Металлогения мирового океана

Вулканические дуги протягиваются параллельно  глубоководным желобам на 200-300 км, ширина активной вулканической зоны составляет при этом около 50 км.  

Наиболее типичные островные дуги известны в северной и западной частях Тихого океана. Это Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Суматра и Ява. Далее следуют Идзу-Бонинская, Марианская, Яп, Рюкю, Манильская, Филиппинская, Новобританская, Соломон, Новогебридская, Тонга, Кермадек, Новозеландская. В Индийском океане - Зондская. К подобным системам относится Антильско-Карибская область и область моря Скотия.  

Выделяются два  типа островных дуг: энсиалические, образованные на мощной (до 40 км) коре континентального типа, испытавшей длительное полициклическое  развитие, и энсиматические, которые подстилаются маломощной океанической корой. Островные дуги первого типа образованы, как правило, крупными островами - Японские, Филиппинские, Новая Гвинея, Новая Зеландия и др. Дуги второго типа представлены цепочками мелких островов - Алеутские, Курильские, Малые Антильские, Новые Гебриды и др. Некоторые из них частично расположены на континентальной коре.  

В строении земной коры островных дуг выделяются собственно островодужный комплекс и фундамент. В энсиалических дугах фундаментом  служат древние комплексы, возникшие на месте длительно развивавшихся подвижных поясов. Энсиматические дуги закладываются на фемической коре мощностью до 20 км и подстилаются офиолитовыми комплексами.  

Островодужный комплекс энсиматических дуг сложен толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних этапах образуются андезито-базальты, андезиты; более кислые магмы встречаются редко.  

Среди вулканитов энсиалических дуг преобладают  андезиты, обычными являются дациты, риолиты. На поздних стадиях развития вулканизма повышается щелочность пород.  

В основании  вулканических дуг нередко образуются гранитоидные плутоны: диориты, тоналиты и гранодиориты в энсиматических дугах, нормальные граниты - в энсиалических. Вмещающие породы претерпевают региональный метаморфизм зеленосланцевой и амфиболитовой фаций.  

Значительная  часть разрезов островных дуг  обнажается на суше, в том числе  иногда на поверхность выходят и  породы фундамента. Поэтому степень  изученности геологических формаций этих структур наиболее высокая.  

Островные дуги сложены разнообразными геологическими формациями: вулканогенными, вулканогенно-осадочными, осадочными, интрузивными, последовательность образования которых отражает этапы развития этих структур. Среди формаций присутствуют глубоководные, мелководные и наземные. Вулканогенные формации в процессе развития островных дуг эволюционируют от подводных базальтовых и базальт-бонинитовых к мелководным и наземным - базальт-андезибазальтовым, базальт-дацитовым, - и наземным островным формациям с большими объемами средних и кислых пород, в том числе пород повышенной щелочности. Изменяется и характер вулканизма: трещинные и щитовые вулканы базальтовых формаций сменяются стратовулканами, осложненными кальдерами, экструзивными структурами и т.д. В строении стратовулканов существенную, иногда преобладающую роль играют пирокластические породы.  

Наряду с вулканогенными комплексами и формациями образуются комагматичные им интрузивные комплексы. Среди них наиболее широко распространены габбро-плагиогранитовые, габбро-диорит-тоналит-плагиогранитовые трондьемитовые, габбро-монцонит-сиенитовые. Реже встречаются комплексы кварц-гранодиорит-гранитовой формации.  

Интрузивные комплексы  комагматичные вулканитам, являются различными фациями единых долгоживущих магматических систем. Интрузивные породы формируются, завершая отдельные этапы вулканической деятельности, в поздние стадии развития очаговых зон. Более длительная дифференциация магмы в очаговых зонах определяет большее количество кислых и средних интрузивных пород по сравнению с вулканитами. Интрузивный магматизм сопровождается интенсивной гидротермальной деятельностью, результатом которой является формирование эндогенных месторождений.  

На завершающих  этапах развития островных дуг проявляется  ареальный базальтовый вулканизм, сменяющийся часто щелочным - оливин-базальтовым или шошонитовым.  

Таким образом, островодужный вулканизм в большинстве  случаев эволюционирует от однородных толеит-базальтовых формаций к дифференцированным известково-щелочным и имеет преимущественно гомодромный характер.  

Последний нарушается на поздних этапах, когда известково-щелочной вулканизм вновь сменяется базальтовым, часто со щелочной тенденцией. В  островных дугах, сформированных на мощной континентальной коре, может  проявляться антидромный характер магматизма (Фролова, 1997). В то же время индивидуальные особенности развития свойственны не только каждой отдельной дуге, но и отдельным участкам и даже вулканическим центрам. По этим причинам формационные ряды различных островодужных систем весьма разнообразны. 

Активные окраины  Задуговые бассейны  

Задуговые бассейны (окраинные моря) входят в триаду структур активных окраин и располагаются  между островными дугами и континентом. По В. Белоусову, выделяется три типа окраинных морей: наиболее мелкие моря - Охотское, Желтое, Арафурское - почти целиком подстилаются континентальной корой. Другие - Японское, Южно-Китайское, Коралловое, Берингово - в наиболее мелких частях расположены на континентальной коре, а в более глубоких - на океанической. Третьи, преобладающие, находятся целиком на океанической коре, глубина их может превышать 4000 м.  

Глубоководные бассейны бывают изометричными и  линейными. Изометричные располагаются  в тыловых частях моря, линейные - во фронтальных. Рельеф глубоководных  бассейнов часто осложнен подводными горами, поднятиями и прогибами, рифтогенными и спрединговыми структурами. К числу изометричных глубоководных котловин относятся Западно-Филиппинская (Филиппинское море), Центральная (Японское море), Венесуэльская (Карибское море), Алеутская (Берингово море) и др.  

Линейные бассейны бывают двух типов: одни располагаются  непосредственно за островными дугами (Курильская в Охотском и Окинава  в Восточно-Китайском морях), другие разделяют активные и потухшие островные  дуги (междуговые бассейны Паресе-Вела и Марианский в Филиппинском море, Лау в море Фиджи, Гренада в Карибском море и др.).  

Глубоководные котловины находятся на разных стадиях  развития, среди них выделяют активные с проявлениями современного магматизма, и отмершие, заполняющиеся осадками.  

В строении верхних  частей земной коры окраинных морей  выделяется три комплекса: фундамент, на котором заложилось море, существенно  вулканогенный комплекс, отражающий активный период развития структуры, и  осадочный чехол, формирующийся после прекращения магматической активности (Фролова, Бурикова, 1997).  

Комплекс фундамента в тех морях, где он доступен для  изучения, представлен складчатыми  геосинклинальными и орогенными формациями подвижных поясов палеозойского  и мезозойского возраста, прорванными разновозрастными, преимущественно меловыми и палеоценовыми гранитоидами. Реже комплекс фундамента представлен образованиями континентальных платформ от докембрийских до мезозойских.  

Состав и строение фундамента окраинных морей, большая  часть ложа которых подстилается океанической корой, характеризуется неоднородностью. В одних случаях в фундаменте присутствуют блоки разнообразных и разновозрастных образований, свидетельствующие о сложной и длительной истории формирования структуры, развивавшейся на древних комплексах окраинных подвижных поясов. Подобная картина имеет место в структурах Филиппинского моря. В других случаях окраинные моря формируются в результате раздвига древнего основания и подстилающая их океаническая кора является новообразованной. Примером может служить междуговый бассейн Лау.  

Т.И. Фролова  приходит к выводу, что образование  современных окраинных морей  в пределах Западно-Тихоокеанской  активной окраины связано с мезокайнозойским рифтогенезом, который начался в  позднем мелу и наложился на сложно построенный Циркум-Тихоокеанский подвижный пояс, в меньшей степени на древние платформы Азиатского континента с уже сформированной континентальной корой.  

Залегающий выше вулканогенный комплекс отделен  от фундамента перерывом и несогласием. Его состав и строение отражают особенности этапа эндогенной активности в процессе формирования окраинных морей. В кайнозое выделяются дораннемиоценовый, допозднемиоценовый и среднемиоцен-голоценовый этапы формирования глубоководных котловин (Богданов, 1988). В различных котловинах присутствуют комплексы либо одного этапа, либо более сложные, являющиеся продуктом неоднократно повторяющегося вулканизма.  

Магматические формации окраинных морей разнообразны и относятся к толеитовой, субщелочной, известково-щелочной сериям. Интрузивные породы представлены базит-гипербазитовыми комплексами, входящими вместе с толеитами в офиолитовые ассоциации. Помимо этого известны малоглубинные массивы, комагматичные эффузивам.  

Мощность осадочного слоя колеблется от 0,5 до 4,5 км. Осадки, накапливающиеся в окраинных морях, различны по происхождению. На склонах вдоль вулканической дуги формируются толщи вулканогенно-обломочных образований, иногда имеющих большую мощность и характер туфогенного флиша. Вдоль континента наблюдаются подвижные конусы выноса, иногда накапливаются флишевые толщи. В центральных частях бассейнов осаждаются монтмориллонитовые глины, биогенные илы и другие типы осадков, преимущественно терригенного происхождения. 

Пассивные окраины  

Переходные зоны этого типа наблюдаются вокруг Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Они характеризуются низкой сейсмической и вулканической активностью, отсутствием глубинных сейсмофокальных зон. В строении типичных пассивных окраин выделяется три главных элемента: шельф, континентальный склон, континентальное подножие. Обычно вдоль края континента прослеживается прибрежно-аллювиальная равнина.  

Шельф представляет собой подводное продолжение  прибрежной равнины материка. Ширина шельфа изменяется в широких пределах, иногда достигает многих сотен километров, составляя в среднем 65-80 км. Бровка шельфа - внешняя граница - располагается обычно на глубине около 200 м, но иногда опускается до 350 м и даже до 500 м. Поверхность шельфа представляет собой аккумулятивную, реже абразионную равнину; на шельфах часто встречаются затопленные долины рек, береговые линии, ледниковые, эоловые формы рельефа.  

Континентальный склон - сравнительно узкая полоса (от 8 до 270 км) с более крутыми углами наклона до 10-14?, а иногда и больше. Нижняя граница склона проходит на глубинах в среднем 2,5-3 км. Для этой структуры характерен расчлененный глыбово-ступенчатый рельеф: ориентированные вдоль склона ступени рассекаются каньонами, наследующими глубокие трещины или разломы. На континентальном склоне нередко наблюдаются уступы - краевые плато, отколовшиеся от шельфа (Белоусов, 1989). Примерами могут служить краевое плато Блейк у берегов Флориды, длиной 900 км, шириной 300 км, глубиной от 600 м на севере до 1200 м на юге. На поверхности плато расположена одноименная провинция железомарганцевых конкреций. Иберийское плато шириной 250 км у противоположного берега Атлантического океана находится на глубине от 1800 до 2700 м.  

У основания  континентального склона на глубинах до 3-5 км располагается континентальное подножие, достигающее в ряде случаев ширины до многих сотен, даже до тысячи километров. Этот промежуточный между континентальным склоном и ложем океана элемент рельефа занимает около 23% площади дна океана. Континентальное подножие - аккумулятивная равнина, - основная область разгрузки обломочного материала, приносимого с материка. Мощность осадков достигает здесь 15 км. Нередко подножие представляет собой слившиеся конусы выноса подводных долин, являющихся продолжением речных долин суши.  

Вулканизм в  пределах пассивных окраин проявлен незначительно и приурочен к  начальным стадиям формирования шельфа и прибрежной равнины и  выражен полями даек, потоками субщелочных  базальтовых лав, переслаивающихся с осадочными породами. Глубинное строение переходных зон пассивного типа характеризуется уменьшением мощности континентальной коры от суши к шельфу и далее к континентальному склону (Белоусов, 1989). Граница утоненной, переходной коры и собственно океанской проходит в средней части континентального подножия (Хаин, Ломизе, 1995).  

В металлогеническом  отношении пассивные континентальные  окраины являются областями развития прибрежных россыпей, шельфовых фосфоритов. Редко к ним приурочены поля железомарганцевых  конкреций, примером чему может служить упомянутое выше плато Блейк. Перспективы обнаружения существенных проявлений эндогенной минерализации в подобных зонах невелики.  
 

*   *   * 

Заключая рассмотрение основных структур океана, необходимо отметить следующие положения.  

Охарактеризованные структуры различны по генезису, истории формирования, строению, масштабам. Они неодинаково изучены с геологической точки зрения, металлогеническая роль некоторых типов структур еще не выяснена. Остаются дискуссионными многие вопросы, касающиеся их генезиса.  

Тем не менее, современная  степень изученности позволяет  достаточно обоснованно охарактеризовать важнейшие металлогенические процессы и роль крупнейших структур в формировании рудных скоплений разного генезиса.  

Океанические  котловины - геологическое строение, в частности, соотношение базальтов и перекрывающих их осадков, тектонический режим, особенности рельефа, гидродинамическая обстановка, вулканизм, - создают наиболее благоприятные условия для концентрации оксидных железомарганцевых конкреций.