Металлогения мирового океана

Возникновение подобных поднятий, получивших название внутриплитных, обычно связывают с  действием мантийных струй и <горячими точками>, для которых типичен  щелочно-базальтовый магматизм (Хаин, Ломизе, 1995; Андреев и др., 1997). Такое происхождение имеют Императорско-Гавайский хребет в Тихом океане, Восточно-Индийский и Мальдивский хребты в Индийском океане, поднятие Риу-Гранди и Китовый хребет в Атлантике и другие.  

Некоторые из поднятий неспрединговой природы, характеризующиеся большой мощностью коры океанического типа и эволюцией, независимой от океанических плит, называют океанскими землями (Андреев и др., 1997). Это поднятия Шатского и Хесса в Тихом океане, Западно-Австралийский хребет и плато Кергелен в Индийском, Бермудское поднятие и возвышенность Сьерра-Леоне в Атлантическом океанах.  

Внутриплитным структурам свойственен щелочно-базальтовый  магматизм, отличный от магматизма плит. В некоторых структурах, в частности  в океанских землях развиваются вулканоплутонические серии. Магматические комплексы внутриплитных вулканических структур достаточно разнообразны по геохимической специализации. В металлогеническом отношении они представляют самостоятельный интерес, поскольку с ними может быть связано эндогенное оруденение различного типа.  

Особую группу структур представляют собой, как отмечено выше, вулканотектонические поднятия северо-западной части Тихого океана, выраженные грядами подводных гор - гайотов. Магеллановы горы, хребет Маркус-Уэйк, поднятие Мид-Пацифик и другие характеризуются уникальными особенностями геологического строения, загадочным происхождением и специфическим комплексом приуроченного к ним оруденения - кобальтоносные железомарганцевые корки, редкие земли, фосфориты. Подробнее геология и рудоносность гайотов охарактеризована в V главе.  

Поднятия Маркус-Уэйк-Неккер и Мид-Пацифик (Срединно-Тихоокеанские  горы) характеризуются еще одной  особенностью. Эти массивы представляют собой крупные приподнятые блоки, возвышающиеся над уровнем равнин на 200 - 400 м, тектонические массивы, представляющие собой несколько подводных гор на едином цоколе, приподняты относительно уровня поднятия еще на 500-1500 м, высота самих гайотов относительно поверхности цоколя составляет 1500-3000 м. 

Внутренние области  океанов Срединно-океанические хребты  

Система срединно-океанических хребтов проходит через все океаны, имея общую протяженность более 60 тыс. км. Эта грандиозная горная цепь возвышается над ложем океана на 1000-3000 м, ширина ее от многих сотен до 2000-4000 км, средняя глубина порядка 2500 м.  

Собственно срединным  является лишь Срединно-Атлантический  хребет (САХ), простирающийся вдоль  осевой части Атлантики и почти  на всем своем протяжении отстоящий  на равных расстояниях от ограничивающих океан материков. Продолжением САХ в Северном Ледовитом океане служит хребет Гаккеля, занимающий срединное положение в самой молодой Евразийской котловине океана и замыкающийся в континентальном склоне моря Лаптевых. На юге Атлантики в районе о. Буве САХ раздваивается (тройное сочленение): на запад-юго-запад отходит короткая ветвь Американо-Антарктического хребта, срезанного трансформным разломом у южного окончания Южно-Сандвичевской островной дуги; более крупная ветвь - Африкано-Антарктический хребет - огибает южную оконечность Африки и переходит в Юго-Западный Индоокеанский хребет, который почти в центре Индийского океана сочленяется с двумя другими срединными хребтами (еще одна точка тройного сочленения). Аравийско-Индийский хребет проходит в северо-северо-западном направлении до Аденского залива и далее в рифт Красного моря. Юго-Восточный Индоокеанский хребет переходит в Австрало-Антарктический и уже в Тихом океане продолжается Южно-Тихоокеанским поднятием. Последнее сменяется меридионально простирающимся Восточно-Тихоокеанским поднятием (ВТП) - срединным хребтом, занимающим не срединное, а сильно смещенное к востоку положение. Против побережья Чили от ВТП отходит ветвь Западно-Чилийского поднятия, уходящая под Южно-Американский континент. Продолжаясь на север, ВТП приближается к Северо-Американскому континенту и погружается в него Калифорнийским заливом, продолжением которого служит разлом Сан-Андреас. Разлом выходит в океан и прерывается широтным трансформным разломом Мендосино, к северу от которого продолжается хребет срединного типа, состоящий из нескольких звеньев: хр. Горда на юге, затем хр. Хуан-де-Фука, хр. Эндевер, хр. Эксплорер. Последний утыкается в Северо-Американский континент.  

Глобальная система  рифтовых зон Земли, выражением которой являются срединно-океанические хребты, расчленяется на обособленные звенья. Как было отмечено выше, она может быть разделена на два основных звена (Андреев и др. 1999). Первое - Индо-Атлантическое, простирающееся от о. Исландия до центра Индийского океана, на всем протяжении характеризуется низкими скоростями спрединга. На севере ее продолжают наиболее молодые сегменты - хр. Гаккеля в Арктическом океане, где в последнее время обнаружены признаки современной вулканической деятельности и функционирования гидротермальных систем. Замыкающие концы Индо-Атлантического звена ни в Арктике, ни в Индийском океане не продолжаются в сторону континента. Второе - Индо-Тихоокеанское звено имеет более сложное строение, на севере от него полностью оторван Канадский сегмент (хр. Горда, хр. Хуан-де-Фука). Индо-Тихоокеанское звено на всех своих замыканиях выходит за пределы океана в виде межконтинентальных рифтов: в Канадском сегменте, в Калифорнийском заливе, в Красном море, в Южном Чили. Оба сегмента были заложены в позднем мелу, однако Индо-Тихоокеанское звено является более ранним по времени заложения.  

В строении срединно-океанических хребтов выделяется две зоны - осевая с центральным рифтом и фланговая. Осевая зона ограничена 5-й ламонтской линейной магнитной аномалией (поздний миоцен, около 10 млн лет). Фланговая зона склонов хребта, постепенно понижающаяся в сторону смежных абиссальных равнин, ограничена 7-й-8-й линейными магнитными аномалиями (около 26 млн лет, поздний олигоцен). Сводовая часть срединно-океанических хребтов начала формироваться 10 млн лет назад. Осевая зона характеризуется повышенной тектонической активностью, сейсмичностью, интенсивной вулканической и гидротермальной деятельностью.  

Вдоль осевых частей всех хребтов прослеживаются рифтовые долины относительной глубиной от сотен метров до километра и более. Осадочный чехол на хребтах отсутствует. И в долине и на склонах обнажаются базальты, долериты, реже гипербазиты. Местами они покрыты маломощным слоем нелитифицированных осадков преимущественно карбонатного состава с примесью вулканогенного и эдафогенного материала алевро-псаммитовой размерности. Все хребты нарушены трансформными разломами, по которым отмечаются значительные горизонтальные смещения. Наибольшие смещения по глубинным разломам, приводящие к изменению направлений хребтов, отмечаются между экватором и 20? северной широты. Разломы определяют сегментацию хребтов и рифтовых долин. Кроме дизъюнктивной сегментации во всех рифтах отмечаются кулисообразные сочленения элементов долин и, как вариант, параллельное расположение локальных впадин в днищах.  

Основные особенности  строения срединных океанических хребтов  целесообразно рассматривать на примере двух, лучше других изученных  и существенно несхожих между  собою - Срединно-Атлантического и Восточно-Тихоокеанского.  

Срединно-Атлантический  хребет. В основе многих положений  современных геотектонических концепций  лежат результаты исследований именно этого хребта. Как правило, при  обсуждении вопроса о раздвижении  литосферных плит - спрединге - примеры  приводятся по этому хребту. Он простирается от Исландии на севере (64?30?с. ш.) до района о. Буве (50?30?ю. ш.) на юге вдоль осевой части Атлантики (рис. II.2). Такое его положение позволило в свое время Вегенеру высказать предположение о расколе единого материка и формировании молодого Атлантического океана. Этот хребет наиболее активно изучается в связи с проблемами рудообразования.  

Рис. II.2. Сегментация  Срединно-Атлантического хребта (по Е.Дубинину, С.Ушакову, 2001). 

САХ характеризуется  низкими скоростями спрединга (< 20 мм/год). В Северной Атлантике наблюдается слабое увеличение скорости разрастания в направлении к экватору от 14 до 21 мм/год. В южной части такая тенденция не установлена (Андреев и др. 1999).  

Хребет приподнят  над ложем океана на 3-4 км. Вдоль осевой части хребта прослежена рифтовая долина, относительная глубина которой местами достигает 2 км. Рифт сложен базальтоидами и породами габбро-перидотитового комплекса. Хребет интенсивно нарушен трансформными разломами (сдвигами), смещение по которым достигает в отдельных случаях многих сотен и даже первых тысяч километров. Самый большой сдвиг - это разлом Романш, расположенный вблизи экватора. Другие крупные трансформные разломы северного полушария - это разломы Вима, Зеленого Мыса, Хайес, Максвелл, Чарли-Гиббс, разделяющие хребет на ряд зон, различающихся деталями строения и характером оруденения. Северная часть хребта названными разломами подразделяется на пять зон А.М. Ашадзе и его коллегами. С севера на юг это Исландская, Северная умеренная, Азорская, Северная притропическая и Северная приэкваториальная зоны.  

В южном полушарии  наиболее значительные разломы Вознесения, Риу-Гранди и ряд других.  

Каждая зона северного полушария в свою очередь  дополнительно сегментирована. Сегментация  наиболее отчетливо проявляется в особенностях строения рифтовой долины. Эти особенности можно рассмотреть на примере участка хребта, ограниченного на севере широтой 19?13? N, на юге - 15?23? N. Длина участка 435 км при ширине от 25 до 45 км. Днищевая часть долины осложнена серией впадин протяженностью до 50 км при ширине от 3 до 15 км. В одних случаях эти впадины сочленяются кулисообразно. Подобные структуры получили название <перекрытие центров спрединга>. Наиболее яркий пример - участок между 19?00? и 18?50? (рис. II.3). В других случаях впадины прослеживаются на значительные расстояния параллельно друг другу, как это отмечено между 16?33? и 16?40? (рис. II.4). Эти явления называются <перескоком центров спрединга> и вызваны тем, что иногда возникает новая зона спрединга, параллельная старой. Отмечены случаи, когда впадины обрываются поперечными дизъюнктивными структурами (например, между 18?30? и 18?27?) ( рис. II.5).  
 

Границы зон  по трансформным разломам и поперечные дизъюнктивные границы сегментов  характеризуются глубокими впадинами секущих направлений, совпадающими с направлением разрывных нарушений. Глубина океана в таких впадинах существенно превышает глубину сопредельных участков собственно рифтовой долины.  

Рис. II.3. Пример кулисообразного сочленения рифтовой долины. 

Рис. II.4. Пример параллельного расположения фрагментов рифтовой долины. 

Рис. II.5. Реконструкция  древнего положения рифтовой долины. 
 
 

В зонах пересечения  хребта и секущих дизъюнктивных  структур, прежде всего, трансформных разломов, нередки внутренние угловые поднятия. Это блоковые структуры между днищем долины и одним из гребней хребта, непосредственно примыкающие к элементам трансформного разлома, проявляющимся в виде впадин. Склоны таких поднятий, как и бортов долины в других направлениях, осложнены эскарпами.  

Рис. II.6. Реконструкция  горы, расчлененной рифтовой долиной. 

Судя по характеру  строения днищевой части рифтовой долины и ее бортов, можно утверждать, что  раскрытие рифта - процесс многостадийный. Ось раскрытия рифта может  мигрировать во времени. С большой долей вероятности это можно утверждать на примере участка долины, на бортах которой расположены две симметричные горы (рис. II.6). Напрашивается вывод, что исходно эта гора представляла собой вулкан центрального типа, а днище долины располагалось западнее. В определенной мере о миграции осевой части рифтовой долины во времени могут свидетельствовать участки (сегменты) с параллельным расположением впадин, как это показано на рисунке II.4. Последовательное раскрытие рифта во времени может происходить даже с довольно значительным изменением направления (рис. II.5). На этом примере показано, что направление современной долины отличается от направления более ранней структуры приблизительно на 20?. Древняя долина прекратила свое развитие и проявляется в настоящее время в виде ограниченного по протяженности линейного углубления.  

К днищу и  бортам долины приурочены сульфидные рудопроявления. Восточно-Тихоокеанское  поднятие расположено в восточной  части Тихого океана. В виде типичного хребта он прослеживается от трансформного разлома Элтанин (несколько южнее 50? южной широты) до экватора. На этом участке его относительное превышение местами значительно превосходит 3 км. Юго-западнее разлома Элтанин с существенным смещением на картах Мирового океана выделяется Южно-Тихоокеанское поднятие. Это поднятие рассматривается как единый с ВТП хребет, с другой стороны оно может являться элементом южного Полярного бассейна. Северное продолжение Восточно-Тихоокеанского поднятия, известное как поднятие Альбатрос, выражено в рельефе менее отчетливо. Его превышение над равниной не более 2 км. Высота хребта понижается к северу по мере приближения поднятия к континенту. Вдоль осевой части поднятия прослежена рифтовая долина относительной глубиной в первые сотни метров. На всем протяжении Восточно-Тихоокеанского поднятия долина проявляется менее явно, чем на Срединно-Атлантическом хребте и на большем протяжении хребта практически отсутствует. Северная часть хребта примыкает к Северо-Американскому континенту и продолжается Калифорнийским заливом, который рассматривается как внутриконтинентальный рифт.