических рифтовых зонах и прослеживаются не повсеместно. Нередко они отмечаются только с одной стороны грабена, а иногда и отсутствуют вообще. В некоторых случаях (рифты Северного моря) развитие рифтов происходит на фоне общего опускания. Местами внутри рифтовых зон возникают сводово- и горстообразные поднятия, достигающие в отдельных случаях высоты 4 - 5 км (блок Рувензори в Танганьикской зоне). С внутренними поднятиями связаны гравитационные максимумы.

Щелевые рифтовые зоны характеризуются относительно слабыми, локальными и эпизодическими проявлениями вулканизма (Танганьикская, Верхнерейнская рифтовые зоны) или полным их отсутствием (средний сегмент Байкальской рифтовой зоны). Центры извержений приурочиваются к седловинам между четковидно расположенными грабенами, к прибортовым ступеням и другим приподнятым участкам. Вулканическая активность может проявляться на разных стадиях рифтогенеза, и здесь чаще присутствуют щелочные (обогащенные Na и К) породы и карбонатиты.

Процесс формирования щелевых рифтовых зон начинается с заложения узких линейно вытянутых грабенов, обычно приурочивающихся к древним ослабленным зонам. Грабены первоначально заполняются тонкообломочными (песчаники, алевролиты) карбонатными и хемогенными осадками, которые впоследствии сменяются более крупнообломочными континентальными молассами. С большой мощностью рыхлых осадков в грабенах связаны крупные гравитационные минимумы. Этот формационный ряд, а также геоморфологические данные показывают, что интенсивный рост краевых и внутренних поднятий, там, где они отмечаются, начался позднее заложения грабенов. Эти зоны более сейсмичны, чем сводово-вулканические. Амплитуда горизонтального смещения в них может быть большей, но, по-видимому, не превышает 5 - 10 км. В грабенах щелевого типа помимо раздвиговой нередко отмечается и сдвиговая компонента. В Левантийской зоне (левосторонний Иорданский сдвиг, грабен Мертвого моря) сдвиговая компонента достигает 100 км.

Эпиорогенные рифтовые пояса и зоны во времени развиваются непосредственно вслед за «схлопыванием» океанических структур или коллизией. В процессе рифтогенеза в этих зонах возникает система узких весьма протяженных (сотни километров) взаимопараллельных грабенов, разделенных соизмеримыми с ними горстами (рифтовая система Кордильер).

Классификация Е.Е. Милановского (1976) базируется на данных о структурно-морфологических особенностях рифтовых зон и относительном возрасте их фундамента. Она не в полной мере учитывает важнейшие данные о положении рифтов в системе современных тектонических элементов литосферных плит и особенностях рифтогенного магматизма.

Используя постулаты плейтгектоники, В.С. Саймолов и В.В. Ярмо-люк (1992) предложили выделять четыре типа континентальных рифтов в системе тектонических элементов литосферных плит (рис. 5.11).

1. Восточноафриканский тип - рифты, расположенные внутри континентальных плит и формирующиеся независимо от взаимодействия литосферных плит.

2. Восточномексиканский тип - рифты, формирующиеся в тылу активных континентальных окраин.

3. Невадийский тип - рифты осевых частей активных континентальных окраин.

4. Байкальский тип - рифты, формирующиеся внутри и на периферии зон континентальной коллизии.

Авторы показывают, что рифты всех четырех типов формировались в истории Земли неоднократно и каждый тип характеризуется своим характером минерагении и магматизма.


Рис. 5.11. Проявление континентального рифтогенеза в геодинамическом цикле Уилсона, по В.С. Самойлову и В.В. Ярмолюку (1992). А-Д - стадии цикла Уилсона: А - формирование внутриплитных рифтов (Восточноафриканский тип) над плю-мом; Б - разрыв континентальной литосферы и формирование океанической коры с зоной спрединга, В - образование активной континентальной окраины с тыловым рифтом (Восточномексиканский тип); Г - перекрытие континентом спредингового центра и образование осевого рифта АКО (Невадийский тип); Д - закрытие океана и коллизия континентальных плит с формированием рифтов Байкальского типа. 1 - рифты (а - план, б - разрез); 2 - сводовое поднятие над плюмом; 3 - континентальная кора (а - план, б - разрез); 4 - океаническая кора (а - план, б - разрез); 5 — астеносфера; б - аномальная мантия; 7 - краевой вулканический пояс АКО; 8 - направления относительных перемещений

Восточноафриканский тип (внутриплитные рифты). К кайнозойским структурам этого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая система и рифты Антарктиды. Среди их палеоаналогов можно назвать рифтовые структуры Кольского полуострова, авлакогены Сибирской и Восточно-Европейской платформ, востока Канады и Бразилии, Гренландии. Проявления рифтогенеза восточноафриканского типа имеют широкий возрастной диапазон от позднего докембрия до наших дней.

Важнейшая особенность рифтовых зон восточноафриканского типа состоит в том, что они развиваются в пределах стабильных участков континентов вне пределов воздействия тектонических процессов, происходящих на границах литосферных плит. Рифтовые зоны этого типа представлены поясами грабенов, сбросов и приуроченными к ним полями развития магматических пород. Иногда устанавливается их связь со сводовыми поднятиями (Эфиопская и Кенийская рифтовые зоны), но эта связь не является правилом (Рукве-Ньясская и Северо-Гобийская рифтовые зоны). Для развития рифтового процесса благоприятны структурно-неоднородные участки континентальной коры - древние глубинные разломы, создающие ослабленные зоны в литосфере. В восточноафриканском типе выделяются подтипы, различающиеся по составу ассоциирующих магматических пород - Кенийский, Танганьинк-ский, Гобийский.

Причиной рифтогенеза восточноафриканского типа являются глубинные подлитосферные процессы. Восходящие мантийные струи обуславливают подъем, растекание вещества мантийных диапиров по латерали под подошвой земной коры и соответственно растяжение обширных областей сводообразования. По образующимся расколам на поверхность поступают магматические породы, происходит формирование серии грабенов-рифтов. При определенных энергетических возможностях рифтогенез восточноафриканского типа может привести к разрыву сплошности континентальной литосферы и формированию структуры с корой океанического типа и зоной спрединга (Красное море).

Восточномексиканский тип (тыловые рифты активных континентальных окраин) проявляется в тыловых участках современных и древних активных континентальных окраин на периферии известковощелочных вулкано-плутонических поясов. Здесь устанавливаются типичные структуры растяжения - пояса грабенов, даек и сбросов и сопутствующие им бимодальные и щелочные ассоциации магматических пород. К этому типу отнесены многочисленные проявления кайнозойских рифтов, развитые на континентальной периферии активной континентальной окраины Америки (Мексика, США, Эквадор, Перу, Чили и др.). В девоне рифтогенез восточномексиканского типа проявился в пределах современных структур Алтае-Саянской складчатой области (район Минусинских впадин), Забайкалья и др. Среди магматических пород рифтовых зон восточномексиканского типа преобладают эффу-зивы субщелочной базальтовой серии. Среди кислых пород встречаются пантеллериты, комендиты и их интрузивные аналоги. В щелочной серии присутствуют фонолиты, трахиты, сиениты, тефриты, щелочные

габброиды (тешениты, эссекситы, тералиты). Восточномексиканский тип рифтогенеза неразрывно связан с развитием активной континентальной окраины. Рифтовые структуры растяжения и структуры сжатия в зонах субдукции проявляются одновременно, образуя единый латеральный ряд элементов активной континентальной окраины. Это дает основание полагать, что причиной рифтогенеза в данном случае является взаимодействие континентальных и океанических плит. Формирование тыловых рифтовых зон активной континентальной окраины имеет несомненное сходство и единую природу с образованием задуговых бассейнов.

Невадийский тип (осевые рифты активной континентальной окраины) объединяет рифтовые зоны, которые образуются во внутренних частях активной континентальной окраины, накладываясь на структуры краевых вулкано-плутонических поясов. В связи с этим они рассматриваются как осевые рифтовые зоны активной континентальной окраины, в отличие от тыловых. В геологическом отношении различие этих двух типов рифтовых структур заключается в том, что осевые рифты представляют собой наиболее поздний член вертикального ряда структур активной континентальной окраины, в то время как тыловые рифтовые зоны являются крайним элементом латерального ряда одновозрастных структур таковой. Формирование осевых рифтов активной континентальной окраины происходит при смене режима сжатия режимом растяжения и прекращения известково-щелочного вулканизма в активной континентальной окраине. При этом формируются системы грабенов и сбросов и происходит развитие бимодального вулканизма повышенной щелочности. Предполагается, что формирование осевых рифтовых зон активной континентальной окраины происходит в результате взаимодействия континентальной и океанической плит при вовлечении в зону субдукции океанической спрединговой зоны. Эта концепция впервые была предложена Т. Атватером (1970) для объяснения природы рифтовых структур Провинции Бассейнов и Хребтов США. В соответствии с этой моделью перемещаемый под континент центр растяжения воздействует на континентальную литосферу и вызывает в ней рифтообразование. Для Провинции Хребтов и Бассейнов, представляющей собой субмеридиональный пояс грабенов на площади около 600 тыс. кв. км, характерны трахибазальты, трахиандезито-базальты, трахиандезиты, а также трахириодациты, трахириолиты, онгориолиты (топазовые риолиты), пантеллериты, комендиты.

В случае формирования позднепалеозойской рифтовой системы Центральной Азии В.В. Ярмолюком (1983) было предположено длительное перемещение центра растяжения под континентом - почти на 600 км от его края за 40 млн лет. В Гоби-Алтайской и Северо-Монгольской рифтовых зонах (поздний карбон-пермь), представляющих собой пояса субширотных грабенов, сбросов и даек протяженностью около 1500 км, отмечается широкое распространение трахибазальтов, трахи-андезибазальтов, базальтов и андезибазальтов, а также трахириолитов, пантеллеритов и комендитов.

Байкальский тип (коллизионые рифты) представляют собой континентальные рифты, объединяемые по признаку их связи с формированием коллизионных зон, возникающих при столкновении литосферных плит. Типичным примером современной коллизионной обстановки является Альпийско-Гималайский горный пояс. На прилегающих к нему территориях в условиях преобладающего сжатия в отдельных участках формируются системы грабенов и сбросов с характерным щелочным магматизмом - Западно-Европейская, Анатолийско-Малокавказская. Байкало-Монгольская рифтовые системы. Их размещение контролируется структурными неоднородностями в континентальных блоках, возникших при образовании коллизионного пояса. Рифтообразование связано с расхождением в отдельных участках пояса континентальных блоков вследствие сжатия континентальных масс в зонах коллизий. Примером является вращение Амурской микроплиты с растяжением литосферы вдоль отдельных участков ее границ с Северо-Азиатской и Таримо-Джунгарской плитами.

Эти растяжения индуцированы вследствие декомпрессии, плавления мантийного вещества и образования мантийного диапира. В таких обстановках формируются преимущественно базальты щелочно-базальтовой серии, реже отмечаются фонолиты, нефелиниты, иногда карбона-титы (Рейнский грабен).

Строение разрезов земной коры. Континентальные рифты характеризуются сокращенными мощностями земной коры до полного выклинивания континентальной коры в зонах перехода континентальных рифтов в океанические (Красноморский рифт). Эти структуры имеют симметричное строение: осевой грабен (рифтовая долина), имеют ширину 40 - 50 км и длину - десятки, сотни и тысячи километров. Плечи рифтов представляют собой фрагменты сводового поднятия и образуют систему наклонных от рифтовой долины ступенчатых горстов (рис. 5.12). Они характеризуются шириной в сотни и длиной в сотни и тысячи километров.

Типы пород и формаций. В пределах рифтовой долины накапливаются осадочные и вулкано-плутонические комплексы мощностью до 7 -10 км. Осадочные толщи обычно континентального (делювиального, пролювиального, аллювиального, озерно-болотного), мелководно-морского и лагунно-морского происхождения. Они представлены конгломератами, гравелитами, песчаниками, алеврито-глинистыми породами, известняками, доломитами, мергелями, эвапоритами. Обычны обвально-оползневые микститы - гравитационные олистостромы. Для пород характерна грубая горизонтальная, линзовидная и косая слоистость, резкая фациальная изменчивость составов и мощностей.


Рис. 5.12. Барьеры и бассейны-ловушки в бортах континентальных рифтовых структур при запрокидывании блоков фундамента, по Г. Буалло (1985)

+

+

+

+

На плечах рифтов широко распространены поля лавовых покровов, часто отмечаются интрузивные тела, нередко центрального типа с кольцевым строением. Дайковые пояса трассируют зоны растяжения. Нередко магматические породы встречаются и во внутренних частях рифтовой долины. Магматические образования представлены широким спектром пород.

Среди излившихся (эффузивных) пород преобладают контрастные серии базальт-риолитового и базальт-трахитового состава, характеризующиеся повышенной щелочностью (трахибазальты, трахириолиты, трахиты, пантеллериты, трахидациты), с ними ассоциируют интрузивные: пикриты, монцониты, сиениты, нефелиновые сиениты, щелочные и субщелочные граниты. Реже отмечаются щелочнобазальтоидные ассоциации - базаниты, нефелиновые и анальцимовые базальты, нефелини-ты, с которыми встречаются интрузивные гомологи - тешениты, урти-ты, нефелиновые сиениты, карбонатиты. Известны расслоенные габб-роидные дифференцированные интрузии, несущие титаномагнетитовое оруденение.

Возрастные рубежи континентального рифтогенеза. Проявления континентального рифтогенеза известны с архейского времени. К рифтогенным образованиям А.Ф. Грачёв и А.Ф. Федоровский (1970) относили архейско-раннепротерозойские зеленокаменные пояса.

В рифейское время континентальный рифтогенез проявился в пределах Восточно-Европейской и Сибирской платформ, образовав серию авлакогенов, выполненных многокилометровыми толщами вулканических и осадочных пород (Парначёв, 1977; С.Иванов, 1977; Шпунт, 1980 и др.). Рифейская рифтовая система Кивино в Северной Америке и история её развития детально проанализированы К.Сейфертом (1991).

В кембро-ордовикское время реликты палеорифтовых структур и индикаторные магматические ассоциации выявлены В.П. Парначёвым и Н.А. Макаренко (1994) в центральной части Алтае-Саянской складчатой области.

Девонский континентальный рифтогенез в Алтае-Саянской складчатой области охарактеризован В.П. Парначёвым и др. (1996) на примере межгорных впадин Агульского, Минусинского, Кузнецкого, Ануйско-Чуйского и других прогибов Западных и Восточных Саян, Кузнецкого Алатау и Алтая.

Триасовый континентальный рифтогенез проявился в формировании грабен-рифтов Западно-Сибирской плиты - Колтогорско-Уренгойского, Худосейского, Худуттейского, Аганского и др. (рис. 5.12), всесторонне изученных В.С. Сурковым и др. (1980, 1987, 1993). В условиях этой же геодинамической обстановки, по мнению В.П. Парначёва (1994), произошло внедрение дайкового комплекса «томских диабазов».

В палеоген-неогеновое время начал функционировать Байкальский рифт, сформировались Минусинские трубки взрыва. К этому же временному интервалы можно отнести формирование вулканно-тектонических структур Рейнского грабена и грабена Мёртвого моря.В настоящее (четвертичное) время активно функционирует Восточно-Африканская рифтовая зона, продолжает развиваться Байкальский и Мёртво-морский рифты; возможно, зарождается рифт Телецкого озера.

Минерагения Континентальные рифтовые зоны характеризуются специфической и разнообразной минерагенией. С магматическими

48° 60° 72° 84° 96°


Рис. 5.12. Схема распределения залежей углеводородов и положение грабенов раннетриасовой рифтовой системы Западной Сибири: I - граница Западной Сибири; 2 — основные нефтяные месторождения, по В.Е. Хайну [Горная энциклопедия, 1987]; 3 - основные газовые месторождения, по В.Е. Хайну [Там же]; 4 - раннетриасовые рифты, по Жеро (1981)

расслоенными базит-ультрабазитовыми интрузиями известны титано-магнетитовые (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 (медно-эпидотовой) формации (Верхнее озеро, США), рубинов и сапфиров в базальтах Кампучии и Таиланда. С базальт-трахитовыми (трахифоноли-товыми) ассоциациями связано уран-молибденовое и флюоритовое оруденение.

С ультраосновными и основными щелочными интрузиями и карбо-натитами 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 редкометалль-ные месторождения. Кимберлиты несут алмазы.

С осадочными комплексами континентальных рифтогенных структур ассоциируют высокоглинозёмистые формации, вулканогенноосадочные и осадочные железные руды (гематит-кремнистые, гематит-шамозитовые), медистые песчаники, доломиты, магнезиты и сидериты (Бакальско-Саткинская группа на Южном Урале), осадочный флюорит-ратавкит (Эшвеге, Германия), барит (Медведёвское, Урал), свинцовоцинковые стратиформные (Кужинское, Урал; Солчур, Тува), пирофил-литовая 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 по-стрифтовый осадочный бассейн, заполнявшийся со временем многокилометровыми 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, гематит-шамозитовые), 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.

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, по-видимому, было возникновение мощных рассеянных зон растяжения, фиксируемых пакетами параллельных даек, которые рассматриваются как зоны «рассеянного рифтинга», обусловленного поднимающимся суперплюмом. В результате образуются крупные излияния базальтои-дов (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 Таиланда). 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).

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


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, зоны Беньоффа - Заварицкого, окраинные и задуговые бассейны (рис. 6.1).

-а

Z

о

о

X

X

8*s I о-“С CLс:υ£ Iis— иX iX Ч ^ 1Срединно-океанический хребет Абиссальная равнина \ Осевой рифт


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

а

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

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 Восточно-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.

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.


2000м

2500м


Рис. 6.2. Разрез океанических рифтовых зон с разной скоростью спрединга, по «Подводные геологические исследования...» (1985). a - Красноморский рифт (v = 1,5 см/год); б - Срединно-Атлантический рифт (v = 2,5 см/год); в и г - Восточно-Тихоокеанское поднятие: (21° с.ш., v = 6 см/год; 3° с.ш., v = 15 см/год); I - 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 высокой 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.


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 С. 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.

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 (Восточно-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 запечатля-ется 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.

В узких осевых зонах шириной около 1 км и менее обнаружены свежие стекловатые подушечные базальты. Они встречаются как в хребтах с медленным, так и умеренным и быстрым спредингом. При этом мощность осадков возрастает по мере удаления от оси.

В осевых 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 постепенном 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.


НО® Й5® Ϊ40® Гз? 130® 125®·Рис. 6.4. Карта положительных магнитных аномалий (чёрный цвет) у западного побережья Северной Америки, по Дж. Р. Хейрцлеру (1991)


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 спредин-га («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.

В настоящей 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-западном 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

### 1 / I/ Ι---Ί з ^^5 PPU


110° 100° 90° 80° 70°Рис. 6.6. Структурная схема Чилийской малой спрединговой системы, по Ю.М.Пущаровскому (2001): 1 - рифтовые зоны; 2 - разломные зоны (a - 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 - Восточно-Тихоокеанское 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.


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-Тихоокеанское 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, кремнисто-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 гиалокла-ститов. Толеитовые базальты океанического типа (MORB-базальты) характеризуются средним содержанием ТЮ2 (около 1,5 %), относительно низкими концентрациями FeO (менее 10 %), высоким MgO (8-9 %), СаО (более10%), низким общим содержанием щелочей (менее 3 %), К20 (менее 0,5 %) и P20s (0,1-0,15 %.).

Базальты СОХ являются неоднородными в геохимическом отношении. Среди них выделяются базальты N, Т, Е и P-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 P-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 Ν-типа. В Срединно-Атлантическом хребте в одних сегментах Ν-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.

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

В настоящее 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, рогоаообМайковыми 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 расслоен-ность 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 габбро-диабазов, 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.

а км


Ось спрединга


системаРис. 6.8. Модель формирования основных элемеигов океанической коры в зоне спрединга, по Дж. Палистеру и К.Хопсону (1981)

Вулканическая зона и и зона пластичных даек Г иббро-диабазы ."Сеидвичевая зона" Кумулятные габбро

Мохо

Перидот итовые тектониты

I

«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 ограниченные вариации составов (содержание S1O2 колеблется в пределах 48,5 - 52,0 %, a FeOcyMMa /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 лерцоли-тами, 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 температуре 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 габброи-дов 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-цинковые 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 высоко-спрединговых 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 температурой 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. Си, Zn, Fe, Μη и Pb присутствуют в высокотемператрных флюидах в количествах в 103 - 107 раз, превышающих их концентрации в воде. Гидротермальный флюид содержит 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, Мп, Zn и Си) при повышенном содержании К, Rb, Са, Sr и Ва, углеводородов и высоком значении pH.

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 доле-ритов 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 последующего 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 серпентини-зации 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.

В Тихом 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 Г орда.

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.

В Атлантическом океане гидротермальные поля Логачёв, Рейнбоу, Лост Сити, Ашадз, Саланья и др. (см. рис. 6.5) в Срединно-Атлантическом 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, изо-кубанита, диагенита и халькозина. Сульфидные отложения обогащены медью, цинком, барием, кобальтом и мышьяком.

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

В пределах САХ районы с гидротермальной активностью известны также в трансформной разломной зоне Вима (10° 45' с.ш.), Сьерра-Леоне и др.

В Атлантическом 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 и Менее 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 отношении Мп/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 Мп/СН4 (около 0,005). Они приурочены к выходам мантийных ультрамафитов в осевой части СОХ и известны в полях Логачёва, Лост Сити, Рейнбоу и Салданья. Выполненные Л.В.Дмитриевым и др. (2000) расчёты показывают, что из 1 км3 гарцбургита при серпенти-низации 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 H2S 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-Атлантическом хребте оценивается от 1000 (поле Брокен Спур) до 50 тыс. лет (поле ТАГ).

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.

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

В нижнепротерозойской 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.

В Марокко 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 Co-Ni-арсенидами (скутте-рудитом, 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 выветривании пород ((Leblanc, 1986).

Верхнепалеозойское кобальт-медное месторождение Ковбой (горы Клэмэт, Кордильеры, США) локализовано в тектонизированных офио-литах 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.

В мезозойском 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, куба-нита, магнетита, хромита и валлерита с подчиненным количеством вес-тервелдита, борнита, сфалерита, герсдорфита и кобальтина, а также самородного золота.

### Контрольные вопросы


1. Перечислить основные типы вулканических хребтов Мирового океана.

2. Охарактеризовать морфометрические параметры срединно-океанических 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).3емлетрясения 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)

◄ 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 - Ро-колл, 15 - Поркьюпайн, 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 Срединно-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).


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 Мак-куори. 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 северосеверо-восточном направлении.


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


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.


Рис. 6.13. Схематический профиль северного трансверсивного хребта разлома Романы в районе поднятия D, по Ю.Н.Разницыну (2004): 1 - палеоцен-эоценовые кварциты; 2 - нижнемеловые известняки; 3 - осадок; 4 - базальты; 5 - габбро; 6 -серпентиниты; 7 - надвиги

Особый интерес вызывает разлом Сан-Андреас в Калифорнии, смещение по которому оценивается в 725 км. Ранее он определялся как трансформный, но геометрия движения по нему, хотя он и считается правосторонним сдвигом, отлична от трансфомных разломов. Предполагается, что это межплитная граница нового типа.

Морфология трансформных разломов. Трансформные разломы типа хребет-хребет нарушают региональный рельеф дна, изобаты которого обычно параллельны простиранию срединно-океанического хребта. При этом трансформные разломы обнаруживают большое разнообразие в рельефе. Некоторые зоны трансформных разломов, развивающиеся при небольшой скорости спрединга, характеризуются большими смещениями и выражены в виде глубоких протяженных ущелий с поднятыми плечам. Другие выражены в виде цепочек округлых вулканов, хребтов или перемычек, линий кулисообразно расположенных вулканов. Троговые долины трансформных разломов обычно имеют ширину до 10 км. Выделяются эшелонированные элементы рельефа, косоориентированные к простиранию трансформных разломов. Они интерпретируются как кулисообразные трещины растяжения, возникающие при сдвиге (риделевские трещины).

В местах пересечения осей спрединга и трансформных разломов обычно наблюдается повышенная глубина дна, даже в случае отсутствия долины. Это явление оказывается более сильно выраженным при низкой скорости разрастания и больших амплитудах смещения хребта. Приразломные ущелья в Центральной Атлантике и в Индийском океане на своем окончании могут трансформироваться в вулканические хребты зон разломов (рис. 6.14). Это в настоящее время неактивные продолжения

60° 70°


Рис. 6.14. Строение системы разрывных нарушений трансформного разлома Оуэн в Индийском океане, по Г.Н. Савельевой (1981): 1 - срединно-океанический хребет; 2 - система разлома Оуэн (хребты: Мр - Мерей, Чн - Чейн); 3 - разломы и направления смещения по ним (разломы: Чм - Чаманский, О - Орнач-Нал); 4 - магнитные аномалии и их номера; 5 - офиолитовые аллохтоны (Б - Бела, К - Квета, Мб - Муслим-Бах, См - Семайл); б - скважины и их номера; 7 - пункты драгировок

трансформных разломов, которые выявляются на древней океанической коре. Хребты развиты в пределах узких (100 - 200 км) полос и имеют протяженность до 4000 - 5000 км в Тихом океане. Здесь известны хребты, связанные с трансформными разломами - Мендосино, Пайонир, Марри, Молокаи, Кларион, Клиппертон и др. Понижения в рельефе, пронизывающие срединно-океанические хребты, способствуют перетеканию через них огромных масс умеренно глубинных или глубинных вод. Океанографы еще задолго до эхолотирования подтверждали существование таких проходов для водообмена через срединно-океанические хребты по наличию антарктической придонной воды в экваториальной части Атлантики.

Подводные течения, проходящие по приразломным зонам, могут перераспределять донные осадки. По обе стороны трансформного разлома океаническая кора обычно имеет различный возраст, что свидетельствует о разной скорости её опускания (до 2 мм/год) вблизи пересечения оси спрединга со срединной долиной

Для океанических трансфорных разломов характерна активная сейсмичность (рис. 6.15), более высокая, чем для осей спрединга. Если землетрясения в осях спрединга происходят в виде роев без главного толчка,


Рис. 6.15. Очаги землетрясений в зоне Срединно-Атлантического хребта (в рифтовой зоне и трансформных разломах), по А.Коксу и Д. Харту (1989)

то вдоль зон ТР вслед за главным толчком обычно следует ряд менее сильных афтершоков. Энергия землетрясений в зонах ТР обычно на 2,5 порядка больше той же энергии на осях спрединга (на единицу длины).

Подвижки вдоль активной части трансформного разлома проявляются до глубины 10 км, а плиты движутся прерывисто толчками примерно через 13 лет. Зоны разрушения, возникающие при каждом крупном толчке, имеют длину до 60 - 80 км. Временной прерывистый характер землетрясений и подвижек увязывают с прерывистым подъемом магмы в осевых зонах срединно-океанических хребтов, играющим роль спускового механизма для сейсмических событий. Сейсмичность затухает, когда накопившиеся напряжения сбрасываются в ограниченной части разлома.

Строение вулканических хребтов Романш, Горриндж и Зелёного Мыса в Атлантическом океане было изучено Ю.Н. Разнициным (2004), который показал их сложную покровно-надвиговую структуру (см. рис. 6.13).

Хребет Горриндж расположен юго-западнее Иберийского полуострова, простирается в северо-восточном направлении на 200 км при ширине около 80 км и возвышается над прилегающими котловинами Хос-шу и Тагус почти на 5 км. Крутой южный склон восточной вершины хребта (г.Ормонд) сложен типичными породами океанской коры - базальтами и габбро, а сама вершина перекрыта толщей щелочных вулканитов (силлы и потоки фонолитов) мощностью до 1,5 км. Возраст щелочных пород палеоценовый (50 - 60 млн лет), габброидов - раннемеловой (135 млн лет). Габброиды метаморфизованы в условиях высокого стресса вплоть до амфиболитовой фации. Предполагается, что хребет состоит из четырёх литопластин, надвинутых друг на друга. Движение пластин происходило по серпентинитам, которые по надвиговым зонам неоднократно выжимались на поверхность хребта.

Сходное строение имеет вулканический хребет островов Зелёного Мыса. Эта структура развивалась на океанической коре. Наиболее древние верхнеюрские образования острова Маю представлены текто-низированными пилллоу-лавами толеитовых базальтов и гиалокласти-тами, перекрытыми верхнеюрско-альбскими терригенно-карбонатными породами, сопоставляемыми соответственно со вторым и первым слоями океанической коры. Разрез надстроен туфопесчаниками и туфоконгломератами альба-сеномана, которые несогласно перекрыты эффузива-ми среднемиоценового-четвертичного возраста и прорваны щелочным интрузивным комплексом. Породы океанической коры претерпели неоднократные пликативные и дизъюнктивные деформации и слагают зону тектонических чешуй, надвинутых по надвигам под углом около 45° на интрузивные образования.

Трансформные разломы обладают собственным магматизмом, который проявляется в образовании подводных вулканов на днище впадин разломов с широким спектром основных и ультраосновных пород. Скалы острова Сан-Паулу (Атлантический океан) сложены ультраосновными породами, достигающими уровня моря. Магматизм, в целом, имеет или щелочной характер, или представлен толеитами, обогащенными оксидами калия, натрия, титана и фосфора. Нередко характер магматизма трансформных разломов по разные стороны от СОХ несколько различается. На хребте Кларион восточнее СОХ выявлены пиллоу-лавы щелочных оливиновых базальтов, содержащие до 10 % нормативного нефелина, а западнее - трахибазальты и тефритовые базаниты, в составе которых присутствует даже нормативный кварц (Когарко, Рудченко, 1991). Породы, слагающие борта трансформных разломов, близки по составу к толеитовым базальтам прилегающих участков рифтовых зон.

Минерагения. Рудная минерализация в трансформных разломах обусловлена магматическими, метаморфическими и гидротермальными процессами. В зоне трансформных разломов создаются области повышенной трещиноватости, обладающие высокой проницаемостью для морской воды. В этих зонах осуществляется тепловой и химический обмен, происходит обогащение водных растворов металлами путём их выщелачивания из пород океанической коры.

Металлоносные гидротермальные образования установлены в трансформных разломах Атлантического и Индийского океанов. В Атлантическом океане со склонов разлома Романш с широтного хребта, возвышающегося на 100 - 500 м над дном долин, были драгированы обломки габбро, метагаббро, серпентинизированные перидотиты и галька литифицированных глины и мела, а также стяжения размером до нескольких сантиметров в поперечнике. Последние состоят из мелкозернистого пиритового ядра, окруженного оторочкой гидроокислов железа. Первично пиритовые стяжения на дне полностью замещены окислами железа. В стяжениях обнаружены титан, алюминий, марганец, никель, хром, медь, цинк и лантаноиды в количестве до 1,24 %. В пользу гидротермального происхождения свидетельствуют текстуры стяжений, химический состав, распределение РЗЭ и изотопия серы. Здесь же в ультраосновных породах обнаружены повышенные содержания хрома, никеля и кобальта.

В Индийском океане в разломах Оуэн, Арго, Вима, Мария-Целеста и др. драгированием подняты толеитовые и щелочные базальты, перидотиты, дуниты, серпентиниты, тальк-актинолитовые породы с хромшпи-нелидами. В активных участках трансформных разломов обнаружены повышенные содержания ртути (Дубинин, 1985).

### Контрольные вопросы


1. В чём заключается отличие трансформных разломов от классических поперечных разломов-сдвигов?

2. Перечислить морфометрические характеристики трансформных разломов.

3. Назвать основные типы трансформных разломов. Привести примеры.

4. Охарактеризовать сейсмичность трансформных разломов.

5. Назвать основные типы магматических пород, встречающихся в трансформных разломах.

6. Отметить минерагенические особенности, присущие трансформным разломам.

### 6.3. Вулканические островные дуги


Островные дуги представляют собой дугообразные цепочки вулканических островов, к которым прилегают параллельные глубоководные желоба.

Большая часть систем островных дуг расположена на западной окраине Тихого океана (рис. 6.16).

Почти непрерывная цепь дуг начинается с Алеутской островной дуги, затем переходит в Курильскую и Японскую дуги, после чего раздваивается. Южное направление включает Идзу-Бонинскую и Марианскую дуги, дуги Яп и Палау. Юго-западная ветвь состоит из Манильской и Филиппинской островных дуг и дуги Рюкю. Восточнее и южнее Новой Гвинеи расположены островные дуги - Новогвинейская, Манус, Новобританская, Южных Соломоновых островов, Витязь, Новогебридская, Тонга и Кермадек.

К другим хорошо выраженным системам относятся Суматро-Яван-ская, или Зондская дуга, дуга Скоша между Южной Америкой и Антарктидой и Малая Антильская дуга в Карибском бассейне.


Рис. 6.16. Островные дуги и глубоководные желоба западной части Тихого океана, по У.Дж.Швеллеру (1991): 1 - глубоководный желоб, 2 - островная дуга, 3 - хребет фронтальной дуги

У восточного побережья Тихого океана активные желоба прилегают непосредственно к континентальным окраинам, и поэтому островные дуги там отсутствуют, а структуры носят название активных континентальных окраин.

В зависимости от степени зрелости литосферы надвигаемой плиты выделяются:

1. Внутриокеанические дуги (Тонга-Кармадокская, Идзу-Бонинская, Марианская и др.) - энсиматические.

2. Периферийно-океанические дуги (Алеутско-Аляскинская, Малая Антильская, Японская, Курило-Камчатская, Фиджийская и др.) - энсиа-лические.

Есть несколько другая, более дробная классификация О.А. Богатикова и А.А. Цветкова (1988):

1. Юные дуги (Тонго-Кармадек-Новозеландская, Мариано-Идзу-Бонинская, Южно-Сандвичева) - энсиматические.

2. Развитые дуги (Алеутско-Аляскинская, Курило-Камчатская, Фиджийская, Новогебридская), формирующиеся на энсиматическом и эн-сиалическом основаниях;

3. Зрелые дуги (Японская, Новогвинейская, Индонезийская, Липар-ская, Эгейская) - энсиалические, отличающиеся наличием мощного гранитно-метаморфического слоя.

Островные дуги по простиранию могут сменяться активными окраинами континентов (Курилы - Камчатка) (рис. 6.17).

Строение островных дуг. Все островные дуги и желоба имеют дугообразную форму и обращены своей выпуклостью в сторону погружающейся плиты. Это является их характерной особенностью в глобальном масштабе.

С геометрической точки зрения эту особенность можно объяснить как результат пересечения косо погружающегося блока земной коры со сферической поверхностью Земли. При этом существует связь между кривизной дуги и углом падения зоны субдукции. Сильно искривленным дугам соответствуют пологопадающие зоны субдукции, а слабо искривленные и почти прямолинейные островные дуги указывают на крутое падение этих зон. Установленные закономерности хорошо проявляются в случае крупных дуг (Алеутская, Курильская, Яванская). Природа небольших сильно искривленных дуг (Пуэрто-Рика, Тонга, Марианская) объясняется наличием сильных деформаций, которые проявляются в виде разрывов, сдвиговых деформаций и зон скалывания.

Системы островных дуг представлены следующими физико-географическими элементами, располагающимися в определенном порядке (рис. 6.18).

Рис. 6.17. Схема пространственного расположения четвертичных вулканов Курильской островной дуги, по Г.П.Авдейко и др. (1987): 1 - наземные вулканы: активные (а), потухшие (б); 2 -подводные вулканы; 3 - вулканические хребты и цепочки вулканов, включая поперечные вулканические зоны; 4 - фронт вулканической дуги; 5 - условная линия, разделяющая фронтальную и тыловую части вулканической дуги: б - ось Курило-Камчатского желоба

500

Разрьш дуга - желоб j

!Вул-[фронта-j Верхний ι Нижний! Верхний |Кани-| льная | склон же-1 склон | склон ^еская дуга |лоба (пред-] желоба I желобаОста- ] Междуговой точная | бассейн дуга j


 | 20км010
4003002001000Рис. 6.18. Морфологические и тектонические формы в системе островной дуги, по У.Дж. Швеллеру (1991). Вертикальный масштаб в 5 раз больше горизонтального

Уровень моря

100 км

Нижний или, внутренний, склон желоба, или аккреционная призма поднимается от основания желоба под сравнительно крутыми углами 9 - 10°, иногда до 30° и более, что резко контрастирует с плоским дном желоба. Здесь отмечаются пологопадающие в сторону островной дуги надвиги, разделяющие пластины хаотически нарушенного осадочного и вулканического материала. Эти зоны надвигов ограничивают линейные хребты протяженностью до десятков километров, которые простираются вдоль нижнего склона параллельно или близкопараллельно оси желоба. За этими хребтами образуются небольшие бассейны, где скапливаются осадки мутьевых потоков.

Бурением в составе пластин нижнего склона вскрыты гемипелагические и терригенные отложения, которые накопились в осевой части желоба. Они тектонически были включены в состав породных комплексов нижнего склона (дуги Сикоку и Алеутская). Модель формирования аккреционной призмы приведена на рис. 6.19 и 6.20.

Нередко сам нижний склон и осадки осевой зоны желоба бывают перекрыты турбидитами, что обусловлено высокими темпами седиментации в данном регионе.

На островной дуге с незначительными темпами седиментации при драгировании некоторых крутых участков нижнего склона на поверхность были подняты мафические и ультрамафические породы (желоб


Рис. 6.19. Схематический профиль через Андаманские острова и Андаманское море, по Дж. Ф. Карри (1978)

Тонга). Предполагается, что в процессе субдукции фрагменты океанической коры также могут включаться в состав пластин нижнего склона. Эта масса деформированных осадков и пород коры, залегающая под нижним и верхним склонами желоба, называется аккреционной призмой или субдукционным комплексом.

Андоманские острова (аккреционная призма) возникли за счёт «со-скребания» осадков с Бенгальского конуса выноса, расположенного на субдуцирующей Индийско-Австралийской плите. В Марианской дуге на приостровном склоне желоба на глубине около 8000 м установлены массивы габброидов (оливиновых габбро, троктолитов, анортозитов), гипербазитов - преимущественно серпентинизированных гарцбургитов, а также плагиоклазовых лерцолитов и родингитов, имеющих позднемеловой возраст. Они объединяются с более молодыми интрузивами в офиолитовую ассоциацию. Она является автохтонной и служит примером офиолитов, сформированных во фронтальных частях островных дуг в ранние этапы развития.

Строение разрезов. Осадочные толщи в глубоководном желобе в нижней части сложены глубоководными илами первого слоя океанической коры, в верхней части - горизонтально залегающими турбидитами.


Рис. 6.20. Модель формирования аккреционной призмы, по Л.П. Зоненшайну и М.И. Кузьмину (1993). Фации осадков:1 — шельфа; 2 - склона; 3 - желоба; 4 - абиссальных равнин. Последовательность номеров от самых молодых отложений к древнейшим. Пунктиром выделена область между турбиди-тами желоба и осадками абиссальной равнины

В аккреционных призмах - покровночешуйчатые чередования осадочных и вулканических пород.

Типы пород: в реликтах первого слоя океанической коры - кремнисто-глинистые и туффито-глинистые породы, эдафогенные брекчии. В перекрывающих турбидитах - вулканомиктовые песчаники, алевролиты, аргиллиты с тонкослоистыми, оползневыми и гравитационными (турбититовыми) структурами.

В аккреционных призмах перечисленные породы тектонически чередуются с отторженцами океанической коры: базальтами, серпентинитами, полосчатыми породами аккумулятивного комплекса. Метаморфические породы высоких давлений и низких температур (глаукофановые сланцы).

Структурные признаки: горсто-грабеновые структуры, параллельные хребты и прогибы. В аккреционных призмах - покровно-чешуйчатые структуры, при этом породы верхних чешуй более древние, нижних -более молодые.

Перегиб склона желоба характеризует резкое уменьшение крутизны внутреннего склона желоба с 5 - 10° на нижнем склоне до 1 - 2° - на верхнем.

Этот перегиб определяет смену режима осадконакопления от почти обнаженных хребтов и небольших вдольхребтовых бассейнов на нижнем склоне до обширных прогибов на верхнем. В последних накапливаются мощные толщи осадков островного происхождения.

Перегиб склона может проявляться в виде простого перегиба в поперечном батиметрическом профиле, но чаще представлен хребтом или структурным поднятием. Причиной подъема перегиба склона желоба может быть тектоническое нагромождение и аккреция вещества у нижнего склона желоба.

При больших объемах осадков (дуга Суматра, Алеутская дуга) зона перегиба может подниматься выше уровня моря. В таком случае она является внешней дугой невулканических островов (внешняя невулканическая дуга).

Верхний склон желоба, или преддуговой бассейн, располагается между перегибом склона желоба и вулканической дугой. Наклон поверхности составляет несколько градусов. Здесь накапливаются осадочные толщи мощностью до нескольких километров. Приповерхностные слои осадков залегают горизонтально, полого падают в сторону желоба от вулканической дуги и в сторону дуги от перегиба склона. Воздымающаяся зона перегиба склона и опускающийся преддуговой бассейн часто разделяют крутопадающие разломы.

В зависимости от соотношения между скоростью опускания и скоростью поступления осадков характер предцугового бассейна варьирует от глубоководной, не заполненной осадками впадины до полностью заполненного мелководного бассейна. Фундаментом предцуговых бассейнов могут быть породы аккреационного комплекса, фрагменты океанической коры, породы вулканической дуги или комбинация пород этих трех типов. Аккреционное разрастание субдукционного комплекса в сторону моря и увеличение мощности осадков в предцуговом бассейне могут вызвать постепенное прогибание преддуговой области, в которой накапливаются терригенные и терригенно-карбонатные толщи тонко- и грубослоистые с оползневыми и турбидитовыми (градационными) текстурами, карбонатные толщи.

Типы пород: вулканомиктовые алевролиты, песчаники, гравелиты; карбонатные породы (рифовые, хемогенные и кластические); туффито-кремнистые породы; олистостромовые (обвально-оползневые) толщи с обломками пород вулканической и невулканической дуг.

Структурные признаки: горсты и грабены на внешнем склоне бассейна, конседиментационное тектоническое расчешуивание осадочных толщ в зоне аккреционного клина.

Фронтальная дуга представляет собой обширный хребет неправильной формы, сложенный вулканическими породами с характерными глубинами морского бассейна 1 - 2 км и кое-где возвышающимися плоскими коралловыми островами. Системы секущих и параллельных простиранию дуги сбросов разбивают её на ряд блоков. Между приподнятыми блоками размещаются бассейны, которые вмещают мощные (сотни метров и первые километры) толщи вулканокластических и карбо-натно-терригенных пород. Обращенная к желобу часть фронтальной дуги постепенно переходит в область предцугового бассейна без чётко выраженной структурной или седиментологической границы.

В строении разрезов участвуют чередующиеся между собой вулканогенно-осадочные и осадочные толщи мощностью до 12 км. Среди пород преобладают вулканомиктовые алевролиты, песчаники, гравелиты, рифогенные известняки с косыми и параллельнослоистыми, местами обвально-оползневыми текстурами. Вулканиты представлены лавовыми толщами базальтов, андезибазальтов, андезитов и риолитов толеитового и известково-щелочного ряда. Для энсиматических дуг характерны ма-рианиты и бониниты. Характерна шаровая текстура в субаквальных лавовых потоках, столбчатая отдельность в наземных потоках. Присутствуют мелкие тела плагиогранитов, тоналитов, габбро.

Структурные признаки: горсты и грабены, вулканические постройки.

Осевая зона вулканической дуги (или собственно вулканическая дуга) представляет собой цепь активных вулканов (базальтовых, андезитовых, дацитовых, риолитовых), которая образует линию асимметричных узких (30 - 50 км) хребтов, выступающих над поверхностью островов на 2 - 3 км. Эта линия (вулканическая ось) обычно располагается вблизи тылового края фронтальной дуги, что, возможно, связано с постепенной миграцией зоны активного вулканизма от оси желоба в ходе эволюции дуги.

Вулканическая дуга обычно разбита на ряд линейных сегментов длиной от нескольких десятков до сотен километров. При этом соседние сегменты несколько сдвинуты друг относительно друга. Во многих случаях такие разломы коррелируются с зонами разломов в субдукци-онной плите.

Характерно сложное строение разрезов, отличающееся перемежаемостью вулканических продуктов пестрого состава (андезибазальт-андезит-дацит-риолитовые) с вулканомиктовыми осадочными породами в межгорных депрессиях, возникшими как в субаэральных, так и в суб-аквальных обстановках. Наряду с вулканитами известково-щелочного типа, могут присутствовать породы шошонитовой серии, включая трахиты и щелочные риолиты (дуга Хонсю). Отмечается столбчатая отдельность в наземных эффузивах, подушечная текстура в субаквальных эффузивах. Присутствуют крупные тела диоритов, гранитов и габбро габбро-плагиогранитной (Курильская дуга) и гранитоидной (дуга Хонсю) формаций.

Структурные признаки проявляются в наличии крупных вулканотектонических построек и их элементов, осложненных горстами и грабенами.

Междуговой и окраинный (задуговой) бассейны представляют собой тыловодужную область, лежащую за активной вулканической цепью.

Междуговой бассейн встречается в хорошо развитых системах островных дуг и отделяет активную вулканическую дугу от пассивной остаточной (третьей). Междуговые бассейны (ретродуговые или задуго-вые) известны в Марианской, Новогебридской и Тонга-Кермадокской дугах. Образование междуговых бассейнов связывается с растяжением, механизм которого остаётся дискуссионным. Эти активные бассейны имеют обычно глубину 3 - 4 км и с обеих сторон ограничены обращенными внутрь бассейна сбросами. Уступ со стороны активной вулканической дуги часто перекрыт мощным чехлом вулканокластических отложений, а со стороны остаточной дуги в большей степени обнажён. Дно бассейна образовано линейными вулканическими хребтами и впадинами, имеющими вертикальную амплитуду в несколько сот метров и простирающимися почти параллельно островной дуге. В осевой зоне бассейна фиксируется прерывистое поднятие с высотой до 1 км, напоминающее срединно-океанический хребет. Здесь выявлены деформации растяжения и междуговая (задуговая) зона спрединга, где формируется новая океаническая кора.

Окраинный задуговой бассейн (пассивный бассейн) отделяет активную вулканическую дугу от соседнего континентального блока (ЮжноКитайский и Западно-Филиппинский бассейны). Эти бассейны имеют различную природу. Алеутский и Западно-Филиппинский бассейны рассматриваются как фрагменты океанической коры, оставшейся за островной дугой в результате внезапного скачкообразного перемещения зоны субдукции в сторону моря. Другие пассивные окраинные бассейны возможно являлись когда-то зонами активного междугового спре-динга.

И в междуговых и в окраинных бассейнах отмечаются линейные магнитные аномалии. Обычно по краям бассейна впадины заполнены вулканокластическими и терригенными осадками, которые к центру сменяются гемипелагическими и пелагическими илами. В центральной части бассейнов, как и на срединно-океанических хребтах, осадочный слой либо очень тонок, либо вообще отсутствует.

В строение разрезов в задуговом (междуговом ) бассейне осадочные толщи могут достигать мощности до 4 — 5 км. Ниже располагается разрез океанической коры: подушечные лавы, параллельные дайки, кумулятивный комплекс. Среди пород присутствуют глубоководные глинистые, кремнисто-глинитые, реже алевритовые и песчаные разности. В краевых частях бассейна распространены терригенные осадки, содержащие вблизи вулканических дуг покровы лав и примесь вулка-нокластического материала. Характерны параллельнослоистые, косослоистые, градационные и обвально-оползневые текстуры. Базальты сходны по составу с океаническими и островодужными вулканитами и обладают подушечной и канатной отдельностью.

В шельфовой зоне накапливаются терригенные плохо сортированные полимиктовые осадки континентального, прибрежно-морского и морского происхождения с косой, параллельной и градационной слоистостями, реже терригенно-карбонатные и хемогенно-карбонатные породы. В окраинном бассейне в зоне лавинной седиментации могут накапливаться осадочные толщи мощностью до 10 - 12 км.

Среди структурных признаков иногда отмечаются реликты срединно-океанических хребтов с серией параллельных даек, а также устанавливается увеличение мощности осадочных и вулканогенно-осадочных толщ к прибрежным зонам. В шельфовой зоне образуются мощные узкие геоклинали преимущественно терригенных пород, обрамляющие побережье.

Остаточные дуги представляют собой авулканические подводные хребты, расположенные в тыловой части островодужной системы.Эти хребты ещё называются третьей дугой. Это название было введено при изучении Зондской дуги, где на поверхность выступает хребет зоны перегиба склон - желоб (первая дуга) и вулканическая цепь (вторая дуга). Остаточные дуги имеют дугообразную или прямолинейную форму Они асимметричны в поперечном разрезе. Фундамент склона, обращенный в сторону от активной дуги, имеет неровную поверхность и перекрыт мощным покровом осадков. Внутренний склон, обращенный к задуго-вому бассейну, более крутой и иногда имеет сбросовую природу. Мощность осадочного чехла здесь незначительна.

В наиболее простом случае (Западно-Марианский хребет, хребет Лау-Ковиль) остаточные дуги представляют собой отколовшиеся в процессе рифтообразования и растяжения в междуговом бассейне тыловые участки фронтальной дуги. Рифовые известняки и плоские вершины, находящиеся сейчас на глубинах I - 2 км ниже уровня моря, свидетельствуют об опускании хребта, последовавшим за рифтообразованием.

Вдоль некоторых остаточных дуг с тыловой стороны развит осадочный покров, обязанный андезитовому вулканизму, который проявлялся перед образованием рифтового междугового бассейна. Другие остаточные дуги могут иметь более сложное происхождение: в результате изменения полярности (направления) субдукции или столкновения дуг (система Новобританская дуга - дуга Соломоновых островов).

В строении разрезов принимают участие чередующиеся вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи мощностью до 12 км. Среди вулканитов присутствуют риолиты, дациты, андезибазальты известковощелочной и шошонитовой серий и комагматичные им тела кислого, среднего и основного составов. Широко распространены вулканом ик-товые песчаники, гравелиты, реже алевролиты, с грубослоистыми и оползневыми текстурами. Структурные признаки проявляются в наличии вулканно-тектонических структур или их элементов, осложненных горстами и грабенами.

Геофизические особенности островных дуг (рис. 6.21).

Сейсмичность островных дуг связана с сейсмофокальной зоной, а также с зоной вулканических очагов под вулканической дугой. В меньшей мере сейсмичность проявляется в задуговых и междуговых бассейнах, где приурочена к зоне спрединга.

Сила тяжести. Обширный гравитационный максимум наблюдается мористее желоба и связан с упругим изгибом океанической плиты перед ее погружением (внешнее куполообразное поднятие). Вблизи оси желоба аномалия силы тяжести в свободном воздухе снижается до 200 мгал, после чего возрастает до 100 - 300 мгал над островной дугой. Гравитационный минимум, как правило, смещен на несколько километров от оси желоба в сторону дуги и располагается над нижним склоном. Это несовпадение с батиметрической осью обычно приписывают сравнительно низкой плотности аккреционных осадков.

Избыточная масса, обеспечивающая гравитационный максимум над вулканической островной дугой, обеспечивается плотностью андезиба-зальтовых и базальтовых вулканических пород, слагающих фундамент и сами вулканические сооружения. За островной дугой гравитационные аномалии в свободном воздухе уменьшаются, но остаются всегда положительными над окраинными бассейнами.

Тепловой поток характеризуется неизменным увеличением от желоба к вулканической дуге (рис. 6.21). Величина теплового потока в преддуговой области мала и понижается в районе оси желоба и аккреционной призмы осадков. Затем тепловой поток увеличивается и достигает максимума над вулканической дугой.

Относительно высокие значения теплового потока сохраняются в междуговых бассейнах, характеризующихся активным режимом растяжения. В пассивных окраинных бассейнах величина теплового потока приближается к нормальной (около одной условной единицы теплового потока). Низкие значение теплового потока в преддуговой области связывают с опусканием изотерм в процессе субдукции холодной океанической литосферы.

Выделение тепла в районе активных вулканических дуг определяется процессами сдвигового трения, адиабатического разогрева и экзотермических фазовых переходов в минералах, протекающих в субдук-ционном блоке. Дополнительным источником тепла в междуговых бассейнах служит активный магматизм, проявляющийся в срединных риф-товых зонах. Но циркуляция воды в верхних частях коры, где нет осадков, существенно понижает тепловой поток до одной условной единицы теплового потока.

В более древних окраинных бассейнах величина теплового потока близка к типичной для океана и определяется не приповерхностным магматизмом, а более глубокими источниками в мантии.

-]3 Единицы . j теплового —^0 потока

Т

1 200 Аномалия силы

V тЗадуговой Вулканическая Преддуговбассейн дуга область Желоб


Рис. 6.21. Обобщенные профили теплового потока, гравитационной аномалии в свободном воздухе, сейсмичности и затухания (Q) сейсмических волн вкрест простирания островной дуги, по У.Дж. Швеллеру (1991)

0 тяжести в свободном воздухе,

J-200 мгал

Состав породных ассоциаций Для островных дуг характерны вулканические породы базальт-андезит-дацит-риолитовой (непрерывной) серии. Содержание S1O2 в породах этой серии меняется непрерывно от 45 - 52 % в базальтах, 52 - 62 % в андезитах, 62 - 66 % в дацитах и свыше 66 % в риолитах.

В молодых «незрелых» островных дугах (Марианская, Тонга, Скоша и др.) преобладают базальты и андезибазальты, среди которых присутствуют высокомагнезиальные марианиты и бониниты. В более развитых дугах (Зондская, Алеутская, Японская) в составе пород преобладают андезиты (S1O2 - 53 - 62 %), в заметных количествах присутствуют дациты и риолиты.

В поперечном профиле островной дуги выделяются три ассоциации вулканических пород, несколько различающихся по содержанию главных петрогенных, редких и рассеянных элементов (рис. 6.22 и 6.23):

1. Толеиты.

2. Известково-щелочные лавы.

3. Шошониты (высококалиевые известково-щелочные породы). Толеиты лишь незначительно отличаются от океанических толеитов

(MORB), встречаются преимущественно на внешней стороне фронтальной дуги. Они извергаются на ранних стадиях эволюции островной дуги. Толеиты островных дуг имеют первичный хондритовый состав РЗЭ.

АктивныевулканыX ФРОНТАЛЬНАЯ ДУГА


◄-КА KjO/NajO-► Обогащение железом_Легкие редкоземельные элементы,Rb, Ва, Zr, Th, U

Рис. 6.22. Петрологические и геохимические тренды вкрест простирания зрелой островной дуги (внемасштабный разрез), по У.Дж.Швеллеру (1991). Стрелки показывают направление увеличения содержаний

Известково-щелочные лавы слагают часть фронтальной дуги, прилегающей к активным вулканам, а шошониты - зону активных вулканов. Переход между толеитами, известково-щелочными лавами и шошони-тами постепенный. Он выражается в росте значений К20 и K20/Na20, уменьшении содержания железа, увеличении концентраций легких РЗЭ и РЗЭ в целом, а также «несовместимых» рассеянных элементов - Rb, Zr, Ва, U, Th при данном уровне содержаний Si02. Такое распределение вулканических пород и их химического состава объясняется последовательным плавлением пород в зоне субдукции. На ранней фазе происходит частичное плавление вещества мантии, расположенной выше погружающейся плиты, с чем связана генерация толеитов, близких по составу толеитам СОХ. Позднее и глубже начинает плавиться субдуци-рующаяся океаническая кора. Зарождающаяся магма вследствие реакции с вышележащей мантией продуцирует магму известково-щелочного типа.

Известково-щелочные магмы зарождаются на больших глубинах, чем толеитовые, и поэтому в горизонтальной плоскости они будут удалены от желоба на большее расстояние. Вовлеченные в субдукцию осадки играют определенную роль в генерации магм островной дуги, так как насыщены водой и водосодержащими минералами. Они обуславливают высокое давление летучих компонентов, необходимое для генерации магм. Практически во всех зонах распространения вулканитов островной дуги и активных континентальных окраин (Андской) были выявлены сходные с вышеохарактеризованными тренды в распределении главных породообразующих и рассеянных элементов.

Эволюция островных дуг. Разнообразное геологическое строение систем островной дуги отражает динамические процессы взаимодействия конвергентных окраин плит и позволяет наметить основные вехи эволюционного развития дуги.

Три процесса играют определяющую роль в эволюции дуги: аккреция в преддуговой области, вулканизм, формирующий фронтальную дугу, и растяжение коры, приводящее к раскрытию междугового бассейна.

Преддуговая аккреция включает тектоническое окучивание (сдирание) определенной части океанической коры на кромке надвигающейся плиты. Этот «перенос» вещества с погружающейся плиты на надвигающуюся носит название аккреции, а весь сгруженный материал, присоединенный к фронтальной дуге, - аккреционной призмы, или аккреционного клина.

Ширина преддугового бассейна и нижнего склона увеличивается по мере того, как аккреционная призма разрастается вверх и в сторону океана. Длительная аккреция приводит к воздыманию перегиба склона желоба вплоть до образования островов, проседанию погружающейся плиты и выполаживанию верхнего участка зоны Беньоффа.

Размеры аккреционной призмы и ширина разрыва дуга - желоб пропорциональны длительности активности субдукционного процесса. Размеры призмы варьируют по мощности до нескольких километров и по ширине от нескольких километров (Японская дуга) до нескольких десятков километров (Алеутская и Зондская дуги).

-4 Рис. 6.23 Схема петрохимической зональности дуги Хонсю (Японская островная дуга), по Б.Н.Пискунову (1987): 1 - изолинии петрохимического индекса классификации вулканических серий и их значения; 2-4 - области распространения вулканических пород петрохимических серий: 2 - известковой, 3 - известково-щелочной, 4 - субщелочной; 5 - вулканы

Вулканические тренды связаны с изменением состава вулканических продуктов и расположением центров вулканической активности в зависимости от продолжительности активной субдукции. Вулканическая активность проявляется спустя несколько миллионов лет после начала субдукции вдоль четкой узкой зоны, расположенной на одинаковом по вертикали расстоянии от нижележащей зоны Беньоффа. Вулканизм поздних стадий становится более щелочным, а механизмы магмообразования отличаются от механизма начальной стадии, когда формируются толеитовые магмы.

Удаление фронта вулканической активности от желоба приводит к увеличению величины зоны разрыва дуга - желоб и развитию петрохимической и геохимической зональности. Более поздние магматические очаги поставляют меньшее количество вещества, чем первоначальные вулканические центры.

Промежутки между вулканическими центрами заполняются огромными массами вулканокластического материала - туфами и продуктами размыва вулканических построек (турбидитами, граувакковыми песчаниками, алевролитами и т.д.).

Задуговой спрединг определяет образование междуговых или заду-говых бассейнов. Этот процесс связан с деформациями растяжения, которые расщепляют вулканическую дугу на фронтальную и остаточную дуги. В центральной части междугового бассейна иногда проявляется вулканическая деятельность и формируются подушечные базальты. Здесь выявлены осевая рифтовая зона и линейные магнитные аномалии в новообразованной океанической коре. При этом скорость спрединга достигает 2 см/год (Марианская впадина).

Тыловые части большинства островных дуг остаются неподвижными относительно континентальной или пассивной коры окраинного бассейна. По мере раскрытия междугового бассейна фронтальная дуга продвигается в сторону океана на океаническую плиту. При этом увеличивается расстояние между желобом и центром задугового спрединга. Когда это расстояние становится слишком большим, активность в оси спрединга прекращается. Новый этап задугового спрединга может начаться в новом месте, расположенном ближе к фронтальной дуге. Несколько последовательно отмирающих осей спрединга на протяжении десятков миллионов лет могут создать широкие окраинные бассейны.

Обращение полярности дуги связано с изменением наклона сейсмофокальной зоны, или зоны субдукции. Большей частью вулканическая дуга расположена между континентом и желобом, а сейсмофокальная зона падает в сторону континента. Однако некоторые дуги имеют другое строение - когда желоб находится между дугой и континентом, а сейсмофокальная зона падает от континента. В этом случае в зоне субдукции поглощается кора окраинного бассейна. Когда кора окраинного бассейна будет полностью поглощена, субдукция либо прекращается, либо перемещается на другую сторону дуги. При этом меняется и падение сейсмофокальной зоны на противоположное. Такой процесс называется обращением полярности дуги. Обращение полярности дуги может также наступить в результате столкновения двух дуг или подавления процесса субдукции хребтом спрединга, либо плавучим блоком коры - террейном. Обращение полярности дуги предположительно имело место в системах Новые Гебриды, Соломоновы острова и Лусон (рис. 6.24). Об обращении полярности может свидетельствовать обратный порядок петрохимической зональности или аномальная последовательность морфологических и тектонических элементов в комплексе дуги.

В ходе развития островных дуг может происходить формирование сложнодислоцированных складчатых сооружений с мощной корой континентального типа, которые, причленяясь к древним континентальным блокам, образуют орогенические горные пояса по их периферии. Характерным примером такого аккреционного типа роста материков является эволюция Японского, Южно-Андийского и Новогвинейского геоблоков, где всё более молодые островные дуги приращивались к допалеозойскому сиалическому цоколю и частично регенерировали магматические процессы в ранее стабилизированных внутренних зонах, тем самым увеличивая общий объём континентальной массы.

Минерагения островных дуг. В минерагеническом отношении эн-сиалические и энсиматические островные дуги заметно отличаются друг от друга.

Для энсиалических островных дуг характерны месторождения полиметаллических колчеданных руд типа Куроко, сопровождающие их золото-серебряные (с теллуридами), ксенотермальные полиметаллические (с редкими металлами), самородной и колчеданной серы, небольшие ртутные и контактово-метасоматические (скарновые) железорудные и меднорудные, связанные с субдукционными гранитоидами.


Рис. 6.24. Аккреция островных дуг, по Б. Бэрчфилу (Богатиков и др., 1987): 1 - островные дуги, 2 - офиолиты, 3 - осадочные толщи, 4 - древняя кора Австралии, 5 - зоны наибольших деформаций, 6 - крупнейшие разрывы, зубцы обращены в сторону надвигающейся пластины, 7-линия профиля

В современных энсиматических островных дугах известны скопления хромитовых и колчеданных медно-цинковых руд, образованных в срединно-океанических хребтах.

Для нижнего или внутреннего склона желоба характерны месторождения нефти и газа в слабо литифицированных толщах; месторождения сурьмы и ртути джаспероидного и лиственитового типов. Верхний склон желоба, или преддуговой бассейн, также содержит месторождения нефти и газа.

Во фронтальной дуге известны стратиформные и гидротермальные (штокверково-жильные) сульфидные медно-цинковые руды уральского типа. Железорудные месторождения осадочного (вулканогенно-осадочного) и скарнового типов, гидротермальные месторождения золота.

В осевой зоне вулканической дуги встречаются серные и серноколчеданные залежи с самородной серой с проявлениями ртути и молибдена (Курилы, на о-ве Хонсю мощностью до 80 - 100 м). Серноколчеданные стратиформные руды типа Куроко и полиметаллические жильные эпитермальные золото-серебрянные руды (Хонсю). Медные и медно-молибденовые порфировые, часто золотоносные месторождения в плутонах (интрузивах) кислого, реже среднего и основного состава. С гранитоидами связаны месторождения олова, вольфрама и молибдена.

В междуговых и окраинных бассейнах известны месторождения сульфидных медных и медно-цинковых руд уральского типа, вольфрамовые вулканогенно-осадочные месторождения. В шельфовой зоне -аллювиальные и прибрежно-морские россыпи циркона, титаномагнетита, касситерита, вольфрама, золота, платины и др., стратиформные ме-сторождния свинца и цинка, скопления углеводородного сырья, угольные месторождения.

Для остаточных дуг характерны стратиформные и гидротермальные (штокверково-жильные) свинцово-цинковые месторождения типа Куроко; грейзеновые оловянно-вольфрамовые месторождения в связи с гранитоидами литий-фтористого типа, месторождения сурьмы.

На некоторых островах вулканических дуг открыты латеритные бокситовые залежи (о-в Реннел), а также небольшие россыпи золота.

Разнообразные сульфидные месторождения известны в палеоостро-водужных ассоциациях самого различного возраста.

Кембро-ордовикский тектонический меланж Св. Даниел, содержащий медно-никелевое месторождение Истен Металс (Канада) интерпретируется как фрагмент аккреционной призмы, состоящей из пластин и блоков ультрамафитов, песчаников, вулканитов, гранитов и габбро (Аи-clairet et. al., 1993). Оруденелые зоны приурочены к апосерпентинито-вым метасоматитам, имеют размеры 250х(5 - 25) м и вскрыты на глубину до 280 м.

Палеоаналогом Куроко можно считать полиметаллическое месторождение Ред-Дог (хребет Брукс, Аляска). Здесь в каменноугольных вулканогенно-осадочных толщах выявлены стратиформные сульфидные залежи, имеющие несколько километров длины и первые десятки метров мощности. К этому же типу могут быть отнесены известные колчеданные месторождения Рудного Алтая, а также Мегген, Раммельсберг, Сулливан и др.

В палеозойских островных дугах Южного Урала известны также гетерогенные кобальт-медноколчеданные месторождения. Здесь к фрагментам нижнедевонской аккреционной призмы энсиматической Запад-но-Мугоджарской палеоостровной дуги приурочены кобальт-медноколчеданные Ишкинское, Дергамышское и Ивановское месторождения, сформировавшиеся на коллизионной стадии в позднем девоне (Меле-кесцева, 2007).

В Ишкинском месторождении рудные зоны расположены в серпентинитах, сопровождаются карбонатными и тальк-карбонатными апо-серпентинитовыми метасоматитами и состоят из многочисленных рудных тел, в строении которых выделяются сплошные и обломочные руды. Первые имеют пирит-пирротиновый, халькопирит-пирит-пирроти-новый и сульфоарсенидно-сульфидный состав. Обломочные руды представляют собой серпентинит-сульфидные (пирит-халькопирит-пирроти-новые) гравелиты, гравелито-песчаники и песчаники, с базальным цементом, сложенным лизардитом и рудной пылью с обломками пирита, пирротина, халькопирита и магнетита.

Ивановское месторождение приурочено к тектоническому контакту меланжированного Байгускаровского ультрамафитового массива с блоками базальтов, габбро и силицитов силуро-девонского возраста. На месторождении выделяются две рудоносные зоны с линзами сульфидных руд. Рудные тела залегают в метасоматически преобразованных породах и представлены сплошными и прожилково-вкрапленными типами. Руды, залегающие в метасоматитах по серпентинитам, имеют пирит-халькопиритовый и халькопирит-пирротиновый состав, по основным эффузивам - пирротин-халькопирит-пиритовый с существенной примесью сфалерита.

Дергамышское месторождение состоит из тектонических пластин серпентинитов, базальтоидов и вулканогенно-осадочных пород силурийско-девонского возраста. Линзовидное рудное тело толщиной от 6,5 до 40 м залегает на контакте серпентинитовой и пироксенитовой пластин. Руда в лежачем боку сопровождается маломощной зоной дробления, в висячем - перекрывается рудокластитами. Вмещающие породы оталькованы, окварцованы, карбонатизированы и хлоритизированы. Руды сплошные и вкрапленные, по вещественному составу халькопи-рит-марказитовые, халькопирит-пиритовые и пирит-марказитовые. Отмечаются рудокласты с обломками пирита и пирротина с псефитовым цементом из рудной и породной массы. На обломки и цемент наложен более поздний халькопирит.

Текстурно-структурный анализ позволил выявить гетерогенность месторождений, что обусловлено формированием оруденения в течение двух этапов. Выделены первичные кобальтсодержащие медно-колчеданные руды, образовавшиеся в обстановке аккреционной призмы на островодужном этапе развития, и поздняя минерализация (арсениды и сульфаарсениды кобальта, никеля, железа и др.), связанная с коллизионной стадией.

Охарактеризованные южно-уральские месторождения залегают в сложной тектонической обстановке, часто находятся в зонах разломов, интенсивно деформированы и метаморфизованы, что приводит к регенерации руд и большому количеству поздних минеральных ассоциаций, не связанных с первичным гидротермально-осадочным и гидротермально-метасоматическим происхождением.

### Контрольные вопросы


1. Расшифровать определение термина «вулканические островные дуги».

2. Привести примеры существующих классификаций островных дуг.

3. Охарактеризовать строение островных дуг и их структурных элементов.

4. Осветить геофизические особенности современных островных дуг.

5. Какие магматические породы характерны для энсиалических и эн-симатических островных дуг?

6. Назвать индикаторные вулканические породы энсиматических островных дуг.

7. Какие процессы характерны для эволюции островных дуг?

8. Охарактеризовать минерагенические особенности современных островных дуг.

9. Привести примеры месторождений полезных ископаемых в палеоаналогах островных дуг.

### 6.4. Асейсмические (регулярные) вулканические хребты


Типичным представителем асейсмической (регулярной) цепи вулканических островов является Гавайско-Императорская цепь, состоящая более чем из 100 вулканических построек и протягивающаяся на расстояние около 6 тыс. километров В её составе выделяются более древняя палеогеновая Императорская и молодая олигоцен-голоценовая Гавайская провинции. Формирование их началось 65 млн лет назад, (рис. 6.25). Отмечается последовательное омоложение возраста вулканов в юго-восточном направлении. Гавайские вулканические острова (провинция) начали образовываться 28 млн лет тому назад (остров Мидуэй). Они протягиваются на 3000 км при средней ширине хребта на изобате 4000 м 100 - 120 км. Самые высокие горы Гавайского архипелага воздымаются на 3 - 4 км над уровнем океана и на 10 км над дном соседних впадин. По обе стороны от хребта выделяются прогибы шириной до 80 км, обрамленные широкими пологими поднятиями — Гавайским валом.

Наибольший из гавайских вулканов - Гавайи, диаметром более 100 км, состоит из пяти сомкнувшихся вулканов. Молодые вулканы острова Гавайи образуют пять вулканических конусов, из которых три действующих вулкана: Мауна-Лоа (4171 м), Мауна-Хулалаи (2579 м) и Кила-Уэа (1231 м). Наивысшая вершина острова - Мауна-Кеа (4205 м). Другие острова также состоят из двух или более потухших вулканов. С юго-востока на северо-запад выделяются три группы островов. К первой группе относятся острова с хорошо выраженными вулканическими постройками - Гавайи, Маук, Оаху, Кауаи, Молокаи, Ланаи, Нихау, Ку-лау. Вторая группа включает невысокие острова, являющиеся остатками разрушенных вулканов, иногда с коралловыми рифами - Нихоа, Неккер, Гарднер. Третья группа представляет собой коралловые атоллы без выступающих на поверхность остатков древних вулканов - рифы Маро и Перл-энд-Хермес, острова Лэйсан, Лисянского, Мидуэй и Куре. В 30 км к юго-востоку от острова Гавайи зарождается новый подводный вулкан Лоихи.


Рис. 6.25. Увеличение возраста вулканических построек Гавайско-Императорской цепи по мере удаления от вулканически активных Гавайских островов и его интерпретация согласно гипотезе горячих точек: I - общая схема, по Д. Кпэки с соавторами (1975); II - зависимость возраста вулканов Гавайского хребта от расстояния до Килауэа, наклон линии соответствует скорости кажущейся миграции вулканизма 9,41 ± 0,25 см/год, по И. Мак-Доугалу, Р. Дункану (1980); III - сравнение величин перемещения Тихоокеанской плиты в северном направлении, полученных разными методами: по возрасту вулканитов Гавайско-Императорской цепи, т.е. относительно Гавайской горячей точки (кружки); по палеомагнитным данным (крестики); по осадочным фациям экваториальной зоны (прямоугольники), по Р. Гордону и Ч. Кэйпу (1981)

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 в процессе 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 постаальдерную 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 исланди-тов и риодацитов.


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 оливи-новыми базальтами, анкарамитами, гавайитами, муджиеритами, бенмо-реитами, 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 то-леитов MORB. Для гавайских толеитов характерна также высокая степень 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 оливин-толеитовой магмы. Гавайские толеиты характеризуются высоким содержанием стронция (383 г/т), бария (120 г/т) и легких РЗЭ.

Сходные магматические породы, принадлежащие к щелочно-базальтовой 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).


Рис. 6.27. Минерагеническая зональность Гавайских островов, по Г.Н. Черкасову (2001): 1-3 - месторождения и проявления: 1 - фосфоритов, 2 - бокситов, 3 - железо-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)

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 СОг-

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, гиб-бсита, ильменита, анотаза, каолинита и представляют собой глинозёмистые железняки с содержаниями А120з - 33,5 % и Fe203 - 48,0 %. Бокситы в сапролитах располагаются в форме гнёзд в любой части профиля без всяких закономерностей. Из 560 скважин, вскрывших сапролиты, кондиционные бокситы (А120з 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 (А1203 = 37,4 - 45,9) с каолинит-галлуазитовыми глинами.

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, Са, AI, Fe, Mg, К, 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 (монт-мориллонитового), жёлтого (нонтронитового) и красновато-коричневого (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.

### 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

Янг мяю&г 1 /г суи/г ahw

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 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.


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-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°


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

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: вулка-номиктовые 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 литифицирован-ных толщах. Месторождения сурьмы и ртути в палеоаналогах, в мета-соматитах 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.

3. Охарактеризовать строение и состав породных ассоциаций, выполняющих глубоководные желоба.

### 6.6. Зоны Беньоффа - Вадати - Заварицкого


Зона Беньоффа представляет собой погружающуюся на глубину до 700 км зону, в пределах которой концентрируются гипоцентры землетрясений. Она названа в честь В. Беньоффа, который в 1949 г. впервые подробно описал ее.

Зоны Беньоффа начинаются либо под современными системами островных дуг, либо под активными континентальными окраинами. Угол падения зон Беньоффа изменяется от 30 до 90°, в среднем составляя 45°. С позиций тектоники плит эта зона рассматривается как место поглощения литосферных плит, называемой зоной субдукции.

Глубокофокусные землетрясения в зоне Беньоффа происходят реже, чем мелкофокусные, но достигают большей мощности (М до 8).

Поперечные разрезы зоны Беньоффа иллюстрируют их разнообразие. В разрезе Алеутских островов (рис. 6.31, a) землетрясения концентрируются на глубинах менее 100 км и лишь отдельные гипоцентры наблюдались на максимальной глубине 400 км. В разрезе Идзу-Бонинской островной дуги (рис. 6.31, б) зона Беньоффа по гипоцентрам протягивается почти непрерывно до глубин 400 км. Зона Беньоффа под Новогебридской островной дугой (рис. 6.31, в) характеризуется сейсмическим разрывом, т.е. зоной отсутствия землетрясений размером от 100 до 350 км.

Изменения в расположении гипоцентров могут наблюдаться в конкретной зоне по ее простиранию. На северной окраине Идзу-Бонинской островной дуги гипоцентры образуют непрерывную искривленную поверхность. К югу в разрезе в расположении гипоцентров между глубинами 150 и 400 км обнаруживается сейсмический разрыв.

Анализ динамических характеристик гипоцентров показывает, что мелкофокусным землетрясениям вблизи желоба соответствуют импульсы растяжения. Они образуются при изгибании хрупкой литосферы. Землетрясения, соответствующие субдукции одной плиты под другую, преобладают на глубинах около 100 км. На глубинах от 100 до 300 км землетрясения обусловлены как сжатием, так растяжением. Глубже 300 км преобладает механизм сжатия, что частично можно объяснить явлениями фазовых переходов.

о

Т V


Т V* +


Семр И&зу-Бонинской Эуги

100

200

s

я' 300

X

Ί 400 С

500

б

J_I_1_1_1_I_I

600 700

О 100 200 300 400 0 100 200 300 400 500 600

Расстояние, км Расстояние, км

Т VI *


О100600700 | 
Рис. 6.31. Вертикальные поперечные разрезы распределения гипоцентров землетрясений под современными системами островная дуга - желоб, по К. Конди (1982). Т - ось желоба, V - цепь действующих вулканов. Расстояние (в км) измеряется по горизонтали от оси желоба0 100 200 300 400 500 600 700 Расстояние, км

200

ζ

Ci 300

X

Ί 400 С

500

В ряде случаев распределение гипоцентров в погружающихся пластинах указывает на существование крупных разломов, простирающихся поперек островодужных систем и смещающих их на поверхности.

Для объяснения характера распределения очагов землетрясений в зоне Беньоффа Дж. Оливер и др. в 1973 г. предложили модель «хрупкой пластины» (рис. 6.32). На стадии «а», когда пластина входит в астеносферу низкой прочности, напряжения в плите обусловлены действием сил, приложенных к пластине.


Низкая_пучность \\

Увеличение прочности Высокая прочность


Рис. 6.32. Модель распределения напряжений в погружающейся литосфере, по Дж. Оливеру и др. (1973). Чёрные кружки - растягивающие напряжения, светлые - сжимающие напряжения. Размер кружка качественно отражает сейсмическую активность

На стадии «Ь» пластина погружается в более прочную астеносферу и часть нагрузки продуцируется силами, действующими снизу. Это создает в центре пластины вследствие равнодействия очень малые напряжения - гипоцентры землетрясений здесь отсутствуют.

На стадии «с» пластина опускается в мезосферу, где она повсюду испытывает сжатие, так как вся ее нагрузка поддерживается силами, действующими снизу - гипоцентры землетрясений распространяются по всей длине опускающейся пластины.

На стадии «d» часть пластины откалывается, и в этом случае появляется сейсмический разрыв на глубине. Угол наклона зоны Беньоффа находится в зависимости от скорости спрединга морского дна. Ведущий край медленно двигающейся плиты погружается глубже и под большим углом.

### Контрольные вопросы


1. Что подразумевается под «зоной Беньоффа», её отличительные особенности.

2. Охарактеризовать особенности локализации очагов землетрясений в пределах различных зон Беньоффа.

3. Какие существуют объяснения особенностей распределения очагов землетрясений в погружающейся плите?

### 6.7. Абиссальные равнины


Абиссальные равнины являются преобладающим по площади элементом океанического ложа, занимая пространство между СОХ и континентальными подножиями. Они имеют глубину от 4 до 6 км и подстилаются корой океанического типа с осадочным чехлом, мощность которого увеличивается по мере приближения к островным дугам или континентам. Против устьев крупных рек (Амазонки, Нигера, Конго, особенно Ганга и Брахмапутры и др.) на океаническую кору накладываются мощные конуса выноса - дельты и авандельты, мощность осадочных накоплений которых может достигать нескольких километров.

Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах, обладают почти плоским рельефом, сглаженным мощным слоем рыхлых осадков. В Тихом океане абиссальные равнины характеризуются холмистым рельефом, отражающим неровности кровли базальтового слоя. Во всех океанах среди равнин возвышаются тысячи подводных вулканических гор, некоторые из которых выступают над поверхностью океана в виде вулканических островов (остров Реюньон в Индийском океане). Достаточно часто в океанических абиссальных равнинах на глубине до 2 километров встречаются потухшие плосковершинные вулканы - гийоты, которые были срезаны морской абразией, затем перекрыты мелководными осадками, нередко рифами, а впоследствии погрузились ниже уровня океана.

Абиссальные равнины распадаются на отдельные котловины, разделённые крупными подводными хребтами и возвышенностями. Котловины имеют обычно округло-овальную форму размером до 1000 км в поперечнике. В Атлантическом океане (см. рис. 6.9) к западу от СОХ выделяются Северо-Американская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская, а к востоку - Иберийская, Канарская, Гвинейская, Ангольская, Капская котловины; в Индийском океане на западе - Мадагаскарская, Мозамбикская, Маскаренская, Крозе, на востоке - Бенгальская, Уортон, Северо-Австралийская, Перт; в Тихом океане к западу от СОХ - Северо-Западная, Центральная, Южная, Северо-Восточная, к востоку - Гватемальская, Кокосовая, Перуанская, Наска, Чилийская котловины, а к югу - котловина Беллинсгаузена.

Акустическая поверхность фундамента абиссальных равнин нарушена структурами сжатия в широтном и меридиональном направлениях. Подобная структура с движением масс в сторону оси САХ картируется на восточной периферии Бразильской котловины (рис. 6.33). Сейсмические профили обнаруживают здесь обширные зоны тектонического дробления, чешуйчатое строение фундамента с широким развитием взбросов, надвигов и сбросов. Расстояние между отдельными литопластинами и блоками измеряется от 1 до 10 км, амплитуда смещения достигает нескольких сотен метров, а углы наклона разрывных нарушений варьируют от 10 до 45°.


Рис. 6.33. Структуры сжатия в восточной периферийной части Бразильской Котловины, по К.И. Пилипенко (1993): 1 - поверхность акустического фундамента; 2 -постседиментационные взбросо-надвиги и сбросы (стрелками показано направление смещения по разломам); 3 - направление сжатия; 4 - направление омоложения фундамента

Сходные с Бразильской котловиной структуры сжатия описаны и в абиссальной котловине Зелёного Мыса (Сколотнев и др., 2009). Здесь тектонические процессы проявились в вертикальных перемещениях коры с амплитудой до нескольких километров и складчатостью.

Минерагения абиссальных впадин определяется наличием железомарганцевых конкреций, содержащих значительные концентрации никеля, меди и кобальта. Общие запасы железо-марганцевых конкреций в Мировом океане оцениваются в 350 - 1700 млрд т. Наиболее крупные скопления таких конкреций отмечаются в Тихом океане (80 % всех известных конкреций) на глубинах более 4000 м. В Восточно-Тихоокеанском сегменте располагаются поля Кларион-Клиппертон и Калифорнийское, для которых характерна никель-медь-марганцевая специализация конкреций. Поле Кларион-Клиппертон располагается в центре Северо-Восточной котловины на глубине 5000 - 5200 м. Наибольшее число конкреций сосредоточено в западной части поля, где они покрывают дно на 20 - 50 % при плотности 14 - 22 кг/м2.

В Центрально-Тихоокеанском сегменте поля конкреций располагаются на глубинах 4800 — 5600 м.

### Контрольные вопросы


1. Определить место абиссальных равнин в пределах океанического ложа.

2. Охарактеризовать строение, породные ассоциации и структуры абиссальных равнин.

3. Осветить основные минерагенические особенности абиссальных равнин.

### 6.8. Микроконтиненты


К микроконтинентам большинство исследователей относят часть внутренних поднятий океанов, которые подстилаются утонённой до 25 - 30 км континентальной корой. Осадочный чехол в таких структурах несколько утолщён по сравнению с абиссальными равнинами, и в нём могут присутствовать отложения, предшествующие раскрытию данного океана.

В отдельных случаях отмечаются вулканические проявления, продукты которых обычно представлены бимодальными вулканическими сериями, характерными для континентальных рифтов. Возраст фундамента варьирует в широких пределах от раннедокембрийского и даже архейского на плато Роколл и на Мадагаскаре, до палеозойского к востоку от Австралии.

К микроконтинентам по В.Е. Хайну и М.Г. Ломизе (2005) в Атлантическом океане отнесено плато Роколл близ Британских островов, банка Орфан близ Ньюфаундленда, Ян-Майен к северу от Исландии; в Индийском океане - Мадагаскар с его южным подводным продолжением, а также Сейшельские острова; в Тихом океане - возвышенность Лорд-Хау, Норфолк к востоку от Австралии, а также Новая Зеландия с Новозеландским подводным плато (рис. 6.34), в Северном Ледовитом океане - хр. Ломоносова и, возможно, хребет Альфа - Менделеева.

75


40° 60° 80“ 100° 120° 160° 180° 160° 140“Рис. 6.34. Микроконтиненты в Тихом океане - будущие террейны

Поверхность микроконтинентов обычно располагается на глубине 2 - 3 км ниже уровня океана и характеризуется плоским рельефом. Вместе с тем, отдельные участки выступают в виде мелководных банок (плато Роколл или даже островов, которые могут иметь вулканическое происхождение (Лорд-Хау)).

Происхождение микроконтинентов объясняется процессами раскола континентов на ранних стадиях раскрытия океана (Хайн, Ломизе, 2005). В последующем зона спрединга перескакивала в центральную часть современного океана. При этом некоторые из таких структур (Квинслендское плато) и сейчас отделены от континента рифтовыми грабенами, в которых ещё сохранилась утонённая континентальная кора. В последующем континентальный рифт может преобразиться в зону спрединга, что иллюстрируется историей трога Роколл, отделившего плато Роколл от Европы.

Контрольные вопросы

1. Что понимается под термином «микроконтинент»?

2. Осветить особенности строения микроконтинентов. Примеры.

3. Привести и охарактеризовать существующие гипотезы образования микроконтинентов.

6.9. Пул-апарт-бассейны

Термин пул-апарт-бассейны (pull-apart basins (англ.) - растянутый в стороны сдвиго-раздвиг), или структуры присдвигового растяжения, был предложен Б. Берчфилом и Дж. Стюартом (1966). На поверхности такие структуры проявляются в виде впадин на участках изгиба или кулисного перекрытия активных сдвигов (рис. 6.35). Под пул-апарт структурами в настоящее время понимают короткие (протяженностью десятки километров) зоны спрединга (растяжения), связанные с трансформными разломами. За последние десятилетия в разных районах мира обнаружены сотни современных и древних структур этого типа. Они играют важную роль в тектонической эволюции латеральных границ разномасштабных литосферных блоков. Предполагается, что крупнейшие пул-апарт-бассейны, приуроченные к границам литосферных плит и микроплит, могут со временем развиваться в магматические рифты. Эти геодинамические обстановки представлены короткими системами спрединга в троге Кайман, в Калифорнийском заливе, в Северо-Фиджийском бассейне, в Андаманском море и в других местах.

Пул-апарт-системы, по-видимому, могут возникать в следующих обстановках:

1. На дне океана на трансформных разломах типа дуга-дуга (Кай-манский трог), на трансформных разломах хребет-хребет, где возникают зоны растяжения.

2. В переходной зоне океан - континент на трансформных разломах хребет-хребет (Калифорнийский залив).

3. На континентальной коре на трансформных разломах хребет - дуга или дуга - дуга (впадина оз. Иссык-Куль)


Рис. 6.35. Схема строения сдвигового бассейна Данган, расположенного к востоку от полуострова Малайзия (изолиниями показана поверхность дотретичного фундамента)

Локальные центры спрединга или пул-апарт-бассейны должны были проявляться на поверхности Земли депрессиями, локальным и спорадическим вулканизмом от щелочно-базальтового до бимодального состава и повышенным тепловым потоком. На континентальной коре по приводимым параметрам они сходны с рифтогенными.

К месторождениям, сформированным в пул-апарт-бассейнах, отнесены скарноидное шеелитовое месторождение Фельберталь (Австрия), стратиформное вольфрам-молибденовое месторождение Тырныауз (Кавказ), стратиформное пирротин-касситеритовое месторождение Кливленд (Западная Тасмания), возможно Карышская группа медно-вольфрам-молибденовых месторождений в Хакасии и др.

Минерагения. Интерес к пул-апарт-бассейнам объясняется тем, что в их пределах на океанской коре формируются стратиформные эксгаля-ционно-осадочные редкометальные (U, Mo, Sn) и железорудные месторождения с крупными концентрациями редких и редкоземельных элементов.

### Контрольные вопросы


1. Что понимается под термином «пул-апарт-бассейны»?

2. Где могут возникать пул-апарт-бассейны?

3. Охарактеризовать минерагению пул-апарт-бассейнов. Привести примеры.

### 6.10. Окраинные моря (задуговые и междуговые бассейны)


Окраинные моря, островные дуги и глубоководные желоба представляют собой триаду структур активных окраин западно-тихоокеанского типа. К окраинным морям относятся прибрежные акватории, которые отделены от океанских плит глубоководными желобами, зонами субдукции и островными дугами (Богданов, 2000). Этим они отличаются от шельфовых и краевых морей и внутренних морских бассейнов, которым присущи не столь яркие признаки проявления современной активной тектоники.

Среди окраинных морей выделяется три типа, отличающиеся механизмом образования, тектоническими режимами и особенностями магматизма. Первый тип окраинных морей располагается на краю океанической плиты, в пределах которой за островными дугами происходят процессы спрединга центрального типа (моря Скотия, Фиджи, Лау, Бисмарка, Филиппинское и др.).

Ко второй группе относятся моря, развившиеся на краю континентальной плиты в результате рифтогенеза и последовавшего за ним спрединга (котловины Тасманова, Кораллового, Южно- и Северо-Китайского, Японского, Андаманского морей и др.). Третья группа включает моря, представляющие собой котловины океанов раннеюрского или даже более древнего возраста, или формировавшиеся на реликтах океанских плит (Алеутская котловина Берингова моря, Мексиканский залив, Южно-Охотская впадина и др.).

Вместе с тем, Э.К.Лэйтч (1987) к окраинным бассейнам относит структуры, подстилающиеся только океанической корой.

В пределах дна окраинных морей существуют четыре основных категории структур: континентальная плита, внутриконтинентальные рифты, глубоководные впадины (или реликты «малых океанов») и островные дуги. Глубоководные желоба и зоны субдукции уже являются океаническими структурами.

В настоящее время преобладают представления о гетерогенности окраинных морей, в формировании которых главную роль играют процессы растяжения, получившие в данном случае название «рассеянного спрединга» (Богданов, 2000) и включающие последовательные этапы общего сводового поднятия, заложения системы листрических разломов и формирования зон спрединга.

На окраинах континентов листрические разломы предшествуют началу «диффузного спрединга», под которым понимается процесс растяжения, проявляющийся на обширной площади при отсутствии центральной рифтовой долины. В это время возникают несколько небольших линейных глубоководных впадин, разделённых блоками с корой континентального типа, которые отделяются от окраин континентальной литосферы листрическими разломами. При этом предполагаются два механизма процессов диффузного спрединга. Первый допускает, что в период растяжения и утонения континентальной коры в большинстве небольших разобщённых впадинах формирование океанической коры не происходит. Только в одной из этих впадин, наиболее глубокой и находящейся в зоне наивысшего теплового поток, активные магматические извержения приводят к полному разрыву континентальной коры. С этой зоны начинается спрединг центрального типа, а по окраинам впадины образуются сложные пакеты тектонических чешуй и аккреционной призмы.

Второй тип диффузного спрединга предполагает разрыв сплошности континентальной коры в нескольких трогах котловины, где кора океанического типа формируется практически одновременно. В последующем, один из трогов становится центральным и вдоль него начинается спрединг центрального типа. В краевых частях котловины проявляются зоны сжатия и окучивания, узкие океанские рифты закрываются, а океаническая кора, сформировавшаяся в их пределах, участвует в зонах шарьяжных структур в форме тектонических покровов, сложенных породами офиолитовых ассоциаций.

На основе данных о возрасте чехла и датировок магнитных аномалий среди мировой системы окраинных морей А.Я. Шараськин (1987) выделяет четыре этапа развития зон тылового спрединга:

1. Раннемеловой - раннепалеоценовый (80 - 60 млн лет) - формирование котловин Тасманова и Карибского морей.

2. Эоценовый (55 - 38 млн лет) - формирование Западно-Филлипин-ской, Целебесской и Новогибридской котловин и котловины Кораллового моря.

3. Позднеолигоценовый - раннемиоценовый (30-18 млн лет) - Командорская, Япономорская, Паресе-Веле, Южно-Китайская и ЮжноФиджийская котловины.

4. Позднемиоценовый - современный (моложе 8 млн лет) - развитие трогов Окинава, Бонинского, Марианского и котловин Андоманской, Северо-Фиджийской, Лау и восточной части моря Скотия.

Отмечается, что при этом зоны спрединга и формируемые ими котловины, за редким исключением, направленно смещаются от континентов в сторону океана.

Первичный рельеф окраинных бассейнов неровный, представлен сбросовыми грабенами и трогами, образующими многочисленные узкие седиментационные ванны. На ранних стадиях раскрытия бассейна доминируют мощные толщи обломочных отложений гравитационных потоков, распространённость которых при расширении бассейна ограничивается зонами, примыкающими к его окраинам. В центральных частях превалируют дистальные тонкозернистые турбидиты, сменяющиеся далее наноилами. Первичные неровности рельефа постепенно захоро-няются под осадками, и на дне крупных зрелых бассейнов могут формироваться обширные абиссальные равнины. Мощность осадков колеблется от первых сотен до 750 м и даже 3000 м в Новокаледонском бассейне, что объясняется проявлением подводных оползневых процессов.

Скорость осадконакопления в разных структурах и их зонах изменяется в широких пределах от первых метров до 200 м/млн лет.

В строении окраинных морей, по Т.И. Фроловой (1995), выделяются три комплекса: 1) фундамент, на котором происходит заложение окраинного моря; 2) вулканические комплексы, отражающие активный период формирования окраинного моря; 3) осадочный чехол, формирующийся после прекращения магматической активности.

Фундамент установлен в значительной части окраинных морей. В шельфовых окраинных морях он слагает дно полностью или его большую часть (Охотское, Яванское. Арафуртское, Южно-Китайское). В других окраинных морях — Японском, Коралловом, северной части Тасманова моря - комплексы фундамента сложены реликтами континентальных поднятий (рис. 6.36)


Рис. 6.36. Строение и история раскрытия Японского краевого моря, по С. Лаллема-ну, Л. Жоливе (1986), М. Целайя и Р. Мак-Кабе (1987): 1 - континентальная кора на суше (а) и в акваториях (б), показана условно до изобаты 2000 м, массивы Ямато (Я), Оки (О); 2 - спрединг позднего олигоцена, раннего миоцена; 3 - спрединг среднего миоцена; 4 - трансформные разломы; 5 - зоны субдукции (глубоководные желоба): КК - Курило-Камчатский, Яп - Японский, ИБ - Идзу-Бонинский, Н - Нан-кай; 6 - палеомагнитные векторы по породам мелового возраста; 7 - изгибы юрской зоны метаморфизма высоких давлений - средних температур

Ш 1 ЕВ 2 ЕЕ1 з и^н 4

ЕЗ б

ЕЗ 7

В большинстве случаев фундамент представлен геосинклинальными формациями палеозойского или мезозойского возраста, включающими докембрийские кристаллические массивы, и прорван разновозрастными, преимущественно меловыми и палеогеновыми гранитоидами. Реже комплексы фундамента представлены разновозрастными (от докембрия до мезозоя) образованиями континентальных платформ (ВосточноКитайское, юго-западная часть Японского моря). Так, в основании подводных поднятий последнего обнаружены протерозойские гнейсы и кристаллические сланцы, аналогичные таковым на севере Корейского полуострова. На поднятиях отмечаются орогенные позднемезозойские наземные вулканогенные толщи среднего и кислого состава.

Окраинные моря, сформированные в тылу сейсмофокальных зон в результате процессов рифтогенеза, рассматриваются на примере Филиппинского моря и впадины Лау окраинного моря Фиджи. Большую часть Филиппинского моря составляют глубоководные котловины с океаническим типом земной коры, которые разделены и окаймлены разновозрастными потухшими и активными островными дугами. Обрамляющие Филиппинское море с запада Филиппинские острова сложены геосинклинальными палеозойско-мезозойскими образованиями с континентальной корой мощностью до 30 км, а подводное поднятие Бенхам, расположенное к востоку от острова Лусон, представляет собой недавно погрузившийся остров такого же типа. Это же относится к поднятиям Амами и Урданета в западной части Филиппинской котловины.

В западной и северо-западной частях Филиппинской котловины обнаружены разнообразные породы, в том числе континентального облика - гнейсы, аркозовые песчаники, риолиты и игнимбриты, а также гра-нитоиды, что указывает на наличие в этой части моря деструктивной континентальной коры. Также обнаружены зеленокаменные измененные наземные и мелководные известково-щелочные породы, что позволяет предполагать, что здесь имел место субаэральный островодужный вулканизм (хр. Дайто, Оки-Дайто), завершившийся формированием плагиогранитов. Котловины восточной части Филиппинского моря за-ложились в результате рифтогенеза обрамляющей Филиппинскую котловину островной дуги Кюсю-Палау. Последующий спрединг привел в раннем-среднем миоцене к образованию котловины Паресе-Вела и Сикоку, а в позднем миоцене начала формироваться Марианская котловина. Таким образом, история Филиппинского региона до формирования окраинного моря было сложной и длительной. Скорее всего, это была система разновозрастных, в том числе и палеозойских окраинных подвижных поясов.

Междуговой бассейн Лау возник в результате спрединга, начавшегося 1 - 2 млн лет назад на раздробленном и погрузившемся древнем основании (рис. 6.37), и имеет основание, сложенное толеитовыми базальтами. На глубине более 5 км от поверхности дна фундамент дуги Тонга, обрамляющей бассейн Лау с востока, сложен наземными высокоэксплозивными риолитовыми туфами с возрастом более 40 млн лет, что свидетельствует о наличии в основании дуги блоков континентальной коры. Котловина Лау, таким образом, образовалась в результате раздвижения дуги Тонга между ныне активной ее частью и остаточной дугой


Рис. 6.37. Задуговые бассейны юго-запада Тихого океана, по Л.П. Зо-неншайну, М.И.Кузьмину (1993): 1 - активные бассейны; 2 - отмершие бассейны; 3 - зоны субдукции; 4 - трансформные разломы

Лау-Колвил. Следовательно, подстилающая котловину Лау океаническая кора является новообразованной. Блоки континентальной коры известны и в других окраинных морях где они подстилают преимущественно океаническую кору (плато Квинсленд и др. в Коралловом море).

Итак, все больше данных указывает на то, что образование современных окраинных морей в пределах Западно-Тихоокеанской активной окраины связано с мезозойско-кайнозойским рифтогенезом, который начался в позднем мелу и наложился на сложно построенный Циркум-Тихоокеанский подвижной пояс, в меньшей степени — на древнюю платформу Азиатского континента.

На западе Тихого океана начало формирования кайнозойского вулканического комплекса чаще всего приходится на конец мела - начало палеогена. В шельфовых морях вулканический комплекс практически отсутствует. В кайнозое выделены три главных этапа формирования глубоководных котловин окраинных морей, сопровождающиеся интенсивным магматизмом и разделенные этапами тектонических перестроек: допозднеэоценовый, дораннемиоценовый и среднемиоцен-голоцено-вый. Вулканический комплекс либо монолитен и полностью соответствует по возрасту одному из этих этапов, либо имеет сложное строение и изменчивый состав из-за неоднократного возобновления вулканической активности.

Третий комплекс окраинного моря представлен осадочным чехлом, мощность которого зависит от типа структуры и расстояния от источника сноса и варьирует от нескольких сотен метров на поднятии и шельфе до нескольких тысяч метров (2-4 км) в котловинах, фиксируя интенсивные прогибания последних. В чехле преобладают приразломные дислокации и соляные купола. Первые чаще всего встречаются у подножия континентальных склонов, где связаны с зонами скучивания, и над осевыми долинами зон спрединга. В последнем случае породы осадочного чехла либо нарушены нормальными сбросами, либо над осевыми долинами зон растяжения могут быть разорваны, а в самой рифтовой долине замещены базальтами. В некоторых впадинах внутренних морей (Мексиканский залив и др.) в разрез чехла важную роль играют эвапориты, образуя диапировые купола диаметром до 3 км и высотой в несколько километров. Перекрывающие их осадки формируют складки облекания. В целом породы чехла залегают спокойно, перекрывая и сглаживая сложные тектонические формы акустического фундамента.

Вулканический комплекс повсеместно отделен от фундамента несогласием и перерывом. Он отражает этап эндогенной активности при формировании глубоководной котловины окраинных морей и представляет собой формацию, а не стратиграфическую единицу, варьируя в пределах морей по возрасту и составу. Если в окраинном море имеется несколько глубоководных котловин, то этот комплекс омолаживается по направлению к фронтальным (островодужным) структурам, отделяющим окраинное море от океана.

Магматические породы окраинных морей характеризуются высокой вариативностью состава, что обусловлено характером геоструктур, на которых развивается данное окраинное море, типом подстилающей земной коры, а также этапом развития окраинного моря. Эти породы относятся к следующим петрографическим сериям (в порядке распространения): то-леитовая, субщелочная, известково-щелочная и щелочно-базанитовая. Интрузивные породы представлены базит-гипербазитовыми комплексами, совместно с толеитами образующими офиолитовые ассоциации, и малоглубинными дифференцированными интрузиями, близкими по возрасту и составу комагматическим вулканитам. Все перечисленные серии известны в котловинах, в остаточных подводных и современных активных островных дугах, обрамляющих окраинные моря.

Магматические породы котловин и трогов изучены на блоковых поднятиях, осложняющих дно окраинных морей. Они несколько отличаются от магматических серий островных дуг. В соответствии со временем их появления в процессе эволюции магматизма в окраинном море выделяются следующие серии:

Известково-щелочные вулканические породы - развиты ограниченно как в пределах шельфа (Охотское море), так и на подводных хребтах (Японское море), в северо-западной части котловины Лау. В Японском море они залегают с перерывом на разновозрастных отложениях (от позднемеловых до протерозойских) и представляют собой нижние члены вулканического комплекса. Впоследствии они подверглись интенсивной эрозии, о чем говорят находки позднемеловых и более древних гранитоидов при драгировании. Среди них широко распространены наземные туфы и лавы непрерывной базальт-андезит-риолитовой серии с преобладанием кислых пород, в том числе и игнимбритов. Этот комплекс предшествует заложению впадины, однако, появление подводных базальтов в верхах толщи свидетельствует о начале заложения впадины. Кислые породы по сравнению с островодужными характеризуются более широким развитием игнимбритов, обилием гидроксилсодержащих минералов, повышенным содержанием AI, Ti и К. Низкокалиевые серии, широко развитые на островных дугах, отсутствуют, в то же время появляются кварцевые латиты и пантеллериты. По этим параметрам они наиболее близки к известково-щелочным породам орогенных поясов и эпиорогенных рифтов.

Породы субщелочной серии - распространены значительно шире. Установлено их залегание на известково-щелочных вулканитах, от которых они иногда отделены перерывом (Японское море). Среди них выделяются недифференцированные базальтовые и дифференцированные базальт-трахиандезит-трахидацит-трахитовые (пантеллеритовые, ко-мендитовые) серии. Первые широко развиты в пределах ряда котловин преимущественно в тыловых частях окраинных морей (котловина Центральная в Японском море, Сикоку в Филиппинском), а также в рифто-вых структурах, рассекающих котловины (хр. Окусири, желоб Тояма в Японском море), где они обладают калиевой спецификой. Однако большая их часть относится к калий-натриевому типу и связана переходами с вулканитами нормальной щелочности вышележащей части разреза. В Центральной котловине Японского моря вулканиты представлены уже толеитовыми базальтами, и в северной части котловины Лау -щелочными оливиновыми базальтами. Субщелочные базальты образуются при подводном излиянии, они преимущественно оливин-нормативные, а в калиевых подтипах - нефелин-нормативные, и содержат повышенное количество щелочей (до 6 — 7 %), глинозема (до 18 — 20 %), низкое - магния (4-5 %). При некотором сходстве с базальтами E-MORB отмечено повышение содержания Rb, К, Ва. Концентрации Th близки к океаническим базальтам, а отношение Th/Ta и Th/Nb промежуточное между базальтами островных дуг и океаническими E-MORB-базальтами. По спектру РЗЭ они близки к базальтам E-MORB-типа.

Породы толеитовой серии — преобладают в глубоководных котловинах и практически не дифференцированы. В Центральной котловине Японского моря, в Коралловом море, на окраинноморском склоне Гебридского желоба установлено их залегание на субщелочных базальтах. По вещественному составу толеитовые базальты разделены на две группы: одна из них обнаруживает сходство с островодужными толеи-тами, другая близка к океаническим базальтам.

Близки к островодужным толеитам часть базальтов Марианского трога и базальты восточной части моря Скоша. Это наиболее молодые проявления внутридугового магматизма и, следовательно, они фиксируют магматизм ранних этапов формирования соответствующих котловин. Высокие содержания MgO (8-10 %) и СаО (до 13 %) указывают на их принадлежность к первичным магмам. Содержание щелочей несколько выше, чем в средних океанических толеитах типа N-MORB (до 3,5 вместо 2 - 2,5 %) при более высоких содержаниях К2О (0,25 -0,30 %). Спектр РЗЭ близок к спектру N-MORB. Таким образом, в базальтах недавно раскрытых котловин сочетаются черты островодужной и океанической природы.

Среди самой распространенной группы толеитовых базальтов, близких по составу к океаническим, выделяются две разновидности: 1) пористые, близкие переходным (T-MORB), реже обогащенным океаническим толеитам (E-MORB) и 2) массивные базальты, близкие к N-MORB.

Первый тип установлен в Центральной котловине Японского моря, где они залегают на субщелочных базальтах. В бассейне Вудларк они известны в части, развитой на коре континентального типа, сменяясь базальтами N-MORB в районе развития океанической коры. В бассейнах Вудларк и Лау с базальтами ассоциируют дациты и пемзы, что указывает на тенденцию к образованию серий контрастного типа, не характерных для океанического вулканизма. К особенностям химизма базальтов относятся повышенное содержание калия (до 1,5 %), уровень содержания РЗЭ близок к базальтам, обнаруживающим сходство с ост-роводужными толеитами. Эта разновидность базальтов получила название базальтов островодужных бассейнов (BARB).

Базальты, близкие к типу N-MORB, слагают верхние части второго (базальтового) слоя земной коры в наиболее древних бассейнах окраинных морей (котловина Филиппин и Паресе-Вела в Филиппинском море, западная котловина моря Скоша, Командорская котловина Берингова моря, Карибская котловина и др.), где имеют площадное распространение. Дифференциация в этих сериях ограничена базальтовой группой пород переменной магнезиальное™. Высокими «мантийными» значениями Кмагн (М>65) обладает небольшое количество пород, что свидетельствует об их большей дифференцированности по сравнению с базальтами N-MORB. Они обладают более высокими содержаниями А1203, ТЮ2, FeO, Na20, К20, P2Os, повышенными концентрациями крупноионных элементов-примесей - рубидия, стронция и бария, но более низкими СаО и MgO по сравнению со средними океаническими базальтами. По содержанию РЗЭ сопоставимы с океаническими толей-тами. Установлено залегание базальтов этого типа на пористых толеи-тах предыдущего типа (бассейн Лау Филиппинской котловины). Их распространенность в верхних частях разреза глубоководных котловин, закончивших эндогенную активность и близких к состоянию изостатической компенсации (Филиппинская котловина), свидетельствует о том, что они относятся к завершающему этапу формирования океанической коры.

Щелочные оливиновые базальты и базаниты, местами дифференцированные до трахитов (фонолитов), - пользуются незначительным распространением. Они образуются либо на ранних этапах формирования котловины в рифтогенных структурах, рассекающих континентальную кору, либо на поздних этапах, когда образуются подводные или островные вулканы на уже сформировавшейся океанической коре.

Примером первых являются высокощелочные низкокремнистые базальты Цусимской котловины с калиевой спецификой и спорадическими проявлениями модальных фельдшпатоидов. Они развиты на мощной (до 20 км) коре, переходящей к югу в континентальный шельф Корейского полуострова и острова Хонсю. Эта серия близка по составу к породам континентальных рифтов.

Примером вторых являются породы серии щелочных оливиновых базальтов - гавайитов-муджиеритов - трахитов, образующих изолированные вулканы или их группы типа вулканов Виноградова в Филиппинском море, аналогичных сериям внутриплитного магматизма гавайского типа.

Окраинные моря представляют собой единый класс структур с разной степенью переработки коры, которая зависит от интенсивности эндогенных глубинных процессов под морями. Наименьшая интенсивность этих процессов свойственна шельфовым окраинным морям типа Охотского и Восточно-Китайского. Она увеличивается в окраинных морях типа Японского и Южно-Китайского, где известны многочисленные существенно переработанные блоки континентальной коры среди новообразованной океанической. Конечный этап этого процесса наблюдается в окраинном море типа Филиппинского, который почти полностью подстилается океанической корой.

О.А.Богатиков и др. (2010) задуговые бассейны, вулканические дуги, а также окраинно-континентальные рифты рассматривают в качестве составных частей единых геодинамических систем, формирование которых происходит в целом синхронно и обусловлено воздействием за-дугового мантийного плюма. При этом в задуговых бассейнах происходит постепенное углубление рельефа, утонение земной коры и направленное изменение её состава с появлением промежуточных и океанических типов. На начальных стадиях становления систем они, по-видимому, выглядят как активные континентальные окраины, которые в процессе дальнейшего развития преобразуются в систему дуга - задуго-вое море.

В то же время, наметилась тенденция к выделению, наряду с континентальной и океанической корой, окраинноморской разновидности земной коры, в качестве эталона которой предлагается рассматривать кору задуговых бассейнов Охотского, Берингового, Японского и др. морей (Сидоров, Чехов, 2009).

Минерагения. В пределах современных окраинных морей с корой океанического типа обособляются Тонга-Кермадекский, Меланезийский, Марианский и Рюкю металлогенические пояса.

Тонга-Кермадекский пояс содержит гидротермальные отложения в бассейне Лау. Здесь известны гидротермальные поля Лау-северный, Лау-центральный и Лау-южный. В поле Лау-северный металлоносные отложения сосредоточены в долине шириной 250 - 300 м и глубиной 25 - 50 м. В центре поля находится сульфидное сооружение, состоящее из цоколя с постройками трубообразной и конической форм. Цоколь имеет ширину 30 - 50, длину 100 и высоту 20 м и состоит из пирита, сфалерита и халькопирита, перекрытых коркой, сложенной баритом, опалом, самородной серой, а также агрегатами пирита и марказита. Трубообразные и конические постройки имеют высоту от 1 до 10 м и содержат сфалерит, халькопирит, борнит, ковелин и опал. Руды постройки имеют медно-цинковую специализацию, также отмечается присутствие свинца, кадмия, марганца, индия и кобальта. Сульфидное сооружение окружено каймой (до 100 м) низкотемпературных рыхлых осадков желтооранжевого цвета, содержащих гидрооксиды железа, опал и нонтронит. В расположенном неподалёку поле Рождественских Ёлок, наряду с вышеописанными осадками, присутствуют ёлкообразные постройки высотой до 50 - 70 см, сложенные теми же минералами, но снаружи покрытые чёрной коркой бернессита.

В гидротермальном поле Лау-центральный установлены две активные трубы высотой около 10 м, названные из-за окраски Сахарная Голова и Рыжая Леди и сложенные сфалеритом, вюртцитом, пиритом, пирротином, марказитом, халькопиритом и изокубанитом.

В южной части бассейна Лау на поле Белая Церковь установлены неактивные барит-сульфидные постройки высотой до 15 м, на поле Ваи-Лили располагаются чёрные сульфидные и белые существенно баритовые «курильщики» высотой до 17 м; на поле Хине-Хина распространены низкотемпературные железо-марганцевые корки и пирит-халькопиритовые отложения, перекрытые корками оксидов железа.

В Меланезийском поясе сульфидные отложения установлены в бассейнах Манус и Вудларк. В бассейне Манус, расположенном в тылу Новобританской островной дуги, выявлено четыре гидротермальных поля, наиболее крупное из которых носит название Венский Лес. Здесь располагается сульфидное сооружение с пьедесталом (50x50 м), коническими постройками и башней высотой до 14 м. Башня окружена беспорядочно расположенными сульфидными трубами высотой 1 - 4 м со струями «дыма». Сульфиды представлены сфалеритом, пиритом, вюрт-цитом, галенитом. Здесь же располагаются белые «курильщики», рядом - гидротермальные площадки Белая Башня (высотой 8 м) и Мёртвый Лес (до 8 м).

В бассейне Вудларк на горе Франклин в кальдере выявлены холмообразные постройки высотой до 7 м с пьедесталом, сложенным гидрооксидами марганца, и оранжевыми трубами высотой до 2 м, состоящими из гидрооксидов железа, бернессита и тодоркита. В центре кальдеры обнаружены неактивные конические постройки высотой 1 - 2 м, образованные баритом и опалом с примесью сфалерита, пирита и галенита, вся масса которых обогащена золотом и серебром (4-21 и 120 - 505 г/т соответственно).

В Ново-Гвинейском море на участке, прилегающем к острову Новая Ирландия вблизи узла пересечения оси спрединга с трансформным разломом, открыты «чёрные курильщики».

В пределах металлогенического пояса Рюкю гидротермальная минерализация установлена в троге Окинава, где гидротермальное поле Джейд приурочено к кальдерообразной депрессии. На дне депрессии обнаружены сульфидно-сульфатные трубы и обломки массивных сульфидных руд, сложенных сфалеритом, галенитом, пиритом, марказитом, халькопиритом и блёклой рудой, а также баритом и аморфным кремнезёмом.

Во втором типе окраинных морей с корой переходного типа гидротермальные поля известны в Средиземноморском металлогеническом поясе. Здесь массивные сульфидные руды выявлены на подводном вулкане Полинуро в Тирренском море, где сульфиды представлены пиритом, сфалеритом, галенитом теннантитом, тетраэдритом, люцонитом, стибнитом, самородными медью и серебром. Отмечено также высокое содержание ртути и золота. В затопленной кальдере вулкана Санторин гидротермальная деятельность сопровождается образованием сульфидных илов. На подводном склоне острова Вулкано в местах выхода гидротермальных источников рыхлые осадки цементируются пиритом и марказитом.

В западной части Охотского моря во впадине Дерюгина установлены крупные баритовые залежи. Здесь на морском дне выявлен центр активных газово-жидких эманаций, с которыми ассоциирует карбонатнобаритовая минерализация.

Открытие чёрных и белых «курильщиков» в окраинных морях подтверждает принципиальное подобие процессов развития в СОХ и в окраинных морях, расположенных в тылу островных дуг.

Палеогеодинамические исследования позволили выявить реликты окраинных бассейнов в рифей-раннепалеозойской Палеоазиатской океанической структуре и палеозойском Уральском палеоокеане.

В Саяно-Тувинском окраинном бассейне Палеоазиатского океана известно Кызыл-Таштыгское колчеданно-полиметаллическое месторождение, сформировавшееся в Кызыл-Таштыгской депрессии (Зайков, 2006). Вмещающими являются венд-кембрийские базальты, андезиты, дациты и риолиты, чередующиеся с углеродистыми алевролитами, песчаниками, известняками, силицилитами. Галенит-сфалерит-пиритовые и халькопирит-пиритовые рудные залежи линзообразной формы залегают согласно с вмещающими породами.

Окраинные бассейны Уральского палеоокеана реконструированы на примере Сакмарского спредингового, Сибайского (Магнитогорского) междугового и Западно-Мугоджарского задугового бассейнов (Зайков, 2006).

В Сакмарском спрединговом бассейне осадочно-вулканогенные комплексы ордовика и силура (кремнистый, базальтовый, риолитбазальтовый) залегают в виде тектонических пластин и образуют син-формы. Медно-цинково-колчеданные месторождения приурочены к Блявинской синформе и сосредоточены в Медногорской зоне (Яман-Касинское, Комсомольское, Блявинское и др. месторождения). Здесь выявлены аналоги современных чёрных «курильщиков», металлоносные осадки (сульфидно-гематитовые ритмиты и кремнисто-гематитовые отложения), оруденелая фауна.

В Сибайском междуговом бассейне, разделявшем Западно- и Восточно-Магнитогорскую островные дуги, среднедевонский контрастный риолит-базальтовый комплекс, перекрытый яшмами и вулканомикто-выми отложениями, слагает гайоты и гряды, осложнённые кальдерами и вулкано-тектоническими депрессиями (Зайков, 2006). В пределах бассейна находятся Сибайское, Камаганское и Бакр-Узякское медно-цинково-колчеданные месторождения. Рудные тела представлены согласными с напластованием линзами сфалеритсодержащих халькопи-рит-пиритовых и халькопирит-магнетитовых руд, на выклинках которых наблюдаются шлейфы рудных обломков и ритмично-слоистые ру-докластиты. В рудах встречаются сульфидные псевдоморфозы по при-гидротермальной фауне.

Западно-Мугоджарский задуговой бассейн сложен в основании офиолитами и девонскими вулканогенно-осадочными толщами, развитыми в локальных рифтовых зонах и слагающими отдельные вулканические сооружения. Размещение медно-колчеданных (месторождения Жарлы-Аша, Актогай, Жангана) и медно-цинково-колчеданных (Лиманное, Кундузды, Жиланда) сульфидных руд контролируются базальтовым, кремнисто-базальтовым и риолит-базальтовым комплексами. Рудные тела имеют холмо- или линзообразную форму, нередко характеризуются текстурными особенностями, свидетельствующими об их образовании при литификации гелеобразной массы.

### Контрольные вопросы


1. Назвать три типа окраинных морей, различающихся механизмом образования.

2. Перечислить основные категории структур, расположенных на дне окраинных морей.

3. Привести характеристику осадочных и магматических формации окраинных морей.

4. Охарактеризовать минерагению окраинных морей и их палеоаналогов.

## 7. МЕЖКОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ РИФТЫ


В качестве межконтинентальных рифтов рассматриваются структуры Красного моря и Калифорнийский залив.

Рифтовая зона Красного моря, протягивающаяся почти на 1800 км, представляет собой молодую структуру, отражающую смену континентального рифтообразования океаническим, то есть начальную стадию раскрытия океана («молодой океан»). Заложение рифтовой структуры произошло в позднем миоцене-эоцене на структурах АравийскоНубийского щита, до этого испытывающего устойчивое сводовое воз-дымание. Красноморский рифт имеет ширину от 150 - 200 км на севере до 350 - 400 км на юге и выполнен главным образом кайнозойскими отложениями, в том числе толщей эвапоритов мощностью до 1500 м. В его северной и центральной частях располагается главный трог глубиной 600 - 1000 м, в южном сегменте — узкий осевой трог с глубинами до 2000 м и шириной от 4 до 30 км. В нём известны вулканические поднятия, а в нескольких изолированных впадинах обнаружены горячие источники и металлоносные рассолы.

Начальные стадии эволюционного развития океанического рифта и дрейфа литосферных плит проявляются в батиметрии Аденского залива, где фиксируется СОХ с гребнем и крыльями, окружённый небольшими абиссальными равнинами, подстилаемыми океанической корой. Отчётливая осевая рифтовая долина без чётко выраженного СОХ прослеживается почти на всём протяжении Красного моря. Треть территории Красного моря в северной части сложено преимущественно сокращенной корой континентального типа, а 2/3 территории в центральной и южной части под рифтовой долиной - океанической корой и рассматриваются как развивающийся океанический бассейн («молодой океан») (рис. 7.1).

Ранняя дорифтовая стадия сводообразования (поздний эоцен и ранний олигоцен) сопровождалась излияниями щелочных оливиновых базальтов на краевых плато Эфиопии и Аравийского полуострова. Специфической особенностью рифта является наличие эвапоритов (залежи галита и ангидрита), отлагавшихся в начальной стадии раскрытия, мощность которых увеличивается от бортов к центру от 1 до 4 км, а также аллювиальных конусов. Осевая глубоководная котловина рифта, сформировавшаяся в течение последних 4 млн лет, имеет расчленённый вулканический рельеф, кору океанического типа, частично перекрытую плиоценовыми и четвертичными морскими биогенными илами. Средняя скорость спрединга оценивается в 1 - 2 см в год.

Рис. 7.1. Строение Красного моря и Аденского залива в предрифтовый этап развития, по Д.Дж. Лоуэллу и др. (1978). Жирным пунктиром показаны приблизительные границы рифтообразования. Соответствующие направления и величины разобщения показаны стрелками с цифрами в километрах250 500 кмJL.


СуэцкийДьюи у)Вади-ί^Хафафит'залив |  | >ν- 500 Фатомы
500 Фатомы

~ J*-Желоб Алула-Фартан

Минерагения. Рифт Красного моря является составной частью Крас-номорско-Аденского металлогенического пояса. На дне Красного моря открыты ряд впадин с рассолами и металлоносными осадками (рис. 7.2).


Рис. 7.2. Схема размещения магматических комплексов и глубоководных (термальных) впадин в структуре Красного моря, по А.В. Разваляеву (1988): 1 - докембрийский фундамент; 2 - фанерозойский чехол платформы; 3 - вулканогенно-осадочные толщи риф-товых впадин; 4-6 - кольцевые интрузии: 4 - щелочно-гранитиые, 5 - щелочных и нефелиновых сиенитов, 6 - щелочно-габброидные; 7 - дифференцированные интрузии основного состава; 8 - осевой трог впадины Красного моря; 9 - рифтовые разломы; 10 -поперечные разломы; 11 - разломы, трассируемые кольцевыми интрузиями; 12 - радиологический возраст интрузий; 13 - глубоководные впадины: 1 - Океанограф, 2 - Кебрит, 3 - Гипсовая, 4 - Вема, 5 - Вальдивия, 6 - Нереус, 7 - Тетус, 8 - Атлантис - 2, 9 - Диска-вери, 10 - Шагара 11 - Эрба, 12 - Порт-Судаи, 13 - Суакин; 14 - ареал базальтоидиой активизации дорифтового этапа; 15 - главнейшие зоны глубинных разломов: 1 - Дииб-ский, 11 - Баракский, 111 - Нильский

Во впадинах Атлантис-2, Альбатрос, Дискавери и Чейн под металлоносными горячими (до 56 °С) рассолами залегают яркоокрашенные илы и осадки, обогащенные в верхней части железом и марганцем. Глубже осадки содержат значительные концентрации цинка, меди кадмия, свинца и серебра. Во впадинах Кебрит и Шабан обнаружены глыбы пористых сульфидов, состоящие из пирита и сфалерита, кристаллы и розы гипса и самородной серы. Рассолы обнаружены также в мелких впадинах (с севера на юг): Океанограф, Гипсовая, Вима, Нерус, Тетис, Вальдивия, Шагара, Эрба, Судан и Суакин. В бортах рифта на континенте в миоценовых осадках известны небольшие стратиформные свинцово-цинковые и марганцевые месторождения.

В Аденском заливе металлоносные отложения установлены в рифте Таджура. Здесь вблизи гидротермальных источников найдены оксидно-марганцевые отложения в виде плотных корок и рыхлых построек высотой в несколько десятков сантиметров, охры гидрооксидов железа и марганца, а также карбонатные и мергелистые ноздреватые образования.

Калифорнийский окраинно-континентальный рифт располагается на продолжении Восточно-Тихоокеанского СОХ, имеет протяжённость около 900 км при ширине 100 - 300 км. Тектоническое строение рифта определяется эшелонированным сочетанием грабенов северовосточного простирания с поперечными трансформными разломами. Рифтовая долина заполнена терригенными осадками мощностью в несколько сотен метров, которые насыщены дайками и силлами базальтов и долеритов. Скорость спрединга за последние 5 млн лет составляла около 6 см в год.

Минерагения. Выделяется Калифорнийский металлогенический пояс, в пределах которого в центре залива во впадине Гуаймас найдены сульфидные постройки, сопровождающиеся фауной. Впадина имеет ширину 2-3 км, ограничена сбросами и содержит около 100 сульфидных сооружений в виде холмов высотой до 6 - 10 м и диаметром 20 - 30 м, над одним из которых возвышается сульфидный конус с многочисленными трубами, башен и пагод высотой до 10 - 55 м и диаметром основания 30 - 50 м с побочными выходами растворов с температурой до 315 °С. Рудные минералы представлены пирротином, сфалеритом и халькопиритом, с которыми ассоциируют опал, кальцит, барит, ангидрит, тальк. В большинстве руд в количестве до 4,3 % присутствует нефть. На продолжении трансформных разломов на Калифорнийском бордерленде выявлена цепочка баритовых холмов протяжённостью до 100 м и высотой до 2 - 3 м, сопровождающихся фауной.

### 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


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», асейс-мичные, 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.

d


Рис. 8.1. Пассивная континентальная окраина и древний континентальный рифт, по Г. Буалло (1985): a - схематический профиль через океан, обрамлённый пассивными окраинами гп\ и т2; в пределах океанического хребта d происходит наращивание океанической коры; б - фрагмент рисунка a: 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 осадков 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

Контин ентальноеподножие Континентальный склон,'1


--Океаническая кора?Вулканиты СинрифтовыеКонтинетальная осадки кора

Смещение

депоцентра Пострифтовые осадки

Б. Карбонатная банка

Риф


 | ■5‘10 км
Несогласие эпохи раскола Предрифтовыйразмыв

~ ‘0

В. Проградационная дельтаОтложения продельты Фронт дельты Аллювиальная равнина


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

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.

Берег


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


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. I - турби-диты 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-континентальные (пляжевые) толщи терригенного (обломочного), карбонатно-терригенного 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.

Структурные и текстурные признаки: В шельфовых толщах - хорошо выдержанная мощность отложений, параллельно-слоистые, волнистослоистые и косослоистые текстуры. Для глубоководных турбиди-товых 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 Африки), прибрежные россыпи алмазов, ильменита, циркона, монацита (Ту-ганское, Западная Сибирь).

### 8.2. Активные континентальные окраины


Типичным представителем активной континентальной окраины является западная окраина Америки. Здесь, в частности в Южной Америке, можно наблюдать следующую смену структурных элементов со стороны Тихого океана: 1) плита Наска со свойственной ей океанической корой; 2) Перуанско-Чилийский желоб; 3) континентальный склон;

4) осадочная терраса; 5) активная окраина Южно-Американского континента с вулканическим поясом.

Перуанско-Чилийский желоб сопровождает Андийский вулканический пояс на всем его протяжении. Желоб имеет глубины 6-8 км, отличается сложным строением и разбит поперечными поднятиями на отдельные отрезки. Дно желоба покрыто толщей горизонтально лежащих недеформированных осадков турбидитного происхождения мощностью около 11 км. Ниже недеформированных осадков на склоне плиты Наска лежат слабо наклоненные к оси желоба более древние отложения (по-видимому, пелагические и геми-пелагические осадки первого слоя океанической коры). Днище желоба разбито разломами на серию узких горстов и грабенов. На одном из таких поднятий встречены свежие (8,7 млн лет) базальты, перекрытые четвертичными турбидитами. Базальты имеют океанический толеитовый состав с низким К20 (0,18 %). Их молодость свидетельствует против того, что они принадлежат плите Наска и что они были доставлены в желоб в процессе спрединга. По данным сейсмических исследований кора утонена под внешним при-океаническим склоном желоба.

Континентальный склон и осадочная терраса имеют ширину около 150 км и сложены мощной (до 10 км) толщей осадков, местами деформированных.

Континентальная окраина включает две узкие вулканические горные цепи, разделенных грабеном (рифтом) Альтиплано. В Западной Кордильере преобладают породы андезит-риолитового состава известковощелочной серии, а в Восточной Кордильере - вулканиты латит-андезитовой серии, прорванные интрузиями гранитоидов. Межгорный грабен Альтиплано выполнен мощной (до 10 км) толщей кайнозойских континентальных пород. Он представляет собой рифтовую структуру. Об этом свидетельствует сбросовый характер ограничивающих его разломов, к которым приурочены трещинные излияния андезитобазальтов.

К востоку от Восточной Кордильеры простирается крупный краевой прогиб, на западный борт которого надвинуты передовые хребты Анд. Мощность земной коры непосредственно под Андами достигает 60 -70 км. По границе Мохо вырисовывается глубокий корень земной коры с быстрым подъемом почвы как в сторону желоба (до 30 км на побережье и 10 км в желобе), так и в сторону континента - до 50 км на западной окраине Южно-Американской платформы.

Сейсмический разрез коры типичный континентальный, но с резко увеличенной мощностью. Отмечается высокая сейсмичность региона. Большинство очагов землетрясений сконцентрировано на глубинах до 100, местами - до 200, реже до 300 км. Отмечаются и глубокофокусные землетрясения с глубиной гипоцентра около 600 км. Группы землетрясений с гипоцентрами 200 и 600 км разделены интервалами глубин, где очаги землетрясений практически не фиксируются.

Наклон зоны Беньоффа под Андами составляет около 30°. При этом необходимо подчеркнуть, что очаги землетрясений рассредоточены в пространстве между поверхностью Земли и зоной Беньоффа, которая ограничивает снизу распространение гипоцентров.

Скорости поперечных сейсмических волн под Андами непрерывно возрастают до глубин 200 - 300 км, указывая на мощность литосферы. В то же время, под грабеном Альтиплано и Восточной Кордильерой практически отсутствуют очаги мелкофокусных землетрясений; гипоцентры здесь фиксируются только вблизи зоны Беньоффа.

Отмечаются как черты сходства, так и различия между активной континентальной окраиной и островными дугами. И там, и там присутствует глубоководный желоб, активно проявляется вулканизм андезитового известково-щелочного состава, выделяется сейсмофокальная зона - зона Беньоффа.

Отличие заключается в отсутствии на Андийской окраине окраинного моря. Его место занимает рифтовая зона растяжения грабена Альти-плано. В тыловой части на границе Анд с Южноамериканским крато-ном располагается зона сжатия. Вулканизм здесь протекал только в континентальной обстановке и изверженные породы отличаются более кислым составом. В пределах Восточной Кордильеры известны пояса редкометальных гранитоидов, совершенно не характерных для острово-дужного магматизма.

В островных дугах зона Беньоффа наклонена достаточно круто (45 -60°) и очаги землетрясений сосредоточены внутри погружающейся плиты. Под Андами зона Беньоффа наклонена полого (30°), а гипоцентры землетрясений рассеяны выше зоны Беньоффа. Предполагается, что в данном случае Южноамериканская плита надвигается на океаническую плиту Наска.

Строение субдукционных систем активных континентальных окраин можно продемонстрировать на примере Каскадной зоны субдукции (Романюк и др., 2001; Бердичевский, Дмитриев, 2009), представляющей собой северо-восточную часть Тихоокеанского пояса, где плита Хуан де Фука погружается под Северо-Американский континент. Хребет Хуан де Фука, где зарождается одноименная плита, расположен на расстоянии около 500 км от берега (рис. 8.5) Двигаясь от хребта на восток последовательно рассматриваются абиссальная котловина плиты, континентальный склон, сложенный осадками аккреционной призмы, шельф, покрытый рыхлыми осадками, Береговой хребет, сложенный вулканогенно-осадочными породами, долина реки Уилламет, заполненная толщами осадков и базальтовых интрузий, Западные (более древние) и Высокие (более молодые) Каскадные горы, состоящие из современных вулканических и вулканогенно-осадочных пород и, наконец, покрытое лавами плато Дешуте.

Океаническая кора в пределах абиссальной котловины плиты Хуан де Фука имеет типичное строение и состоит из верхнего слоя осадков мощностью 1 - 2 км, слоя базальтов (пиллоу-лавы) с дайками долеритов мощностью 1,5 — 2 км и слоя полнокристаллических пород типа габбро и ультрамафитов толщиной 3-4 км.

В пределах Каскадных гор высокие пики представляют собой вулканические конусы, сложенные олигоцен-плиоценовыми вулканогенными породами, которые кроме лавовых потоков включают значительный объём брекчий, туфов и отложений грязевых потоков. Струкутра Каскадных гор осложнена внедрением интрузивных массивов.

Плато Дешуте сложено плейстоценовыми и плиоценовыми вулканогенными породами.

На рис. 8.5 приведена схема Каскадной субдукционной зоны, на которой видны основные проявления современных тектонических процессов: коровая сейсмичность, вулканизм, формирование аккреционного комплекса. Очаги землетрясений сосредоточены в северной и южной частях зоны субдукции. По данным сейсмологии, в этих районах океаническая плита погружается полого с постепенным нарастанием


Рис. 8.5. Схема проявления современного тектогенеза в Каскадной субдукционной зоне, по Т.В. Романюк и др. (2001): 1 - аккреционный комплекс, 2 - эпицентры зем-лятресений, 3 - поля развития четвертичных вулканических пород, 4 - глубины до зоны Беньофа в км. Двойная линия - линия прогнозного геотермально-петрологического разреза, Т.В. Романюк и др. (2001)

наклона до 45°. Центральная часть зоны является асейсмичной. Здесь плита начинает погружаться полого. Однако затем на глубинах 40 - 80 км она резко изгибается и далее погружается под углом около 70°. Поверхность Мохо фиксируется на глубине 45 км.

Величины теплового потока и температурного градиента в райне Берегового хребта и долины Уилламет составляют соответственно 40 мВт/м2 и 30 °С/км, а затем нарастают над Западными и Высокими Каскадами до 105 мВт/м2 и 65 °С/км. В этой области находятся многочисленные горячие источники и предполагается наличие магматического очага на глубинах 10-20 км.

На рис. 8.6 показана прогнозная геотермическая и петрологическая модель (разрез) Каскадной субдукционной зоны. Континентальная кора над погружающейся плитой Хуан де Фука в прибрежной области

деформационныйto e-ooo*fxХОДЫ200 хребет Уилламет Каскады 400 £ расстояние, п,


100-150Рис. 8.6. Прогнозный геотермально-петрологический разрез Каскадной субдукционной зоны, по Т.В. Ярмолюк и др. (2001)

■ - Астеносфера пврцолит с - ί% расплава

[ Неоехо*л*е оегдо* юнгкявнткгъного Сассеймл Рых.эыв^улп&тиёиные Океанические осады Пост-эоивноаыв алрвтмроввиныв осадки | До-»абиовьл а«гретироеэн>еае окваничрепве осада Океанически· bwawwiraWpo Мафччсто акпоооы

До->оценмая комтиммшпыая кора. елшеммм * основной ю «юевгорованнмг тарре^ов, по аре ж» гем а третичное иоемя аыфиботытооому^ранугогоаоыу иетаыорфюну

_ - ___w—ыв в аофсинониуц призму шч

лр>«с*«'ы· части оо-трегмчиой корм

{ i ; Пош«вчшкоч**ов«· * сред не эоценов ме мафичвоис бвилыы и I « «* I «ум»»» торсом икфдо

характеризуется пониженными температурами. Под Высокими Каскадами оконтурена субвертикальная область повышенных температур, достигающих величин плавления увлажнённого перидотита на границе Мохо (около 900 °С).

Выделение флюидов из верхней части погружающейся плиты, по-видимому, обусловлено несколькими механизмами. Сначала до глубин 30 км под действием возрастающего литостатического давления выделяется свободная вода, содержащаяся в микропорах и микротрещинах. Затем на глубине 30 - 50 км, где температура превышает 400 °С , начинается дегидратация талька, серпентина, хлорита. Наконец, на глубинах свыше 75 км может начинаться переход базальта в эклогит, а на глубинах свыше 90 км может происходить распад амфиболов. Все эти процессы сопровождаются выделегнием флюидов, которые частично мигрируют по зоне контакта между субдуцирующей и континентальной плитой. На больших глубинах при низких температурах флюиды могут поглощаться перидотитами мантии (серпентинизация), а при высоких -нарушать равновесное состояние вещества и вызывать «мокрое» плавление. Расплавы мигрируют вверх к земной поверхности, образуя вулканические хребты.

Строение земной коры характеризуется наличием сейсмофокальной зоны, полого (~30°) погружающейся под континент, и зональным строением: глубоководный желоб, аккреционная призма (присутствующая не всегда), вулкано-плутонический пояс со спорадически присутствующими зонами осевых и тыловых рифтов, пояс тыловых надвигов и гранитоидных интрузивов.

Строение и металлогения глубоководных желобов и аккреционных призм сходны с таковыми островодужных систем.

В вулкано-плутоническом поясе в верхней части разреза развиты осадочно-вулканогенные толщи преимущественно субаэрального типа мощностью до нескольких (3 - 5) километров. Они прорваны комагма-тичными эффузивам интрузивными телами. Фундамент пояса сложен структурно-вещественными комплексами консолидированной континентальной коры предшествующих этапов развития. Обычно это коллаж террейнов: фрагментов докембрийской кристаллической коры, островодужных и океанических комплексов, океанских островов (симаун-тов), пассивных континентальных окраин.

Существуют два вида вулкано-плутонических поясов: 1) андийский с примерно равными объемами вулканических и плутонических образований; 2) кордильерский, где явно превалируют плутонические образования.

Типы пород: Во фронтальной части - вулканогенные породы: базальты, андезито-базальты, андезиты, андезито-дациты, дациты, риолиты известково-щелочного ряда при преобладании пород среднего и кислого составов, присутствии отложений пирокластических потоков -игнимбритов и сваренных туфов.

В тыловой части могут появляться трахиты, трахириолиты и риолиты при существенном преобладании средних и кислых разностей. В вулканогенно-осадочных толщах обычно содержится обильный детрит унифицированных растительных остатков.

Интрузивные породы известково-щелочного ряда: варьируют от диоритов и габбро-диоритов до лейкократовых двуслюдяных гранитов. Во фронтальной и осевой частях вулкано-плутонического пояса преобладают гранитоиды J-типа (гранодиориты и монцониты), в тыловой части пояса - граниты S-типа (кварцевые монцониты, гранодиориты, двуслюдяные граниты). Для пояса характерны крупные вулканические постройки щитовых и стратовулканов, дайки и субвулканические тела, батолиты, кальдерные и вулкано-тектонические депрессии, выполненные отложениями пирокластических потоков; межгорные прогибы, заполненные вулканогенно-осадочными толщами.

Минерагения. Во фронтальной и осевой частях вулкано-плутонических поясов с гранитоидами J-типа связаны многочисленные медные, медно-молибденовые, золото-медно-молибденовые месторождения, скарновые месторождения с железом, медью и вольфрамом.

Медно-золоторудные и серебряные жильные месторождения размещаются по периферии известково-щелочных батолитов. Среди медных жильных месторождений выделяются два подтипа: 1) халькопирит-актинолит-магнетитовые; 2) халькопирит-пирит-спекуляритовые, содержащие промышленные концентрации золота.

Серебряные жильные месторождения с баритом залегают в пределах пояса батолитов среди известковистых пород. Серебро присутствует в виде сульфасолей и сопровождается небольшим количеством кобальта, никеля, свинца и цинка.

Стратиформные месторождения рассеянных медных сульфидов (тип манто) представлены тонкими вкрапленностями халькозина, борнита и халькопирита со значительным содержанием серебра в вулканических и вулканогенно-осадочных отложениях.

Некоторые медные месторождения приурочены к трубкам, выполненным турмалинизированными брекчиями, тесно связаны с гранодиоритовыми плутонами и содержат в качестве важного попутного компонента золото. Угловатые обломки цементируются кварц-турмалин-пирит-халькопиритовым агрегатом, в составе которого присутствуют шеелит, вольфрамит и молибденит.

Порфировые медные и медно-молибденовые месторождения представлены всемирно известной медной провинцией Андийского орогена, где они приурочены или к отдельным изолированным штокам, или связаны с поздними фазами гранодиоритовых и кварцево-диоритовых плутонов. Иногда вокруг месторождений отмечаются ореолы со свинцово-цинково-серебряной минерализацией. В Чили и Перу находятся крупнейшие месторождения меди этого типа (Эль-Тениенте, Эль-Сальвадор, Токепало, Куахоне и др.). Они отличаются рассеянной вкрапленностью и прожилками халькопирита, халькозина и борнита, но содержат гигантские запасы меди (до 0,5 - 1 млрд тонн). Попутно извлекаемыми продуктами являются золото и молибден.

Медно-свинцово-серебряные жильные и контактово-метасоматические месторождения залегают среди осадочных и вулканогенно-осадочных пород мезозойского и, даже, палеозойского возраста. Характерна приуроченность жильных месторождений к выходам небольших анде-зит-диоритовых, дацит-тоналитовых и адамеллит-дацитовых штоков среди вулканических толщ, а метасоматических - среди карбонатных.

Медные и урано-ванадиевые месторождения располагаются в северной части грабена Альтиплано, где залегают в палеоген-неогеновых красноцветных континентальных отложениях типа моласс (месторождения Дон-Базилио, Корокоро и Азурита-Куприта). Медное оруденение представлено халькозином и самородной медью, урановое - настура-ном, урановыми чернями с небольшими примесями серебра и свинца.

Железорудные (магнетитовые) скарновые месторождения локализованы в метаандезитовых породах на контакте тоналит-гранодиоритовых батолитов.

Марганцевые стратиформные месторождения представлены окисленными марганцевыми рудами, переслаивающимися с подводными вулканогенно-осадочными отложениями.

В пределах активной окраины кордильерского типа известны олововольфрамовые и олово-серебряные жильные месторождения, а также оловорудные месторождения порфирового типа.

Оловяно-вольфрамовые жилы (касситерит-вольфрамит-шеелит-квар-цевые) месторождения на плато Колорадо, в рифтогенной провинции Хребтов и Бассейнов, в зоне разлома Сан-Андреас локализованы в контактовых зонах батолитов. Оловяно-серебряные месторождения приурочены к штокам субвулканических дацитов-латитов, оловорудные месторождения порфирового типа - к зонам гидротермального изменения (се-рицитизация) субвулканических штоков. На окраинах плато находятся уникальные и очень крупные кварцево-молибденовые (с вольфрамом) месторождения (Клаймакс), а также полоса золоторудных месторождений типа Карлин, где тонкодисперсные стратиформные золотоносные залежи залегают в доломитистых известняках. Золото в рудах сопровождается мышьяком, сурьмой и ртутью при содержании металла до 10 г/т.

В глубь континента располагаются золоторудные месторождения, а также крупнейшие вулканогенно-осадочные месторождения бора (Крамер, Сере-Лейк).

Еще дальше размещается пояс медно-порфировых месторождений (Юта-Коппер, Бингем) со значительными запасами свинца и цинка. В глубь континента они сменяются жильными и контактово-метасоматическими свинцово-цинковыми месторождениями с серебром, медью и золотом.

Наиболее крупные ртутные месторождения (Нью-Идрия и Нью-Аль-маден) расположены в краевой части орогена.

При палеогеодинамических реконструкциях, проведенных А.С. Ушаковым и Г. Ольсзаком, установлено, что на активной окраине Евразиат-ского континента в пермское время были сформированы медистые сланцы Мансфельда в Силезии.

В Центральном Казахстане в обстановке активной континентальной окраины в девонское время сформировались стратиформные железомарганцевые и свинцово-цинково-баритовые месторождения атасуйско-го типа.

Железорудное месторождение Каражал локализовано в карбонатнокремнистой толще. Руды магнетит-гематитовые, тонко- и грубослоистые, с чередованием магнетитовых, гематитовых, яшмовых, гематито-кальцитовых, реже — сидеритовых слойков, туффитов и базальтовых потоков. Мощность рудных тел достигает 50 м при содержании железа до 40 - 58 %. Марганцевые руды на месторождении присутствуют в подчиненном количестве, залегая над и под железорудным телом, сменяя его по простиранию и выклиниванию. Они состоят из обогащенных марганцем прослоев кремнисто-карбонатного состава. Мощность марганцевых руд достигает нескольких метров и они сложены браунитом, гаусманитом, а также якобситом, карбонатами и силикатами марганца.

Месторождение Жайрем железо-марганцево-полиметаллическое является типичным месторождением атасуйского типа, для которого характерно совмещение в пределах одного рудного поля пластовых железо-марганцевых и цинковых руд с наложенным гидротермальным ба-рит-цинково-свинцовым оруденением. Мощность стратиформных рудных тел от долей метра до 70 м, чаще 5 - 25 м. Барит-полиметалличе-ские руды образуют линзообразные залежи, приуроченные к зонам дробления, межпластовым срывам и полостям отслаивания.

Магнетитовые стратиформные эксгаляционно-осадочные скарноид-ные месторождения рассматриваются на примере месторождения Кен-тюбе, где отложения верхнего девона прорваны интрузиями гранитои-дов. Рудовмещающая толща сложена переслаиванием кремнистых алевролитов и тонкозернистых песчаников с прослоями известковистых алевролитов, известняков, туфов липарито-дацитового состава. Рудные тела мощностью от 10 до 70 - 80 м и протяженностью до 2000 м залегают в кварц-полевошпатовых песчаниках. Руды сложены магнетитом и мартитом; присутствуют пирит, пирротин и халькопирит, реже - сфалерит. Богатые руды, содержащие до 50 % железа, переходят во вкрапленные, прожилковые и брекчиевидные с уменьшением содержания железа до 30 %.

Известные в России олово-полиметаллические месторождения представляют собой несколько иной генетический тип известных крупных месторождений активной андийской окраины. К ним отнесены оловорудные и олово-полиметаллические месторождения Приморья (Солнечное, Фестивальное, Дубровское и др.), большинство из которых залегает в юрских и меловых вулканогенно-осадочных толщах, прорванных интрузиями гранитоидов. Минерализованные зоны повышенной трещиноватости и дробления имеют ширину до 100 м и прослеживаются по простиранию на многие километры. В центре зоны сложены кварц-турмалиновыми метасоматитами с внешними оторочками сери-цитизированных, окварцованных или пропилитизированных пород, рассеченных кварцевыми жилами и прожилками с касситеритом, а также более поздними кварцево-колчеданными жилами с пиритом и халькопиритом и следующими за ними кварц-карбонатными жилами с галенитом, сфалеритом, сульфосолями свинца.

Скарноидно-полиметаллические месторождения представлены рудным полем Тетюхе, в строении которого принимают участие кремнистые сланцы, алевролиты, песчаники и известняки пермского, триасового, юрского и раннемелового возраста, а также вулканогенно-осадочные толщи позднего мела-палеогена, выполняющие грабенообразные структуры. Рудные тела имеют форму ветвящихся залежей или трубчатых рудных тел и контролируются разломами. Руды имеют сложный состав, сформированный в несколько стадий: предрудную скарновую (свыше 600 °С); скарново-сульфидную (600 - 400 °С) с кристаллизацией геден-бергита, граната, аксинита, ильваита, датолита, а также ранних пирротина, арсенопирита, сфалерита, галенита, галено-висмутина, кварца и кальцита; позднюю сульфидную стадию (350 - 120 °С), когда выделилась основная масса сфалерита и галенита, кварца и кальцита; низкотемпературную стадию (100 - 20 °С), когда формировались друзы кварца, халцедона, кальцита, марказита, флюорита, гизенгерита, цеолитов, палыгорскита.

Гидротермальные жильно-штокверковые месторождения уранмолибденовой формации, образовавшиеся на палеозойской активной континентальной окраине в Южном Казахстане (Бота-Бурумское месторождение), связаны с внедрением кислых экструзий. Месторождение залегает в центральной части вулканической постройки, где оруденение размещено в фельзитах, реже, в туфолавах и лавобрекчиях риолитов в виде рудных тел столбообразной формы. Главное рудное тело расположено в зоне контакта экструзивных фельзитов с эксплозивными брекчиями вблизи дайки диоритовых порфиритов. Другие тела локализуются либо в приконтактовых зонах, либо в зонах сопряжения разноориентированных тектонических нарушений. Руды месторождения тонко-прожилковые и прожилково-вкрапленные с флюидально-полосчатыми, брекчиевыми и прожилковыми текстурами. Основные минералы - урановая смолка, молибденит и арсенопирит; в меньших количествах присутствуют сфалерит, галенит, пирит, халькопирит, блеклая руда, пирротин, висмутин, марказит, станнин, магнетит, ильменит, гематит. Из нерудных распространены кварц, гидрослюда, турмалин, мусковит, биотит, хлорит и кальцит. Околорудное изменение вмещающих пород проявилось в гидрослюдизации и гематитизации фельзит-порфиров.

Зона тыловых рифтов представляет собой чередование горстов и грабенов, часто односторонних, осложненных надвигами. Грабены выполнены мощными (до 10—12 км) вулканогенно-осадочными толщами континентальных грубообломочных моласс, часто угленосных, содержащих покровы трахибазальтов, базальтов, трахитов, риолитов, онго-риолитов, прорванных мелкими телами лейкократовых гранитов.

Минерагения: Месторождения молибдена, олова, ртути, бериллия, урана, флюорита, РЗЭ. Жильные месторождения со свинцом, цинком, золотом, серебром. Месторождения каменного и бурого угля.

Пояс тыловых надвигов и гранитоидных интрузий характеризуется широким развитием надвиговых структур с падением плоскостей смещения в сторону континентальной окраины. Ширина надвиговых зон достигает десятков километров, в пакеты надвиговых пластин вовлекаются как породы платформенного чехла, так и кристаллического фундамента. Гра-нитоиды представлены лейкократовыми гранитами S- и А-типов.

Минерагения'. олово-вольфрамовые, жильные полиметаллические месторождения. В поддвиговых осадочных толщах - месторождения нефти и газа, каменного угля.

### 8.3. Трансформные окраины


Редкий и недавно выделенный тип трансформных континентальных окраин подразделяется на трансформные дивергентные и трансформные конвергентные окраины.

Трансформные дивергентные окраины рассматриваются на примере северного побережья Гвинейского залива Атлантики, где Африканский континент срезается экваториальной зоной трансформного разлома Ро-манш (рис. 8.7).

Здесь выделяются узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, по подножию которого проходит резкая тектоническая граница между континентальной и океанской корой. В зоне разлома наблюдаются как вертикальные, так и горизонтальные сдвиговые смещения.

В Индийском океане трансформный характер имеет юго-восточная окраина Аравийского полуострова, а также некоторые участки северозападного и южного обрамления Австралии.

Трансформные конвергентные окраины установлены на тихоокеанском побережье Канады и Аляски, где определяется сдвигом вдоль архипелага Королевы Шарлоты. Вторым примером является так называемый Калифорнийский бордерленд. Этот участок находится между двумя параллельными сдвигами: Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, ограничивающим бордерленд со стороны океана. Сам бордерленд


Рис. 8.7. Дивергентная трансформная окраина Гвинейского залива, характер подводного рельефа, по Ж. Масклю и К. Василю (1998), Р. Эдвардсу и др. (1997)

осложнён сдвигами второго порядка, которые трассируются цепочкой кулисообразно расположенных раздвиговых осадочных бассейнов, между которыми находятся приподнятые блоки более древнего основания. Этот бордерленд рассматривается как недавно погруженный участок континента, на котором по соседству с ним распространены такие же осадочные бассейны.

Минерагения изучена слабо. Возможны месторождения углеводородного сырья.

### Контрольные вопросы


1. Назвать основные отличительные геологические признаки пассивных и активных континентальных окраин.

2. Охарактеризовать строение и минерагению пассивной континентальной окраины.

3. Привести характерные морфоструктурные черты активной континентальной окраины.

4. Перечислить основные осадочные, магматические и метаморфические формации активной континентальной окраины.

5. Какие месторождения полезных ископаемых присущи активным континентальным окраинам? Привести примеры их палеоаналогов.

6. Какие черты присущи трансформным континентальным окраинам?

## 9. ЗОНЫ СТОЛКНОВЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ (КОЛЛИЗИОННЫЕ ЗОНЫ)


Коллизия рассматривается как результат столкновения островной дуги с континентом, микроконтинентов с континентом или столкновение континента с континентом. Некоторые исследователи рассматривают этот режим как особый вид субдукции - альпинотипную субдук-цию (А-субдукцию).

Модель столкновения островной дуги с континентом рассматривается А.А. Ковалёвым и Е.И. Леоненко (1995) как заключительная стадия развития дуги при погружении под неё пассивной окраины литосферной плиты. В этом случае часть осадочной призмы, сформировавшейся у подножия континентального склона и на шельфе срезается надвигающейся островной дугой и превращается в чешуи, двигающиеся в глубь материка. На них надвигаются покровы флиша закрывающегося окраинного моря вместе с чешуями океанической коры. Под надвигающейся островной дугой из пород осадочной призмы могут выплавляться палингенная гранитная магма.

В качестве примера такой геодинамической обстановки рассматривается Новогвинейский ороген (Дью, Берд, 1974; Митчелл, Гарсон, 1984). Здесь шельфовые тонкозернистые обломочные породы и известняки олигоцен-миоценового возраста, смятые в складки, прорваны гипабиссальными штоками кварцевых диоритов и гранодиоритов. Через шовную зону эти осадки контактируют с метаморфизованными осадочно-вулканогенными (по-видимому, островодужными) комплексами, и далее — с пластинами офиолитов и зеленосланцевых пород.

Зоны столкновения микроконтинентов с континентами возникают при закрытии спрединговых окраинных морей и рассматриваются как зоны обдукции. В окраинном море в начальную стадию скучивания возникают островные невулканические дуги (микроконтиненты), сложенные обдукцированными офиолитами. После столкновения микроконтинент причленяется к континенту и происходит надвигание пластин океанической коры и на обе структуры. Зоны коллизии микроконтинентов и континентов представляют собой надвиговые и покровные зоны, в которых принимают участие молодая океаническая кора окраинного моря вместе с покрывающими её карбонатными и терригенными осадками, а также карбонатные и терригенные толщи пассивных окраин. И те и другие толщи подвергаются метаморфизму вплоть до образования и последующего внедрения коллизионных анатектических гранитов. Актуалистическим примером подобного столкновения является остров Новая Каледония в Тасманском спрединговом море, а в качестве палеоаналога может рассматриваться Южный Урал, где в позднем девоне произошло закрытие Магнитогорского окраинного моря и столкновение Урало-Тобольского микроконтинента с пассивной окраиной Восточно-Европейского континента (Ушаков, Леоненко, 1995).


Рис. 9.1. Последовательность стадий (1-4) развития, ведущих к столкновению двух континентов при наличии зоны субдукции только у одной континентальной окраины, Д. Браун и А. Массет (1984). Осадки, накопившиеся на дне океана, захватываются при столкновении вместе с фрагментами океанической коры - офиолитами. На каждой схеме слева показана зона субдукции и континентальная магматическая дуга на протяжении стадий 1-3

При столкновении континентов коллизии предшествует сближение континентальных плит, которое происходит по мере субдукции разделявшей их океанской литосферы (рис. 9.1). Такое сближение завершается переходом от субдукции к коллизии. На первой стадии столкновения на участке сближающихся континентальных масс развивается шовная зона, вдоль которой выдавливаются офиолиты с образованием покровов. Блоки фундамента также надвигаются на пассивную окраину континента. На прилегающих участках литосферных плит, сложенных океанической корой, начинают накапливаться олистостромовые толщи, наиболее мощные перед фронтом покровов и флишевыми клиньями. Происходит скучивание и увеличение мощности континентальной коры. Подобное явление наблюдается на границе Евразийской и Австралийской плит. Коллизия началась в районе современного острова Тимор в плиоцене (5 - 3,5 млн лет назад), когда океанская литосфера Австралийской плиты полностью субдуцировала под вулканическую дугу Банда, расположенную на активной Евразийской окраине. Произошел перескок зоны субдукции, и континентальная Австралийская плита надвигается на море Банда. Это выражается сейсмичностью, надвигами и взбросами.

При столкновении континентов осадочные и вулканогенные отложения этих континентов вовлекаются в крупномасштаные процессы складкообразования, разломообразования, что сопровождается проявлениями высокоградиентного и высокотемпературного метаморфизма. Метаморфизм продолжается и после формирования шарьяжной структуры. Изобаты нередко пересекают границы шарьяжных покровов (Западные Альпы). Геофизическими методами устанавливается, что в современной коре коллизионных зон существуют стационарные горизонты гранитного расплава шириной до 250 км и мощностью около 10 км. При застывании этого расплава формируются гранитоиды палингенного происхождения S-типа.

В результате возникает орогенический пояс, где картируются тектонические покровы, срезанные надвигами, выделяется три или более фаз складкообразования, для более поздних складок характерно крутое падение осевых поверхностей, наличие син- и антиформных структур. Складки и разломы в такой зоне не затрагивают породы фундамента. Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощных моласс в передовых и межгорных прогибах.

К орогеническим поясам, образовавшимся при столкновении двух континентов, относят:

- Аппалачи - результат столкновения Сев. Америки с блоком Европа + Г ондвана;

- Каледониды — Сев. Америки с Гондваной;

- Герцинский пояс - Европы с Гондваной;

- Уральский пояс - Европы с Сибирью;

- Ангарский пояс - Сибири с Китаем;

- Альпы - Европы с Африкой;

- Гималаи — Индии с Евразией.

Известны две различные модели столкновения континентов:

1. Двуслойная модель - один континент надвигается на поверхность другого. Горы по этой модели являются результатом удвоения мощности земной коры вследствие надвигания одного континента на другой. Такое надвигание естественно приводит к образованию тектонических покровов.

2. Аккордеонная модель - предусматривает увеличение мощности земной коры в зоне контакта сближающихся континентов в связи с латеральным сжатием. Это приводит к смятию в складки вулканогенноосадочных толщ с более или менее крутыми вертикальными осевыми поверхностями.

Древний (50 - 45 млн лет) коллизионный процесс можно рассмотреть на примере Гималаев и Тибета (рис. 9.2, 9.3). Здесь в последние годы были проведены работы по комплексным геофизическим проектам PASSCAL Tibetan plateau axperimental (1991 - 1992), INDEPTH и др. (Розен, 1999), которые позволили с высокой точностью выявить строение земной коры региона. При движении Индостанской плиты в северном направлении океанская литосфера океана Тетис была субдуцирова-на под Евразийскую окраину. Гималаи формировались путем последовательного срыва и «счешуивания» континентальной коры. Пологие поверхности смещения фиксируются сейсмическими очагами. Встречное движение Индостана и Евразии до начала коллизии оценивается в 15 -20 см/год. Эта скорость последовательно уменьшалась до Юсм/год (олигоцен), позже — 5 см/год. Суммарное сближение после начала коллизии, по-видимому, превышает 2000 км. Такое сближение компенсируется не только многократным «счешуиванием» континентальной коры (ее утолщение и воздымание Гималаев), но и продольным отжиманием горных масс в западном и восточном направлениях и «торошением» обширной области континентальной литосферы от Гималаев до Байкала, где доминируют правосторонние и левосторонние сдвиги северо-западного и северо-восточного направлений.

Вследствие коллизии Евразиатской и Индийской плит мощность коры южнее сутуры Цангпо возросла до 70 км. Средняя скорость продольных волн в этой коре составляет 6,0 км/с, что соответствует представлению


Рис. 9.2. Распределение основных тектонических элементов Тибетского плато, Гималаев и сопредельных районов, по Г.Н.Савельевой и И.И.Поспелову (2010). 1 - кратоны; 2 - сутурные зоны; 3 - палеозойские складчатые области; 4 - складчатые области Неотетиса; 7 - надвиги; 8 - сдвиги; 9 - Центрально-Азиатский складчатый пояс; 10 - высокобарические комплексы (HP); 11 - ультравысокобарическне комплексы с алмазом илн коэситом (VHP); 12 - ультравысокобарические комплексы без алмаза нли коэсита. Цифры в кружках: 1 - Северный Цилань (HP), 2 - Северный Цайдам (UHP), 3 - Северный Алтын (HP), 4 - Южный Алтын (UHP), 5 - Северный Цинлин (UHP ), 6 - Даби (HP/UHP), Суду (HP/UHP), 8 - Центральный Чаньтанг (HP), 9 - Самдо (UHP), 10 - Юго-западный Таньшань (HP/UHP), 11 - Бейшань (HP), 12-Джабей (HP), 13-Намче-Брава, Восточно-Гималайский синтаксис (HP), 14 - Каган, Западно-Гималайский синтаксис (UHP), 15 - Тзу-Морари, Западно-Гималайский синтаксис (UHP), 16 - Арун, Центральные Гималаи (HP)

ЮЗ СВ


Рис. 9.3. Подцвиговая структура Гималаев, Е. Лион-Каен и П. Мол нар (1983): 1 - континенитальная кора Индостанской плиты; 2 - океанская кора Индостанской плиты; 3 - континентальная кора Евпазийской плиты (Тибет). Сейсмические зоны: X - Хазара, Т - Тарбела, ИК - Инд-Кохистаи

о разнородных складчатых толщах, слагающих большую часть мощности коры. Индийская литосфера продвигается к северу под южный Тибет по Главному Гималайскому надвигу.

Во фронтальной части Тибета (террейн Лхаса) установлена мощность коры до 80 км и выявлен слой пониженных скоростей на глубине 15-20 км, который трактуется рядом исследователей как зона внутрикорового парциального плавления толщиной около 10 км. Наличие жёсткой высокоскоростной мантии, отсутствие неогеновых (до современных) мафических вулканитов указывают на разогрев и парциальное плавление коры в результате её интенсивного утолщения и последующей термальной релаксации за счёт коровой теплогенерации, а не

вследствие интрузии мантийных расплавов. Прямым подтверждением разогрева в коре и, возможно, существования расплавов на глубине, являются горячие источники, распространенные в Южном Тибете.

На Кавказе современная коллизионная ситуация определяется подо-двиганием в ранней-средней юре Закавказской плиты в северном направлении под Скифскую плиту (Розен и др., 2001). В то же время с юга под Закавказскую плиту по зоне субдукции пододвигалась океаническая литосфера Тетиса. Все бассейны с корой океанического типа замкнулись на Кавказе в конце позднего мела. Южной границей Скифской плиты в современной структуре является Главный Кавказский разлом (надвиг).

Для Закавказской плиты характерно широкое распространение мощной серии мезозойских андезитов и базальтов островодужного типа. В их основании залегают палеозойские, частично докембрийские гнейсы, амфиболиты и карбонатные породы, прорванные интрузиями позднепалеозойских гранитоидов. В Дзирульском кристаллическом массиве этот догерцинский фундамент сложен метаморфизованными фрагментами океанической коры и энсиматических островных дуг.

В олигоцене (25 млн лет назад) начался процесс континентальной коллизии, продолжающийся и по настоящее время. Возникли поднятия в центральных зонах Большого и Малого Кавказа, которые представляли собой сначала крупный архипелаг островов. Вдоль северной окраины Закавказского массива возникли тектоно-деформационные олистро-стромовые комплексы, а по краям фронтальной части Закавказской плиты заложились межгорные прогибы (Рионская депрессия на западе и Куринская - на востоке). В среднем-позднем миоцене (10 млн лет назад) Арабская плита начала перемещаться к северу (в современных координатах) со скоростью 25 мм/год, что интенсифицировало погружение Закавказской плиты под Скифскую, возникновение косых северовосточных левосторонних сдвигов на Большом Кавказе и Транскавказского поперечного поднятия. В течение последних 5 млн лет происходило непрерывное воздымание Большого Кавказа, свидетельствующее о коллизионном утолщении коры.

Закавказская и Скифская плиты разделены сложной зоной деколле-мента, состоящей из серии наклонных разломов, среди которых доминирует Главный Кавказский надвиг. В зону деколлемента попали девонтриасовые терригенные отложения континентального склона и подножия южной (в современных координатах) гондванской пассивной окраины океана Тетис и более молодые отложения. Поверхность смести-теля Главного Кавказского надвига наклонена к северо-востоку под углом 37 - 75°, а на глубине она выполаживается до углов 0 — 5°. По геологическим оценкам нижняя пластина (фронт Закавказской плиты) к настоящему времени продвинулась на северо-восток под Скифскую плиту на расстояние около 200 км (Розен и др., 2001). Сейчас (поздний миоценголоцен) это движение продолжается со скоростью 11-13 мм/год на фоне сближения Аравийской и Евразийской плит со скоростью 25 -30 мм/год.

Район Главного Кавказского хребта отличается увеличенной мощностью земной коры (до 60 км), высокой скоростью воздымания (4 — 12 мм/год), повышенной сейсмичностью при глубине очагов 5 — 15 км, высокой плотностью теплового потока. В зоне Главного Кавказского разлома в Прэльбрусье установлен привнос мантийного гелия. Пониженное на 5 - 10 мГал гравитационное поле в районе Тырныауза указывает на присутствие здесь утолщённой пластины гранитоидов. На глубине 10 - 20 км отмечается пологая зона пониженных сейсмических скоростей (волновод), где, по-видимому, присутствует частично расплавленное вещество.

Магматизм в данной обстановке проявился во фронтальной части Скифской плиты спустя 20 - 30 млн лет после начала континентальной коллизии и включал извержение вулканов Казбек и Эльбрус, образование игнимбритов кальдеры Чагем (2,8 млн лет), внедрение гранитоидов Эльджуртинского и других массивов (2 - 2,5 млн лет), малых интрузии гранит-порфиров и сиенит-порфиров района Минеральных вод (8,8 — 9,6 млн лет).

Другим примером являются Восточные Альпы, которые представляют собой результат субдукции под Евразийскую окраину океанической литосферы Адриатического микроконтинента и формирования Австро-Альпийских покровов.

При взаимодействии континентальной окраины с несколькими разными плитами и микроплитами могут наблюдаться переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции и наоборот. Примером может служить продолжение в западном направлении Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Последняя, в свою очередь, в северном направлении через трансформный разлом «желоб-ороген» сменяется Индо-Бирманской коллизионной системой.

Континентальная коллизия в термически подготовленных регионах сопровождается расслоением литосферы. Наряду с мантийной возникают нижнекоровые и внутрикоровые астеносферы (астенослои, асте-нолинзы). Это способствует подвижности отдельных блоков земной коры - шолей, которые в миниатюре повторяют поведение литосферных плит. Для шолей характерны активные и пассивные окраины. На активных окраинах шолей происходит подтекание (субфлуэнция) корового материала, что сопровождается магматизмом (обычно полнодифференцированные серии повышенной щелочности) и формированием шоле-генного магматического ареала.

При столкновении континентов извилистость их контуров порождает так называемую индентерную тектонику, для которой характерен декомпрессионный базальтодный магматизм. Сосуществование пространственно сближенных разноглубинных очагов (мантийных и коровых) генерирует широкий спектр гибридных пород.

Минерагения. Для зоны столкновения островной дуги с континентом характерно медное и золотое оруденение, а также месторождения нефти и газа. Медные руды (месторождение Маунт-Фьюбилайн, Папуа-Новая Гвинея) встречаются как в виде медно-порфирового, так и скар-нового генетических типов, а также образуют пластовую залежь массивных сульфидов. В этом же районе золоторудное месторождение Мо-роуб располагается в поясе метаморфизованных сланцев и филлитов и пространственно связано с порфировыми интрузиями дацитов и андезитов.

Для зон столкновения микроконтинентов с континентами в связи с офиолитами известны месторождения хромитовых (Кемпирсайские) и медно-цинковых колчеданных руд (Учалинской, Сибайское и др.), а также никель-кобальтовые месторождения кор выветривания по ульт-рамафитам (Уфалейская группа).

В зоне столкновения континента с континентом в Гималайском оро-гене с офиолитовыми комплексами связаны месторождения хромита, магнетита, меди, магнезита и талька, с гранитоидами - кварц-поли-металлические жилы. На блоках пассивной окраины в песчаниках известны гидрогенные месторождения урана.

В пределах Кавказского орогена эксплуатируются медно-молибденовые порфировые месторождения (Каджаран, Далиг и др.), вулканогенно-осадочные марганцевые месторождения (Чиатурское рудное поле), ртутные и сурьмяно-ртутные (Ахейское, Авадхарское и Хнекское месторождения), скарновые магнетитовые руды (Дзамское месторождение). Кроме того, широко известен Южно-Каспийский нефтегазоносный бассейн, приуроченный к реликтовым полям субокеанической коры палеоокеана Тетис.

### Контрольные вопросы


1. Перечислить возможные варианты столкновения различных геоструктур.

2. Охарактеризовать последовательность формирования, возникающие структуры и минерагению зон столкновения островной дуги с континентом. Примеры.

3. Привести характеристику зон столкновения микроконтинентов с континентом.

4. Какие процессы происходят в зоне столкновения континентов с континентами? Возникающие структуры и минерагения. Примеры.

10. «ГОРЯЧИЕ точки»

## И МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ


В 1965 г. канадский учёный Дж.Т. Уильсон выдвинул гипотезу о том, что асейсмические хребты океанов, такие, как Гавайский, подстилаются аномально горячими участками мантии — «горячими точками» (hot spot). В 1971 г. Д. Морган предположил, что эти «горячие точки» располагаются на вершинах локализованных восходящих мантийных потоков - мантийных плюмов, и что примерно 20 активных областей вулканизма (Гавайи, Исландия, Тристан-де-Кунья, Иеллоустон и др.) связаны с такими ллюмами.

Иногда под «горячей точкой» понимается проявление внутриплитной магматической активности, обусловленное процессами в верхней мантии, а «мантийный плюм» - проявление внутриполитной тектонической и магматической активности, обусловленное процессами в нижней мантии, источник которой может находиться на любой глубине, вплоть до границы ядро - мантия - слой D" (Грачёв, 2000). Часто термины «горячая точка» и плюм используются как синонимы. Вместе с тем, следует подчеркнуть, что если положение «горячей точки» устанавливается непосредственно при наблюдении за вулканической активностью зоны, то вывод о существовании плюма подтверждается данными глобальной и региональной сейсмотомографии, хотя прямое их наблюдение недоступно.

Среди «горячих точек» выделяются локальные внутриплитные проявления с размерами от сотен до первых тысяч километров в поперечнике (собственно «горячие точки») и огромные суперплюмы, объединяющие собой несколько локальных «горячих точек» и имеющие поперечник вплоть до десятков тысяч километров (Южно-Тихоокеанский и Африканский суперплюмы).

По современным представлениям мантийные плюмы, или просто плюмы, представляют собой сравнительно узкие колонны разогретого вещества, поднимающиеся из глубоких (не менее 650 км) слоев мантии, так как их вещество легче окружающих пород. Вещество плюма ведет себя как пластическое тело (возможно, частично расплавленное) и поднимается подобно соляным диапирам. При этом оно подвергается внутренним деформациям, последствия которых можно наблюдать в мантийных ксенолитах в вулканических породах. По некоторым оценкам диаметр плюмов составляет от 200 до 800 км, а скорость подъема - до 2 см/год. Плюмы встречаются как внутри плит, так и на дивергентных границах между плитами. Плюмы на поверхности Земли порождают купола, центральные участки которых могут возвышаться до 1 - 2 км над окружающей местностью.

Рис. 10.1. Схема распределения горячих точек в системе литосферных плит Земли, по В.И.Коваленко и др. (2009). 1-3 - горячие точки: 1 - внутренних участков литосферных плит, связанные с суперплюмами, 2 - контролирующие позиции СОХ,

3 - тяготеющие к конвергентным границам плит; 4-5 - границы литосферных плит:

4 - дивергентные (СОХ), 5 - конвергентные; 6 - проекции горячих полей мантии (суперплюмов). Цифры на схеме: 1-7 - горячие точки Южно-Тихоокеанского су-перплюма: 1 - Гавайская, 2 - Каролинская, 3 - Маркизская, 4 - Самоа, 5 - Таити, 6 - Питкаирн, 7 - Макдональд; 8-15 - горячие точки Африканского суперплюма: 8 - Хоггар, 9 - Тибести, 10 - Дарфур, 11 - Афар, 12 - Восточно-Африканская, 13 -Виктория, 14 - Каморы, 15 - Реюньон; 16-24 - горячие точки конвергентных границ плит: 16 - Еллоустоун, 17 - Ратон, 18 - Вудалянчи, 19 - Чангбайши, 20 - Да-тонг, 21 - Тенгчонг, 22 - Хайнань, 23 - Лорд Хоуэ, 24 - Восточно-Австралийская; 25-45 - горячие точки СОХ: 25 - Ян Майен, 26 - Исландия, 27 - Азоры, 28 - Новая Англия, 29 - Фернандо, 30 - Тринидад, 31 - Вознесения, 32 - Святая Елена, 33 -Тристан, 34 - Гоф, 35 - Метеор, 36 - Буве, 37 - Марион, 38 - Крозе, 39 - Амстердам, 40 - Кергелен, 41 - Бови, 42 - Кобб, 43 - Баджа, 44 - Галапагосы, 45 - о-в Пасхи

В.И.Коваленко и др. (2009) выделяют следующие группы «горячих точек»:

1) Приуроченные к конвергентным границам плит - зонам субдук-ции и коллизии (рис. 10.1, точки 16-24и41- 45). 2) «Горячие точки» Атлантического океана, определившие границу позднепалеозойского раскола континентов западного и восточного полушарий (рис. 10.1, точки 25 - 36). 3) «Горячие точки» литосферных плит, тяготеющие к центральным участкам проекции суперплюмов на дневную поверхность.

Предполагается, что на континентах плюмы фиксируются в точках тройного сочленения (например, Афар), где в последующем мог происходить разрыв континентальной коры. Здесь они формируют весьма пологие сводово-купольные поднятия диаметром до 100 км и вертикальной амплитудой до 1 - 2 км, осложненные густой сетью грабенообразных прогибов. Примерами воздействия плюмов на континентальную кору является восточный дрейф Восточно-Европейской плиты со скоростью 2-3 см/год, что сопровождается омоложением возраста вулканитов с востока на запад от Силезии и Богемии через Эйфель-ские маары до района Центрального массива Франции (Дункан и др., 1972). В этом же плане следует рассматривать «гипотезу проскальзывания» Африканской плиты над «hot spot» с формированием Восточной ветви Африканско-Аравийского вулканического пояса (Казьмин, 1975).

На дивергентных границах между плитами плюмы сосредоточены, главным образом, в зонах СОХ. С плюмом под Исландией связан широкий сегмент Срединно-Атлантического хребта, выступающий в Исландии над уровнем моря.

Типичным примером внутриплитных океанических плюмов в океанах является плюм Гавайских-Императорских островов (рис. 10.2). Здесь в Гавайском хребте отмечается цепь подводных и надводных вулканов, возраст которых последовательно омолаживается с СВ на ЮВ от 28 млн лет (Мидуэй) до современного (Килауэа) и новообразующегося (Лоихи). Такое омоложение связывается с прохождением Тихоокеанской плиты над Гавайским плюмом при ее движении в СЗ направлении.

Во всех случаях от «горячей точки» отходят вулканические хребты -следы прохождения плиты над плюмом. Возраст известных плюмов и «горячих точек» в истории Земли варьирует от раннего протерозоя (2,1 млрд лет) до современного. На сегодня по сведениям разных авторов насчитывается от 20 до 122 «горячих точек».


Рис. 10.2. Положение и возраст вулканов в Императорско-Гавайской цепи

Проблема существования плюмов широко дискутируется зарубежной научной общественностью. В 2003 - 2005 гг. Американское геологическое общество и Американский геофизический союз провели три конференции в Исландии, Калифорнии и Шотландии с общей тематикой «Есть ли плюмы, и если да, то что это такое?» Последнее из них имело название «Великий спор о плюмах: происхождение и роль крупных изверженных провинций и горячих точек». При этом следует подчеркнуть, что на сегодняшний день за существование плюмов и против высказывается примерно равное количество зарубежных исследователей. Достаточно подробный разбор существующих взглядов на проблему плюмов провёл В.Н.Пучков в статье «Великая дискуссия о плюмах: так кто же всё-таки прав?» (2009).

В.Н. Пучковым (2009) предлагается набор признаков и свойств, позволяющих выделять плюмы и суперплюмы, среди которых отмечены следующие:

1. Наличие цепочек вулканов с закономерным последовательным омоложением возраста. На сегодня подтверждено существование около двух десятков таких цепей.

2. Наличие вертикальных столбов или наклонных зон разуплотнённого вещества мантии, выявленных сейсмотомографией и простирающихся на большие глубины вплоть до границы ядро - мантия.

3. Связь плюмов и суперплюмов с глобальными областями разуплотнения в нижней мантии, которые имеют размеры до тысячи километров в плане, воздымаются вверх, постепенно распадаясь на отдельные плюмы в мантии, и концентрируются преимущественно над Тихоокеанским и Африканским суперсвеллами.

4. Связь плюмов с куполовидными поднятиями земной поверхности.

5. Петрологические и геохимические особенности плюмового магматизма, заключающиеся в высоких содержаниях литофильных элементов с крупными ионными радиусами, лёгких РЗЭ и в повышенных соотношениях изотопов 87Sr/ 86Sr, l43Nd/144Nd, 206Pd/ 204Pd, и особенно 3He/4He (т.е. отношение первичного «солнечного» гелия к радиогенному).

6. Установленая связь КМП, в том числе трапповых полей и гигантских роёв докембрийских долеритовых даек, с суперплюмами.

За последние десятилетия плюм-тектоника получила дополнительные доказательства в связи с развитием таких направлений научных исследований, как сейсмотомография, петрология, минералогия, геохимия, изотопная геология. Появились представления о «горячих полях» (LIPs или КМП) - грандиозных короткоживущих магматических провинциях, которые образованы преимущественно породами основного состава площадью более 0,1 млн км2 и объёмом более 1 млн км3 с максимальной продолжительностью формирования около 50 млн лет. Образование LIPs или КМП стали отождествлять с суперплюмами — широкими плюмоподобными воздыманиями мантийного вещества, вызывающими сравнительно короткое по времени выплавление и излияние колоссальных объёмов вулканических пород. Обнаружилась связь между плюмами, суперплюмами и суперсвеллами, областями пониженных скоростей и супервздутиями слоя D"Ha границе мантии и ядра.

В настоящее время методами локальной и глобальной сейсмической томографии отстроены видимые изображения мантийных плюмов и холодных слэбов в разрезе нижней и верхней мантии Земли (рис. 10.3). На основе данных сейсмотомографии было обосновано, что плюмы зарождаются на разных уровнях нижней мантии от 2800 до 650 км (табл. 10.1) (Montelli et al., 2004). Предполагается (Ю.Пущаровский, 2004), что плюмообразующий высокоэнергетический очаг может возникать и во внутримантийных геосферах в зонах горизонтального срыва. При этом грубо возможно выделение по крайней мере их трёх разновидностей: 1) первичные («моргановские»)? идущие от низов мантии; одним из доказательств наличия нижнемантийных плюмов является высокое отношение в вулканитах 3Не/4Не, где 3Не характеризует первичную недегазированную мантию с первичным солнечным 3Не; 2) промежуточные, рождающиеся в основании переходной зоны; 3) верхнемантийные («андерсоновские»), возникающие в верхах астеносферы как ответ на движение плит.

Формирование плюмов может быть обусловлено несколькими возможными причинами, которые различаются механизмами инициации восходящих мантийных струй.

ЮВ

1000

км

Рис. 10.3. Строение субдукционных зон в Курильско-Охотском регионе по данным сейсмотомографии продольных волн, по Е.Н. Меланхолиной и др. (2001). На шкале участки мантии с различными сейсмическими скоростями: 1-2 - медленными, 3 - близкими к средним значениям, 4-5 - быстрыми. Цифрами в кружках на схеме обозначены: 1-2 - зоны субдукции: 1 - Курильская, 2 - Восточно-Азиатская, брошенная мелового возраста; 3 - Южно-Охотский задуговой бассейн

Таблица 10.1Глубина зарождения плюмов в мантии (в скобках - радиусы плюмов в км) по R. Mointelli et al. (2004)
Глубина зарождения (в км) | Местоположение | Общееколичество
2800 | Вознесения (100), Азорский (300), Канарский (400), Кораллового моря (300), Пасхи (400), Самоа (200), Ю. Ява (200), Таити (300) | 8
2350 | Крозе (400), Гавайи (300), Кергелен (400) | 3
1900 | САХ 15 и 25°с.ш., 45°з.д. (200), Инд. океан 35° ю.ш., 100° в.д. (400), Реюньон (200), о-ва Зелёного мыса (300) | 4
1450 | Афар (200), Буве (400), о-ва Кука (200), Хуан-Фернандес (300) | 4
1000 | Коралинский (300), Кокосовые о-ва (200), Этна (200), Соломоновы о-ва (?), Галапагос (300), Гайнан (200), Исландия (100), Хуан-де Фука (100), Луисвиль (300) | 9
650 | Бови (100), Эйфель (100), Восточно-Австралийский (100), Сейшелы (?) | 4
ИТОГО |  | 32

Первая модель субдукционной инициации «горячих точек» обосновывается явлением опускания холодной океанической литосферы в мантию на её границу с ядром и выдавливании горячей мантии. Значительный объём субдуцированных холодных слэбов («кладбище слэбов» в мантии, по Ю. Маруяме) порождает общемантийные конвективные процессы. Это не только восполняет расход вещества в области поднимающихся суперплюмов, но и приводит к образованию локальных конвективных ячеек вблизи конвергентных границ. Появляется всё больше свидетельств о химической неоднородности мантии, что выражается в тонких геохимических отличиях вулканитов. Это объясняется широкомасштабным перемешиванием материала субдуцирующей литосферы и мантии в ходе общемантийной конвекции, что позволило выделить по содержанию и соотношению изотопов большое количество типовых мантийных резервуаров (PM, PREMA, UM (MORB), DM, EMI, SOPITA, HIMU, FOZO и др.), отличающихся степенью деплетированности или обогащенности теми или иными компонентами. Доказана сложная структура мантии, где соседствуют недеплетированные, деплетирован-ные и метасоматически обогащенные участки, принадлежащие рецик-лированной литосфере.

Вторая модель связывает образование мантийных плюмов вследствие взаимодействия ядра и мантии. При этом предполагается, что су-перплюмы формируются над восходящими ветвями конвективных ячей в жидком ядре Земли в результате фокусированного притока тепла к разделу ядра и мантии. Перегретая мантия этих участков приобретает плавучесть относительно окружающей мантии и поднимается кверху, в виде мантийных плюмов.

Третья модель предусматривает выделение тепла и повышение температуры в в Р-Т-условиях слоя D" в результате экзотермического характера фазового перехода перовскита (MgSiCb) в пост-перовскит, де-плетированный в отношении Fe. Железо при этом преобразуется в маг-незиовюстит, что сопровождается выделением тепла и создаёт феномен суперплюма. Сейсмотомографическая ЗО-модель Земли включает две обширные низкоскоростные аномалии (вздутия, суперсвеллы) в слое D" под Африкой и Южной частью Тихого океана, поднимающееся от которых перегретое вещество интерпретируется соответственно в качестве Африканского и Тихоокеанского суперплюмов.

Четвёртая (андерсоновская) модель предполагает образование очагов плавления в мантии при пассивном растяжении литосферы и соответственно декомпрессии (модель пассивного рифтогенеза), сопровождающееся формированием «горячих точек» - областей внутриплитного вулканизма.

### Контрольные вопросы


1. Дать определение терминам «горячая точка» и «плюм».

2. В каком виде проявляются плюмы в поверхностных структурах океанов и континентов?

3. Какие имеются доказательства существования плюмов?

4. В чём суть гипотезы Ю.Д. Пущаровского о местах формирования плюмов?

5. Назвать возможные причины и механизмы формирования плюмов.

## 11. ТЕРРЕЙНЫ И ТЕРРЕЙНОВЫЙ АНАЛИЗ


Террейны (англ. - terrain, terrane) - ограниченное разломами геологическое тело региональной протяжённостим, которое характеризуется собственными стратиграфическими, магматическими, метаморфическими и структурными особенностями, определяющими палеогегогра-фическую, палеотектоническую и палеогеодинамическую историю, отличающую его от соседних геологических блоков. Террейны представляют собой элемент строения аккреционных континентальных окраин и выделяются в виде чужеродных (экзотических) блоков. Породы этих блоков сформировались на значительном удалении от места их современного положения в других палеогеографических и палеоклиматических условиях. Террейны распознаются по резко отличному от окружающих пород составу и повсеместным тектоническим контактам с окружающими блоками. Террейновая природа подтверждается присутствием фауны и флоры, принадлежащих другой географической провинции и отличающихся от сопредельных блоков. Палеомагнитные данные показывают, что породы террейнов формировались на широтах, которые значительно удалены от того места, где террейн сейчас находится.

Изучение океанов свидетельствует о крупномасштабных перемещениях океанской земной коры с включёнными в неё разнородными блоками, что привело к представлениям о механизме такого транспорта. Бен-Аврахаам и другие (1984) обратили внимание на перемещающиеся в Тихом океане вместе с корой океанические поднятия (плато Отонг-Джава, Шатского и Хесса, отмершие вулканические хребты и др., рассматриваемые в качестве микроконтинентов), которые в обозримом геологическом будущем будут причленены к континентальным окраинам в качестве террейнов (рис. 11.1).

Среди важнейших понятий концепции террейнов считаем необходимым охарактеризовать следующие: аккреция, амальгамация, дисперсия, субтеррейн, супертеррейн, шовная зона или сутура, перекрывающие и «сшивающие» образования.

Аккреция или аккретирование - тектоническое причленение террей-на к континенту. При этом геологические образования террейна, сформировавшиеся до аккреции, определяются как доаккреционные, а после аккреции - как постаккреционные.

Отмечают разные особенности аккретирования: 1) стыковка или швартовка; 2) спаивание, слипание или консолидация.


160°180“160° 140“Рис. 11.1. Микроконтиненты (чёрное) - будущие террейны в структуре Тихого океана, по Бен-Аврахаму н др. (1984)

Амальгамация - тектоническое объединение двух и более террейнов, произошедшее до моменета их причленения к континенту.

Дисперсия - тектоническое разрушение, расчленение на фрагменты ранее аккретированных или амальгамированных террейнов. Дисперсия может происходить тремя способами: 1) перемещением частей террейна по сдвигам на сотни и даже тысячи километров; 2) расчленением террейна надвигами на серию пластин; 3) разрушением террейна при рифтогенезе.

Субтеррейн — ограниченный разломами блок внутри террейна, имеющий сходную, но не идентичную геологическую историю.

Супертеррейн - ансамбль террейнов, обнаруживающий сходство стратиграфических и вещественных параметров или имеющий общую геологическую историю после амальгамации или аккреции.

Шовная зона или сутура - тектоническое выражение зоны коллизии, обычно содержащая офиолиты, метаморфические породы высоких давлений и тектонический меланж.

Перекрывающие образования - осадочные или вулканогенноосадочные толщи, накопившиеся после амальгамации или аккреции террейнов и стратиграфически перекрывающие два или более смежных террейна или террейны и окраину кратона.

Сшивающие образования пояса плутонических пород, рои даек, метаморфические пояса различной геодинамической природы, которые пронизывают смежные террейны и окраину кратона.

Выделяются следующие группы террейнов:

1. Стратиграфические террейны - содержащие стратифицированные серии и включающие три крупных категории террейнов, представляющие собой фрагменты континентов, океанических бассейнов и островных дуг.

2. Нарушенные террейны - террейны, типичным представителем которых являются меланжи с терригенным или серпентинитовым матриксом.

3. Аллохтонные, или перемещённые, террейны.

4. Экзотические, чужеродные, или мистические, террейны.

5. Анкетированные террейны - террейны, находящиеся в перемещённом положении и включенные в состав континентальной коры посредством аккреционных процессов. Аккретированные террейны являются аллохтонными, но не обязательно экзотическими.

6. Метаморфические террейны — интенсивно метаморфизованные и деформированные комплексы осадочных и магматических пород, образование которых не может быть привязано к определённой геодинамической обстановке.

7. Композитные террейны - террейны, в которых присутствуют блоки докембрийского метаморфического фундамента. Ранее их называли аллохтонными массивами.

В Международном тектоническом словаре (1991) выделен «тектоно-стратиграфический террейн», который определён как ограниченная разломами территория, часто регионального протяжения, которая характеризуется единой геологической историей, отличной от таковой смежных террейнов.

По составу слагающих террейны структурно-вещественных и геодинамических комплексов можно выделять следующие типы:

1. Террейн аккреционного клина (призмы) - фрагмент в разной степени деформированного комплекса турбидитов и океанских пород.

2. Террейн континентального рифта - фрагмент континента или отложений пассивной окраины, содержащий вулканический и/или интрузивный комплекс пород рифтогенного происхождения.

3. Террейн окраинно-континентальных дуг - комплекс вулканических и интрузивных пород и ассоциирующих осадков, которые образовались над зоной субдукции, погружающейся под континент, включающие фрагменты окраинно-континентальных поясов и зрелых островных дуг.

4. Террейн энсиматических дуг - комплекс вулканических и интрузивных пород и связанных с ними осадков энсиматических островных дуг, который сформировался над внутриокеанской зоной субдукции.

5. Террейн офиолитовый - фрагменты пород офиолитовой ассоциации, меланж, состоящий из фрагментов океанской или островодужной коры.

6. Террейн пассивной континентальной окраины — комплекс осадочных отложений, перекрывающий пассивные окраины континента.

7. Террейн субдукционной зоны - тектонически совмещённые деформированные фрагменты океанской коры, верхней мантии, метаморфических комплексов высоких давлений и низких температур, аккреционных призм, турбидитов.

8. Террейны турбидитовых бассейнов - комплексы турбидитов континентального склона, его подножия, преддуговых, междуговых и заду-говых бассейнов.

Коллаж террейнов. Концепция коллажа террейнов разработана геологами Северной Америки на примере запада континента. Дж. Монгер, Д. Джонс, П. Кони и Д. Хауэллом показана мозаичная структура североамериканских Кордильер и применен термин террейн в современном понимании. В соответствии с этими представлениями новая континентальная кора орогенных поясов образуется посредством наращивания кратона отдельными аллохтонными тектоно-стратиграфическими тер-рейнами. При этом большинство террейнов образует ансамбли покровов, состоящих из бескорневых тектонических пластин со сложной внутренней деформационной структурой. Сами террейны являются фрагментами крупных палеотектонических структур: кратонов, пассивных и активных окраин, островных дуг, окраинных морей, океанских плато, срединно-океанических хребтов и т.д. Эти палеоструктуры до этапа аккретирования находились на расстоянии в сотни и тысячи километров от современного их положения и имели различную геологическую историю, которая завершилась их дезинтеграцией и тектоническим совмещением в покровно-складчатой структуре единого ороген-ного пояса.

Террейновый анализ является одним из методов тектонического районирования и регионального изучения структуры и геологической истории складчатых поясов. Позже стали говорить даже о «террейноло-гии» (А. Сенгор, Дж. Девей).

Террейновый анализ предусматривает следующие операции:

1. Выделение террейна, а также перекрывающих и сшивающих образований, базирующееся на анализе структурных, литологических, стратиграфических и палеонтологических данных, особенностях магматизма и метаморфизма.

2. Определение на основе детальных структурных исследований границ террейна, их типов (надвиг, сдвиг, сброс и др.) и кинематики перемещений по ним.

3. Выяснение на основе комплексного подхода геодинамической обстановки формирования террейна.

4. Выяснение первоначального местоположения террейна и траектории его перемещения с использованием палеонтологических, палеобиогеографических и палеомагнитных данных.

5. Типизация и изучение постамальгамационных и постаккреционных комплексов, перекрывающих и сшивающих образований с целью реконструкции заключительных этапов тектонической истории террейна.

Результаты террейнового анализа обычно представляют в виде специальных тектонических карт, тектоно-стратиграфических колонок и пространственно-временных диаграмм. На рис. 11.2 показаны гипотетический континент К и четыре террейна, аккреция которых приводит к формированию новой орогенной структуры. На первом этапе в середине ордовика происходит аккреция, фиксирующая причленение террей-на-4 к континенту, которое сопровождается метаморфизмом. Позднее на рубеже средней и поздней юры происходит амальгамация террейнов 1 и 2, которая устанавливается по сшивающим интрузиям. Дальнейшая совместная история супертеррейна (1+2 — составной террейн) продолжалась до начала мела, когда произошла следующая амальгамация с террейном-3, фиксируемая по появлению перекрывающих вулканогенно-осадочных образований островодужной природы. В результате возник супертерейн (1+2+3). В середине мела произошёл второй этап аккреции, возникла новая окраина континента, представляющая собой коллаж террейнов.

Рис. 11.2. Схема, иллюстрирующая пространственно-временные соотношения тектоно-стратиграфических единиц условного оро-генного пояса на основе террейнового анализа, по С.Д. Соколову (2007): 1 - метаморфизм, сопровождающий причленение террей-на-4 к континенту и маркирующий 1-й этап аккреции; 2 - сшивающие интрузии, маркирующие амальгамацию террейнов 1 и 2 (1-й этап амальгамации); 3 - пост-амальгамационный осадочный чехол; 4 - постамальгамационный вулканогенно-осадочный чехол, базальные слои которого маркируют 2-й этап амальгамации -объединение террейнов-1, -2 и -3 в супертеррейн; 5 - постаккреционный чехол. Цифрами 1, 2, 3 и 4 показаны различные террейны. К - условный континент

Террейновый анализ стал основным методом изучения складчатых поясов на основе региональных и глобальных палеогеодинамических реконструкций базирующихся на постулатах тектоники литосферных плит.

### Контрольные вопросы


1. Дать определение термину «террейн».

2. Расшифровать термины, используемые при изучении террейнов; «амальгамация», «дисперсия», «субтеррейн», «супертеррейн», «сшивающие образования».

3. Назвать выделяемые группы террейнов.

4. Перечислить типы террейнов, выделяемые по составу слагающих их структурно-вещественных и геодинамических комплексов.

5. Что понимается под терминами «коллаж террейнов», террейновый анализ»?

12. ИНДИКАТОРНЫЕ (ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ И ТЕКТОНИЧЕСКИЕ)КРИТЕРИИ ДИАГНОСТИКИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК

### 12.1. Методы индикации палеогеодинамических обстановок


Выделяют геологические (формационные, петрохимические, геохимические) и геофизические методы индикации палеогеодинамических обстановок.

Геологические методы включают анализ фаций и мощностей, картирование тектонических покровов и хаотических комплексов, анализ распространения геологических комплексов как индикаторов границ плит.

Формационные методы включают изучение конкретных осадочных, магматических или метаморфических комплексов горных пород, которые отражают в своем химическом и минеральном составе, текстурах и структурах условия формирования пород данного комплекса (давление и температуру, палеошироты и др.). Особое значение для установления геодинамических обстановок имеет исследование формаций - индикаторов, маркирующих шры замкнувшихся океанов, офиолитовые и олисто-стромовые комплексы, комплексы голубых сланцев. Огромное значение имеет выявление формаций - продуктов субдукционного процесса - плутонических гранитоидных и вулканических эффузивных формаций.

Петрогеохимические методы при геодинамических реконструкциях могут использоваться в четырёх основных направлениях.

Первое направление относится к процедуре фациально-формационного анализа и решает задачи сравнения составов магматических пород и комплексов, диагностики и классификационных построений.

Второе направление связано с теоретическим моделированием пет-рогенетических процессов, в рамках которого петрохимические данные используется в комплексе с геохимической, изотопно-геохимической, петрографической и геофизической информацией.

Третье направление включает решение задач диагностики геодинамических обстановок.

Четвёртое направление охватывает широкий круг задач теоретического моделирования геодинамических процессов, верификации последних на эмпирическом материале. Это позволяет на качественном уровне оценивать параметры геодинамического режима в ряду однотипных геодинамических обстановок.

Первые два направления имеют опосредованное отношение к геодинамическим реконструкциям и достаточно широко освещены в научной литературе. Третье и четвёртое направления являются специфическими и получили развитие в последние десятилетия в рамках мобилистской концепции.

Влияние геодинамического режима в большей мере сказывается на условиях магмогенеза, а не на последующей судьбе магматических расплавов - их дифференциации, которая во многом зависит от локальных условий становления магматических тел.

Петрогеохимические методы используют комплекс петрохимических и геохимических критериев опознания геологических тел путем сравнения петрогеохимических параметров, особенностей распределения малых и редких элементов, их индикаторных и изотопных отношений в структурно-вещественных комплексах геологического прошлого с соответствующими параметрами структурно-вещественных комплексов эталонных геодинамических обстановок. Существует множество разнотипных диагностических диаграмм, предназначенных для распознавания тех или иных геодинамических обстановок по содержанию в породах петроген-ных и малых элементов. Среди них известны двойные и тройные диаграммы, в том числе полученные с помощью факторного анализа, метода дискриминантных функций, путём нормализации данных.

Геофизические методы большей частью используются при выявлении современных геодинамических обстановок (магнитные, гравитационные, тепловые аномалии и т.д.).

### 12.2. Петрохимические тренды магматических пород различных геодинамических обстановок


Во всех геодинамических обстановках выявляется латеральная пет-рохимическая изменчивость магматических пород, являющаяся непосредственным следствием характера глубинного тепломассопереноса и пространственного распределения Р-Т-условий.

На дивергентных границах (в рифтовых структурах) доминирующим фактором является температура. Геоизотермы и соответственно область генерации магмы приподняты в осевой части рифта. С этим связана большая полнота плавления субстрата и преимущественная генерация низкощелочной толеитовой магмы. При более глубоком положении геоизотерм и, как следствии, более глубоком уровне магмообразования, степень плавления субстрата существенно ниже, и магматические породы оказываются более обогащенными щелочами.

На конвергентных границах литосферных плит доминирующим фактором является латеральный градиент сверхлитостатического давления. Здесь отмечается дифференциальная подвижность натрия и калия. Тылы зон субдукции почти всегда обогащены калием. Латеральное распределение температуры осложнено здесь выделением фрикционного тепла в области контакта литосферных плит. Однако основной теплоноситель — флюид, выделяющийся при дегидратации субдуцируемой литосферы, и обогащенный им расплав, под воздействием тектонического стресса перемещаются в область относительно пониженного давления -в тылы зон субдукции. Перегретые флюиды повышают верхнюю границу плавления субстрата и способствуют его более полному плавлению. Это определяет латеральное распределение железистости образующихся пород.

Наряду с поперечной петрохимической зональностью существует и продольная. Она находит отражение в фрагментации рифтов и зон субдукции поперечными трансформными разломами. При переходе от одного фрагмента к другому скачкообразно меняется петрохимическая зональность - общий уровень содержания петрогенных элементов, диапазон и градиенты их поперечной изменчивости, иногда общее направление тренда. При этом сами поперечные разломы могут служить проводниками магматических расплавов, отличающихся повышенной щелочностью и степенью фемичности. Таким образом, поведение отдельных петрогенных компонентов в магматических породах является следствием образования последних в различных геодинамических обстановках.

Общая кремнекислотность магматических ассоциаций является индикатором положения геоизотерм, определяющих глубину магмогенерирующего слоя. В условиях континентального рифтогенеза о повышении положения геоизотерм можно судить по появлению продуктов плавления верхних горизонтов земной коры в виде бимодальных вулканических серий.

Содержание титана контролируется следующими факторами. Обводненность среды снижает его концентрацию в магматитах субдукци-онных зон. По этой же причине в базальтах окраинных морей (области задугового и внутридугового спрединга) содержание титана ниже, чем в аналогичных породах СОХ. Увеличение давления способствует переходу титана в расплав, что определяет увеличение его концентрации в производных глубинных магм.

Алюминий ведёт себя противоположно поведению титана в зависимости от обводненности, давления и феминности среды.

Содержание железа в расплаве находится в прямой зависимости от феминности плавящегося субстрата. Железистость возникающих пород зависит от нескольких факторов: фракционирования расплава, полноты плавления субстрата, давления и температуры. Соотношение двух- и трёхвалентного железа в породах в основном определяется флюидным режимом на глубине магмообразования. Существенно при этом и общее количество флюидной фазы и соотношение в ней окисленных и восстановленных компонентов, например СО и СОг. Тылы зон субдукции, как правило, обогащены флюидной фазой и окисленность железа там будет определяться преобладанием тех или иных компонентов (Н20, Н2, С02, СО или углеводородов).

Марганец характеризуется трендом, близким к трендам железа. Но поскольку его ионный радиус несколько больше такового Fe2+, марганец накапливается в остаточных расплавах. При этом отношение Mn/Fe возрастает к конечным членам дифференцированных серий, возникновение которых в той или иной мере связано с кристаллохимической селекцией.

Магний и кальций в своём поведении регулируются термическим состоянием глубин. Их концентрация заметно возрастает в породах, образовавшихся при высокой степени плавления субстрата, что обуславливается не только общим подъёмом геоизотерм, но и повышенной обводненностью субстрата. Максимальные концентрации этих элементов можно ожидать в осевых частях рифтогенных структур и во фронтальных частях магматических ареалов над зонами субдукции. В отличие от магния, содержание кальция и алюминия в расплаве существенно уменьшается при повышении давления.

Натрий ведёт себя совершенно противоположно относительно кальция. В зонах субдукции он мигрирует в область пониженной температуры вне зависимости от градиента литостатического давления. Его пониженная концентрация в «холодных» тылах субдукции может, вероятно, являться следствием низкого плавления субстрата. В этом случае его тренд совпадает с трендом калия. Концентрация натрия в базальтах в сильной мере зависит от степени плавления мантийного вещества, определяемым в основном термическим режимом.

Калий характеризуется повышенной отрицательной чувствительностью к избыточному давлению. В зонах субдукции и континентальной коллизии калий совместно с флюидной фазой мигрирует в их тыловые части, где избыточное давление минимально.

Петрохимические тренды магматических пород континентальных рифтов обусловлены значительным многообразием магматических проявлений при явном преобладании пород повышенной щелочности и преимущественно бимодальном распределении типов пород. Объёмное соотношение салических и фемических пород в Африканской рифтовой системе варьирует от 0,17 (Эфиопский рифт) до 0,75 (Кенийский рифт), а на отдельных этапах развития последнего - 1,3 (Williams, 1972). Породы кислого состава могут и вообще отсутствовать (Юго-Западное Прибайкалье).

Породы основного и среднего состава в рифтовых долинах обычно выделяются пониженной щелочностью и титанистостью, повышенным содержанием магния и кальция. От оси рифта к его периферии систематически убывает степень насыщенности пород, оцениваемая показателем Q в системе Ниггли или присутствием нормативных гиперстена и нефелина. Гиперстен-нормативные породы отличаются повышенным отношением 87Sr/86Sr, что даёт основание предполагать частичное вовлечение в расплав вещества земной коры. Для Кенийского и Эфиопского рифтов отмечается преимущественное развитие среди кислых пород пантеллеритов, а на окружающих их плато - комендитов. Кислые породы рифтовых зон относительно обогащены кремнием и алюминием.

Петрохимические тренды магматических пород зон спрединга несколько различаются в пределах СОХ и зонах вторичного спрединга в окраинных морях, задуговых и междуговых бассейнах.

Океанические базальты не являются исходными выплавками. Процессы дифференциации базальтовой магмы вносят доминирующий вклад в изменчивость концентрации петрогенных компонентов, подчас существенно затушевывая влияние мантийных неоднородностей.

Вариации содержаний железа в породах СОХ по простиранию хребта в значительной мере контролируются мантийными неоднородностями, регистрируемыми спутниковой гравиметрией. Так, породы Срединно-Атлантического хребта севернее трансформного разлома Атлантис в пределах обширного максимума геопотенциала содержат в среднем 11,5 % Fe в пересчёте на FeO, а южнее - в области малых положительных и отрицательных значений этой характеристики, среднее содержание железа в базальтах заметно ниже и составляет 10,5 %. В осях быстрого спрединга (Восточно-Тихоокеанский СОХ) базальты чаще обогащены железом и титаном.

Влияние «горячих точек», расположенных непосредственно в пределах СОХ или на небольшом расстоянии от него, проявляется в обогащении базальтов тугоплавкими компонентами, а в результате смешения спрединговых магм и магм плюмов в них существенно меняется содержание некогерентных элементов.

Спрединговые центры характеризуются сложным строением. Между трансформными разломами наблюдаются перекрытия спрединговых осей, их изгибы, неперекрывающиеся ответвления и некоторые другие отклонения от осевой линейности. Отмечается геохимическая специализация лав, пространственно приуроченных к перечисленным неоднородностям. Так, например, вблизи пересечения СОХ трансформными разломами базальты обогащаются титаном, железом и фосфором (при одном и том же содержании магния), здесь чаще встречаются высокофракционированные разновидности пород. На некоторых участках СОХ устанавливаются признаки симметричной петрохимической зональности. Для осевой части Восточно-Тихоокеанского СОХ на широте 20° 49' - 20° 56' характерны высокомагнезиальные базальты, сменяющиеся к периферии более железистыми разностями.

Базальты из зон активного спрединга в окраинных морях отличаются от базальтов СОХ широким развитием плагиофировых разностей и относительным обогащением алюминием.

Для океанических «горячих точек» характерно проявление бимодального вулканизма. Породы промежуточные между базальтами и трахитами - гавайиты, муджиериты, бенмориты - редки или отсутствуют вообще. Все разновидности пород обогащены крупноионными лито-фильными и другими некогерентными элементами.

На океанических островах объёмное соотношение салических и мафических пород не превышает 10 - 12 % (Грачёв, 1987).

Петрохимические тренды магматических пород зон субдукции ранжируются следующим образом:

1. Различиями в ряду энсиматические островные дуги - энсиаличе-ские островные дуги - асейсмические вулканические хребты - активные окраины континентов. При переходе от структур типа Тонга или Курил к Японской дуге и далее к Андийской окраине Южной Америки в составе вулканических излияний возрастает роль дацитов и риолитов. Во всех типах пород (при сопоставимом содержании S1O2) убывает концентрация Са, Mg и Fe, увеличивается содержание щелочей и степень окисленности железа.

2. Возрастанием от фронтальных к тыловым частям зон субдукции базитовости вулканических излияний, а также обогащением пород титаном, железом и щелочами при одновременном снижении в них содержания Mg и Са.

Увеличение скорости движения поглощаемой пластины сопровождается повышенным фрикционным тепловыделением, что влечёт за собой увеличение содержания Са и уменьшение Na в вулканитах. Влияние кооперативного питания вулканов (субдукционного и спредингово-го) в узлах сочленения зоны субдукции и спредингового хребта проявляется в снижении общей кремнекислотности вулканитов при одновременном увеличении концентрации группы железа. Влияние глубины и температуры выплавления магмы проявляется комплиментарными вариациями тугоплавких (Mg, Са) и легкоплавких (Fe, Na) компонентов.

Выявлены устойчивые статистически значимые связи петрохимиче-ских характеристик с разнообразными геофизическими индикаторами геодинамического режима: значениями аномального геопотенциала, скоростями сейсмических волн, сейсмичностью, некоторыми редукциями геомагнитного поля.

Продольная петрохимическая зональность проявляется при прослеживании изменений химического состава магматитов вдоль зон субдукции. При этом выявляются участки, в пределах которых петрохимические поля квазистационарны. Смежные участки отличаются уровнем концентрации петрогенных элементов и (или) характером поперечной зональности. Границами участков служат трансформные разломы. Петрохимическая сегментация согласуется со структурно-геологической и геофизической, отражая скачкообразные изменения режима субдукции.

Поперечные разломы нередко оказываются магмогенерирующими системами, поставляющими магмы повышенной фемичности и (или) щелочности. Из-за поперечных разломов могут локально нарушаться тренды поперечной петрохимической зональности: субщелочные вулканиты (шошонитовая ассоциация) могут локализовываться не только в тылу, но и во фронтальной части зон субдукции.

Петрохимические тренды трёх основных разновидностей субдукци-онных зон - активных окраин континентов, энсиматических и энсиали-ческих островных дуг - заметно различаются. Не остаются постоянными и тренды в пределах одной разновидности зон.

Петрохимические тренды активных континентальных окраин проявляются в увеличении содержаний титана и калия к тыловым областям вулканических ареалов, а алюминия, магния и кальция - к фронтальным.

В энсиматических островных дугах общим является увеличение содержания в породах Mg, Са и Fe к фронту, а А1, К и Fe203/Fe0 - к тылу.

Наиболее разнообразны петрохимические тренды энсиматических островных дуг. Они сходны между собой по увеличению содержаний Mg и Са к фронтальным областям дуг, а К и Fe (Fe + Mg) - к тыловым. Отличие энсиматических островных дуг от энсиалических заключается в том, что породы первых более железисты в тылу, в то время как во вторых эта компонента не является постоянной. Вместе с тем, в энсиалических дугах повсеместно обнаруживается увеличение общего содержания железа к фронту, а окисленности - к тылу.

Вопрос о корреляционных соотношениях содержания в породах К с глубиной остаётся спорным. Установлено, что в современных зонах субдуции это соотношение не остаётся постоянным даже в пределах одной дуги.

Петрохимические тренды магматических пород зон коллизии. В зависимости от типа сталкивающихся тектонических структур выделяются несколько разновидностей коллизионных обстановок: островная дуга - островная дуга, островная дуга - континент, спрединговый хребет -континент и т.д., вследствие чего петрологические явления оказываются весьма разнообразными и подчас существенно отличающимися друг от друга. Даже в однотипных коллизионных ситуациях наблюдается широкий спектр магматических комплексов и многообразие петрохи-мических трендов.

Коллизия, как правило, ведёт к блокировке процесса субдукции и аккреции взамодействующих масс и развитию собственно коллизионных и постколлизионных структур, контролирующих размещение магматических образований. Современный магматизм коллизионного типа изучен недостаточно, и пока не имеется возможности дать достоверную систематику петрохимических трендов данного процесса.

12.3. Петрохимическая диагностика геодинамических обстановок

Петрохимическая диагностика разнотипных геодинамических обстановок базируется на построении различных диаграмм, использующих соотношения содержащихся в породах петрогенных и малых элементов. При этом основное внимание специалисты уделяют наиболее распространенным породам - базальтам и гранитоидам.

Геодинамические типы базальтоидов. В качестве базальтов принимаются породы с содержанием Si02 от 45 до 52,5 % и суммой СаО + MgO = 12-20 %. Дж. Пирс, автор наиболее употребительных диаграмм, разделяет базальты на 6 типов (рис. 12.1):

- базальты океанических асейсмических вулканических островов;

- базальты континентальных, главным образом, рифтогенных структур;

- базальты океанического ложа;

- базальты толеитовые энсиматических островных дуг, расположенные вблизи глубоководного океанического желоба;

- базальты известково-щелочные энсиалических дуг и тыловых частей энсиматических дуг;

- шошониты на конвергентных границах литосферных плит - в тылах энсиалических островных дуг и в зонах континентальной коллизии.

Для шести эталонных выборок были получены три линейные дискриминантные функции:

F, = + 0,0088 Si02 - 0,0774 ТЮ2 + 0,0102 А1203 + 0,0066 FeO -

- 0,0017 MgO - 0,0143 СаО - 0,015 5 Na20 - 0,0007 К20;

F2= - 0,0130 Si02 - 0,0185 ТЮ2 - 0,0129 A1203- 0,0134 FeO -

- 0,0300 MgO - 0,0204 CaO - 0,0481 Na20 + 0,0715 K20;

F3 = - 0,0221 Si02 - 0,0532 Ti02 - 0,0361 A1203 - 0,0016 FeO -

- 0,310 MgO - 0,0237 CaO - 0,0614 Na20 - 0,0289 K20

На этой диаграмме (рис. 12.1) не удаётся расчленить базальты океанических островов и континентальных рифтов, что свидетельствует об отсутствии зависимости состава базальтоидных лав от типа земной коры.

О 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6


9


Рис. 12.1. Положение фигуративных точек базальтов различных геодинамических обстановок на дискриминационной диаграмме Дж. Пирса (1976). Базальты: OFB - океанического ложа; LKT - низкощелочные толеиты; САВ - известково-щелочные (островодуж-ные); SHO - шошониты; ΟΙΒ - океанических островов; CON - континентальные

Задачу разделения океанических и континентальных базальтов решает тройная диаграмма ТЮ2-К2О-Р2О5 (Реагсеа et al., 1975). Эта диаграмма эффективна для нещелочных примитивных базальтов; использование её для фракционированных пород приводит к ошибкам. Подходящими могут считаться анализы, в которых сумма щелочей на тройной диаграмме (Fe203+Fe0)-Mg0-(Na20 + К20) не превышает 20 %. Делящая линия на этой диаграмме ограничивает 93 % базальтов океанических хребтов и океанического ложа и более 80 % континентальных базальтов.

Геодинамические типы гранитоидов. Для классификации грани-тоидов по минеральному составу наиболее широко используется диаграмма А.Штрекайзена, основанная на количественном соотношении салических минералов(плагиоклаз - Р, калишпат - А и кварц - Q), приведённых к 100 %. (рис. 12.2)


Рис. 12.2. Классификационная диаграмма гранитоидов, по А. Штре-кайзену (1976). Поля гранитоидов: 1 - кварцевого диорита, 2 - кварцевого монцодиорита, 3 - кварцевого монцонита, 4 - кварцевого сиенита, 5 - кварцевого щелочного (или щёлочно-полевошпатового) сиенита, 6 - плагиогранита (тоналита и трондъемита) 7 - гранодиорита, 8 - адамеллита, 9 - собственно гранита, 10 - щелочного (или щёлочно-полевошпатового) гранита. А, Б, В - «глобальные» гранито-идные ассоциации: А - натровая известково-щелочная или габбро-диорит-плагиогранитная, Б - калиево-натровая известково-щелочная или габбро-диорит-гранодиорит-гранитная, В - щёлочно-известковая (субщелочная) или габбро-монцонит-гранитная

Для характеристике геодинамических обстановок среди гранитоид-ных пород выделяются гранитоиды офиолитов, энсиматических и эн-сиалических островных дуг, активных континентальных окраин, коллизионные и анорогенные гранитоиды (табл. 12.1), характеристика которых приводится по материалам В.М. Ненахова и др. (1992)

Гранитоиды (плагиограниты) офиолитов (граниты О-типа) формируются в геодинамической обстановке спрединга. Они обычно в виде небольших тел штокообразной или пластовой формы приурочены к верхним горизонтам кумулятивных габбро в расслоенных комплексах, иногда в виде даек проникают в ультрабазитовую и базальтовую части офиолитовой триады. По Р. Колману (1979), плагиограниты встречаются только в офиолитовом аллохтоне и никогда не проникают в породы автохтона. В виде обломков и включений подобные плагиограниты встречаются в серпентинитовых и терригенных меланжах. Породы имеют простой состав и сложены кварцем и зональным олигоклаз-андезином. (кварцевые диориты, тоналиты) или альбитом (трондьеми-ты), часто в виде графического гранофира. Мафические минералы представлены клинопироксеном, который обычно наблюдается в реликтах, амфиболом, реже биотитом в более меланократовых разновидностях. Это обычно акцессорные магнетит, ильменит, сфен, апатит, изредка ортит. В качестве новообразованного минерала отмечен кроссит, рассматриваемый как продукт голубосланцевого метаморфизма.

Плагиограниты обнаружены в мезокайнозойских, палеозойских и, даже нижнепротерозойских офиолитах (комплекс Иормуа в Финляндии).

Наличие плагиогранитов О-типа, обладающих специфическими структурно-текстурными и вещественными признаками, является надёжным индикатором принадлежности базит-ультрабазитовых комплексов к океанической палеокоре.

Плагиограниты офиолитовых комплексов разделяются на две группы, обозначенные как Οι и 02. В первую из них попадают плагиограниты, имеющие наибольшее сходство с кислыми породами со дна океана в районах СОХ (плагиограниты офиолитов Корсики, Западных Альп, Юго-Восточной Финляндии и др.). Плагиограниты Οι встречаются в ассоциации с феррогаббро, ферродиоритами и обнаруживают отчётливый толеитовый тренд дифференциации. Они отличаются предельно низкими концентрациями К, а также Rb и В, низкими содержаниями СаО и нередко очень высоким Na20, кроме того, характеризуются повышенными концентрациями Y, Zr, иногда также Nb и Тп.

Во вторую группу попадают плагиограниты офиолитовых комплексов, инициированных субдукцией и сформированных в преддуговых бассейнах Троодос, Сумаиль, Вуринос и др. Плагиограниты Ог характеризуются значительно более низкими содержаниями ЫагО и более высокими СаО, обычно не обнаруживают геохимической специализации и несут признаки известково-щелочной серии.

Обе группы гранитов О-типа хорошо разделяются по содержанию РЗЭ. В плагиогранитах Οι обнаруживаются высокие концентрации как лёгких, так и особенно тяжёлых РЗЭ при слабо выраженном их фракционировании с некоторым обогащением элементами цериевой группы и нередко отрицательной европиевой аномалией. В плагиогранитах Ог концентрации РЗЭ в 3 - 5 раз более низкие, но при этом отмечается их заметное фракционирование с обогащением тяжёлыми лантаноидами.

Принадлежность плагиогранитов к О-типу может быть подтверждена дискриминационными диаграммами Пирса - Харриса - Тиндли: Nb - Υ, Rb - (Nb+Y), Та - Yb, Rb - (Yb+Ta), которые позволяют различать кроме гранитов зон спрединга также граниты островных дуг, коллизионных зон и континентальных плит. Наиболее часто используется диаграмма Rb - (Nb+Y) (рис. 12.3).


Рис. 12.3. Дискриминационная диаграмма Пирса -Харриса - Тиндля (1976). Гранитоиды: СОХ - срединно-океанических хребтов, ОД - островных дуг и активных континентальных окраин, К - коллизионные, ВП - внутриплатные

Гранитоиды энсиматических островных дуг или граниты М-типа

по А. Уайту (1978). Считается, что эти плагиограниты имеют мантийное происхождение и являются индикаторами субдукции в океане. Они характеризуются широким спектром составов (тоналиты-трондьемиты) и часто входят в дифференцированные габбро-плагиогранитные серии. В их составе присутствуют зональный плагиоклаз (до лабродора в центре), кварц, амфибол с корродированными включениями пироксена, биотит. Количество темноцветных минералов достигает 25 - 30 % в кварцевых диоритах — тоналитах и снижается до первых процентов в трондьемитах. Калиевый полевой шпат в большинстве комплексов содержится в ничтожных количествах или отсутствует. Наряду с равнозернистыми встречаются порфировидные структуры, особенно в мелких телах, сложенных обычно кварцевыми плагиопорфирами.

М-плагиограниты слагают обычно небольшие тела площадью до нескольких десятков квадратных километров. Они иногда простого строения, но чаще зональные, дифференцированные с закономерной последовательностью формирования от габбро и диоритов к кварцевым дио-ритам-тоналитам и трондьемитам. Вмещающие породы обычно представлены островодужными базальтами и низкокалиевыми андезитами, а также их туфами.В контактовой зоне обычно развиваются высокотемпературные роговообманковые роговики.

М-плагиограниты характеризуются крайне низкими концентрациями Na20, очень высокими СаО (до 7,5 % в дацитах дуги Тонга-Кермадек) и несколько повышенными К20. Концентрация многих литофильных элементов находится в них на подкларковом уровне. Первичное отношение изотопов стронция в них всегда меньше 0,704. По классификации М.Пикока они относятся к известковой серии.

По особенностям распределения РЗЭ среди плагиогранитов и кислых вулканитов современных энсиматических островных дуг при низких в целом содержаниях лантаноидов выделяются две группы. Первые отличаются практически недифференцированным хондритовым характером распределения РЗЭ с отрицательной Eu-аномалией (дациты Марианской дуги и Тонга-Кермадек). Считается, что этот тип распределения присущ М-плагиогранитам, возникшим при частичном плавлении амфиболитовой океанической коры с плагиоклазом в качестве остаточной фазы (т.е. на глубинах не более 50 км). Во-вторых наблюдается фракционирование РЗЭ, что позволяет рассматривать их и как продукты дифференциации базальтовой или андезитовой (бонинитовой) магмы и как производные частичного плавления в мантии или океанической коре в зоне субдукции. На диаграмме Rb-(Nb+Y) (рис. 12.3) М-граниты попадают в самую нижнюю часть поля островодужных гранитов. С гранитами М-типа ассоциируют медно-порфировые и меднозолоторудные месторождения и проявления.

Плагиограниты О- и М-типа на основе геохимических данных выделил Л.В.Таусон (1977) как плагиограниты «толеитового ряда» (О-тип) и «плагиограниты андезитового ряда» (М-тип). Он подчеркнул, что глав-норе различие между ними заключается в значительно более низком содержании в «толеитовых плагиогранитах» К и Rb. Вместе с тем следует указать, что между офиолитовыми плагиогранитами типа Ог и острово-дужными плагиогранитами имеется большое сходство по редкоземельной геохимии, и их не всегда возможно различать на диаграмме Rb-(Nb+Y). По-видимому, их петрогеохимическая общность отражает близкие условия магмогенерации в зоне Беньофа.

Гранитоиды энсиалических островных дуг и активных континентальных окраин образуют протяжённые цепи батолитовых тел, сложенных самыми распространёнными в природе гранитами I- и S-типов.

По мнению большинства исследователей, 1-граниты связаны с суб-дукцией океанических плит под континентальные, а S-граниты - с коллизией континентальных плит. Обычно в складчатых поясах 1-граниты предшествуют S-гранитам, но нередко в орогенических поясах активных континентальных окраин параллельно цепям, сложенным батолитами 1-гранитов, размещены массивы гранитов S-типа. Первые были выделены С.Исихарой в Японии и сопредельных регионах Юго-Восточной Азии под названием «магнетитовые», а вторые - «ильменитовые» граниты.

В коллизионных зонах также обнаруживаются гранитоидные комплексы 1-типа, а в некоторых из них (Туркестано-Алай) они даже преобладают и оказываются более поздними по отношению к S-гранитам.

Считается, что S-граниты являются сугубо коровыми образованиями, возникшими в ходе анатексиса парапород (S-sedimentary) преимущественно глинистого состава. 1-граниты (I-igneons) связываются с частичным плавлением островодужных изверженных пород основного или среднего состава.

S-граниты отличаются сравнительно узким диапазоном составов и не обнаруживают связей с основными - средними породами. Они малокальциевые, при резком преобладании калия над натрием, пересыщены глинозёмом и корунднормативны. Темноцветные минералы S-гранитов представлены только слюдами, среди акцессориев типичны альмандин, кордиерит, турмалин, ильменит. Повышенная калиевость согласуется с надкларковыми концентрациями Rb, а также U, Li, Cs, Sn, особенно в лейкократовых разностях.

1-граниты тесно ассоциируют с диоритами и габброидами. Они гете-рогенны и могут быть продуктами частичного плавления амфиболитовых или тоналитовых коровых субстратов, могут быть образованы при дифференциации родоначальных магм основного и среднего составов, зарождающихся в разных условиях и из разных мантийных источников. Плутонические серии с гранитоидами 1-типа могут представлять собой гибридные производные коровых и мантийных магм. Вещественные характеристики таких гранитов отличаются неустойчивыми параметрами. Гранитоиды 1-типа широко развиты в островодужных обстановках и в пределах активных континентальных окраин. В первом случае они входят в состав известково-щелочных ассоциаций и их образование контролируется процессами кристаллизационной дифференциации. Соответственно, 1-граниты активных континентальных окраин и расположенных вблизи них островных дуг могут быть разделены на четыре группы: 1)»примитивные» низкощелочные гранитоиды известковой серии, приближающиеся к М-гранитам и отличающиеся низкими концентрациями крупноионных и многозарядных литофилов; 2) «нормальные» граниты 1-типа известково-щелочной серии с повышенными концентрациями крупноионных литофилов и низкими величинами отношений типа (Tn, Nb)/ (К, Rb); 3) субщелочные гранитоиды (щелочно-известковые) зрелых магматических дуг с высокими концентрациями как крупноионных, так и многозарядных редких элементов и высокими величинами отношений вторых к первым; 4) анорогенные щелочные граниты, размещённые в тылу континентальных дуг, с наивысшими концентрациями Nb, Та, Y, Zr, РЗЭ и др.

В целом, граниты 1-типа относятся к нормальному ряду пород, характеризуются нормальным или повышенным содержанием СаО, относительно низким отношением КгО/ЫагО и обычно содержат нормативный диопсид. Типоморфными минералами 1-гранитов являются роговая обманка, сфен, магнетит. Содержание большинства микроэлементов очень близки к кларковым.

Индикаторным при разделении I- и S-гранитов является соотношение алюминия со щелочами и кальцием, т. е. уровень глинозёмистости. Геохимическое различие между двумя типами гранитов заключается в более высоких содержаниях в 1-гранитах сидерофильных элементов (Сг, Ni, Со), а также более высокая степень окисленности железа. Чётко различаются S- и 1-граниты по значению первичного отношения изотопов Sr: в S-гранитах оно обычно более 0,708, а в 1-гранитах - менее 0,708.

Различия по редкоземельной геохимии между двумя типами гранитов не очень значительны. В тех и других гранитах РЗЭ сильно фракционированы, обогащены лёгкими лантаноидами и имеют отрицательную аномалию по Eu. Вместе с тем, существует принципиальное, индикаторное различие в акцессорной редкоземельной минерализации. Главным редкоземельным минералом 1-гранитов является ортит, а S-гранитов - монацит.

На диаграммах Та - Yb, Nb - Y, Rb - (Ta+Yb), Rb - (Nb+Y) граниты энсиалических островных дуг и активных континентальных окраин не разделяются и попадают в поле «граниты вулканических дуг», располагаясь несколько выше поля гранитов М-типа.

S- и 1-граниты различаются металлогенической специализацией. С лейкократовыми интрузиями S-гранитов сопряжены месторождения U, Sn, W, а также редкометалльные пегматиты. С батолитами 1-гранитов ассоциированы месторождения Си, Мо, W. Au, Ag и полиметаллов.

Коллизионные гранитоиды представлены преимущественно гранитами S-типа, но известны случаи значительного рзвития в ходе континентальной коллизии гранитоидных ассоциаций 1-типа близких петрографически к ассоциациям островных дуг и активных окраин. Отмечена приуроченность S-гранитов к зоне высокоградиентного метаморфизма и ультраметаморфизма низких - умеренных давлений, которые отличаются широкими масштабами мигматизации. Интрузивные граниты S-типа обычно завершают цикл корово-анатектического гранитообразования в складчатых поясах. Им предшествуют этапы мигматизации и формирования автохтонных гранитных массивов, в результате чего образуется сложный комплекс метамагматических пород от микроклин-плагиоклазовых гранитоидов на ранних стадиях процесса до плагио-микроклиновых на более поздних стадиях. Петрогеохимическая эволюция в данном случае контролируется сложным сочетанием процессов палингенеза, метасоматоза и кристаллизационного фракционирования.

В складчатых поясах в тесной пространственной ассоциации с син-коллизионными могут оказаться доколлизионные гранитоиды предшествующего островодужного этапа, а также постколлизионные аноро-генные граниты.

Возникает задача идентификации гранитов 1-типа, возникших до и в ходе коллизии, для чего эффективной оказалась диаграмма Rb - Hf- Та.

Специфика коллизионного магматизма определяется особым тепловым режимом, обусловленным процессами «скольжения» крупных фрагментов земной коры друг относительно друга, в результате чего может проявиться ультраметаморфизм в клине осадочных пород. При этом может происходить скачкообразное высвобождение летучих компонентов (галогены, бор, вода), понижающих температуру плавления и способствующих увеличению подвижности Rb, Cz, Li, U, которые устремляются в область магмогенерации. Именно этими элементами обычно обогащены синколлизионные S-граниты. С ними могут быть связаны пегматитовые проявления олова, бериллия, лития и цезия, а также пъезооптическое и камнецветное сырьё, локализованные во вмещающих толщах месторождения ртути и сурьмы.

С гранитоидами 1-типа могут быть связаны крупные месторождения меди, золота, молибдена и полиметаллов По Л.В. Таусону (1977), они относятся к геохимическому типу гранитоидов андезитового ряда, которые являются потенциально рудоносными и генерируют золото-шеелитовые, золото-серебрянные, полиметаллические, медно-колчеданные и медно-молибденовые месторождения. В Туркестано-Алае с такими гранитоидами связано медно-золоторудное, золото-мышьяковое, серебро-полиметаллическое и скарново-шеелитовое промышленное оруденение (Ненахов и др., 1992).

Анорогенные гранитоиды или гранитоиды A-типа образуются в условиях стабилизированной континентальной коры. Они отличаются наиболее устойчивыми особенностями химического состава, почти не зависящими от цветного индекса пород и содержания в них SiO. Для них характерны очень высокая относительная железистость, редко опускающаяся ниже 0,8, высокое содержание щелочей со значением коэффициента агпаитности близкого к 1,0 или даже выше 1,0, а также низкое содержание СаО.

Геохимическая специализация А-гранитов проявляется в надкларко-вых содержаниях Zr, Y, Li, лёгких РЗЭ, Nb, Та, F и высоком значении индикаторного отношения Ga/Al. На дискриминационной диаграмме

Rb-(Nb+Y) А-граниты занимают обособленное поле ВП (см. рис. 12.3), которому соответствуют наиболее высокие содержания Nb+Y (в среднем около 100 г/т) и, в то же время, несколько пониженное по сравнению с S-гранитами содержание Rb (в среднем 170 г/т).

В генетическом отношении среди А-гранитов можно выделить два подтипа: агпаитовые, т.е. щелочные граниты, содержащие эгирин, ар-фведсонит или рибекит, и субщелочные, не содержащие этих минералов. Но известны случаи, когда в одном интрузивном комплексе при преобладании одного типа встречаются те и другие гранитоиды.

Характерным примером щелочного гранитного магматизма является провинция «молодых» гранитов Нигера в Африке, с которыми связаны крупные месторождения олова, ниобия и тантала, (циркон, касситерит, колумбит, пирохлор). Кольцевые структуры щелочных гранитов, риолитов, комендитов и щелочных базальтов образуют здесь субмеридиональную цепь протяженностью до 1200 км. Для магмати-тов отмечается систематическое омоложение от 430 млн лет на севере до 149 млн лет на юге в Нигерии, что объясняется их связью с «горячими точками». Закономерное изменение возрастов гранитов отражает дрейф Африканского континента в течение девона - юры с юга на север. Считается, что происхождение данного комплекса щелочных гранитов обусловлено смешением мантийных щелочнобазальтовых магм с кислыми коровыми расплавами и дальнейшей дифференциацией гибридных магм. Высокое первичное отношение изотопов стронция (0,720) отражает роль корового вещества, а также длительность фракционирования расплавов.

Примером субщелочных А-гранитов являются граниты рапакиви, характеристика которых приводится на примере Выборгского и Сал-минского массивов Балтийского щита (Ненахов и др., 1992). Это многофазные плутоны, насчитывающие до четырёх гранитоидных фаз со сменой состава от кварцевых сиенитов через овоидные и равнозернистые рапакиви к литий-фтористым лейкогранитам. В Бердяушском Плутоне (Южный Урал) конечная фаза представлена нефелиновыми сиенитами. Во многих местах отмечается проявление щелочного метасоматоза с формированием зон фенитизации и альбитизации с редкометалль-ной (торий, тантал, ниобий) минерализацией (Ильменские и Вишнёвые горы). От щелочных гранитов рапакиви отличаются чётко выраженной калиевой специализацией при несколько более низком (на 0,5 - 1,0%) суммарном содержании щелочей и более высоком (0,53 против 0,40) отношении K/(Na+K). По остальным петрогеохимическим показателям, как и по положению фигуративных точек на диаграмме Rb-(Nb+Y) гра-ниты-рапакиви очень близки к щелочным гранитам, располагаясь в верхней части поля внутриплитных гранитов (см. рис. 12.3). Характерно контрастное поведение лёгких и тяжёлых РЗЭ в разных фазах гранито-идных массивов, что находится в соответствии с моделью кристаллизационной дифференциации основных магм. Важной особенностью гранитов рапакиви является их устойчивая пространственно-временная связь с габбро-анортозитами и монцонитами, а также с субщелочными ферробазальтами.

Выделение генетических типов гранитоидов и их геодинамическая интерпретация являются одним из важнейших достижений современной геологии. Вместе с тем, гетерогенная природа гранитов, широкое развитие процессов магматической дифференциации и метасоматических преобразований обусловили их чрезвычайное разнообразие по вещественному составу. Известно, что некоторые типы гранитов (например, 1-граниты) могут формироваться в различных геодинамических обстановках, а ряд гранитоидов вообще не нашли определённое место среди выделенных типов. Но нужно отметить, что исследования по типизации гранитоидов продолжаются и можно ожидать дальнейшего развития и усовершенствования существующей классификации (см. табл. 12.1).

М-гранитоиды - наиболее глубинные мантийные образования, представленные щелочноземельными плагиогранитами, завершающими образование офиолитов в островных дугах.

1-гранитоиды - существенно мантийные выплавки, в которых всегда в тех или иных количествах присутствует реститовый материал. Среди этих гранитоидов У. Питчер (Pitcher, 1983) выделяет кордильерский подтип, представленный многочисленными интрузиями гранодиорит-тоналитовой ассоциации активных континентальных окраин, и каледонский подтип, существенно гранодиоритовый и гранитовый по составу, возникающий сразу в посторогенную эпоху.

S-гранитоиды существенно корового происхождения, формирующиеся в результате анатексиса и палингенеза сиалического субстрата. Представлены они двуслюдяной ассоциацией гранитов нормального ряда, приуроченных к кратонам и континентальным коллизионным складчатым поясам. В чистом виде коровые или мантийные гранитоиды не встречаются. Чаще всего это смесь переплавленного корового субстрата (S-компоненты) и возгонки мантийных дифференциатов (1-компоненты).

Классификация гранитоидов на геодинамической основе, по Б. Чапелу и А. Уайту (1974); У. Питчеру (1983)
№п/п | Характеристикатиповгранитоидов | М-гранитоиды | 1-гранитоиды | S-гранитоиды | А-гранитоиды
кордильерскийтип | каледонскийтип
1 | Приуроченность к геодинамической обстановке | Океанические островные дуги | Континентальные окраины андийского типа | Коллизии капе-донского типа | Герцинотинные континпнтальные коллизии (иногда сдвиговые внутри-кратонные | Посторогенные и анорогенные остановки, постколлизионный рифто-генез
2 | Преобладающиепороды | Плагиограниты | Тоналиты | Г ранодиоригы, граниты, диориты | Граниты с высоким содержанием кремнезема | Биотито вые граниты, щелочные граниты, сиениты
3 | Формации | Диорит-плагиогранит-габбровая | Тоналит-плагиогранит-гранодиорито-вая | Диорит-гран одно рито-вая | Лейкогранитовая, аляскитовая, гранитовая | Гранит-граносиенитовая,щелочногранитовая
4 | Преобладающие темноцветные и акцессорные минералы | Рогова обманка, биотит, пироксен | Роговая обманка, биотит, магнетит, сфен | Биотит (преобладает), ильменит, магнетит | Мусковит, красный биотит, ильменит, монацит, гранат, кордиерит | Зеленый биотит, щелочные амфиболы и пироксе-ны, астрофиллит
5 | Харакгер калиевого полевого шпата | Интерстициальный, часто с микроструктурами | Интерстициальный, ксено-морфный | Интерстициальный, часто обогащенный кварцем | Многофазные мегакристаллы, часто а вто м етасо мат и че-ские | Пертитовые прорастания

№п/п | Характеристикатиповгранитоидов | М-гранитоиды | 1-гранитоиды | S-гранитоиды | А-гранитоиды
кордильерскийтип | каледонскийтип
6 | Состав ксенолитов в гранитоидах | Основные изверженные породы | Диориты, рести-товый материал | Разнообразныепороды | Метаосадочные образования | Разнообразныепороды
7 | Размеры и форма тел | Малые плутоны | Значительные по размерам и разные по форме батолиты | Разрозненные изолированные плутоны, штоки | Многочисленные батолиты и плутоны, часто диапиро-вые | Небольшие плутоны центрального типа
8 | Связьс вулканизмом | Островдужныйвулканизм | Большие объемы андезитов и дацитов | Андезито-базальты платобазальтовой ассоциации | Малообъёмный вулканизм, ассоциация с кордие-ритсодержащими лавами | Щелочные павы, кальдерообразо-вание
9 | Время и характер плутонической деятельности | Кратковременный, многократный | Длительный, преимущественно посткинематический | Кратковременный посткинематический | Умеренной продолжительности, сии- и посткинематический | Кратковременный
10 | Формации вмещающих пород | Натриевых ба-зал ьтов-рнол итов, терригенно-кремн истая | Баз альт-андезито вая, кремнисто-терригенная | Андезитовая, терри генная | Андезитовая, дацит-риолитовая | Разнообразные

№п/п | Характеристикатиповгранитоидов | М-гранитоиды | 1-гранитоиды | S-гран итоиды | А-гранитоиды
кордильерскийтип | каледонскийтип
II | Петрохимическиеособенности | Обогащены кальцием, натрием, обеднены лито-фильными элементами | AI(Na+K+Ca/2)<U | AI(Na+K+Ca/2)<1,0 | А!(Na+K+Ca/2)1,05 | Обогащены щелочами, фтором
12 | Геохимические особенности: отношение изото-пов стронция Отношение Rb/Sr | Sr87/SrM< 0,704 0,026-0,14 | Sr,7/‘Sr&6< 0,706 0,18- 0,43 | Sr,7/Sr86< 0,705 - 0,709 | Sr87/Sr86< 0,708 1,6 | Sr87/Sr86< 0,703 -0,7)2 5,1
13 | Метаморфизм | Метаморфизмпогружения | Метаморфизмпогружения | Регрессивныйметаморфизм | Метаморфизм низких давлений | Метаморфизм высоких давлений
14 | Г идротермальные изменения | Окарцевание,хлоритизхация | Плагиоклазити-зация, хлорити-зация, окварце-вание, серици-тизация | Соссюриизация, хлорит изация, микроклиниза-ция | Окварцевание,скарнирование,грейэенизация | Щелочной метасоматоз, фенити-зация
15 | Металлогения | Меднопорфировая,золото | Меднопорфировая молибденовая | Слабо проявленная | Олово- и вольфрамоносные грейзены, минерализация жильного типа | Колумбит, касситерит, флюорит, циркон, ксенотим (редкометальная и редкоземельная минерализация)

А-гранитоиды - анорогенные щелочные граниты сводов и рифтов в кратонах и складчатых поясах, кристаллизующиеся при относительно высоких температурах. Судя по сильно изменчивым соотношениям

Я7 Я6

Sr /Sr , источник магмы частично мантийный, частично - коровый.

12.4. Хаотические комплексы как индикаторы геодинамических обстановок

Хаотические комплексы или микститы, по Л. Шермерхорну (1966), представляют собой горные породы, в которых несортированные обломки и глыбы (олистолиты) или пластины (олистоплаки) погружены в тонкий однородного строения цемент - матрикс. В природе наиболее распространены хаотические комплексы субаквального осадочного происхождения, которые называют олистостромами, и микститы тектонического происхождения - меланжами (рис. 12.4 и 12.5).

Олистолиты, по М. Маршегги (1957), - более или менее крупные глыбы, включённые в олистострому или плавающие в ней.

Олистостриммы, по Д. Рихтеру (1973), - гигантские блоки, образующиеся у подножия геоморфологических и тектонических уступов в результате тектонического дробления и гравитационного оползания без участия селевых потоков.

Олистоплаки, по Д. Рихтеру (1973), - значительного размера пластины пород, оторвавшиеся от фронтальных частей покровов и сползшие в седиментационный бассейн без участия грязевых потоков.

Хаотические комплексы осадочного и тектонического происхождения являются индикаторами контрастных в геоморфологическом и структурном отношении тектонических зон. Меланжи маркируют положение офиолитовых и безофиолитовых швов, сближения и столкновения литосферных плит, микроплит, террейнов, блоков.

Хаотические комплексы осадочного происхождения - олистостромы - указывают на местоположение подводных уступов и склонов, разграничивающих геодинамически разнородные бассейны осадконакопления. С крутыми уступами связаны обвалы, формирующие хаотические отложения камнепадов (подводного коллювия). Для более пологих склонов (с углами наклона в несколько градусов) характерно проявление криппа - медленного скольжения, сползания блоков и оползания пластин полуконсолидированных осадков, формирование грязе-валун-ных обломочных (дебридных) потоков - дебритов.


Рис. 12.4. Генетические типы и структурно-вещественные комплексы микститов и меланжей,по В.М.Ненахову и др. (1992)


Рис. 12.5. Схема геодинамической классификации микститов, по В.М. Ненахову и др. (1992)

В сторону глубоководных равнин склоновые хаотические комплексы сменяются турбидитами и далее контуритами и пелагитами. С зонами каньонов, прорезающих подводные склоны, связаны грубообломочные отложения конусов выноса. В сторону континента склоновые хаотические комплексы и отложения конусов выноса замещаются мелководными шельфовыми толщами.

Большей частью длительно существующие подводные уступы рельефа связаны с разломами, и гравитационная неустойчивость, вызывающая обвально-оползневые процессы, в значительной мере стимулируется тектоническими подвижками по разломам. Поэтому в составе осадочных хаотических комплексов различают как собственно гравитационные, так и тектоно-гравитационные олистостромы. В состав тектоно-гравитационных олистостром включаются хаотические комплексы, формирующиеся в процессе шарьирования. Здесь выделяются фронтальные и тыловые олистостромы. Фронтальные олистостромы формируются в связи с разрушением фронтальных частей шарьяжных пластин (рис. 12.6) и накоплением олистостромовых толщ у подошвы крутых уступов подводного склона. Тыловые тектоно-гравитационные олистостромы образуются позади фронта тех шарьяжей, плоскости которых наклонены к тылу шарьяжей взбросового типа. В этом случае козырёк надвиговой пластины оказывается приподнятым, и обломочный материал может осыпаться назад в тыл шарьяжа. Подобные условия шарьи-рования обычны для обстановок междуговых прогибов, расположенных позади аккреционной призмы (невулканической дуги) субдукционных геодинамических обстановок.


Рис. 12.6. Схема формирования фронтальной тектоно-гравитационной олистостромы в зоне коллизии, по М.Г. Леонову (1978)

В классификации олистостром, когда возможно определение способа образования осадочного микстита, к основному термину добавляется соответствующее прилагательное, раскрывающее генезис: например обвальная олистострома (подводный коллювий или камнепад), оползневая олистострома ( для матрикса характерны подводно-оползневые текстуры), обломочно-потоковая олистострома (дебрит) и т.д. Если олистолиты и олистоплаки содержат признаки тектонического дробления и скольжения, то к основному термину присоединяется определение «тектоно-гравитационная», например «обвальная тектоно-гравита-ционная олистострома».

Намечаются следующие разновидности олистостромовых образований (Гусев, Межеловский, 1992):

Олистостромы внутриплитовых обстановок:

1. Гравитационные олистостромы склонов и подножий океанических островов, гайотов и асейсмических вулканических хребтов.

2. Гравитационные олистостромы континентальных склонов и подножий пассивных континентальных окраин.

3. Гравитационные и тектоно-гравитационные олистостромы глубоководных котловин озёр в континентальных рифтовых трогах.

Олистостромы на границах плит:

1. Тектоно-гравитационные олистолстромы внешних склонов невулканических островных дуг (аккреционая призма) и глубоководного желоба - фронтальные олистостромы зон субдукции.

2. Тектоно-гравитационные олистостромы внутренних склонов невулканических островных дуг и прилегающих к ним частей преддугов-го (междугового) прогиба - тыловые олистостромы зон субдукции.

3. Гравитационные олистостромы фронтальных склонов вулканических островных дуг и прилегающих к ним частей предудговых (междуговых) прогибов.

4. Гравитационные олистостромы тыловых склонов вулканических островных дуг и прилегающих к ним частей глубоководных котловин задуговых (окраинных) морей.

5. Гравитацитонные олистостромы склонов и подножий шельфов задуговых (окраинных) морей.

6. Тектоно-гравитационные олистостромы, связанные с шарьяжами на краях остаточных бассейнов в зонах коллизии (амальгамации) тер-рейнов и коллизии континентов.

7. Тектоно-гравитационные олистостромы троговых долин в зонах трансформных разломов.

8. Тектоно-гравитационные олистостромы рифтовых трогов срединно-океанических хребтов.

Меланж - микстит, в котором чужеродные глыбы и блоки погружены в матрикс тектонического происхождения. Матрикс представляет собой тектонит, образованный за счёт тектонической переработки одного или нескольких типов пород осадочного, магматического или метаморфического происхождения. Общепринятым является разделение меланжа по составу тектонического матрикса (серпентинитовый, терри-генный, гипсово-карбонатный и др.). При этом следует учитывать, что выделенный по этим признакам меланж может образовываться в разных тектонических и геодинамических обстановках. Например, полимикто-вый серпентинитовый меланж (рис. 12.7) может формироваться в подошве крупных офиолитовых тектонических покровов, в структурных зонах при коллизии, в палеозонах Беньофа.


А | 

LJ/ ЦЭ2 Щ4 ^5 F36 □· Щ\8

Щ]9 ^^Н;;Н72Е1^В1мШ/5@/б0/7

Рис. 12.7. Строение полимиктового серпентинитового меланжа в районе родника Орусбулак, Южный Тянь-Шань, по С.А. Куренкову (1983): 1 - четвертичные отложения; 2 - верхний мел: красные известняки, аргиллиты; 3 - средний карбон: песчаники, алевролиты, кремни, известняки; 4-8 - олистостромы (4 - офикальцитовые, 5 - офикальцито-серпентинитовые, 6 - зеленосланцево-кремнистые, 7 - серпенти-нитовые, 8 - крупные олистолиты); 9 - зеленые метаморфические сланцы; 10 -офикальциты; 11 - листвениты; 12 - родингиты; 13 - габбро; 14 - перидотиты, сер-пентинизированные в различной степени; 15 - тектонизированные серпентиниты; 16 - реликтовые участки постепенного перехода от гипербазитов к габбро; 17 - зона уралитизации габбро

При исследовании микститов важное значение имеют изучение вещественного состава, морфологии, строения и возраста пород олисто-литов и олистоплаков; текстур, структур, вещественного состава и возраста матрикса; вертикальных и латеральных ассоциаций микститов разного происхождения и взаимоотношений их со стратифицированными осадочными толщами, а также реконструкция палеогеографических и палеогеодинамических обстановок. При реконструкции используются актуалистические подходы, в основе которых лежит сравнение с обстановками формирования современных хаотических комплексов.

Картирования микститов проводятся с использованием всего арсенала традиционных методов, применяемого при геологическом картировании, и с применением специфических исследований и приёмов. Эта специфика заключается в одновременном применении телескопированных масштабов изучения (метод матрёшки). Это связано с крайней сложностью внутреннего строения микститовых тел, что обуславливает необходимость их более детального изучения. Картирование 1:50 000 масштаба позволяет лишь проследить геологическое тело, сложенное микститом, но для понимания его внутреннего строения нужна постановка детальных работ масштаба 1:10 000. Площадные объёмы этих детальных работ в каждом конкретном случае могут значительно варьировать в зависимости от ширины выходов микститов, а также от степени их изменчивости по простиранию.

М.Г.Леонов (1978) подробно рассмотрел механизм образования грубообломочного материала, слагающего олистостромовые тела за счёт разрушения фронта надвигающегося покрова и предложил выделять три основных способа формирования обломочного материала: обрушение фронтального уступа покрова, которое происходит за счёт тектонической дезинтеграции пород аллохтонного массива при участии факторов подводного или субаэрального выветривания; тектоническое дробление, расчешуивание и брекчирование подошвенных частей покровов при их движении по дну седиментационного бассейна и на границах разных покровов; тектоническое расчешуивание, брекчирование тектонических брекчий в теле материнского массива аллохтона с последующим высыпанием или тектоническим выдавливанием брекчий и пластин на дневную поверхность или поверхность морского дна.

Обычно кластический материал фронтальных олистостром формируется всеми тремя способами одновременно, и в теле уже сформировавшихся олистостром отличить материал, образованный тем или иным способом, как правило, невозможно. В дальнейшем эти олистостромы структурно перекрываются продолжающими своё движение тектоническими покровами и подвергаются вторичной тектонической переработке, зачастую превращаясь в подшарьяжный меланж (Леонов, 1978).

При этом важное значение имеют палеонтологические исследования. В этом плане тщательно изучаются и матрикс и глыбы. Наиболее эффективно сочетание палеонтологических характеристик по разрезам с точечными сборами на достаточном удалении от них. Роль палеонтологического метода заметно повысилась благодаря внедрению в практику микрофаунистических исследований, прежде всего конодонтов и фора-минифер.

Другой особенностью картирования микститов является резкое повышение роли седиментологических исследований, особенно информативных, при изучении олистостром гравитационного происхождения. Например, положение мелководных шельфовых известняков с бентосной фауной внутри глубоководных кремнистых отложений может быть объяснено только их гравитационным оползанием в глубоководные части бассейна седиментации. Седиментололгический подход, даже при отсутствии фауны, позволяет распознавать микстит даже на начальных этапах исследования.

Необходимым методом при изучении тектоногенных микститов служит микроструктурный анализ, который позволяет восстановить кинематику движения масс и напряжений, под действием которых происходит тектонизация материнских пород и формируется матрикс меланжа. Микроструктурный анализ позволяет определить при формировании меланжа роль вязкой и хрупкой деформаций, а также сдвиговой компоненты.

Методы распознавания микститов осуществляются в два этапа - при полевых исследованиях и на этапе камеральных работ. При полевом изучении геологических тел важной операцией является установление самого факта наличия микстита, определяется его моногенное или гетерогенное строение и, следовательно, принадлежность к определенной группе микститов. Гетерогенность устанавливается по присутствию резко отличающихся от фоновых пород включений, глыб и блоков чужеродного происхождения, определяется класс микстита с целью ответа на вопрос, является ли данный микстит олистостромой, меланжем или микститом сложного генезиса.

Генетический тип олистостром определяется их соотношением с разрывными нарушениями. Для гравитационных олистостромовых комплексов связь с разрывными нарушениями не обнаруживается, если не считать тектонизации матрикса в основании олистолитов и олистоп-лаков. Объём ксеногенных глыб незначителен, и они рассеяны среди матричных пород по всему разрезу, а размеры их не превышают нескольких десятков, в редких случаях - первых сот метров. Характерно отсутствие причинно-следственной связи с покровобразованием, глыбы обычно неправильной формы, дискордантны по отношению к матричной структуре и одновозрастны с матриксом. Основным фактором оли-стостромообразования является лавинный перенос с последующей седиментацией.

Для тектоно-гравитационных олистостром, связанных с покровобразованием, характерно наличие протяженных горизонтов, обогащенных включениями, частое присутствие гравитационно-оползневых крупных пластин со следами тектонического воздействия на краях или брекчи-рованием всего тела олистолита, тектонизация кровли олистостромово-го комплекса, отсутствие парагенетической связи с комплексами лавинной седиментации. Среди них выделяются олистостромы, формирующиеся во фронтальных и тыловых частях покровов. Для олистостромов фронтальных частей характерно увеличение количества олистолитов и олистоплаков, состав которых пёстрый и часто не соответствует составу перекрывающей пластины, а также огрубление материала комплекса вверх по разрезу. В тыловых олистостромах наблюдается обратная последовательность смены грубого и тонкого материала, отсутствие тектонизации кровли тела, характерен существенно мономиктовый состав брекчий и практически полная литологическая идентичность обломков и подстилающей пластины. В тыловых олистостромах наиболее крупные олистоплаки редко достигают первых сот метров, в то время как во фронтальных комплексах не редкость олистоплаки размером в несколько километров.

Для меланжей прежде всего выявляется их геологическая позиция. Выделяется меланж основания покровов (подшарьяжный меланж), который формируется либо за счёт тектонизации нижележащего олисто-строма, либо при серпентинизации ультрабазитов основания офиолито-вой пластины и последующего выжимания серпентинита вдоль поверхности надвига. Среди этой группы выделяется мономиктовые автокла-стические терригенные меланжи, в которых состав глыб и матрикса внешне почти не различимы, но несколько отличаются более интенсивной деструктированностью последнего.

Меланжи структурных коллизионных швов большей частью поли-миктовые. Для них затруднительна тектоническая интерпретация, поскольку механизмы их формирования многовариантны.

Терригенный полимиктовый меланж характеризуется крупными размерами тела, дискордантным взаимоотношением с вышележащими поластинами, широким распространением глыб пород того же состава, что и в перекрывающих пластинах. Структурная позиция терригенного меланжа оценивается в качестве «подстилки» для спакетированных структурно-вещественных комплексов. Форма тела таких меланжей своим профилем напоминает современные внутриконтинентальные сейсмофокальные зоны, что позволяет оценивать терригенные меланжи как образования зон внутриконтинентальной субдукции.

Между терригенными и серпентинитовыми полимиктовыми мелан-жами имеются черты сходства. Эти меланжи слагают чёткие, линейно вытянутые зоны, имеющие большую протяженность, характеризуются полимиктовым составом глыб разного генезиса и возраста, ассоциируют с динамометаморфизованными породами. Отличие серпентинитово-го меланжа заключается в наличии в его составе глыб пород офиолито-вой ассоциации, офикальцитовых брекчий и серпентинитовых терри-генных пород. Он связан с зоной Беньофа на границе океанической и континентальной плит, в то время как терригенный меланж связан с коллизионной сейсмофокальной зоной, находящейся внутри предварительно скученной коры, состоящей из фрагментов пластин разной геодинамической природы.

Полимиктовые меланжи, сформировавшись, продолжают своё развитие и в дальнейшем, активизируясь при повторном тектогенезе.

Заканчивая характеристику микститов, следует подчеркнуть, что они представляют собой широко распространенные геологические образования, выделению и интерпретации которых необходимо уделять особое внимания при проведении геологических исследований. Вместе с тем, рассматривая их в совокупности со структурными и геологическими данными (положение в структуре, появление динамосланцев, ассоциация с индикаторными осадочными и магматическими комплексами и т.д.) можно подойти к идентификации геодинамических обстановок, определяющих формирование различных хаотических комплексов.

### Контрольные вопросы


1. Перечислить существующие методы индикации геодинамических обстановок.

2. Какими причинами обусловлены петрохимические тренды магматических пород различных геодинамических обстановок?

3. Какие петрохимические методы и диаграммы используются для диагностики различных геодинамических типов базальтоидов?

4. Назвать и охарактеризовать основные геодинамические типы гра-нитоидов.

5. Дать определение термина «хаотические комплексы».

6. Охарактеризовать возможности использования хаотических комплексов для диагностики геодинамических обстановок. Привести примеры.

## 13. ДВИЖУЩИЙ МЕХАНИЗМ ТЕКТОНИКИ ПЛИТ


Движение литосферных плит большинство ученых объясняет с помощью конвективных течений в мантии. Конвекция определяется как вертикальный перенос тепла движущейся массой газа, жидкости или пластического твердого тела.

Теоретическое объяснение конвекции выполнил в 1916 г. лорд Рэлей. Он отметил, что тепло, поступающее снизу, пока оно может передаваться через жидкость в воздух посредством обычной теплопроводности, не обязательно вызывает конвекцию. Однако, если тепло поступает в слишком больших количествах и оно не может быть полностью передано в воздух путём теплопроводности, то это тепло накапливается возле дна, жидкость там расширяется, становиться легче и начинает подниматься. Так возникает конвекция, которой оказывает сопротивление вязкость жидкости.

Обладает ли мантия текучестью? Проявление изостазии означает, что мантия обладает свойствами текучести. Пример с воздыманием Скандинавии после окончания оледенения свидетельствует, что мантия ведёт себя как жидкость с вязкостью в 10 пуаз. Другой признак текучести Земли - её эллипсоидальная форма вследствие центробежной силы вращения, которая заставляет Землю выпячиваться по экватору. Таким образом, существуют неоспоримые доказательства, что в ходе длительного времени, реагируя на слабые, но постоянно действующие напряжения, мантия Земли течёт.

Если мы рассмотрим все входящие в формулу Рэлея параметры, то увидим, что число Рэлея для мантии Земли составляет 106 - 108, что на много порядков больше критического числа Рэлея. Большая величина вязкости мантии (около Ю21 пуаз) компенсируется в формуле глубиной мантии (h), входящей в числитель в 4-й степени. Вследствие этого число Рэлея оказывается очень большим, даже несмотря на огромную вязкость и малый температурный градиент (0,3 °С/км). Таким образом, существование в мантии конвекции представляется естественным и неизбежным.

Происходящая внутри Земли конвекция на ее поверхности проявляется в виде взаимных перемещений плит. Движение литосферных плит отражает характер распределения глубинных конвективных течений. Считают, что конвективные течения поднимаются в районах СОХ и опускаются либо в океанических желобах, либо в районах коллизионных зон - активных внутриконтинентальных горных хребтов гималайского типа. Тепло, переносимое конвективными течениями внутри Земли, может продуцироваться следующими процессами:

1) распадом радиоактивных изотопов урана, тория и калия;

2) высвобождением гравитационной энергии, накопленной при столкновении планетезималей и распаде короткоживущих изотопов в процессе формирования Земли;

3) выделением гравитационной энергии при образовании и росте земного ядра и переходе вещества земного ядра в твердую фазу (кристаллизация).

Механизм реализации конвективных течений в силы, движущие плиты, может проявляться по-разному:

1. В силы вязкого сцепления, действующие в основании плиты за счет взаимодействия с конвективными течениями в мантии.

2. В силы субдукционного затягивания, действующие со стороны погружающегося литосферного блока и обусловленные его отрицательной плавучестью.

3. В силы всасывания, действующие на окраину плиты погружающимся литосферным блоком.

4. В гравитационные силы, обусловленные «соскальзыванием» литосферной плиты со склона СОХ вследствие его положительного рельефа;

5. В силы отталкивания в СОХ, возникающие при внедрении даек, которые раздвигают в стороны вмещающие породы.

Можно предполагать, что движение литосферных плит обусловлено комбинированным воздействием всех или части перечисленных сил.

Конфигурация конвективных течений представляется в виде конвективных ячеек, которые могут быть небольшими и многочисленными или крупными, но тонкими, захватывающими только верхнюю мантию. Предлагаются модели, по которым выделяются два слоя конвективных ячеек - более тонкий верхний и более мощный нижний, охватывающий всю мантию.

Существует предположение, что плиты имеют гораздо большую мощность, чем литосфера, и их нижняя граница может быть проведена на глубинах 400 - 700 км, то есть на границе верхней и нижней мантии. В этом случае выделяется новый слой — тектосфера - оболочка Земли, строение которой сохраняется в процессе крупномасштабных латеральных перемещений.

### Контрольные вопросы


1. Чем может быть обусловлена конвекция в мантии Земли?

2. Перечислить возможные источники энергии глубинных геологических процессов.

3. Назвать предполагаемые механизмы и силы, обеспечивающие движение литосферных плит.

## 14. ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДОВ. ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА ПРИ ГЕОЛОГИЧЕСКОМ КАРТИРОВАНИИ


Новое понимание геодинамических закономерностей формирования геологических формаций и месторождений полезных ископаемых требует внесения определенных изменений и дополнений в практику организации и производства геологических и геологопоисковых работ, которые определяются существующими инструкциями.

Целью геологосъемочных работ является обеспечение всех отраслей хозяйственного комплекса качественной геологической информацией, создание высококачественной геологической карты и других карт геологического содержания. В настоящее время это невозможно без перевода геологосъемочных работ на современную геодинамическую основу без выявления геодинамических условий формирования каждой из выделенных геологических формаций, каждого геологического тела и объекта, без проведения геодинамических реконструкций и создания палинспа-стических схем первоначального размещения районов осадконакопления, магматизма и рудообразования для всех предшествующих эпох.

Перечислим главные изменения и дополнения, которые следует рекомендовать для использования при проведении геологосъемочных и поисковых работ на подготовительном, полевом и камеральном этапах.

### 14.1. Предполевой период. Подготовительные работы


После получения геологического задания на производство работ организуется геологическая партия (группа), состав которой определяется проектом, составленным на основе нормативных документов.

В предполевой период проводится сбор всей имеющейся геологической информации по региону и по территории, прилегающей к картируемому региону, систематизация и обработка этой информации с целью выявления геологической позиции и места исследуемого региона в структуре складчатого пояса или платформы.

Среди осадочных и вулканогенных образований выявляются разновозрастные геологические тела, устанавливается их стратиграфическая последовательность, создается банк палеонтологических данных, а также каталог всех имеющихся определений абсолютного возраста и палеомагнитных определений.

Устанавливаются сутурные швы, маркируемые офиолитами - реликтами океанической коры замкнувшихся океанов геологического прошлого.

В предполевой период проводится сбор и обобщение всей петрохи-мической и геохимической информации по картируемому региону, проводится дешифрирование всех собранных, заказанных и полученных дистанционных материалов (аэрокосмические снимки, в том числе и спектрозональные) и их геодинамический анализ: выявляются зоны разрывных нарушений разных рангов - сдвигов, сбросов, взбросов, подвигов, надвигов, раздвигов, сводовых поднятий и депрессий, концентрических и вихревых структур, оконтуриваются видимые на снимках плутонические тела, делаются предположения об их составе и возможной металлогенической специфике.

Проводится сбор всей геофизической информации, анализируются карты магнитных и гравитационных аномалий, теплового потока, профили ГСЗ, данные ВЭЗ и МОВ.

Обобщается металлогеническая информация по району исследований, составляется каталог известных месторождений и рудопроявлений, устанавливается их геологическая и тектоническая приуроченность, характер и типы оруденения, морфология рудных тел, выявляются прямые и косвенные признаки оруденения на аэрокосмических снимках, проводится оценка шлиховых ореолов, увязка имеющихся геофизических и геохимических аномалий с рудными объектами.

Полученные материалы используются для предварительного геодинамического анализа, т.е. проведения палеогеодинамических реконструкций и разработки предварительных моделей. Результаты предварительного моделирования кладутся в основу методики и направлений специализированных исследований в рамках геодинамического анализа. Такие исследования опираются на применение метода аналогии (метода актуализма), постулирующего, что в породных комплексах геологического прошлого следует ожидать присутствия того же спектра полезных ископаемых, что и в однотипных современных геодинамических обстановках.

### 14.2. Полевой этап. Методика сбора полевого материала


Особенность полевых работ в рамках геодинамического анализа проявляется в проведении специализированных наблюдений, измерений и опробований для получения непосредственно в поле и при последующей камеральной обработке материалов таких признаков и такой информации, которые позволяют установить геодинамические условия формирования конкретных геологических тел, провести палеогеодинамические реконструкции, разработать модели формирования и локализации типовых для региона месторождений полезных ископаемых.

С этой целью особый акцент должен быть сделан на литологических (седиментологических), палеовулканических и структурных наблюдениях и на отборе проб для палеомагнитных и геохимических исследований (силикатный, количественный спектральный, нейтронно-активационный, изотопный и другие виды тонких прецизионных анализов).

В процессе полевых работ дополнительно к комплексу традиционных задач решаются следующие вопросы:

1) оценка по комплексу критериев геодинамических обстановок формирования геологических тел;

2) выделение совокупностей геологических тел, образующих конкретные геодинамические комплексы и определения их объемов и границ;

3) прослеживание на местности и на глубину (с использованием геологических и геофизических методов и бурения) и нанесение на карту границ геодинамических комплексов;

4) детальные крупномасштабные (до 1: 500 и крупнее) исследования опорных участков для обоснования палеогеодинамических реконструкций и совершенствования геодинамических моделей - составление стратиграфических колонок и разрезов геодинамических комплексов с отбором образцов и проб для специализированных исследований;

5) внесение дополнений и уточнений в предварительные карты: геодинамическую, карту закономерностей размещения полезных ископаемых на геодинамической основе и карту прогноза полезных ископаемых, а также карты более крупного масштаба для опорных участков.

### 14.3. Камеральный этап


В ходе камеральной обработки материалов производится уточнение геодинамической природы геологических тел, объема и соотношений геодинамических комплексов на основе новых данных полевых и лабораторных исследований.

Составляются отчетные графические и поясняющие текстовые материалы: 1) геодинамическая карта в масштабе исследований; 2) палеогеодинамические схемы основных этапов развития региона; 3) карта закономерностей размещения полезных ископаемых на геодинамической основе.

Поясняющий текст и дополнительные схемы могут быть включены в отчет в виде самостоятельных разделов «Геодинамические комплексы», «Палеогеодинамические реконструкции», «Металлогения геодинамических комплексов» и т.д.

В заключительной части отчета следует отметить важнейшие прогнозно-поисковые следствия результатов применения геодинамичес кого анализа и привести рекомендации по проведению дальнейших работ.

Минерагенические обобщения на базе идей тектоники плит включают три направления. Первое из них, чисто теоретическое, связано с моделированием геодинамических процессов, ведущих к формированию рудных концентраций.

Второе направление включает переосмысливание, то есть новую генетическую интерпретацию известных эмпирических закономерностей классической минерагении и включение этих закономерностей в единую внутренне непротиворечивую систему знаний.

Третье направление охватывает исследования, направленные на выявление новых эмпирических закономерностей, установление связи между рудными формациями и типами геодинамических обстановок. Такие закономерности играют первостепенную роль в региональных ме-таллогенических исследованиях. При переходе к более крупному масштабу на первый план выдвигаются поиски различий в рудонасыщенности качественно однотипных геодинамических обстановок. Эти различия могут определяться вариациями параметров геодинамических процессов, что порождает рудно-петрографическую зональность вдоль и вкрест простирания литосферных плит.

Выявленные закономерности порождают широкий спектр новых признаков рудоносности, которые могут, наряду с другими, использоваться в качестве критериев при прогнозно-металлогенических исследованиях.

По своему содержанию прогнозно-металлогенические исследования, опирающиеся на геодинамические модели, несколько отличаются от практикуемых в рамках классического подхода, но во многом и наследуют используемую ранее процедуру.

Считается, что в ближайшем будущем принципы и методы металло-генических исследований, опирающиеся на геодинамические модели ТЛП, станут использоваться и при прогнозировании локальных рудных концентраций. Путь к этому лежит через повышение детальности геодинамических реконструкций.

### Контрольные вопросы


1. Перечислить виды работ, проводимых в предполевой период.

2. Отметить особенности сбора материала в процессе полевых работ для последующих геодинамических реконструкций.

3. Какие графические и поясняющие текстовые материалы составляются в камеральный (постполевой) период.

4. Охарактеризовать принципы и методы металлогенических исследований, используемых в процессе геодинамических реконструкций.

## 15. ГЛОБАЛЬНЫЕ. ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ


## ГИПОТЕЗЫ


Всплеск мобилистских идей породил возрождение некоторых старых, но теперь модернизированных гипотез, получивших название «неоконтракционизм», «неомобилизм», гипотеза расширения Земли, неопульсационная, неоротационная и т.д. гипотезы.

Контракционная гипотеза разрабатывалась Л. Кобером (1951), Дж. Умгрове (1952), Л.У. де Ситтером (1956), Г. Штилле (1957), П.Н. Кропоткиным (1971) и др. Общепринято, что сокращение земной коры может быть связано с сокращением земного радиуса. Н.Н. Па-рийский (1951), проанализировав изменение скорости вращения Земли по данным о древних и современных затмениях Солнца, пришёл к выводу, что радиус Земли сокращается на 0,5 мм/год. Скорость вращения Земли подвержена замедлению вследствие влияния приливных течений, вызываемых притяжением Луны и Солнца.

Т. Барт (1952) связывал уменьшение объёма Земли с процессами дегазации.

Л. де Ситтер (1960) полагал, что в недрах Земли более плотные молекулы стремятся опускаться вниз, а менее плотные - подниматься вверх. При этом сиаль становится более легким и увеличивается в объёме. В то же время, накопление тяжёлого материала в ядре влечёт за собой сокращение земной коры и общее горизонтальное сжатие.

Г. Штилле (1964) не считает сжатие повсеместным. По его мнению, оно не проявляется в сверхжестких океанических и континентальных кратонах, а локализуется в подвижных областях в системе «океан -континент».

П.Н. Кропоткин (1971) также поддерживает идею глобального сжатия в связи с сокращением радиуса Земли, а явления растяжения считает локальными и объясняет их либо поворотом жёстких глыб при сжатии, либо их относительным сдвигом, либо следствием воздействия «магматического клина», раздвигающего земную кору.

В.А. Магницкий (1965) считает, что гипотеза контракции лучше всего объясняет возникновение сил горизонтального сжатия, которые могут быть причиной образования складчатости и надвигов, однако не видит возможности её энергетического обеспечения.

В.В.Орлёнок (2008, 2009) сокращение радиуса Земли объясняет теплопотерями и гравитационным сжатием, которое, по его данным, за 4 млрд лет составило 52 км.

Гипотеза неомобилизма связана с именами Б. Гутенберга (1951, 1963), Ф. Венинг-Мейнеса (1952 - 1957), П.Н. Кропоткина (1961), Б.Л. Личкова (1964) и др.

Б. Гутенберг использовал для объяснения горизонтальных перемещений материковых глыб механизм подкоровых конвекционных течений. Среди предполагаемых причин таких течений он указывал на химические процессы, дифференциацию в сочетании с действием силы тяжести, радиоактивность, различия отдельных участков по температуре и термическим свойствам. Из внешних причин он отметил влияние осадконакопления и эрозии, а также изменение астрономических параметров Земли (приливных напряжений и фигуры, движения земной оси, изменение скорости вращения отдельных частей земной коры, движение блоков земной коры друг относительно друг друга и др.).

Ф. Венинг-Мейнес на основе изучения строения Индонезийской островной дуги и глубоководных впадин предложил схему конвекционных потоков, обусловленных разогревом вещества за счёт радиоактивного тепла. По его мнению, гипотеза контракции не может объяснить значительного сокращения площади земной коры, какая наблюдается в складчатых горных хребтах. Это может быть следствием конвекционных течений, которые порождают горизонтальные напряжения.

Э. Краус в книге «История развития континентов и океанов» (1959) отмечал, что гранитная магма обособляется в базальтовом слое. Поднимаясь, она наращивает гранитный слой. Оставшийся тяжёлый материал базальтового слоя опускается в глубину, увеличивая массу ультраосновных пород. Формирование океанических впадин Э. Краус связывал с распадом материковых глыб и их отодвиганием друг от друга.

П.Н. Кропоткин считал неомобилизм теорией, в которой горизонтальные перемещения материковых глыб трактуются не как свободный дрейф по пластичной оболочке, а как результат горизонтальных и вертикальных движений подкорового вещества, которые проявляются в виде глубокофокусных землетрясений, в нарушениях изостатического равновесия и др.

П.С. Воронов (1968) применил идеи неомобилизма к истории распада Гондваны. Он считал, что процесс распада начался с разогрева верхних частей мантии под суперконтинентом, образования обширного сводового поднятия и системы глубинных разломов, которые наметили границы наиболее крупных глыб будущих континентов, впоследствии дрейфующих по поверхности астеносферы.

Ван Беммелен (1965 - 1966) предполагал, что развитие вздутий (ме-гаундаций) контролируется турбулентными и ламинарными течениями вещества нижней мантии. Вздутие подвергается растяжению с последующим гравитационным соскальзыванием блоков, состоящих из континентальной и океанической коры. Распад Гондваны начался на рубеже палеозоя и мезозоя. Вначале она раскололась на Афро-Южноамери-канскую, Индо-Австралийскую и Антарктическую глыбы, обусловив раскрытие Индийского океана. В конце юры Индо-Австралийская глыба раскололась на Австралийскую и Индийскую, а в начале мела произошёл раскол и раздвижение Африканской и Южно-Американской плит и образование южной впадины Атлантического океана. Главным источником эндогенной энергии, по мнению автора, являются реакции между электронными оболочками элементов.

Гипотеза расширения {растущей) Земли в связи с увеличением земного радиуса получила своё развитие в работах С. Кэри (1959 - 1961), П. Иордана (1955- 1964). Л. Эдьеда (1956- 1961). Б. Хейзена (1961),

О. Хильгенберга (1962 - 1969), К. Крира (19650, И.В. Кирилова (1958), В.Б. Неймана (1962), Д.Д. Иваненко и М.У. Сагитова (1961), А.Н. Храмова (1967), Ю.В. Чудинова (1976), М. Гораи (1984), Е.Е. Милановского (1984, 1995), X. Оуэна (1989), П.П. Тимофеева (1998), Н.П. Бетелева (2006-2008) и др.

Л. Эдьед, исходя из анализа палеогеографических карт, пришёл к выводу, что, начиная с докембрия, доля погруженных в воду частей материков постепенно уменьшается, и отношение площади океанов к материкам возрастает. Следовательно, земной радиус увеличивается со скоростью до 0,5 мм/год. К таким же выводам на основании палеомагнитных данных пришли А.Н. Храмов и Л.Е. Шолпо.

П. Иордан в книге «Расширение Земли» (1964) подтвердил представления П. Дирака о том, что гравитационная постоянная Вселенной

со временем уменьшается, а Земля в связи с переходом минералов в менее плотные разновидности во всём её объёме должна расширяться. П. Грубер подсчитал, что за последние 250 млн лет площадь земной поверхности увеличилась на 27 %. Р. Дэрнли в эти годы рассмотрел модель расширяющейся Земли, исходя из реконструкции докембрийских складчатых поясов. Он рассчитал, что земной радиус 2,75 млрд лет назад составлял 4400 км, а 650 млн лет назад - 6000 км.

К. Когель и К. Перри в 1970-х гг. установили, что при вдвое меньшем радиусе Земли все современные материки без зияний совмещаются в один обширный суперматерик.

С. Кэри (1991) выполнил сводку мировых данных и привёл следующие доказательства расширения Земли:

1. По находкам тропических окаменелостей и по палеомагнитным данным Северная Америка сейчас на 35°, а Европа на 40° ближе к северному полюсу, чем в перми;

2. За последние 2 млн лет угловые расстояния на земной поверхности в связи с увеличением радиуса Земли становятся всё более длинными;

3. В процессе распада Пангеи и расхождении в стороны её частей, длина Тихоокеанского кольца увеличилась на 13 тысяч километров, тогда как согласно тектонике плит площадь Тихого океана должна была бы уменьшиться на величину, равную сумме площадей других океанов;

4. По предварительным данным НАСА длина хорды между Европой и Северной Америкой увеличивается на 1,5±0,5 см/год, между Северной Америкой и Гавайями — 4±1 см/год, между Гавайями и Южной Америкой - 5±3 см/год, между Южной Америкой и Австралией -6±3 см/год. Данные НАСА указывают на увеличение радиуса Земли в течение нескольких лет до 2,8±0,8 см/год. С. Кэри считает, что длина окружности земного шара увеличивается в среднем на 17,6 см/год, а, следовательно, начиная с середины мелового периода, она возросла на 12600-22600 км. В итоге, по С. Кэри, Земля расширяется по радиальным направлениям, а поднятие по радиусам трансформируется в горизонтальное растяжение.

М. Гораи (1984) высказал предположение, что диаметр Земли на ранних стадиях её развития был меньше современного на 1500 км, а диаметр ядра больше на сотни километров. Затем до позднего палеозоя её диаметр увеличился на 30 %, а после мезозоя - на 70 %, что связано с понижением давления в глубинных частях Земли. Вследствие этого металлизированные минералы подвергаются фазовым превращениям и становятся обычными окисными и силикатными соединениями. Их объём и объём мантии, состоящей из силикатов и окислов, резко возрастает, а объём ядра, сложенного железом и никелем, наоборот уменьшается. Расширение и разогрев Земли стимулировали появление восходящего потока, от которого верхняя мантия разогревалась, и происходило вторичное расширение слагающего её вещества. Это вызвало воздымание поверхности земной коры, вследствие чего блоки подвергались горизонтальным деформациям с образованием надвигов, флексур, а также рифтов, глубоководных желобов и островных дуг (без горизонтального дрейфа плит).

М. Хошино считает, что за мезозойско-кайнозойское время радиус Земли увеличился на 10 - 5 км за счет подслаивания земной коры океанов базальтами и внедрения их (или излияния) в континентальную кору.

Л.С.Смирнов (1969, 1972) аргументировал рост Земли данными об уменьшении во времени угла наклона косой слоистости песчаных пород: за последние 2 млрд лет эти углы в субаквальных песчаных породах уменьшились на 5 - 7° . Тот же процесс отмечен и для эоловых отложений. Поскольку основным фактором, определяющим угол наклона косых слоёв, то есть по существу угол наклона естественного откоса при отложении осадка, является сила тяжести, то уменьшение угла наклона свидетельствует об увеличении во времени силы тяжести и, следовательно, и размера Земли.

Е.Е. Милановский (1984, 1995) считает, что рост Земли происходит неравномерно в пульсационном режиме при общем суммарном увеличении её размеров во времени.

Проблеме роста Земли были посвящены Всесоюзная конференция в г. Москве (1981) и Международный симпозиум в г. Сиднее (1983). С конца 1996 г. в Австралии публикуется Международный научный бюллетень «Новые концепции в глобальной тектонике» (редакторы Дж. Диккенс и Д.Р. Чой). В конце 1998 г. в г. Цукуба (Япония) также проведён Международный симпозиум под таким же названием.

У сторонников гипотезы расширяющейся Земли имеются разные точки зрения на этот процесс. Это касается скорости и амплитуд расширения (значительные, незначительные), возраста (ранний, поздний), причин (внешние, внутренние), механизмов сопутствующего структурообразования (диапировый орогенез, горизонтальное растекание) и т.д.

Пульсационная гипотеза получила развитие в трудах М.А. Усова (1940) и В.А. Обручева (1940), а затем была модернизирована В.Г. Бондарчуком, С.И. Субботиным, Е.Е. Милановским и американским геологом Л. Смирновым.

B. Г. Бондарчук (1961, 1975) считал, что в основе тектонических движений лежит «сжатие-расширение» и вытекающие из них «опускание-поднятие». Распределение и направленность движения обусловлены полярным сжатием и экваториальным растяжением, возникающими при осевом вращении Земли.

C. И. Субботин с соавторами (1968) считают, что для Земли характерны процессы сжатия и расширения в связи с фазовыми, полиморфными, возможно, электронными превращениями и химическими реакциями в веществе подкоровой зоны

Е.Е. Милановский (1978, 1991) указывает на периодичность тектонических движений, вулканизма и эвстатических колебаний уровня Мирового океана, вызываемых чередованием эпох сжатия и растяжения. Он выделил 13 эпох сжатия и соответственно периодов растяжения, активизации рифтовых зон и проявлений внегеосинклинального вулканизма. Сжатие соответствует регрессиям и эпохам складчатости, а растяжение - трансгрессиям, рифтогенезу и внегеосинклинальному вулканизму. Ведущим тектоническим процессом на Земле является рифтогенез и, в частности, его наиболее крупномасштабная форма -спрединг в условиях некоторого общего расширения Земли. При этом на локальных участках и в ограниченных масштабах проявляется об-дукция, общее скучивание и субдукция.

Л.С. Смирнов (1989) обосновал концепцию гравитационной пульсации сжимающейся-расширяющейся Земли. Он подсчитал, что эпохи горообразования увязываются с пульсирующим уменьшением гравитационной постоянной, уменьшением угловой скорости вращения Земли, с главными палеомагнитными инверсиями и великими биологическими вымираниями.

Таким образом, диапазон предлагаемых моделей пульсирующей Земли весьма разнообразен. Одни авторы предполагают глобальное чередование эпох сжатия и растяжения, другие — одновременное проявление растяжения и сжатия. Одни допускают большие горизонтальные перемещения, другие считают их незначительными. Разнообразно и толкование причин расширения и сжатия.

С обоснованной критикой гипотез расширения-сжатия Земли выступили О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков (1991), Н.В. Короновский и др. (2003). Рассмотрены несколько вариантов изменения радиуса Земли. В первом случае рассматриваются возможные гипотетические изменения радиуса Земли на 1, 10, 30 и 50 %. При этом расчёты показывают, что при уменьшении радиуса Земли на 10 % освещенность поверхности уменьшится более чем втрое, что должно сопровождаться серьёзными изменениями в растительном и животном мире. Для увеличения радиуса Земли на 1 % потребуется энергии в миллиард раз больше суммарной тепловой энергии Земли, которая составляет 2-1031 Дж. О.Г. Сорохти-ным и С.А. Ушаковым (1991) показано, что увеличение радиуса Земли в 1,5 раза должно было бы привести к тому, что в палеозое Земля находилась бы примерно в 40 раз дальше от Солнца, чем сейчас, и она получала бы тепла почти в 190 000 раз меньше. Соответственно жизнь на Земле вряд ли могла существовать в современных формах.

Второй вариант рассматривает возможность увеличения радиуса Земли за счёт уменьшения гравитационной постоянной. Доказано, что вариации гравитационной постоянной неминуемо могли привести к изменению радиуса земной орбиты и соответственно светимости Солнца. Увеличение радиуса Земли на 50 % привело бы к увеличению силы тяжести в 18 раз по сравнению с современной и к уменьшению радиуса земной орбиты вокруг Солнца в 88 раз. При этом, получая количество тепла от Солнца в миллионы раз больше сегодняшнего, Земля как планета не могла бы существовать.

Третий вариант предполагает увеличение радиуса Земли за счёт её разогрева. При этом известна линейная взаимосвязь между увеличением радиуса Земли и повышением температуры в её недрах. Для пород земной мантии при увеличении радиуса на 10 % температура должна была бы подняться до 10 000 °С, т.е. её вещество бы полностью испарилось.

Проведена оценка возможных изменений радиуса Земли по палеонтологическим и палеоприливным данным. Палеонтологические данные позволяют предполагать возможное расширение радиуса Земли не более 10 ± 5 % (ошибки геологического датирования). Анализ палеоприливных осадков даёт более жёсткие ограничения этой величины в пределах 0,1 ±2%. Такие же строгие ограничения определяют палеомагнитные данные - режим главного магнитного поля Земли практически не менялся на протяжении последних 3,5 млрд лет, тогда как систематическое увеличение объёма Земли неизбежно должно было бы привести к изменению характера и параметров её магнитного поля.

Рассмотренные выше ограничения дают возможность изменения радиуса Земли не более чем на 1 %, что доказывается элементарными расчётами, сделанными на основе известных законов физики и астрономии. Все планеты Солнечной системы, их спутники, как и само Солнце, связаны в единую систему. Вследствие этого, не могут изменяться физические параметры одного тела, не изменив его орбиту и орбиты других небесных тел.

Ротационная гипотеза привлекалась для объяснения структуры Земли с мобилистских позиций А.В. Пейве (1961), Э. Краусом и Б.Л. Дичковым (1965), П.С. Вороновым (1979), К.Ф. Тяпкиным (1981) и другими.

М. Стовас (1961, 1963) видит причины движения материков в изменении угловой скорости вращения Земли и её формы, которые вызывают не только радиальные напряжения и вертикальные движения, но и горизонтальные (широтные и долготные), а также сжатие и растяжение коры. Он считал 35-е параллели пограничными линиями перемены знака напряжений при изменении скорости вращения. Экваториальное ускорение вызывает относительное смещение материковых плит в восточном направлении.

Б.Л. Дичков (1965) считал, что в результате изменения скорости вращения Земли природные воды планеты вместе с её атмосферой являются в гравитационном процессе главным фактором создания и переделки структур планеты и изменения её формы.

А.В. Пейве (1961) полагал, что под действием ротационных сил глыбы, обладая разной плотностью и ограничиваясь с боков и снизу тектоническими поверхностями, перемещаются с разной скоростью, взаимодействуют друг с другом, вызывая в одних случаях образование зон сжатия, складчатости и утолщения земной коры, а в других - зоны растяжения и проседания. Скорости горизонтальных перемещений глыб определяются в первые километры за миллион лет.

П.С. Воронов (1979) полагал, что скачкообразное изменение угловой скорости вращения Земли обусловило многократное перемещение волн сжатия и растяжения в меридиональном направлении. При этом возникла система трещин с ориентировкой 35° и 325° при сжатии и 55° и 305° при растяжении. Постоянные «полюсобежные» силы обусловили отток масс от полюса к экватору.

К.Ф. Тяпкин (1981) полагал, что относительное перемещение оси вращения Земли обуславливает образование разломов с меридиональной и широтной компонентами, обусловленными планетарным полем напряжений. По ним происходят крупные сдвиги.

Глобальная тектоника скручивания предложена норвежским учёным К. Сторетведтом (1997). По его мнению, на ранних стадиях истории Земля имела гранитно-гранулитовую кору, которая последовательно неравномерно ассимилировалась и поглощалась мантийной основной магмой. Непоглощенные остатки такой коры всё ещё существуют в океанических бассейнах. Постоянный мантийный диапиризм ведёт к внутреннему перераспределению масс в теле планеты, что изменяет момент инерции во вращающемся теле, вследствие чего Земля систематически изменяет ориентацию в пространстве (относительно своей оси вращения) и скорость своего вращения. Это обуславливает блуждание полюса и изменение климатических условий на поверхности планеты. При этом континенты остаются на своих местах, испытывая небольшие повороты на месте.

Модель К. М. Сторетведта (1997) предполагает, что общее замедление скорости вращения сопровождается прогрессивно нарастающей океанизацией, при которой поднимающиеся мантийные струи эродируют сиалическую кору. Этот процесс концентрируется вдоль экватора, где действие центробежных сил будет максимальным, что объясняет возникновение и развитие геосинклиналей вдоль палеоэкваторов, соответствующих каждому отрезку времени. Альпийско-Гималайский пояс развивался вдоль палеоэкватора, соответствующего времени его заложения. Другие геосинклинально-складчатые пояса - каледонские, гер-цинские - также формировались вдоль соответствующих своему времени экваторов. По мере омоложения эти пояса смещаются к югу, следуя за палеоэкватором, После позднего эоцена - раннего олигоцена экватор передвинулся на свою современную позицию.

К началу альпийского цикла потери континентальной коры под воздействием мантийных струй достигли настолько продвинутой стадии, что литосфера приобрела подвижность, которая позволяет континентам поворачиваться, оставаясь на месте и не отрываясь от своих мантийных корней. Срединно-океанические хребты не являются центрами спре-динга, а представляют собой образования из сильнейшим образом деформированных и метаморфизованных пород, а многие астроблемы и импактные структуры могли быть сформированными газовыми взрывами, связанными с преобразованиями вещества в глубоких недрах Земли.

Нелинейная геодинамика рассматривается как ветвь геодинамики, охватывающая радикальные отклонения от последовательности (линейности) в развитии геодинамических систем, порождающие неупорядоченность, разного рода нерегулярности и бифуркации в геологических процессах (Пущаровский, 1998). Нелинейная геодинамика сначала определялась как область неупорядоченного проявления во времени и пространстве структурообразующих движений в пределах тектоносфе-ры. Нелинейная геодинамика начинается там, где в геосферах появляются нерегулярности, резкие отклонения в развитии большого круга геологических процессов: тектонических, магматических, метаморфических, седиментационных, рудообразующих и др., так или иначе связанных с энергетикой недр. В области изучения нелинейных геодинамических эффектов мы пока находимся в самом начале исследовательского пути. Выделяются нелинейные геодинамические эффекты глобального, регионального и местного значений со всеми переходами между ними (Пущаровский, 1998).

Нелинейной геодинамике предшествовала доктрина нелинейной геофизики, сформулированная О.Л. Кузнецовым в 1981 г. Он высказал мысль о том, что «нелинейные явления в геофизике имеют место на всех уровнях, начиная от общепланетарного ... и кончая масштабом отдельных пор породы». И далее... «В связи с многообразием нелинейных эффектов и их общей взаимосвязью встаёт вопрос о выделении нового раздела наук о Земле - нелинейной геофизики, объектом которой являются нелинейные эффекты, а также связанные с ними геологические процессы».

Главные особенности нелинейных систем проявляются в отсутствии детерминированности последовательных событий, нарушении принципа суперпозиции (принцип суперпозиции - отсутствие взаимного влияния), явлении бифуркации (бифуркация - переход системы в два или более состояния), зависимости крупных следствий от случайных малых флуктуаций в момент перехода системы из одного состояния в другое. Указанные признаки позволяют выявлять нелинейные геологические (геодинамические) системы, опираясь на методы геологических исследований - историко-геологический, структурно-вещественный, палеонтологический и другие.

Развитие нелинейной геодинамики не означает, что отпадает моби-лизм. Это понятие включает образ мышления, способность воспринимать крупные горизонтальные перемещения в тектоносфере. Можно утверждать, что мобилистские построения останутся базовыми в геологической теории и в будущем.

Задача нелинейной геодинамики состоит в изучении тектонических, магматических и иных явлений и процессов, не вписывающихся в предначертанные для них нашим сознанием канонизированные схемы. Геосферы обособленно или в их совокупности представляют собой открытые системы, характеризующиеся энергетической диссипацией, а отсюда - и резкими зигзагами в развитии многообразных глубинных процессов. Кроме того, Земля является объектом внешних нерегулярных и изменчивых воздействий, что, в конечном счёте, создаёт неправильный структурный план планеты, понять который без помощи нелинейной геодинамики практически невозможно.

Параллельно с созданием теории литосферных плит появились материалы, подтачивающие строгие представления об абсолютно детерминированном характере формирования и последующей эволюции одного из главных элементов океанов - срединно-океанических хребтов (СОХ). Уже в 1967 - 1968 гг. Д. Мэтьюз, Д.Бати, К. Харрисон пришли к выводу о наличии «случайной» составляющей в процессе наращивания верхней части океанической коры в рифтовых зонах. Е.Г. Мирлин и М.Б. Лейбов в 1978 г. опубликовали модель формирования полосовых магнитных аномалий, где было отмечено наличие хаотичных перескоков центров поступления намагниченного материала в зоне спрединга. В дальнейшем число свидетельств о существовании влияния случайной компоненты на процесс аккреции всё увеличивалось за счёт новых данных по петрогеохимии базальтов и морфологии СОХ, а также материалов гравиметрических и спутниковых альтиметрических исследований. В настоящее время стала актуальной задача выявления соотношения двух противоположных тенденций в данном процессе: упорядоченности и хаотичности.

Формирование глобальной системы СОХ содержит элементы закономерности и случайности, К закономерным относится факт общепланетарной тектонической асимметрии, что находит отражение в динамике формирования океанической литосферы на гребнях СОХ. В Тихоокеанской области океаническая литосферная аккреция происходила главным образом на уже сформированной океанической литосфере, а в Индо-Атлантической - на континентальной. При этом в первом случае преобладал раздвиг плит с высокими скоростями, в результате чего образовались быстроспрединговые хребты с относительно сглаженным рельефом и чёткой полосовидной структурой магнитных аномалий. В Индо-Атлантической области спрединг протекал относительно невысокими темпами, что нашло отражение в более расчлененном рельефе дна и усложненной структуре магнитных аномалий. В обеих областях длительная эпоха формирования системы СОХ распадается на ряд дискретных периодов образования отдельных звеньев, причём в каждом из них наблюдается явление продвигающегося (проградирующего) рифтогенеза. В то же время, в расположении на земной поверхности этих звеньев и в их последовательности образования трудно уловить какой-либо порядок. Это особенно относится к Атлантическому океану, в котором рифтогенез начался сперва в центральной части (170 млн лет), затем в южной (150 млн лет) и лишь позднее (80 млн лет) произошло раскрытие северной части. При этом, некоторые из древовидной системы рифтов, сопровождающих раскрытие океана, прекратили своё существование, в результате чего в Северной Атлантике наблюдается беспорядочная и ветвящаяся система впадин (трог Роколл, Лабродорское море и др.), разделяющих относительно небольшие по размеру блоки континентальной коры.

Выявлена сегментация СОХ нескольких порядков. Сегментация 1 -го порядка определяется разделением их гребней трансформными разломами и представляет закономерность глобального значения. В СОХ Тихого океана наблюдается заметное возрастание этого параметра по мере увеличения темпа раздвига плит. Сегменты разных порядков проявляются в рельефе дна в виде куполов или платообразных возвышенностей разной протяженности и высоты и имеют в плане изометричные или овальные очертания. При этом отмечается меньшая высота куполов при большей скорости спрединга. Индивидуальные геофизические и магматические характеристики на современном уровне изученности не поддаются систематизации и носят зачастую случайный характер. Это подтверждается данными о составе базальтов сегмента в интервале 0 -15° с.ш. в Экваториальной Атлантике, где они обогащены литофильны-ми элементами вне видимой связи со структурными особенностями исследованного сегмента. Базальты сегмента между трансформными разломами Рио-Гранде и Мур в Южной Атлантике отличаются повышенными содержаниями железа и натрия. Детальные гравиметрические съёмки показали, что под центром данного сегмента океаническая кора утолщена на 0,9 км, что вызвало появление изометричной отрицательной аномалии Буге.

Сходные вариации по содержанию и соотношению литофильных и редкоземельных элементов , концентрации железа и натрия выявлены в сегментах между 10 и 12° с.ш. на гребне Восточно-Тихоокеанского СОХ. '

Сегментации СОХ 2-4 порядков вызваны нарушениями гребней разломами нетрансформного типа. Линейные размеры сегментов колеблются от первых десятков (сегменты 4 порядка) до первых сотен километров (сегменты 2 порядка). Время их жизни изменяется от сотен тысяч до первых миллионов лет.

Эволюция тектонических нарушений 2-ш порядка хорошо прослеживается на батиметрической карте СОХ Южной Атлантики в интервалах 25 - 27° и 31 - 38° ю.ш. Здесь можно наблюдать большое разнообразие морфоструктур, происхождение которых обусловлено разрядкой горизонтальных сдвиговых напряжений в литосфере. Среди них выделяется три типа морфологических неоднородностей: 1) удлиненные впадины, окончания которых испытывают небольшое перекрытие в плане; 2) эшелонированные удлиненные впадины, которые отделены друг от друга депрессиями, чьи длинные оси ориентированы параллельно простиранию хребта; 3) косые смещения, сопровождаемые впадинами, ориентированными под углом 45° к оси хребта. Сегменты 2-го и более высоких порядков способны мигрировать вдоль гребня хребта, оставляя за пределами рифтовых зон V-образные следы в виде специфических морфотектонических элементов. Перестройка геометрии оси может быть вызвана небольшими смещениями полюса вращения плит, которые происходят каждые 4-5 млн лет.

Морфоструктура гребня высокоскоростного Восточно-Тихоокеанского СОХ также чрезвычайно усложнена за счёт сегментов высших порядков, представленных перекрывающимися зонами спрединга разных размеров, а также небольшими изгибами оси раскрытия.

Сочетание последствий жёсткого и нежёсткого взаимодействия литосферных плит и деформация коры создают в зонах аккреции чрезвычайно сложный неупорядоченный морфоструктурный рисунок. Он весьма далёк от геометрически правильного расположения рифтов и трансформных разломов, которые изображались на мелкомасштабных тектонических картах океанического ложа. Эта сложность и хаотичность отражает реальное влияние многих факторов на формирование литосферы в океанических рифтах и её последующую эволюцию.

Нелинейная геодинамика отчётливо проявляется в строении и составе тектономагматических провинций СОХ, которые рассматриваются как протяженные отрезки с однородными характеристиками сегментации и магматизма. Таковой является Исландия и прилегающие к ней части хребтов Рейкъянес и Кольбейнсей, характеризующиеся вполне определенными величинами активных частей трансформных разломов и содержаний К20 и FeO в базальтах. Ярким примером является Австрало-Антарктическое несогласие (ААН) в юго-восточной части Индийского океана протяженностью около 500 км. Это звено характеризуется аномально большими (до 4000 м) глубинами гребня, необычно плотной сетью трансформных разломов, смещающих ось хребта на расстояние более 100 км, пониженной интенсивностью магнитных аномалий, а также глубокой отрицательной аномалией геоида. ААН имеет пограничное положение между Индоокеанской и Тихоокеанской провинциями, в пределах которых базальты отличаются по изотопным соотношениям неодима, стронция, свинца, а также по содержанию железа.

Сходные характеристики тектонической сегментации отмечаются в приэкваториальной Атлантике (между 0 и 15°с.ш.) и в Индийском океане (между 0 и 20° ю.ш.), где выявлена необычайно густая сеть трансформных разломов и гребни СОХ отмечены положительными гравитационными аномалиями.

Важно подчеркнуть, что во всех отмеченных случаях специфические особенности строения гребня не связаны со скоростью спрединга.

В то же время, известны примеры, когда тектоно-магматические провинции СОХ чётко увязываются с изменениями скорости раздвига плит. В осевой зоне Восточно-Тихоокеанского хребта в интервале от 20° с.ш. до 21° ю.ш. чётко выделяются Северная и Южная провинции с границей в районе 2° с.ш. близ тройного сочленения СОХ с Галапогос-ским рифтом. В Северной провинции величина полускорости спрединга составляет 3,4-7 см/год, а в Южной - 7,0 - 9,0 см/год. Соответственно, в Северной провинции высота продольного осевого вала достигает 300 м при ширине от 3 до 10 км. Этот вал в поперечном сечении имеет вид пологой арки или трапеции, прорезанной в центральной части продольной грабенообразной впадиной глубиной до 50 — 70 м и шириной 500 - 700 м. В Южной провинции относительная высота вала составляет 150 - 200 м при ширине 2 - 3 км. Его поперечный профиль имеет вид остроугольного треугольника, при этом продольная впадина, как правило, отсутствует. Вместо неё отмечаются изолированные локальные депрессии глубиной до 15 м и шириной не более 50 м.

На разных структурных уровнях проявляется асимметрия литосферы и мантии СОХ. Для СОХ Атлантического океана в пределах АнголоБразильского геотраверса установлено наличие на восточном фланге зон со специфическими характеристиками рельефа, которые отсутствуют на западном фланге. Также различны по обе стороны от оси морфоструктуры трансформных разломов, количество изометричных подводных гор, форма, размеры и преимущественное простирание плотностных и магнитных неоднородностей. Асимметрия проявляется и в динамике спрединга: в течение последних 60 млн лет на западном фланге скорость разрастания в среднем в 1,2 раза выше. На разрезе СОХ Атлантического хребта в интервале 11 - 21°ю.ш. выявлена наклонная линза, характеризующаяся пониженными скоростями сейсмических волн.

К югу от Исландии и к югу от Азорского плато выявлена на основе альтиметрических и батиметрических материалов относительно оси хребта весьма значительная асимметрия литосферы, что вероятно обусловлено смещением дивергентной границы плит относительно линзы разуплотненной мантии.

Асимметрия разрастания дна, так же как и асимметрия структуры различных горизонтов СОХ, видимо отражает сложное взаимодействие мантийных конвекционных потоков, что вносит элемент неупорядоченности в динамику аккреции океанической литосферы.

Резюмируя всё вышеизложенное, следует сослаться на мудрое высказывание известного учёного-геолога С. Уеды о том, что «при развитии научных гипотез решение очередной задачи нередко ставит учёных перед проблемами, о которых они раньше и не подозревали, в результате чего расстояние, отделяющее исследователей от конечной цели -создание общей теории развития Земли, объясняющей всю совокупность наблюдаемых геологических процессов и явлений, - не всегда сокращается».

### Контрольные вопросы


1. Раскрыть существо «контракционных» гипотез развития Земли.

2. Перечислить доказательства обоснования гипотезы «неомобилизма».

3. Какие данные используются авторами для обоснования гипотезы «расширяющейся» Земли?

4. Что послужило основанием для предложения «пульсационной» гипотезы развития Земли?

5. Кем и как обосновывается «ротационная» гипотеза развития Земли?

6. В чём суть и на основе каких фактов доказывается и в чём проявляется «нелинейная» геодинамика в развитии Земли?

## ЗАКЛЮЧЕНИЕ


Тектоника литосферных плит как научная концепция была сформулирована в конце 60-х гг. двадцатого столетия и быстро заняла место основной парадигмы геологии. Эта теория широко использует математические методы, что приблизило геологию к ряду точных естественных наук. Основным инструментом, обеспечивающим плитотектонические построения, является геодинамический анализ.

В пособии рассматривается понятийная база, используемая в геодинамическом анализе, история становления теории тектоники литосферных плит и роль в этом процессе российских учёных. Охарактеризованы принципы и методы геодинамического анализа, широко использующего актуалистические построения. Рассматриваются типы и строения континентальной и океанической коры, приведены характеристики современных дивергентных, конвергентных и сдвиговых (трансформных) границ литосферных плит

При описании континентов отдельно охарактеризованы платформы и орогенные складчатые пояса, а также их минерагения. Особо подчёркнута роль в строении фундамента платформ архейских протократонов и раннепротерозойских кратонов обращено внимание на минераге-ническую специализацию слагающих их метаморфизованных вулканогенно-осадочных и вулкано-плутонических ассоциаций.

Охарактеризованы континентальные рифтогенные структуры, специфика слагающих их осадочных, магматических и метаморфических породных ассоциаций и минерагения. Приведены примеры континентальных палеорифтовых структур, выявленных на всех возрастных уровнях начиная с рифейского времени.

Особое внимание уделено описанию океанического дна и, в частности, срединным океаническим вулканическим хребтам (СОХ). Рассмотрено их строение, типы пород и минерагения. Отмечена роль «чёрных курильщиков» в формировании месторождений колчеданных руд и металлоносных осадков. Охарактеризованы трансформные разломы, их строение и масштабы латерального смещения отдельных блоков и границ литосферных плит. Значительное внимание уделено строению и характеру проявления вулканизма в островных дугах. Приведена их классификация с выделением энсиалических и энсима-тических дуг, отличающихся положением в океанических структурах, характером вулканизма и минерагенией. Отмечены особенности строения и магматизма асейсмических вулканических хребтов как результат воздействия мантийных плюмов. Кратко охарактеризованы зоны Беньофа, глубоководные океанические желоба, пул-апартбассейны и окраинные моря. Показана роль мантийных плюмов в геологической истории планеты.

Определённое внимание уделено зонам сочленения континентальных и океанических структур, их строению, характеру породных ассоциаций и минерагении. Приведена характеристика зон столкновения континентов - коллизионных зон, отличающихся особым ансамблем тектонических структур и магматизмом. Анализируются представления о террейнах, разномасштабных микроконтинентах, и террейновом анализе. Рассмотрены представления о движущих механизмах в тектонике литосферных плит, основные глобальные тектонические гипотезы.

Рассмотрены возможности применения методов геодинамического анализа на разных этапах геологического картирования, при палеогеодинамических реконструкциях и составлении геодинамических карт.

Теория тектоники литосферных плит за последние десятилетия прошла проверку рядом независимых методов. Она признана мировым научным сообществом в качестве основной парадигмы геологии. Геодинамический анализ является основным инструментом, обеспечивающим плитотектонические построения в настоящее время и в прошедшие эпохи. На сегодня следует признать, что любые построения в геологии уже нельзя производить без учета основных постулатов теории тектоники плит.

Комплексные геолого-геофизические исследования на опытных геодинамических полигонах, научной базой которых является теория тектоники литосферных плит, призваны обеспечить региональный и локальный прогноз на геодинамической основе, а также внедрить методологию геодинамического анализа в существующие виды региональных геологических исследований.

Вместе с тем намечаются признаки новой научной революции в науках о Земле. Они базируются на представлениях о нелинейности реальных процессов, среди которых имеется лишь узкий спектр явлений линейной природы, считавшихся ранее общераспространёнными. Неравновесная термодинамика И. Пригожина может стать основой новой парадигмы, опирающейся на процессы самоорганизации вещества, фрактальности изучаемых объектов, которые являются основой новой науки — синэргетики (в пер. с греч. — согласованное действие). Вместе с тем, само перемещение литосферных плит на поверхности Земли сомнению уже не подлежит.

## ЛИТЕРАТУРА


### Основная


1. Х.Аплонов С.В. Геодинамика: учебник. - СПб: Изд-во СПбУ, 2001. -360 с.

2. Борукаев Ч.Б. Словарь-справочник по современной тектонической терминологии. - Новосибирск: СО PH НИЦ ОИГМ, 1999. - 70 с.

3. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. - М.: Недра, 1993.- 192 с.

4. Парначёв В.П. Краткий словарь современных тектонических терминов. - Томск: ТГУ, 2000. - 60 с.

5. Структурная геология и тектоника плит: в 3 т / под ред. К. Сейферта. - М: Мир, 1991. - Т. 1. - 315 с.; Т. 2. - 376 с.; Т. 3. - 350 с.

6. Хайн В.Е.,Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. - М.: Университет, Книжный дом, 2005. - 560 с.

7. Хайн В.Е., Короновский Н.В. Планета Земля от ядра до ионосферы: учебное пособие. - М.: Университет, Книжный дом, 2007. - 244 с.

### Дополнительная


1. Внутриплатные явления в земной коре. - М.: Наука, 1988. - 176 с.

2. Геодинамические исследоваения при геологической съёмке. Методические рекомендации / В.Н. Зелепугин, В.Ф. Николаев, В.Д. Вознесенский и др. - СПб.: ВСЕГЕИ, 1992. - 136 с.

3. Геодинамические реконструкции. Методическое руководство / С.С. Шульц, Ш.Э. Эргашев, В.А. Гвоздев. - Л.: Недра, 1991. - 144 с.

4. Геологическое картирование вулканно-плутонических поясов / В.С. Гладких, Г.С. Гусев, А.В. Гущин и др. - М.: Роскомнедра, Геокарт, МАНПО, 1994. - 301 с.

5. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика. - Новосибирск: НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1994. - 299 с.

6. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР: в 2 кн. - М.: Недра, 1990. - Кн. 1. -327 с.; Кн. 2.-334 с.

7. Изучение офиолитовых комплексов при геологическом картировании / Л.Н. Абакумова, О.С. Березнер, Г.С. Гусев и др. - М.: Роском-недра, Геокарт, МАНПО, 1994. - 254 с.

8. Ковалёв А.А. Мобилизм и поисковые геологические критерии. - М.: Недра, 1985. - 223 с.

9. Митчелл А., Гаррисон М. Глобальная текктоническая позиция минеральных месторождений. - М.: Мир, 1984. - 495 с.

10. Ненахов В.М., Иваников В.В., Кузнецов Л.В. и др. Особенности изучения и геологического картирования коллизионных гранитоидов. -М.: Роскомнедра, Геокарт, 1992. - 100 с.

11. Основы металлогенического анализа при геологическом картировании. Металлогения геодинамических обстановок / Г.С. Гусев, В.В. Зайков, Е.В. Зайкова и др. - М.: Роскомнедра, Геокарт, МАНПО, 1995.-468 с.

Учебное пособие

Парначёв Валерий Петрович

ОСНОВЫ

ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО

АНАЛИЗА

Редактор Т.С. Портнова Верстка Д. В. Фортеса

Изд. лиц. ИД№ 04000 от 12.02.2001. Подписано к печати 23.03.2011. Формат 60 х 84 V16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Гарнитура «Таймс». Уел. п. л. 17,90. Уч.-изд. л. 20,05. Тираж 300 экз. Заказ № 11

ООО «Издательство научно-технической литературы»

634050, Томск, пл. Новособорная, 1, тел. (3822) 533-335

Отпечатано в типографии ЗАО «Μ-Принт», г. Томск, ул. Пролетарская, 38/1

## ПАРНАЧЁВ Валерий Петрович


Доктор геолого-минералогических наук, профессор, действительный член Международной академии наук высшей школы и Международной академии минеральных ресурсов, почётный работник науки и техники РФ, почётный работник высшего профессионального образования РФ, заведующий кафедрой динамической геологии Томского государственного университета. Сотрудник и директор Ильменского заповедника (1975 -1988 гг.). Организатор и участник ряда международных экспедиций (1999 - 2001,2006,2010 гг.). Автор и соавтор более 450 опубликованных научных и учебно-методических работ, в том числе 22 монографий и учебных пособий. Область научных интересов: общая и региональная геология, геодинамика, палеовулканология, геоэкология.

ОйМТЯадгаывюклшр,,

sapas ртрпянГ,,Ш]11