Поможем в ✍️ написании учебной работы

Имя

Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

Выберите тип работыЧасть дипломаДипломная работаКурсовая работаКонтрольная работаРешение задачРефератНаучно - исследовательская работаОтчет по практикеОтветы на билетыТест/экзамен onlineМонографияЭссеДокладКомпьютерный набор текстаКомпьютерный чертежРецензияПереводРепетиторБизнес-планКонспектыПроверка качестваЭкзамен на сайтеАспирантский рефератМагистерская работаНаучная статьяНаучный трудТехническая редакция текстаЧертеж от рукиДиаграммы, таблицыПрезентация к защитеТезисный планРечь к дипломуДоработка заказа клиентаОтзыв на дипломПубликация статьи в ВАКПубликация статьи в ScopusДипломная работа MBAПовышение оригинальностиКопирайтингДругое

Нажимая кнопку "Продолжить", я принимаю политику конфиденциальности

Структуры курса - основные разделы по программе.

Раздел I Геологическое строение и тектоника дна Мирового океана

1. Цели и задачи изучения геологии дна Мирового океана 1ч.

2. Методы изучения 1ч.

3. Морфоструктурные элементы дна Мирового океана (12 ч):

4. Строение земной коры:

5. Геофизические поля: (4 и 5 - 2ч.)

Раздел II Современное осадконакопление и седиментология Мирового океана (И.О.Мурдмаа) 16ч.

Литологические типы океанских осадков (4ч):

Фациальные признаки океанских осадков (4ч):

Литодинамические (генетические) типы океанских отложений (4ч.): 

Фациальное районирование океана (4ч):

Раздел III Магматизм и метаморфизм дна Мирового океана (Л.П.Зоненшайн, Н.Л.Добрецов, Мияширо, Рингвуд) 8ч.

Магматизм и метаморфизм в срединно-океанических хребтах (2ч):

Магматизм и метаморфизм в островных дугах и задуговых бассейнах (4ч):

Магматизм океанских островов (2ч):

Раздел IV Тектоническое районирование и геологическое строение океанов (Тектоника континентов и океанов) 16ч.

Северный Ледовитый океан (2ч):

Атлантический океан (4ч):

Индийский океан (4ч):

Тихий океан (6ч):

Раздел V Геодинамическая эволюция и полезные ископаемые Мирового океана(Геология и полезные ископаемые...., История океана Тетис ????) 4ч.

Геодинамическая эволюция мирового океана (2ч):

Полезные ископаемые Мирового океана (2ч):

Рекомендованная литература

Мурдмаа И.О. Фации океанов. М.:Наука, 1987. 303с.

Леонтьев О.К. Морская геология. М.:В.Ш. 1982. 343с.

Геология и полезные ископаемые Мирового океана. М.:Недра, 1978. 206с.

Тектоника континентов и океанов (объяснительная записка к международной тектонической карте мира масштаба 1:15 000 000. М.:Наука, 1988. 245с.

Зоненщайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1992. 192с.

Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука, 1988. 248с.

Цели и задачи изучения дна Мирового океана.

 

Моря и океаны занимают 2/3 поверхности Земли. В СОХ происходит образование новой земной коры океанического типа, а в зонах субдукции формируется кора океанического типа. Эти процессы являются наиболее значительными проявлениями эндогенной активности Земли. Однако, суть этих процессов стала выясняться только после того, как геология из чисто “сухопутной” науки обратилась к изучению дна океанов. То, что многие осадочные горные породы образовались в морских бассейнах было известно давно, но, как известно, континентальная геология не могла показать актуалистических аналогов в современных обстановках. Не случайно одним из слабых мест теории геосинклиналей было отсутствие современных аналогов. Изучение океанического дна привело к рождению новой геологической парадигмы - теории тектоники литосферных плит, которая в корне перевернула все представления о развитии Земной коры. Из сказанного вытекают главные цели и задачи изучения океанического дна - это всестороннее изучение геологического строения большей части земной коры, скрытой под водами морей и океанов. Изучение проводится в двух аспектах - во-первых, познание общих закономерностей образования и эволюции океанической коры, процессов магматизма, метаморфизма и седиментогенеза, связанных с этой эволюцией, и во-вторых, - изучение процессов современного рудообразования на дне океанов, с целью прогноза потенциальной рудоносности, как современных океанических бассейнов, так и с целью прогноза и поисков МПИ, образовавшихся в геологическом прошлом. Прикладной аспект морской геологии связан не только с твердыми полезными ископаемыми, но и с нефте-газоносными областями, широко развитыми в шельфовых областях.

Т.о. цель - 1) изучение общих закономерностей образования и эволюции Земной коры океанического типа;

              2) изучение современного рудообразования с целью металлогенического пргноза современных океанов и расшифровки генезиса МПИ в древних складчатых областях.

 

Методы изучения

Методы изучения геологии дна океана можно разделить на 2 большие группы:

1) Дистанционные методы

2) Методы непосредственного изучения вещества океанической коры.

К первой группе дистанционных методов относятся разнообразные геофизические методы - магнитная и гравиметрическая съемка, методы отраженных и преломлённых сейсмических волн, измерения теплового потока, сейсмо-акустическое зондирование, сейсмическая томография и т.п.

 

Магнитная съемка и палеомагнитные исследования- это один из важнейших методов изучения строения океанического дна. С помощью этого метода были обнаружены и закартированы линейные магнитные аномалии, располагающиеся параллельно осям срединно океанических хребтов. Линейные аномалии представляют собой чередование участков положительных и отрицательных аномалий магнитного поля, разница между которыми достигает нескольких сотен гамм. Выяснилось, что участки соответствующие положительным и отрицательным аномалиям образуются во время разной направленности магнитного поля земли, а смена этой направленности называется инверсией магнитного поля. Инверсии магнитного поля были открыты при изучении наслоений базальтовых лав, в которых обнаружилась неоднократная смена полярности палеомагнитных векторов. В последующем, Ф.Вайн и Д.Мэтьюз применили открытие инверсий к интерпретации полосового линейного магнитного поля океанов. Положительно и отрицательно намагниченные полосы отражают смену полярности магнитного поля. Все эти положения основываются на фундаментальном положении, согласно которому остаточная (т.е. существующая в данный момент времени) намагниченность горных пород параллельна индуцировавшему её полю и приобретается Fe содержащими минералами при понижении температуры ниже точки Кюри (500-800°).

 В настоящее время подробно разработана шкала инверсий магнитного поля (для океанов до 160млн.лет), каждой полосовой аномалии присвоен номер и определён её возраст. Длительность однообразного магнитного поля, т.е. от одной инверсии до другой, составляет от 0.2-0.5 до 4-5 Ма (в ср. 1-2Ма), инверсии происходят быстро, за первые десятки тысяч лет. Существуют длительные периоды без инверсий, самый большой в середине мела - 34 Ма.

Обнаружение линейных магнитных аномалий явилось одним из важнейших открытий, лежащих в основе теории тектоники лиосферных плит.

Гравиметрические исследования - основаны на различии плотности горных пород разного состава и происхождения - осадочные и магматические, у/о, основные, кислые и т.д. Положительные аномалии свидетельствуют о ультрабазит-базитовом составе коры, отрицательные - о кислом. Обычно эти данные используются в совокупности с сейсмическими магнитными и др. Геофизическими исследованиями.

Сейсмические методы- основаны на зависимости скорости прохождения сейсмических волн, от плотности пород. Существует множество разновидностей сейсмических методов призванных решать конкретные задачи. Пр изучении дна океана наиболее широко применяются метод Непрерывного сейсмоакустического профилирования (НСП), глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ), метод отражённых волн (МОВ) и некоторые другие. Подробно сгеофизическими методами будете знакомиться в курсе «Геофизики», а сейчас подробней рассмотрим метод непрерывного сейсмоакустического профилирования.

Сейсмоакустическое профилирование (показать рисунок) широко применяется для изучения осадочного слоя океанической коры. В зависимости от степени уплотнения осадков выделяют акустически прозрачные горизонты, сложенные не литифицированными рыхлыми осадками, акустически непрозрачные слои, представленные плотными литифицированными осадочными породами и акустический фундамент. Акустический фундамент совпадает с кровлей слоя базальтовых лав. На базе НПС развилась новая геологическая дисциплина - сейсмическая стратиграфия. Сейсмопрофилирование позволяет различать генетические типы отложений. Такие как турбидиты, гемипелагиты, подводные оползни, отложения гравитационных потоков, рифовые массивы. На сейсмопрофилях видны фациальные переходы одних генетических типов к другим. Т.О. этот метод позволяет не только установить мощность осадочного слоя, но и изучать его внутреннюю структуру и состав.

Сейсмическая томография - наиболее современный метод - позволяет получить 3х-мерную картину строения земной коры с большой точностью.

Измерение теплового потока - позволяет выявить и оконтурить термические аномалии, отвечающие районам повышенной эндогенной активности, современные гидротермальные системы, области молодого или современного вулканизма и т.д. Нормальный тепловой поток 4.186 х 10 ^-6 Вт/см².

Все эти методы дают определенный набор физических характеристик горных пород и земной коры в целом, что позволяет создать геофизическую модель строения земной коры (независимо в океанах или на континентах).

Для проверки правильности этих построений, а также для получения вещественных характеристик горных пород служат прямые методы.

К ним относятся:

1) Глубоководное драгирование океанического дна

2) Изучение рыхлых осадков с помощью пробоотборных трубок

3) Глубоководное бурение

4) Изучение океанического дна с помощью глубоководных обитаемых аппаратов.

Драгирование,  дночерпатели, тралы - использование этих приспособлений это относительно простой и дешевый способ изучения поверхности океанского дна. Суть его в том, что на дно опускается большой ковш - типа скрепера и судно тянет его за трос на определенное расстояние. Затем этот ковш поднимают на борт, извлекают его содержимое и затем изучают. По сути - это просто скребок, который соскребает со дна все, что окажется на пути. Обычно драгировки проводят на склонах подводных морфоструктур. С помощью этого метода удается составить геологические карты дна для отдельных полигонов.

Грунтовые пробоотборные трубки, используются для взятия проб рыхлых осадков. Это просто тяжелая металлическая труба, которая под собственным весом погружается в осадок. С их помощью можно опробовать 10-15 м, реже - до 30 м осадка, отвечающего по возрасту нескольким последним млн. лет.

Глубоководное бурение

Глубоководное бурение в океане началось в 1968 г. со специального бурового судна “ Гломар Челенджер”. Работы проводились в рамках международного проекта DSDP - Deep Sea Drilling Project. За первые 10 лет выполнено 59 рейсов и пробурено 688 скважин в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах, Мексиканском и Калифорнийском заливах и Средиземном море. Было поднято более 50 000 м керна. Максимальная глубина океана в точках бурения 7044 м - в Марианском желобе. Максимальная глубина скважины 1300 м., наиболее древние из вскрытых пород имели возраст 160 млн. лет

Ведущей организацией по выполнению этого проекта был Скриппсовский океанографический институт Калифорнийского университета в Сан-Диего. В рейсах, как правило, принимали участие международные экипажи в состав которых входили геологи разных стран, в т.ч. и СССР. Судно имеет водоизмещение 10 тыс. тонн, высота буровой вышки ~ 60 м. под ватерлинией. Это первый корабль способный вести бурение в открытом океане. На нем используются динамическая система фиксации для удержания корабля над буровой скважиной, что обеспечивает возможность повторного вхождения, отбора керна и смену буровых колонок. Глубина бурения ограничивается длиной буровой колонны, которая составляет 7317 м.

При бурении использовался весь комплекс методов геофизических исследований (каротаж) в скважинах, который включает: звуковой, плотностной, индукционный, нейтронный, температурный и гамма-каротаж. С помощью этих методов устанавливаются следующие свойства горных пород: пористость и наличие каверн, проницаемость, плотность, электрическое сопротивление и температура. Комплекс этих методов позволил сделать ряд важных открытий, например, были обнаружены и прослежены слои осадочных пород в верхних горизонтах базальтов океанического дна, установлена большая плотность древней океанской коры по сравнению с молодой (заполнение трещин вторичными минералами) и др. С 1975 г. проект DSDP сменил международный проект IPOD - International Phase of Ocean Drilling (Международная фаза бурения дна океана) Этот проект отличало большее число участников и широкая программа исследований.

Помимо глубоководного бурения большой объём информации получен при разведочном бурении на нефть и газ в шельфовых областях мироваого океана.

Глубоководные обитаемые аппараты - батискафы. С их помощью удалось впервые увидеть и сфотографировать океаническое дно на больших глубинах, установить морфологию лавовых потоков и характер микрорельефа в целом, обнаружить “черные курильщики” и т.д. Широкое применение получило использование обитаемых аппаратов для изучения осадочных образований. Кроме фотографирования используется телевизионный обзор. Особенно богатую информацию дают многокадровые (до сотен и тысяч снимков) фотопрофили и непрерывная телевизионная съёмка с буксируемых у дна аппаратов. Фотографии и телеизображения дна позволяют изучать характер литодинамических процессов в контактной зоне вода-дно. В частности, с помощью этого метода было доказано существование сильных придонных течений - одного из важнейших факторов фациальных систем. Кроме того фотографии и изображения дают информацию о донном микрорельефе, следах жизнедеятельности морских организмов, обнаружить и оценить объёмы железо-марганцевых конкреций и т.д. С помощью глубоководных аппаратов, помимо наблюдения, фото и телесъёмки, проводится отбор проб. Использование глубоководных обитаемых аппаратов особенно ценно, поскольку это единственный способ реально, а не по косвенным данным увидеть геологические взаимоотношения в подводных условиях.

Перечисленные методы относятся к разряду специфических - используемых только в морской геологии. Кроме них применяется весь комплекс лабораторных методов изучения горных пород, включающий минералого-петрографические исследования, разнообразные аналитические методы определения макро и микрокомпонентного состава пород и минералов, методы изотопной геологии и абсолютной геохронологии, палеонтологические методы и т.д.

Метод геологических полигонов. Редкая сеть буровых скважин или точек отбора проб донных осадков позволяет выявить глобальные закономерности океанского седиментогенеза, но не может обеспечить исследование конкретных фаций и фациальных переходов. Для решения этой задачи используется методгеологических полигонов предложенный П.Л.Безруковым и впервые применённом в 43 рейсе НИС «Витязь». МГП - это детальное исследование небольших, но типичных для данной геологической структуры или седиментационной провинции участков. Этот метод даёт двухмерную картину фациальной изменчивости.

Геологический полигон представляет собой прямоугольный участок дна, размеры которого определяются целью, степенью детальности и техническими возможностями исследований. В среднем размеры составляют 20 х 20 км. Навигация осуществляется с помощью заякоренного буя, координаты которого определяются любым из современных методов. Полигон покрывается сетью галсов эхолотного промера, сейсмопрофилирования и магнитометрии. По детальной батиметрической карте (составляются автоматически на судовых ЭВМ) производят отбор проб дночерпателем, грунтовыми трубками, тралами и драгами, производят фотографирование и другие сопутствующие работы.

 

Л Е К Ц И Я № 2

Типы рельефа шелифа

 

Типы рельефа - это закономерные сочетания различных, генетически связанных между собой форм рельефа. Классификация подводных типов рельефа пока отсутствует. Для классификации типов рельефа шельфа важное значение имеет степень сохранности или переработки форм субаэрального рельефа. По этому признаку выделяются:

1) шельфы с хорошосохранившимся субаэральным рельефом

2) шельфы с переработанным субаэральным рельефом и четко выраженными новообразованными формами;

3) шельфы с преимущественно новообразованным субаквальным рельефом.

К первой группе относятся гляциальные типы рельефа шельфа - флювиально речной, структурно-денудационный реликтовый, прибрежно-морской.

Ко второй гр. относятся абразионный, абразионно-аккумулятивный типы рельефа, рельеф, связанный с аккумулятивной деятельностью морского волнения.

К третьей группе относятся: а) тип рельефа песчаных волн и гряд; б) тип рельефа песчаных волн.

 

Донные отложения шельфа

Рыхлые отложения шельфа, также, как и формы рельефа можно разделить на реликтовые, субаэральные и субаквальные.

К реликтовым субаэральным отложениям относятся ледниковые и флювиогляциональные отложения, континентальные коры выветривания (Куба, Японское море), аллювиальные, пролювиальные, оползневые отложения, реликтовые дельтовые осадки.

Современные шельфовые отложения субаквального происхождения. Образуются при переработке реликтовых осадков или из поступающего на шельф осадочного материала различного генезиса. (главным образом терригенного). Подробно осадки мы будем изучать в дальнейшем, здесь лишь отметим, что наиболее распространенным типом шельфовых осадков являются разнообразные пески, в тропических областях широко развиты илы, для полярных районов и районов с умеренным климатом характерны галька и гравий. Коралловые отложения приурочены к тропическим и экваториальным широтам. Ракушечные и хемогенные карбонатные осадки не обнаруживают связи с климатической зональностью и развиты там, где их накопление не подавляется терригенным осадконакоплением. К достаточно редким образованиям можно отнести айсберговые отложения Арктических районов.

 

Л Е К Ц И Я №3

МАТЕРИКОВОЕ ПОДНОЖИЕ

       Шельф занимает 38% площади подводных окраин континентов, остальную часть, более 60% составляют континентальный склон и подножие.

 

Материковый склон

       Общие черты морфологии материкового склона. Материковый склон начинается от бровки шельфа (место резкого увеличения угла наклона) и простирается до глубин порядка 2-3.5км. Средний уклон - 4-7°, на отдельных участках до 30°, т.е. сопоставимо с крутизной горных склонов на суше.

       Морфологически различают следующие типы склонов: 1) в виде наклонной аккумулятивной равнины; 2) в виде более или менее резких уступов; 3) в виде сочетания наклонной равнины и уступов. Наиболе распространены первый и второй типы, но встречается и третий. Чаще всего материковый склон начинается уступом к подножию которого примыкает наклонная равнина, но наблюдаются и обратные взаимоотношения. Примером является материковый склон Мексиканского залива к западу от Флориды. Он состоит из наклонной равнины, образующей верхнюю часть склона и имеющей постепенный переход к шельфу и очень крутого уступа (до 30°) который называется Флоридский эскарп (Рис.1).

Рис.1. Профиль Мексиканского материкового склона. (Леонтьев).

 

 

При сочетании нескольких участков наклонных равнин и уступов материковый склон приобретает ступенчатый профиль (Рис.). Примером является материковый склон к западу от Аргентины где насчитывается до 8 ступенеей. Отдельные ступени имеют большую ширину и называются краевыми плато. (Плато Блейк к востоку от Флоридского шельфа, плато Воринг к западу от Норвежского шельфа, Чукотское плато и т.д.). Иногда мезорельеф материкового склона представлен неправильным сочетанием многочисленных холиов, ложбин и замкнутых впадин. Наиболее развитой формой такого рельефа является Калифорнийский бордерленд , который представляет собой сильно раздробленную тектоникой подводную окраину материка (сочетание горстов и грабенов). В отдельных случаях приподнятые блоки образуют островаи шельфовые поверхности, ограниченные чётко выраженными уступами и разделённые впадинами и желобами. (Канадский архипелаг, северо-западная окраина Европы).

       Важной чертой всех разновидностей рельефа материкового склона являются подводные каньёны. Это глубокие долинообразные ложбины с крутыми склонами. Они начинаются у бровки шельфа (иногда и в пределах шельфа) врезаются в поверхность материкового склона на сотни, а иногда на 1.5-2.0 тыс.м., имеют крутое падение тальвега и выполаживаются вниз по тальвегу вплоть до устья, расположенного у основания материкового склона.

Материковое подножие

        Зона океанического дна, занимающая промежуточное положение между материковым склоном и ложем океана, называется материковым подножием.

В большинстве случаев геоморфологически материковое подножие выражено наклонной волнистой аккумулятивной равниной, окаймляющей основание материкового склона. Её ширина в несколько раз превосходит ширину материкового склона. Эта равнина представляет собой аккумулятивный шлейф, напоминающий предгорные шлейфы у подножия хребтов на суше. На большей площади она образуется в результате слияния многочисленных конусов выноса, формируемых у устья подводных каньонов мутьевыми потоками. Часть осадочного материала приносится придонными течениями, подводными оползнями и осаждается из водной толщи.

       Мощность неконсолидированных осадков в пределах материкового подножия может достигать 5км. Такие мощности образуются в результате выполнения прогибов, которое часто сопровождается компенсационным прогибанием фундамента. Примером материкового подножия со структурой прогиба является район к востоку от Флориды, но здесь впадина глубиной до 5.5км не компенсирована осадками.

В отдельных случаях материковое подножие формируется в основном за счёт деятельности донных течений. Например Ньюфаунлендский «хребет». Это крупнейшая аккумулятивная форма, напоминающая гигантскую косу, образовавшаяся благодаря длительному накоплению материала поступающего к подножию с потоком донных вод Гренландско-Норвежского бассейна.

        В других случаях материковое подножие выражено одним или несколькими смежными гигантскими конусами выноса мутьевых потоков. Например материковое подножие Калифорнийского побережья США, состоящее из конусов выноса каньонов Дельгадо и Монтерей; Аравийский и Бенгальский заливы (Индский и Гангский каньоны). Конусы выноса и аккумулятивные формы связанные с донными течениями подстилаются корой океанического типа, но процессы вызывающие их появление связаны с терригенным сносом с суши, поэтому мы их относим к подводной окраине континента.

       В случаях, когда к континенту прилегают окраинные моря, континентальное подножие почти не выражено, что объясняется аккумуляцией осадков в котловинах этих морей. Но и при отсутствии окраинных морей подножие может быть очень плохо выражено, например в Бискайском заливе. (Нет крупных рек и подходящих течений).

       Континентальное подножие, как мы уже говорили, подстилается либо океанической корой, либо корой переходного типа, т.е. резко утонённой континентальной.

 

       Таким образом, широкие хорошо сформированные шельфы со всеми сопутствующими им геоморфологическими формами рельефа являются наиболее характерной чертой пассивных континентальных окраин. Островные дуги также окружены небольшим шельфом, но их размеры и происхождение несколько различаются.

       Происхождение пассивных окраин. Согласно теории тектоники литосферных плит считается, что пассивные окраины развиваются над расходящимися бортами прежних континентальных рифтов. В идеале, если рифтовая зона представлена единичным грабеном, который при продолжающемся растяжении раскалывается по середине и борта расходятся в стороны, то в основании каждой из пассивных окраин по обеим сторонам океана будет находиться только «полуграбен». В действительности картина гораздо сложнее, поскольку континентальный рифтогенез охватывает широкие площади и часто идёт вдоль нескольких параллельных грабенов. Раскол может произойти в каком-то одном из грабенов, тогда как остальные полностью захораниваются под какой-то из пассивных окраин. Например: Ньюаркский грабен Т возраста, красноцветная моласса, базальтовый вулканизм ранней рифтовой стадии, выше 12 км осадков от J до современных. Характерная особенность проградация осадков в сторону океана. Весь шельф -аккумулятивное образование, а материковый склон, т.е. переход от шельфа к подножию, временная граница. Но надо иметь в виду, что не во всех случаях шельф является местом аккумуляции мощных толщь осадков. Существуют пассивные окраины где практически весь шельф является продолжением материковых структур, перекрытых осадками относительно небольшой мощности, который может продолжаться в сторону океана уже за счёт аккумулятивных образований.

 

 

Л Е К Ц И Я № 4

Вулканические дуги.

Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М.Наука, 1988

Островные дуги являются главным составным элементом активных океанических окраин. Их изучение продолжается уже более 100 лет и несмотря на это, процессы связанные с островными дугами (зонами субдукции) по прежнему остаются в числе важнейших задач геологии.

Под островными дугами с давних пор понимали тектонически активные пояса земного шара, пространственно совпадающие с областями наиболе интенсивных землетрясений и состоящие из дугообразно расположенных цепочек действующих стратовулканов центрального типа. Для островодужных вулканов очень характерны взрывные, эксплозивные извержения. Все катастрофические извержения связаны с вулканическими дугами (Кракатау -1883, Мон-Пеле-1912, Безымянный -1946 и т.д.). В настоящее время по морфологическим признакам выделяются одинарные, двойные, тройные, активные и пассивные островные дуги. Обычно термин островная дуга применяется к области расположенной между окраинным морем и внешним краем глубоководного желоба. Островные дуги представляют собой огромные горные сооружения протяжённостью от 1000-2000 (Курильская, Рюкю, Марианская) до 3000-4000км (Тонга-Кермадекская, Кюсю-Палау). Радиус кривизны островных дуг изменяется в широких пределах. Наряду с относительно пологими дугами (Алеутская, Курильская, Марианская) известны резко изогнутые (архипелаг Бисмарка). В этом случае длина их сравнительно невелика. Давольно редки хребты почти прямолинейной формы (Тонга-Кермадекск, Колвилл-Лау).

Наряду с одинарными островными дугами (Идзу-Бонинская, Вулкано) широко развиты дуги, состоящие из двух или даже трёх параллельных гряд, расположенных на одном цоколе, но разделённых продольным понижением (Алеутская, Курильская). К особому типу могут быть отнесены раздваивающиеся дуги (Соломонова, Новогебридская), разделённые в средней части овальным вытянутым прогибом. На Рис.1 приведён схематизированный разрез типичной островной дуги. Этот рисунок похож на предыдущий. Здеси важно напомнит, что в целом в крест простирания дуги выделяют фронтальную, осевую, и тыловую структурно-формационные зоны. В пределах фронтальной зоны, как мы отмечали, могут располагаться одна или несколько невулканических гряд островов. Граница между осевой и фронтальной зонами обычно прямолинейная и называется вулканическим фронтом островной дуги, а переход от осевой зоны к тыловой постепенный.

По степени магматической активности различают активные и пассивные дуги. Пассивные, означает лишь то, что отсутствует современная вулканическая деятельность. Большая часть островных дуг расположена в западной части Тихого океана (13), две дуги Липарская и Эгейская в Средиземном море, две в Атлантическом океане - Ю.Сандвичева и М.Антильская.

В настоящее время считается, что рост площади континентов происходит в основном за счёт аккреции островных дуг заложившихся на океанической коре. Поэтому, можно сказать, что островные дуги рождаются, достигают зрелости и умирают причленяесь к окраине континента. По степени зрелости принято выделять юные, развитые и зрелые островные дуги.

Юные островные дуги. Формируются на океанической литосфере вслед за появлением крупных относительно пологих глубинных разломов, по котрым происходит поддвигание одних участков литосферы под другие. В результате начинается процесс субдукции, который сопровождается разогревом и магматизмом. Продукты этого магматизма, в виде вулканических излияний и субвулканических интрузий аккумулируются в верхних частях литосферы в краевой части нависающей плиты. Накопление больших масс продуктов вулканической деятельности постепенно приводит к утолщению края литосферной плиты и образованию цепочки островов приуроченных к центрам максимальной вулканической активности. Большинство юных дуг располагается на значительном удалении от континента и не имеют с ними непосредственной структурной связи. В тылу таких островных дуг располагаются окраинные морские бассейны с корой океанического типа. Мощность коры юных островных дуг составляет 10-15 км и они незначительно возвышаются над поверхностью моря. В составе фундамента отсутствует гранитно-метаморфический слой, в составе островодужных отложений отсутствует терригенный материал. Все обломочные породы представлены либо пирокластическим материалом, либо продуктами разрушения вулканических построек.

Часть внутриокеанических островных дуг накладывается на крупные субконтинентальные блоки (Новозеландский, Японский, Новогвинейский). Магматические продукты относятся к толеитовой петрохимической серии.

Развитые островные дуги. Переход от юной  к следующей - развитой стадии эволюции определяется началом массовых излияний андезитов и родственных им пород известково-щелочной петрохимической серии и внедрением комагматичных им гранодиорит-тоналитовых интрузий. Продукты этого магматизма (+ шошонитовая серия) «надстраивают» разрез юной - толеитовой островной дуги. Это приводит к формированию крупных горных сооружений значительно возвышающихся над уровнем моря. Мощность земной коры увеличивается до 30-40 км, участками она приобретает субконтинентальный или континентальный тип строения. Геофизическими методами в них фиксируется маломощный (2-5км) «гранитно-метаморфический» слой. К числу развитых относятся: Алеутская, Курильская, Фиджийская, Соломонова и некоторые другие островные дуги. Многие энсиалические сегменты развитых островных дуг продолжаются на континентальных окраинах - камчатка, Аляска, образуя переход к АКО, что подчёркивает генетическую общность этих структур.

Зрелые островные дуги. К их числу относятся наиболее крупные, сложно построенные островодужные системы, обладающие уже полностью сформированной мощной корой континентального типа. Обычно они состоят из нескольких. Разделённых тектоническими швами структурно-формационных зон, продолжительность магматизма в которых составляла 50-100 млн.лет. Такие дуги образуются при последовательном приращивании нескольких отдельных островных дуг к наиболее древнему симатическому или сиалическому геоблоку. Наличие мощного «гранитно-метаморфического» слоя обеспечивает широкое проявление анатектического гранитообразования. Этот признак является основным для отнесения островной дуги к типу зрелых. Такие дуги имеют много общего с АКО. Мощность земной коры составляет 30-45км, из них 10-15 км приходится на гранитно-метаморфический слой, представленный разнообразными гранитоидами и метаморфическими породами. К числу зрелых относятся Японская, Новогвинейская, Зондская, Филиппинская островные дуги.

Сказанное выше не означает, что каждая островная дуга проходит весь путь развития от юной стадии до зрелой. Многие ОД умирают, т.е. прчленяются к континенту или другой более мощной ОД в раннем взрасте, или на любой другой стадии эволюции.

Окраинные бассейны. (Кэри, Сигурдсон // Геология окраинных бассейнов). Окраинные бассейны представляют собой полузамкнутые котловины, или серии котловин, расположенные за вулканическими цепями островодужных систем. (Любые малые площади океанической литосферы, расположенные между островными дугами или между двумя континентальными фрагментами). Образование окраинных бассейнов прямо связано с процессами субдукции океанских плит. Большинство окраинных бассейнов образовалось путём растяжения, в значительной мере сходного с формированием новой океанической коры в СОХ (задуговый спрединг).

Рельеф дна окраинных бассейнов очень разнообразен. Встречаются бассейны с проктически ровным дном, не отличающимся от рельефа абиссальных равнин, а также бассейны со сложным горно-холмистым рельефомдна. Такой рельеф связан с тем что внутри окраинных или задуговых бассейнов оказаваются остаточные островные дуги погрузившиеся ниже уровня моря, которы и создают главные неровности рельефа.

Окраинные бассейны растяжения делятся на активные и неактивные. Активные бассейны испытывают растяжение в настоящее время за счёт новообразования океанической коры. (задуговые бассейны островодужных систем Тонга, Кермадек, Марианской, Бонинской, Новогебридской и Скоша). Неактивные бассейны были сформированы в результате растяжения некоторое время назад, но в настоящее время никаких признаков спрединга не обнаруживают. По величине теплового потока неактивные бассейны делятся на бассейны с высоким значением теплового потока (Японское и Охотское море, бассейн Парессе-Вела) и с нормальным тепловым потоком - Южно-Фиджийская, Алеутская котловины. Высокий тепловой поток указывает на относительную молодость бассейна. Из этой классификации существуют исключения. К их числу относятся такие бассейны как Берингово море, представляющее фрагмент океанской литосферы, отчленённой от тихого океана зоной субдукции Алеутской островной дуги. Этот бассейн является «отгороженным», и не связан с процессом задугового спрединга.

Образования задугового бассейна показано на Рис1. Процесс начинается с субдукции литосферной плиты и формирования системы островная дуга - желоб, сопровождающегося активным вулканизмом (а). Растяжение, вызванное процессом субдукции, приводит к расщеплению вулканической дуги вдоль ослабленных зон, таких, как магмоподводящие каналы и зоны активной интрузивной деятельности. Вдоль крутопадающих нормальных сбросов возникает осевой рифт (б). Затем происходит постепеннное расширение этого рифра, в его центральной части образуется осевое поднятие напоминающее СОХ, но гораздо меньше, в котором формируется новая океаническая кора. Тыловая часть островной дуги отодвигается от вулканической дуги и превращается в остаточную дугу (в). (Таким образом формируются двойные и тройные островные дуги). По мере разрастания котловины фланги осевого поднятия погружаются и перекрываются осадочным материалом (г). Новый цикл начинается тогда когда растяжение в задуговом бассейне прекращается, а в вулканической дуге вновь происходит рифтообразование.

В соответствии с этой генерализованной моделью активные задуговые бассейны подразделяются на зарождающиеся и зрелые. Зарождающимися можно считать те бассейны, в которых только начала раскалываться континентальная или островодужная кора, например бассейн Окинава, где процесс растяжения скрыт под двухкилометровой толщей осадков. На поверхности дна растяжение проявилось только в виде грабенов и гидротермальной деятельности. К начальным относятся Бонинский бассейны, бассейны Вудларк, Гавр и некоторые другие. В них нет линейных магнитных аномалий и нет какой-либо чётко сформировавшейся оси спрединга, но всегда хорошо видны структуры растяжения типа грабенов. Они включают отдельные глубокие впадины (2-3км), в которых идёт активный базальтовый вулканизм. Бассейны этого типа можно подразделить на две группы. 1-ая группа: Вудларк, Гавр. Зоны растяжения этих бассейнов вклиниваются в соседние континентальные блоки и продолжаются там в виде рифтов, часто с бимодальным вулканизмом. (Вудларк на западе вклинивается в Новую Гвинею, Гавр в Н.Зеландию , в виде рифта Таупо на о.Северный). 2-ая группа: Бонинский задуговый бассейн - рассекает бонинскую островную вулканическую дугу и находится в сфере влияния её зоны субдукции. Поэтоме в этом бассейне наряду с базальтами широко развиты андезиты.

Зрелые задуговые бассейны ( Марианский, Северо-Фиджийский, Скоша). Имеют чёткие линейные магнитные аномалии, позволяющие определить положение оси спрединга. Каждый бассейн имеет индивидуальное строение. Северо-Фиджийский бассейн (между Н.Гебридами и Фиджи) вдали от зоны субдукции, характеризуется наиболее типичной осью спрединга, похожей на СОХ. Скорость раскрытия 5-6см/г. Он состоит из нескольких продвигающихся к югу отрезков разделённых зонами перекрытия. В оси располагается вулканический хребет с типичной для СОХ морфологией. В Марианском и бассейне лау отчётливо проявляется влияние зоны субдукции, которое проявляется в наличии андезитовых и дацитовых лав наряду с базальтами, высокой эксплозивности наличии пемзы, высокой пористости вулканитов. В бассейне Лау ось спрединга расположена всего в 40 км от активной островной дуги.

Отмершими бассейнами называются такие в которых растяжение, а соответственно вулканизм прекратились и они быстро заполняются осадками. Отмирание активных бассейнов является следствием перескока зоны субдукции на новое место и формирования новой островной дуги. Это связано с тем, что спрединг в задуговом бассейне

инициируется восходящим потоком вещества и энергии генерируемых в зоне субдукции, а когда этот поток прекращается, то прекращается и спрединг. В результате бассейн превращается в котловину окраинного моря аккумулирующую осадки поступающие с континента и с островной дуги. К такого типа бассейнам относятся Южно-Охотская котловина, Японское море, Ю.Фиджийская котловина, котловина Тасманова моря и др.

 

Л Е К Ц И Я № 5

Ложе океана

Вовсех океанах, за исключением Северного Ледовитого, ложе занимает большую часть площади дна. Суммарная площадь ложа океана 193.8 млн.км² , на Тихий океан приходится 116.6, Атлантический 34.2, Индийский -39.6, Северный Ледовитый - 3.4 млн. км². В целом ложе океана составляет 38% поверхности Земли. Ложе океана представляет собой сочетание нескольких наиболее крупных морфоструктурных элементов: Срединно-океанические хребты и пересекающие их трансформные разломы; абиссальные котловины, изолированные подводные хребты и горы.

Абиссальные котловины.

Абиссальные котловины представляют собой глубоководные ( >5000м) впадины, обычно изометричной формы с плоским или слабо холмистым рельефом дна. Размеры котловин различны. Наиболее крупные из них достигают десятков млн. км.². Например самая крупная Северо-Восточная котловина Тихого океана имеет площадь более 30 млн. км², больше чем весь Североамериканский материк.

На дне океанских котловин выделяют две основных разновидности рельефа - волнистые и плоские абиссальные равнины, холмистые абиссальные равнины.

Абиссальные холмы - представляют собой беспорядочно разбросанные или линейно ориентированные изометричные возвышенности высотой до 500м и шириной основания до 10 км. В ранних работах по геологии дна океана предполагалось, что холмы являются погребёнными интрузивными или вулканическими образованиями. В настоящее время считается что это унаследованные формы рельефа, которые сформировались в СОХ, т.е иеют как магматическую так тектоническую природу.

Волнистые абиссальные равнины. Образуются при наложении на неровности второго слоя (базальтов) океанической коры толщи осадков. В результате формируется слабо волнистый сглаженный рельеф.

Плоские абиссальные равнины. Имеют идеально выровненную поверхность и занимают около 15% площади ложа океана. Приурочены к приконтинентальным частям океанских котловин с относительно высокой скоростью осадконакопления. Плоская поверхность дна создаётся за счёт нивелировки рельефа осадками.

Строение океанической коры.

Океаническая кора имеет относительно простое трёх слойное строение независимо от форм рельефа океанического дна. В строении коры сверху вниз выделяют:

1)  осадочный слой - скорость сейсмических волн 2 км/с, средняя мощность 450м (акустически прозрачный слой).

2)  базальтовый слой -скорость сейсмических волн около 5 км/с, ср.Мощность около 2км (кровля базальтового слоя является акустическим фундаментом).

3)  габбровый слой - 6.7 км/с, h - в среднем 4.8 км.

Ниже габбрового слоя залегает верхняя мантия сложенная в разной степени серпентинизированными перидотитами ,скорость сейсмических волн 8 км/с. Границей между габбровым слоем и перидотитами (т.е. между корой и мантией) является поверхность Мохо.

Осадочный слой. Мощность осадочного слоя широко варьирует - от 0 в осевых частях СОХ до 15 - 16 км в локальных участках лавинной сидементации. Такие участки составляют незначительную долю от площади океана, на большей части которого мощность осадочного слоя не преышает 1- 1.5 км (в ср.450м). Распределение мощностей осадков зависит от возраста океанической коры. В настоящее время установлено, что возраст коры не древнее поздней юры (150-160млн.лет). От оси СОХ в сторону континента происходит закономерное увеличение мощности осадков, пропорцианально увеличению возраста коры (Рис. ), другими словами возраст ложа океана является доминирующим фактором определяющим закономерности распределения мощностей осадков.

Базальтовый и габбровый слой. (Строение базальтового и габбрового слоёв рассматривали в теме СОХ). Эти слои - собственно океаническая кора, формируются в осях спрединга СОХ и пассивно переносятся в стороны от оси хребта. По мере удаления от осевой части СОХ океаническая кора охлаждается утолщается и становится более тяжелой, что приводит к увеличению глубины океана при переходе от СОХ к абиссальным равнинам. Кривая закономерного увеличения глубин по мере удаления от оси спрединга называется кривой Склейтера.

Важнейшей особенностью океанической коры является наличие линейных магнитных аномалий - участков прямой и обратной намагниченности пород вытянутых вдоль простирания осей спрединга. Аномалии расположены симетрично относительно оси спрединга. В настоящее время составлены карты магнитных аномалий, каждой из них присвоен свой номер возрастающий от оси спрединга (Рис. 72. Зоненшайн). Кроме того эти аномалии датированы палеонтологическими и радиохронологическими методами и построена единая геомагнитная шкала времени, которая позволяет определять возраст океанической коры по магнитным аномалиям.

Нередко магнитные аномалии имеют каленообразные изгибы свидетельствующие об изменении направления движения плит.

По мере удаления от оси спрединга габбро и базальты подвергаются зеленокаменным изменениям - океанский тип метаморфизма.

 

Подводные горы (гайоты).

 

Подводными горами называются изометричные поднятия возвышающиеся более чем на 500м над прилегающей поверхностью дна. В настоящее время известно более 10.5тыс подводных гор, большая часть которых расположена в Тихом океане. По высоте подводные горы делятся на высокие - более 4000м (встречаются реже всего), средневысотные - 1.5-2тыс. м, низкие - 0.5-1.5тыс.м. Большая часть высоких подводных гор приурочена к срединно-океаническим хребтам, в особенности местам их пересечения трансформными разломами. Такие горы мы уже рассматривали, поэтому сейчас остановимся на подводных горах расположенных вдали от осей спрединга в пределах абиссальных котловин.

Большая часть таких гор имеет вулканическое происхождение и, соответственно, коническую форму. Вершины таких го нередко возвышаются над поверхностью океана в виде вулканических островов. Также как и холмы подводные горы располагаются в виде линейных хребтов или представляют собой озолированные горы. Наиболее крупным подводным хребтом является Гавайско-Императорская цепь подводных гор в Тихом океане. Этот хребет представляет собой цепочку потухших вулканов, возраст которых уменьшается с севера на юг. Современная вулканическая деятельность сосредоточена на о-вах Гавайского архипелага представляющего гигантский гоный массив возвышающийся над абиссальной равниной на высоту более 9000м. (Не путать с отмершими островными дугами). Отличие таких хребтов от отмерших и опустившихся ниже уровня моря островных дуг в том, что подводные хребты типа Гавайского, ни как не связаны с зонами субдукции и являются внутриплитными образованиями. Их происхождение сязано с проявлениями внутриплитного магматизма (Горячими точками). Их характерная особенность - закономерное изменение возраста по простипанию хребта.

Гайоты. Подводные горы вулканического происхождения с уплощёнными вершинами называются гайотами. Большинство гайотов находится в Тихом океане, особенно в его центральной части и в заливе Аляска. Глубины над вершинами гайотов колеблются от 200 до 2500м (в среднем 1300м). Уплощение вершин гайотов происходит в следствие процессов денудации - субаэрального выравнивания, абразионного среза или сочетании того и другого. В любом случае вершинная поверхность гайота во время формирования находилась вблизи уровня моря. Современные отметки глубин - результат тектонического погружения гайота вместе с вулканической постройкой и подстилающей её корой. Вершины гайотов часто перекрыты органогенными известняками и кораловыми рифами сформировавшимися в малоглубинной обстановке.

Атоллы- это кольцеобразные каралловые постройки, венчающие вершины многих подводных гор в экваториально-тропической зоне Мирового океана. Типичный атолл состоит из кораллового плато (риф-флета) с внешним краем, цепочки островов и лагуны. Кольцеобразная рифовая постройка (рим) может быть подводной (атол Дерош в Индийском океане) или надводной (остров Диега-Гарсия).

По геоморфологическим признакам выделяют два генетических ряда.

Первый генетический ряд состоит из следующих членов

1. Вулканический остров без окаймляющего кораллового рифа( атолл Ниуафооу, о-ва Тонга). Это действующий вулкан с кратерным озером в центре острова, возвышающийся на 260м над уровнем моря. Его подножие находится на глубине > 2000м, крутизна склонов достигает 30-40°.

2. Вулканический остров с окаймляющим рифом (о.Танна, Н.Гебриды). Вдоль берега имеет узкую абразионную площадку, на которой кораллы сформировали береговой риф.

3. Вулканический остров, окружённый барьерным рифом (о.майота в Коморских о-вах, запад Индийского океана).

4. Коралловый атолл с «вулканическим ядром», т.е. с остаточным коренным островом (или островами) в середине лагуны (атолл Трук в гр.Каролинских о-вов).

5. Нормальный атолл - атолл с аккумулятивными островами, насаженными на кольцевой риф (атолл Фунафути в гр. О-вов Тувалу в Тихом океане).

6. Атолл с преимущественно подводной кольцевой постройкой, с редкими и незначительными по размерам островами (атолл Суворова).

7. Подводный атолл, или коралловая банка, типа банки Робби.

8. Гайот кораллового происхождения.

 

Этот ряд показывает последовательность развития коралловых построек в условиях погружения их коренного основания. Атолл должен испытывать медленное погружение, достаточно медленное, чтобы рифообразующие организмы успевали надстраивать риф настолько, насколько необходимо для сохранения постоянной глубины над рифом. Если скорость погружения превышает оптимальную, возникают постройки 6 и 7 типов, т.е. риф деградирует. 8-ой тип этого ряда - это разновидность гайота , уплощение вершины которого обусловлено образованием рифового плато, впоследствии испытавшего погружение.

Второй генетический ряд образуют коралловые атоллы, испытывающие воздымание. Первые 4 типа те же, что и в первом ряду. Далее следуют:

5а.Нормальный атолл (атолл Фунафути)

6а.Островной атолл. Кольцевой барьер (рим) такого атолла почти полностью превратился в остров. Лагуна связана с океаном одним или несколькими мелководными проливами (атолл гарднер, о-ва Феникс в Тихом океане).

7а.Реликтовый атолл с центральным озером (о.Ваитупу в гр.о.Гилберта). Лагуна полностью отделена от океана и превратилась в озеро.

8а.Поднятый реликтовый атолл(о.Науру). Это небольшой (4км в поперечнике) остров сохоанивший все черты морфологии атолла, вплоть до останцов внутрилагунных рифов. Лагуна лежит на высоте 30-40м над уровнем моря и представляет собой депрессию с отдельными останцами внутрилагунных рифов, окружённую узкой, не везде сохранившейся грядой рима - кольцевого рифа. В депрессии залегают мощные запасы фосфоритов.

Т.О. второй генетический ряд завершается полностью деградировавшим атоллом, превратившимся в известняковый остров.

Большая часть атоллов мирового океана относится к первому генетическому ряду, т.е. развивается на фоне погружения океанической коры, что связано с её утолщением в результате вулканической деятельности сформировавшей вулканические острова и последующим охлаждением.

Гипотеза возникновения и развития атоллов была высказана Ч.Дарвиным примерно 150 лет назад и до сих пор остаётся верной несмотря на огромный объём знаний полученных за прошедшее время.

 Л Е К Ц И Я № 7

Обломочные осадки

Представляют собой чётко обособленную по составу, структуре и физическим свойствам группу пород, состоящих более чем на 70% из обломочных продуктов разрушения горных пород суши (терригенного материала) или коренных пород дна (эдафогенного материала), вулканокластического материала или продуктов его переотложения (вулканотерригенного материала). Обломочный материал отличается тем, что слагающие его минеральные частицы полностью сформировались ещё до начала данного цикла осадкообразования.

По происхождению материала и его минеральному составу обломочные отложения подразделяются на: терригенные, вулканогенные и эдафогенные. Каждый из этих типов делится на подтипы по гранулометрическому составу, определяемому по размерности преобладающей фракции.

Терригенные обломочные осадки (образовавшиеся из продуктов разрушения суши), по площади распространения занимают подчинённое положение среди других типов океанских осадков.

Грубообломочные осадки (более 70% обломков крупнее 1мм) делятся на структурные типы: валуны, глыбы, галька, щебень, гравий, дресва. Отложения бывают сортированные и несортированные (гравийно-галечные, дресвянощебнистые), монопетрогенные (однопородные), олигопетрогенные (с преобладанием одной породы) и полипетрогенные (многопородные).

Пески и крупные алевриты (>70% 0,05-1мм) - наиболее широко распространённый тип терригенных обломочных осадков океана. Включает: граувакковые, полимиктовые, олигомиктовые кварцевые пески. Аркозы и мономиктовые кварцевые пески редки или отсутствуют.

Мелкие алевриты, силты (> 70% 0,01-0,05мм) - чистые мелкие алевриты, встречаются редко. В зарубежной классификации выделяются силты - 0,005-0,05мм, которые имеют более широкое распространение.

Вулканогенные обломочные отложения. К этому типу относятся осадки и породы , сложенные обломочными продуктами вулканических извержений. Осевшими на дно непосредственно в ходе вулканической деятельности. Если накопился на суше, а затем снесён в океан - то такие осадки называются вулканотерригенными. Если вулканиты размываются в подводных условиях, то продукты этого размыва относятся к эдафогенным осадкам. По площади распространения тефровуе отложения (вулканокластические) существенно уступают вулканотерригеным осадкам и различного рода туффитовым образованиям.

Особую разновидность вулканокластических отложений представляют пепловые отложения. Это тонкие (от мм до первых 10ков см) прослои витрокластической алевритовой тефры (обломки вулканического стекла мелкоалевритовой размерности) в глубоководных осадках, прослеживающиеся на огромные расстояния. Эти отложения делятся по химическому составу - андезитовые, липаритовые и т.д. Прдставляют собой продукты вулканической деятельности связанной с зонами субдукции. В противоположность этому типу вулканокластические отложения подводных извержений СОХ предста,влены в основном, гиалокластитами.

Вулканотерригенные обломочные отложения - это обломочные осадки (породы) образовавшиеся из продуктов размыва вулканических пород субаэральных извержений синхронных осадкообразованию. Состав полностью соответствует исходным вулканитам, от тефровых отложений отличается переработкой в водной среде. Наиболее широко распространены в районах островных дуг.

Эдафогенные обломочные отложения - > чем на 70% состоят из продуктов подводного разрушения коренных пород дна. По структурно-текстурным признакам напоминают терригенные отложения, но принципиально отличаются по минеральному составу, фациальным условиям, процессам образования и отсутствием связи с размывом суши. По размерности выделяются теже типы , что и в терригенных осадках. По минерально-петрографическому составу отвечают породам дна - преимущественно основного и ультраосновного состава.

Глинистые осадки, глины

       К глинам относятся тонкодисперсные алюмосиликатные по составу осадки, содержащие более 70% фракции мельче 0,01мм, менее 30% CaCO₃  и биогенного опала. Наиболее характерным признаком являются глинистые минералы. Океанские глины подразделяются по минеральному составу, характерным второстепнным компонентам, литолого-фациальным признакам.

       По минеральному составу глины являются многокомпонентными образованиями. Глинистые минералы: гидрослюда, монтмориллонит (смектит), хлорит, каолинит. По преобладающему глинистому минералу различают смектитовые, гидрослюдистые и полимиктовые (с большим количеством хлорита и каолинита) разновидности. Кроме глинистых минералов существенную роль играют обломочные минералы, коллоидные формы водных силикатов, вулканическое стекло, свободные гидроокислы железа и марганца, иногда опал.

       По литолого-фациальным признакам выделяются гемипелагические и пелагические глины.

 

Кремнистые осадки

     Единых критериев не существует. По Мурдмаа И.О. к кремнистым осадкам относятся осадки содержащие более 50 % аморфного (биогенного) кремнезёма. Это `~ соответствует 70% опаловых скелетных остатков или валового SiO2. В современном океане к кремнистым относятся некоторые диатомовые илы и очень редкие кремнево-губковые осадки. Диатомовые илы - это очень пористые осадки с характерной упругой (творожистой) консистенцией. Они содержат до 80-90% поровой воды (по объёму). В составе осадков преобладают опаловые панцири диатомей и детрит. Численность целых створок в антарктических илах достигает 440млн. в 1г сухого осадка.  Размерность частиц пелитовая. Важнейшей примесью является глинистое вещество.

 

Л Е К Ц И Я № 8

Структурные признаки

 

        Для анализа фаций главное значение имеют сингенетические структуры, отражающие особенности обстановки и процессов седиментации. Это гранулометрический состав и форма первично-осадочных частиц.

 

Гранулометрический состав -является индикатором динамики среды механической седиментации. В глубоководных обстановках отражает только динамику придонных вод и нередкоконтролируется размером частиц биогенного происхождения.

       Гранулометрический состав осадков чувствителен к гидродинамической активности придонных вод только в интервале крупности, лимитированной предельной сдвигающей скоростью придонных вод. Более крупные частицы оседают независимо от придонных скоростей.

       Гранулометрические фракции делятся на 4 размерных класса: 1-грубообломочный (псефитовый) >1мм; 2-песчаный (псамитовый) - 0,1-1мм; 3-алевритовый - 0,01-0,1мм; 4-пелитовый <0.01мм. каждый класс делится на более дробные единицы. В дополнение к этому выделяются фракции силта (0,05-0,005мм) и глины <0,005мм.

       Песчано-алевритовая гранулометрическая фракция принципиально отличается от силтово-глинистой. (Граница между ними в области 0,05мм. Частицы песчано алевритовой размерности перемещаются волочением по дну, а более мелкие, силтово-глинистые, переходят во взвешанное состояние. Поэтому главным актом механической дифференциации терригенного материала является отделение влекомого по дну песчано-алевритового материала от переносимого во взвеси силтово-глинистого.

       В равновесных гидродинамических условиях средний размер преобладающей фракции тем меньше, чем ниже скорость воды. При высокочастотных колебаниях скоростей гранулометрический состав приспосабливается к максимальным скоростям, при низкочастотных, период которых соизмерим со скоростью осадконакопления, возможно образование слойчатости, с чередованием слойков соответствующих фазам скоростей.

       Сортировка содержит информацию о специфике переноса и осаждения материала. Наиболее сортированные осадки возникают при высокочастотных колебаниях скоростей и связанным с ним многократным взмучиванием осадка - условия мелководья. Хорошо сортированные осадки образуются и при более длиннопериодных колебаниях скоростей придонных вод при условии ограниченного поступления материала. Например чистые, не содержащие алеврита пески образующиеся в зоне действия приливных течений на дне глубоководных проливов. Несортированность отражает либо малую подвижность придонных вод, либо очень быструю аккумуляцию осадков за счёт источников поставляющих несортированный материал.

       Гранулометрический состав осадков образующихся под действием гравитационных процессов отличается резкой неравновесностью по отношению к местным гидродинамическим условиям. Это слои песков и алевритов среди тонкозернистых осадков, грубообломочные гравийно-галечные и щебнисто-дресвянистые отложения незакономерно чередующиеся с тонкозернистыми отложениями. Гранулометрический состав подводных вулканокластических отложений зависит в основном от первичного размера вулканокластического материала и механизма переноса, тогда как фациальная обстановка имеет второстепенное значение. Прослои песчано-алевритовой витрокластической тефры, хорошо сортированные, встречаются только среди тонкозернистых глубоководных осадков, отложившихся в обстановхе застойных придонных вод, а скопления грубой пирокластики без тонкозернистого наполнителя характерны для вершин подводных гор и хребтов с повышенными скоростями течения.

       Гранулометрический состав биогенных осадков целиком зависит от первичных размеров скелетных организмов или характерных форм их разрушения.

       Гранулометрический состав планктоногенного (известкового и кремнистого) материала в океанских осадках контролируется : а) прижизненными размерами минеральных скелетов; б) трансформацией в ходе осаждения (селективное растворение); в) трансформация на дне (растворение, перемыв, сортировка).

        Гранулометрический состав цеолитово-глинистых осадков контролируется аутигенным цеолитообразованием. Чем крупнее кристаллы, тем более грубозернистый осадок.

       Гранулометрия океанских осадков сама по себе малоинформативна, но в сочетании с изучением вещественного состава осадков и отдельных гранулометрических фракций, формы и происхождения частиц, приобретает генетическое содержание.

Форма частиц

       Окатанность частиц является важным показателем фациальных условий накопления относительно крупнозернистых (начиная с песчаных) обломочных отложений. Интенсивное окатывание происходит в прибрежной зоне волнового воздействия (в зоне прибоя). Хорошо окатанные валуны, галька, гравий и песок являются признаками прибрежных фаций с высокой энергией волновых процессов.

       Но окатанность материала может быть унаследована от континентальных отложений. Окатанные обломки могут быть переотложены турбидными потоками ихз прибрежной зоны в глубоководные участки дна. Наконец могут быть эдафогенными образованиями представляющими собой продукты подводного размыва древних конгломератов. Все эти примеры достаточно распространены.

       Форма обломков вулканокластического материала несёт информацию об условиях изверженя. Изогнутые, рогульчатые, пронизанные параллельными канальцами зёрна кислого вулканического стекла в глубоководных тефровых прослоях образуются за счёт дробления пузыристой пемзы в момент эксплозий или при транспортировке на плаву. Остроугольные, с вогнутыми контурами осколки базальтового стекла - результат глубоководного термического расщепления вулканического стекла. Для прижерловых фаций характерны глобулярные, шаровые текстуры гиалокластических базальтовых брекчий и т.д.

       Структуры биогенного материала делятся на биоморфные (прижизненные формы) и детритовые (обломки или остатки от растворения биоморфных частиц). Детрит легче поддаётся размыву придонными течениями чем целые формы, поэтому детритовая структура особенно характерна для переотложенных осадков.

 

Текстуры осадков.

       В океанских осадках наблюдаются различные по происхождению сингенетические слоистые, неслоистые и гомогенные текстуры. Гомогенные осадки возникают при равномерном накоплении взвешанных частиц из водной толщи и в результате вторичной гомогенизации путём механического взмучивания. Гомогенными могут быть осадки накопившиеся за счёт поступления совершенно однородного материала. Вожная роль во вторичной гомогенизации осадков принадлежит роющим организмам. Следы их присутствия свидетельствуют о равномерной седиментации скорость которой измеряется сантиметрами или миллиметрами в тысячу лет, о значительном количестве органического вещества служащего для них пищей и об отсутствии сероводородного зарожения.

       Окрашенные слои (окислы Fe Mn) среди сероцветных осадков свидетельствуют о замедлении или перерывах в осадконакоплении. Пестроцветные пачки с цветовой полосчатостью характеризуют условия переходные от приконтинентальных к пелагическим.

       Настоящая слоистость как «свойство осадочных отложений делиться на слои, ограниченные сверху и с низу ясной поверхностью», создаётся процессами прерывистой пульсационной седиментации. Это слоистые текстуры турбидитов, отложений гравитационных потоков, осадки с прослоями тефры. Они возникают в результате чередования мгновенных актов аккумуляции с «нормальной» несоизмеримо более медленной седиментацией. При большой частоте таких актов аккумуляции слои фоновой седиментации могут отсутствовать. В целом для турбидитов характерны ритмично-слоистые или градационные текстуры (циклит Боума). Градационные текстуры подобные турбидитам наблюдаются также в прослояхвитрокластической тефры.

       По текстурным признакам чётко отличаются друг от друга разные генетические типы отложений гравитационных потоков высокой плотности - зерновых, грязекаменных, пастообразных. Общим для них является грубая нечёткая слоистость или её полное отсутствие, грубая градационность, пудинговая текстура с «подвешанными» в тонкозернистой массе обломками.

       Кроме чётко выраженной слоистости в океанских осадках широко развиты текстуры с расплывчатыми контурами и постепенными переходами, которые отражают постепенные изменения условий осадконакопления.

       Особую группу составляют текстуры типа ленточной слоистости (слойчатости).

Возникновение некоторых сингенетических текстур отражено в формах микрорельефа поверхности дна. Например глубоководные знаки ряби и характерная для них косая слоистость надёжный признак интенсивных движений придонных вод. По морфологии ряби можно установить характер и направление придонных течений.

 

Цвет осадков.

       Цвет осадков является индикатором окислительно-востановительного состояния среды. Существуют две главные гаммы цветов по которым донные отложения можно разделить на «красноцветные» и «сероцветные». К красноцветным относятся все оттенки красного, коричневого, оранжевого, до бледно-желтого . Красноцветность обусловлена окисленными формами подвижных (аутигенных) соединений Fe, отчасти Mn (+ Eh). К сероцветным относятся все оттенки серого, зелёные, голубоватые, оливковые, чёрные. Сероцветность обусловлена аутигенными формами двухвалентного железа и органическим веществом (-Eh).

       Окраска отражает окислительно-восстановительные условия возникающие сразу после захоронения осадка и контролируется содержанием и главное, скоростью накопления органического вещества разложение которого служит источником энергии раннего диагенеза. Красноцветность (окисленность) возникает и сохраняется только в условиях замедления или прекращения осадконакопления. Океанские красноцветы, это индикаторы перерывов или крайне медленной седиментации. Чередование красно и сероцветных осадков служит показателем неравномерности и прерывистости осадконакопления.

 

Минералогические признаки

       Обломочные минералы. В океанских осадках встречаются следующие генетические разновидности обломочных минеральных зёрен: терригенные, вулканогенные, эдафогенные, космогенные. Минералы изучаются в основном в песчано-алевритовых фракциях. Изучение развивается в направлении картирования ареалов распространения отдельных минералов , с последующим выделением минеральных комплексов и провинций, и соответствующих им питающих провинций суши. Карты распространения осадков показывают, что «обломочная» минералогия осадков может являться самостоятельным фациальным признаком. Наиболее информативными оказались приконтинентальные фации осадков. Например выяснилось, что ареалы оРх узко локализованы и приурочены к андезитовому вулканическому поясу активных континентальных окраин. Распространение ортопироксена «безразлично» к приокеанической обстановке, что свидетельствует о широком разносе вулканокластики. Ещё больший разнос, в виде эолового переноса и в составе плавающей пемзы, испытывает вулканическое стекло.

       В отдельных случаях комплексы обломочных минералов служат индикаторами условий транспортировки осадочного материала. Позволяют отличить придонную транспортировку от поверхностной, судить о характере осадконакопленияи о седиментационных провинциях.

Эдафогенные комплексы. Это особые комплексы обломочных минералов характерны для зон, в которых вскрываются глубокие горизонты коры - т.н. «офиолитовые» комплексы минералов. Поэтому эдафогенные комплексы могут рассматриваться как признаки приразломных фаций.

Для рифтовых зон спрединга характерно широкое развитие Ol, Px, Pl. Минеральный состав этих областей отличается от состава минералов областей субщелочного внутриплитного вулканизма, для которого характерно преобладание титан-авгита, роговой обманки, сфена и т.д.

Глинистые минералы. По сравнению с обломочными имеют менее дифференцированный характер распределения, ареалы более широкие и нередко перекрывают даже мегафациальные области. Конфигурация таких ареалов позволяет проследить направление основных потоков глинистой взвеси, выявить поверхностные и придонные составляющие, роль эолового компонента, установить обобщённые петрографические и климатические особенности питающих провинций.

Аутигенные минералы. В качестве фациальных признаков служат как новообразованные формы, формирующиеся в ходе седиментогенеза на границе вода-дно, так и раннедиагенетические минералы, выпадающие из иловых растворов в верхнем слое осадков сразу после захоронения. Аутигенные минералы представлены двумя комплексами характеризующими два главных типа океанского седиментогенеза.: 1) приконтинентальный, формирующийся при наличии восстановительной зоны( пирит, карбонаты кальция, магния. Железа, марганца, гипс, глауконит, шамозит, фосфаты); 2) пелагический, образующийся в окислительных условиях при низких скоростях осадконакопления (оксигидратные минералы железа, марганца, феррисмектит, филлипсит).

Сульфиды железа характеризуют разнообразные приконтинентальные фации - от прибрежных (эстуарии, лагуны, заливы) и мелководных шельфовых до абиссальных гемипелагических. Содержание сульфидов зависит от концентрации и скорости захоронения органического вещества и независит от абсолютной глубины океана. Сульфидные парагенезисы являются индикаторами высоких скоростей накопления органического вещества в относительно тонкозернистых гемипелагических осадках и в турбидитах.

Глауконит (смешаннослойные агрегаты ряда монтмориллонит-гидрослюда) - широко распространены в приконтинентальных областях современного океана. Характеризуют фации относительно грубых осадков внешнего шельфа и верхней части континентального склона, особенно в районах с высокой биопродуктивностью вод и интенсивным накоплением органики. Необходимые условия: высокая подвижность придонных вод, низкая температура, замедленное осадконакопление, отсутствие резко восстановительной среды с H₂S.

Шамозит - характерен для прибрежных фаций гумидных зон, особенно экваториальной.

Фосфатный парагенезис (с пиритом)- формируется в фациальном комплексе апвелингов. Генетически связан с интенсивным накоплением органического вещества за счёт исключительно высокой биопродуктивности вод. Фосфор освобождается при распаде органического вещества и осаждается в виде конкреций, корок, оолитов и тд.

Оксигидраты Fe и Mn - возникают в окислительных условиях, характеризуют условия раннего диагенеза в пелагических фациях и верхнюю окисленную зону в приконтинентальных фациях. В пелагической зоне это конкреции, корки, тонкодисперсные формы, в приконтинентальных фациях свободные аморфные оксигидраты Fe и Mn и их микроконкреции.

Филлипсит-феррисмектитовый парагенезис с оксигидратами Fe и Mn, палагонитом, фосфатом (по костному детриту) характеризует фации эвпелагических глин в условиях минимальных скоростей осадконакопления, практически соответствующих перерывам.

Биогенные минералы. К биогенным относятся минералы образованные в процессе жизнедеятельности организмов (планктона, нектона, бентоса), слагающие твёрдые части их тела, которые сохраняют биоморфную структуру. Наиболее широко распространены карбонаты кальция и опал, в меньшей мере аморфный фосфат (коллофан) и минеральные формы органического вещества.

 

Геохимические признаки

Среди геохимических признаков наибольшее значение для фациального анализа имеют биогенные (CaCO3, SiO2, Cорг.), гидрогенные, и литогенные химические компоненты.

Биогенные компоненты. Их накопление и концентрирование контролируется процессами извлечения растворённых веществ из морской воды с переводом в твёрдую фазу и частичным растворением этих твёрдых фаз в ходе осаждения и на дне. Такой круговорот (рециклинг) установлен для многих химических компонентов и чувствителен к изменению фациальных условий осадкообразования. Наибольшие вариации характерны для CaCO3 от 0 до 99%. Содержение этого компонента в глубоководных осадках контролируется критичекой глубиной, ниже которой карбонатонакопление не происходит. Эта глубина определяется по появлению бескарбонатных пелагических осадков. В приконтинентальных областях баланс CaCO3, помимо скорости осаждения и растворения, зависит от скорости поступления терригенного материала. По содержанию и скорости накопления карбонатного вещества океанские фации делятся на две большие группы - умеренноглубоководные с участием пелагического карбонатонакопления и абиссальные, где карбонатонакопление запрещено из-за растворения карбонатов.

Концентрации аморфного кремнезёма - зависят от биопродуктивности вод и скорости растворения, а также от процессов переотложения кремнистых осадков. Зависимость от глубины не установлена. Смена пелагических поясов кремненакопления и бескремнистых пелагических глин определяется критической величиной отражающей соотношение образующегося и растворяющегося кремнезёма.

Органическое вещество. Концентрация и абсолютные массы органического вещества зависят от его первичной продукции, от процессов осаждения на дно и захоронения.

Кроме перечисленных выше важное значение для реконструкции фациальных условий имеют следующие компоненты осадков:

Гидрогенные компоненты.  В эту группу попадают элементы, для которых предполагается хотябы частичная транспортировка в растворённом виде и хемогенное выпадение из растворов.

Литогенные компоненты - т.е. алюмосиликатная составляющая осадков за исключением аутигенных алюмосиликатов.

Геохимические ассоциации - группировка элементов по их родству с основными источниками осадочного материала.

Скорости осадконакопления

Скорость осадконакопления является важнейшим интегральным показателем интенсивности процессов седиментогенеза. Расчёт скорости осадконакопления (измеряемой по наращиванию мощности за единицу времени) производится по стратиграфически установленым интервалам времени. Точность расчётов зависит от разрешающей способности и надёжности хроностратиграфического расчленения разрезов. При анализе процессов аккумуляции важно отличать средние скорости осадконакопления для стратиграфических интервалов (мм в тыс.лет или м в млн.лет) от физических скоростей нарастания осадочного тела. Чем больше неравномерность накопления осадков, тем больше различие между этими величинами. Максимально в отложениях гравитационных потоков и вулканитах. Средние скорости отражают суммарный объём осадочного материала накопившийся в результате многократных актов аккумуляции.

 

 

Л Е К Ц И Я № 9

Рис. Подводный оползень.

       Существует два вида движения масс осадков без нарушения сплошности: скольжение и оползание. Подводный оползень представляет собой смещение блоков осадков вниз по склону по многим дискретным вогнутым поверхностям срезания, что обусловливает поворот блоков и создаёт наклон первоначально горизонтальных слоёв в сторону склона (Рис.). Нижний край оползневого тела обычно разжижается, первичные тексуры осадков разрушаются и возникают предпосылки для развития грязевого или грязекаменного потока. Крупные подводные оползни с мощностью смещённых блоков в сотни метров, особенно характерны для перегиба континентального склона. Протяжённость оползневых тел достигает 20-50км. Геоморфологически они выражены в виде ступеней или неправильных гряд. Оползни возникают на склонах крутизной 3-9°, а при лавинной седиментации даже на склонах крутизной 1°.

       Скольжение пластин, в отличие от оползней, происходит по определённым чётким поверхностям с минимальными внутренними деформациями осадочного тела.

       Формирование подводных осыпей происходит на склонах гьяров и крутых уступов рифтовых долин. Осыпи сложены вулкано-эдафогенным глыбово-щебнистым материалом, обломками массивных базальтов и т.д. В большинстве случаев это отложения подводных камнепадов и обвалов. Иной тип представляют дресвяно-щебнистые или глыбовые эдафогенные осыпи на покрытых пелагическими осадками склонах подводных гор. Обломочный материал таких осыпей служит ядрами железо-марганцевых конкреций (в том числе глыбовых конкреций до метра в поперечнике). Главную роль в этом случае играет медленное гравитацтонное оползание обломков по поверхности мягких осадков.

       Гравитационные потоки масс разжиженных осадков варьируют от плотных, с резким преобладанием твёрдой фазы, до суспензий, отличаются от водных (гидродинамических) потоков тем, что наполняющая жидкость приводится в движение силой тяжести приложенной к твёрдой фазе. Не вода движет частицы осадка, а частицы влекут за собой межгранулярную воду.

       Осадочные гравитационные потоки делятся на две группы: 1) потоки с высокой концентрацией твёрдого осадочного материала; 2) турбидные потоки (потоки суспензий). В потоках высокой плотности частицы удерживаются за счёт восходящих потоков межгранулярной жидкости, столкновений зёрен и сил сцепления. По преобладанию одного из этих факторов потоки делятся на: 1) потоки разжиженого осадка; 2) зерновые потоки;3) грязекаменные потоки.

       В потоках разжиженного осадка (песка, алеврита) основным удерживающим механизмом служит выжимание межгранулярной жидкости при гравитационном опускании зёрен, что приводит к расширению рыхлого осадка до превращения его в вязкую жидкость, способную течь под действием силы тяжести даже по очень пологим склонам в виде сплошного покрова. Поток движется ламинарно, останавливаясь превращается в осадочное тело. Потоки разжиженных осадков, наряду с зерновыми потоками, действуют в верхних частях каньонов континентального склона, отлагая на дне каньона хорошо сортированный песок и гравий.

       Отложения зерновых потоков (грейниты) отличаются от предыдущего типа по способу удержания частиц в потоке. Главную роль играет дисперсионное давление, создаваемое столкновениями зёрен, которое превышает тенденцию погружения зёрен под собственным весом. Осаждение из зерновых потоков имеет характер внезапной остановки за счёт одновременного отложения слоя толщиной в несколько зёрен. Зерновые потоки действуют либо самостоятельно, переотлагая заранее отмытый от тонких фракций обломочный материал - песок, гравий, мелкую гальку, вулканокластический и эдафогенный материал тойже размерности, либо сопровождают в виде нижнего ламинарного «быстрого» слоя турбулентные турбидные потоки. Текстура отложений зерновых потоков массивная, градационная или параллельно-слойчатая. Слои сложенные отдельными потоками маломощны, но при многократном повторении потоков могут накапливать мощные толщи обломочных отложений, лишённых тонкозернистого наполнителя.

       Грязекаменные потоки - представляют собой гравитационное движение вниз по склону массы осадка, напоминающей жидкий бетон, представляющей собой смесь с водой крупнообломочного и тонкозернистого осадочного материала. Зёрна и обломки (вплоть до крупных глыб) удерживаются в подвешенном состоянии за счёт упруго-пластичных свойств (связности) плотной суспензии тонкозернистого материала, служащего межгранулярной жидкостью (матриксом), а отчасти - за счёт плавучести обломков в этой суспензии. Отложение из грязекаменного потока происходит путём остановки сразу всей его массы. Отложения терригенных грязекаменных потоков (дебриты) и близких им субаквальных пирокластических потоков характеризуются отсутствием сортировки и слоистости, (редко неясная слоистость с признаками обратной градационной текстуры - «всплывание» крупных обломков в кровле потока). Типична пудинговая текстура. Обязательно присутствие тонкозернистого наполнителя, в качестве которого могут служить любые глубоководные осадки, в том числе пелагические. Грязекаменные потоки могут активно двигаться даже по склонам крутизной 0,1° и преодолевать расстояние до 700 км от вершины каньона до континентального подножия. Предполагается, что это основной механизм образования олистостром.

       Турбидиты - это отложения турбулентных гравитационных потоков суспензий, плотность которых несколько больше плотности окружающей воды. Считается, что основным механизмом возникновения турбидных потоков является трансформация оползневых движений путём разжижения и взмучивания осадков. Кроме того, турбидные потоки могут возникать в связис усиленным выносом речных взвесей присильных паводках или в результате накопления на склонах больших масс рыхлых осадков. Турбидные потоки сопровождают грязекаменные и субаквальные пирокластические потоки. В турбидные потоки может быть вовлечён осадочный материал любого состава и происхождения. Наиболее распространены терригенные турбидиты континентальных окраин, но встречаются и известковые турбидиты подводных хребтов, кремнисто-глинистые диатомово-радиоляриевые турбидиты абиссальных равнин, эдафлгенные турбидиты депрессий трансформных разломов и туфо-турбидиты островных дуг.

       Терригенные турбидиты отлагаются из турбидных потоков, возникающих в верховьях подводных каньонов у края шельфа или на верхней части континентального склона.. Такие турбидиты движутся по дну каньонов и растекаются на конусах выноса континентального подножия и далее на абиссальных равнинах по разветвлённой системе каналов часто обрамлённых прирусловыми валами. Выделяют 4 типичных фации таких турбидитов: 1) фация русловых песчано-гравийно-галечных отложений; 2) фация проксимальных турбидитов, представленных массивными, слабо градационными слоями относительно крупнозернистых (песчаных, гравийных) осадков с подчинённым количеством тонкозернистых прослоев; 3) фация собственно турбидитов с хорошо выраженной градационной текстурой, с эрозионными нижними контактами и прослоями гемипелагитов и пелагитов; 4) фация дистальных турбидитов, наиболее удалённых от источника, представленных преимущественно тонкозернистыми осадками, в которых параллельно слойчатые базальные слои циклов тинки или отсутствуют, а косослойчатые и гомогенные члены хорошо развиты.

Автохтонные отложения

       В океане имеется большая группа осадочных отложений, не связанных с передвижением твёрдого осадочного материала, а образующихся на месте путём осаждения ратворённых компонентов, либо путём физического или химического подводного выветривания коренных пород дна. Сюда относятся подводно-элювиальные отложения, биогермы и другие бентогенные осадки, железо-марганцевые конкреции, гальмиролититы и прочие аутигенные образования. Они формируются при условии отсутствия накопления твёрдого осадочного материала, либо из за его дифицита, либо сноса придонными течениями.

 

Л Е К Ц И Я № 10

Типы океанских фаций

А. Приконтинентальные фации

Широтная зональность	Глубинная зональность
а) Терригенный ряд умеренных и тропических широт б) Терригенный ряд ледовых зон в) Карбонатный ряд тропических и субтропических широт г) Апвеллинговый ряд аридных зон	Фации шельфа, континентального склона, континентального подножия, абиссальных равнин

Б. Пелагические фации

а) Фации продуктивных умеренных (гумидных) зон б) Фации продуктивной экваториальной (гумидной) зоны в) Фации непродуктивных субтропических (аридных) зон

Выше критической глубины карбонаторастворения, Ниже критической глубины карбонаторастворения

Пелагические фации

       Вся пелагическая мегафациальная область в целом характеризуется доминированием пелагической биогенной седиментации, которая приводит к дифференциации осадочного вещества. Биологическая дифференциация охватывает не только вещество биологического происхождения, но и контролирует через биофильтрацию терригенную седиментацию. Поэтому, главный причиной мегафациальной изменчивости при пелагическом седиментогенезе является биологическая продуктивность океанских вод, которая, в свою очередь, определяется широтно-климатической зональностью. Вся пелагическая область делится на широтные мегафациальные зоны высокой и низкой биопродуктивности.

       Выделяют три глобальные широтные зоны повышенной биопродуктивности, соответствующие гумидным зонам земли: экваториальная и две в умеренных широтах. Между ними располагаются мегафации «пелагических пустынь», приуроченные к субтропическим облостям антициклонических течений.

       Трём продуктивным зонам соответствуют на дне три широтных пояса биогенного кремненакопления и одновременного ускоренного накопления карбонатов и органического в-ва. Поступление терригенного материала в пелагическую область ничтожно и он попадает туда в тонкодисперсном состоянии, что препятствует прямому осаждению. Поэтому отложение терригенного материала возможно лиш при включении его в жизненный цикл микроорганизмов. Таким образом терригенная седиментация в пелагической области также контролируется биогенной.

       Кроме широтной зональности существует вертикальная зональность карбонатонакопления: существует критическая глубина выше которой всюду происходит накопление карбонатных осадков, а ниже карбонаты растворяются и осадки становятся бескарбонатными. Биогенное карбонатонакопление является одним из ведущих факторов седиментогенеза в океане, тоэтому абсольтные скорости накопления осадков выше и ниже КГК резко различаются. По этому признаку пелагическая область делится на абиссальные макрофации дна котловин ниже КГК и менее глубоководные макрофации биогенных карбонатных осадков.

 

Л Е К Ц И Я № 12

Лекция № 13

Предыдущие модели.

Модель Карига и Мура. Седиментогенез рассматривается в рамках активно расширяющегося окраинного бассейна, изолированного от терригенных источников осадочного материала. Источников осадочного материала четыре: 1) вулканогенный обломочный материал с вулканической дуги; 2) монтмориллонитовое глинистое вещество, образующееся при выветриваниии вулканитов основного состава; 3) биогенные компоненты; 4) эоловая пыль. Наибольший вклад принадлежит вулканокластике, поступающей с дуги. Максимальные мощности осадков накапливаются в огромных вулканокластических шлейфах у основания дуги, что создаёт отчётливую асимметрию осадконакопления. Меньшего размера шлейфы образуются у подножия остаточной дуги. Минимальные мощности осадков – над активным спрединговым хребтом.

На ранних стадиях рифтообразования небольшой междуговый бассейн заполняется грубым вулканокластическим материалом, поступающим с дуги, который может распространяться по всему бассейну. Расширение бассейна приводит к тому, что какой-то момент времени вулканокластический материал не може распространяться по всему бассейну и вместо него, со стороны остаточной дуги, накапливаются коричневые монтмориллонитовые глины. Ближе к остаточной дуге глины фациально замещаются биогенными карбонатными осадками. Вулканокластический шлейф продвигается к центру бассейна подобно подводному конусу выноса. Если спредин продолжается, то отложение биогенных карбонатных осадков может происходить непосредственно на новообразованную кору.

Три фактора определяют ассоциацию фаций в бассейне: 1) прекращение спрединга; 2) прекращение островодужного вулканизма; 3) возобновление островодужного вулканизма. В зависимости от этого шлейф будет проградировать и может перекрыть спрединговый хребет, либо наоборот, будет захороняться карбонатными илами или глинами в зависимости от глубины.

В этой модели важным является то, что, во-первых, подчёркивается большая роль вулканокластического материала и во-вторых, подчёркивается роль шлейфа, который является одним из наиболее существенных диагностических признаков условий седиментации в окраинном бассейне.

Модель Клейна. Отличие этой модели в том, что окраинные бассейны формируются на коре океанического типа, а не в результате расщепления островной дуги, аккумуляция осадков происходит симметрично, за счёт терригенного шлейфа с противоположной от дуги стороны, спрединг в бассейне прекращается одновременно с островодужным вулканизмом. В настоящее время установлено, что эти процессы перемежаются друг с другом.

МАГМАТИЗМ ОКЕАНА

Петрография

 Разнообразие вулканических серий влечет за собой обилие петрографических разностей пород, их слагающих, глав­нейшие из которых перечислены выше. Толеитовые базальты по минера­логии наиболее сходны с толеитовыми базальтами СОХ, однако имеют некоторые отличия. Среди вкрапленников помимо обычных для базаль­тов СОХ плагиоклазов, оливинов, клинопироксенов и шпинели встреча­ются ортопироксен и титаномагнетит. Ликвидусной фазой является оли­вин (Fa _10-30) в парагенезисе со шпинелью, изменчивой по составу. По мере кристаллизации в ней уменьшается содержание Cr₂O₃, MgO, Al₂O₃ и возрастает FeO. Вторым по времени кристаллизации является плагиоклаз Аn_85-50. Одновременно во вкрапленниках могут сосуществовать три пи­роксена: авгит, гиперстен и пижонит, причем Са-пироксены совместно с плагиоклазом составляют и значительную часть микролитов основной массы. Встречаются мегакристы высокомагнезиальных оливина и клинопироксена (диопсида, авгита), которые либо являются ксенокристами, либо наследуются от более магнезиальной исходной пикритовой магмы.

Среди толеитовых базальтов островов, в отличие от базальтов СОХ, почти отсутствуют афировые разности, количество вкрапленников значи­тельно выше, а основная масса преимущественно интерсертальная, витрофировая или гиалопилитовая. Игольчатые, удлиненные, сноповидные формы микролитов, свойственные быстрозастывающим расплавам толеитов СОХ, здесь редки.

Субщелочные базальты отличаются от толеитовых составом вкрапленников, в число которых входят оливин, титанистый авгит, плагиоклаз, шпинель, керсутит и титаномагнетит. В основной массе помимо клинопироксена, плагиоклаза и магнетита появляется калиевый полевой шпат и изредка нефелин. Как и в щелочных базальтах, для них характерны широкие вариации сосавов минералов, а также их зональное строение. Состав оливина варьирует от 10 до 75 % фаялитового компонента, причём иногда в пределах одобразца, плагиоклазы – от 85 до 35 % анортита. Плагиоклазам свойственна прямая зональность и высокие содержания ортоклазовой (калиевой) составляющей. Керсутит, хотя и является редкой и всегда подчинённой фазой в базальтах, он давольно широко развит в кумулятивных включениях. Этот факт свидетельствует о глубинной кристаллизации последних, учитывая неравновесность амфибола на малых глубинах, и является доказательством высоких содержаний летучих в исходной магме.

В щелочных базальтах калиевый полевой шпат и фельдшпатоиды (нефелин, лейцит) представляют собой главные минералы. В более кислых членах серии появляются биотит, гаюин, содалит. Заметную роль играют акцессорные минералы, в частности апатит и сфен. Пироксены становятся более натриевыми и представлены эгирин-авгитом, эгирином и энигматитом, с повышением щёлочности в более кислых дифференциатах. На некоторых островах Атлантики с щелочными сериями связаны карбонатиты (о.Фуэртевентура из группы Канарских островов и о.Фернанду-ди-Норонья). Вулканиты океанических островов богаты включениями, количество и разнообразие которых увеличиваются по мере возрастания щёлочности серий. Выделяются два главных типа включений: 1) родственные включения, для которых установлена корреляция между составом включений и вмещающих пород и 2) ксенолиты. К первому типу относятся кумулаты и фрагменты комагматичных интрузивных тел. Они представлены широким спектром пород по кремнекислотности, начиная с гипербазитов (Гавайи, Галапагосы) и кончая гранитоидами, преимущественно щелочными (о.Вознесения). Общность состава, в частности сходная щёлочность, отсутствие реакционных взаимоотношений между включениями и вмещающим расплавом, воздействие которого на включения ограничивается обжигом и механическим расплавлением, часто встречающиеся кумулятивные структуры, доказывают их генетическое родство. Часть габброидов имеет полосчатую текстуру, подобно расслоенным массивам платформ.

Мантийные ксенолиты представлены преимущественно лерцолитами с преобладанием ортопироксена над клинопироксеном с переходом в дунит. Это массивные породы со следами перекристаллизации. Судя по высокому содержанию алюминия в пироксенах (до 5.4%), глубина их образования достигает 30-60 км. В кратере Солт-Лейк на о. Оаху (Гавайи) в ассоциации с вебстеритами и лерцолитами встречены также ксенолиты гранатовых перидотитов. Это наиболее глубинные (около 100 км) из известных на Гавайях включений, образованные в мантии ниже шпинель-гранатового перехода.

МАГМАТИЗМ ОСТРОВНЫХ ДУГ

Химический состав

Отличия островодужных базальтов нор­мальной щелочности от океанических хорошо видны на тройной диа­грамме базальтовой системы Срх-Ol-Pl. Фигуративные точки всех серий базальтов ОД образуют обо­собленные ареалы по сравнению с океаническими (см. рис. 2.12). При этом базальты энсиматических дуг, где развиты преимущественно толеитовые серии, расположены ближе к полю океанических базальтов, при­ближаясь к сухой котектике Ol-Pl, а известково-щелочные базальты энсиалических дуг сдвинуты в сторону котектики Ol-Срх и псевдотройной водной эвтектики Ol-Срх-Pl. "Водные условия", вследствие которых повышается степень окисленности магм, хорошо подтверждаются петрографическими особенностями, в частности ранней кристаллизацией оксидов железа. Кроме того, повышенные содержания воды в магме, как это явствует из смещения состава эвтектики, являются, наряду с кристаллизационной дифференциацией, одной из причин высо­кой глиноземистости пород.

На основании корреляции между составом расплава и давлением, глу­бины обособления магм к началу кристаллизации оцениваются от 25-30 км (толеитовые магмы) до 40-60 км (известково-щелочные магмы) (см. рис. 2.12). Они близки с глубинами магматических очагов, предполагае­мыми на основании геофизических данных. Флюидный режим тесно связан с геодинамической обстановкой. Так, "водные" известково-щелочные серии формируются в режиме преобла­дающего сжатия, в то время как под вулканами, извергающими толеитовые магмы, обнару­жены локальные зоны растяжения.

Общей особенно­стью химизма островодужных магм явля­ется, как было указа­но выше, наличие в каждой серии высоко-магнезиальных и высокоглиноземистых родственных друг другу разновидностей базальтов, свидетельствующих о широко распростра­ненных явлениях фра­кционирования, одна­ко каждая из серий обладает своими от­личительными черта­ми. Толеитовая серия по сравнению с примитивной океани­ческой толеитовой се­рией характеризуется более протяженными трендами дифференциации, большей насыщенностью кремнеземом, вследствие чего боль­шинство пород относится к гиперстеннормативным и кварцнормативным, реже оливиннормативным; повышенным (16-22 %) содержанием глино­зема в базальтах и соответственно высоким отношением глинозема к фемическим оксидам; низким (обычно меньше 1%) содержанием титана; бо­лее пологим трендом накопления железа; низкими содержаниями магния и сопутствующих ему когерентных элементов - Cr (15-30 г/т), Ni (5-20 г/т) в широко распространенных лейкократовых типах пород; по­вышенной степенью окисленности железа; более высокими содержаниями калия. Хотя в толеитовых сериях ОД известны низкокалиевые серии, содержание калия в последних обычно выше, чем в породах типа N-МОRВ. Наблюдаются частые переходы толеитовых серий в известково-щелочные, обусловленные началом кристаллизации магнети­та.

Из всего вышесказанного следует, что большинство базальтов толеитовых серий ОД не является представителем первичных мантийных магм, так как соответствующие им расплавы обнаруживают значительную диф­ференциацию и не находятся в равновесии с мантией. Это подтверждается низкими значениями коэффициента Mg#, не удовлетворяющими его мантийным значениям (70-75). Отмеченные осо­бенности толеитовых серий сохраняются и усиливаются в известково-щелочных, отражая тем самым общую направленность магматических процессов, идущих в ОД. В известково-щелочных сериях увеличиваются количество пород с нормативным кварцем и степень их лейкократовости; уменьшается роль базальтов, возрастает роль андезитов и кислых пород и появляются значительные объемы высококалиевых се­рий.

Бонинитовая серия, обладая ярко выраженными индивидуальными чертами, тем не менее сочетает ряд особенностей двух других серий нор­мальной щелочности - толеитовой и известково-щелочной. Породы этой серии являются гиперстеннормативными, с вариациями от кварцевых до оливиннормативных типов пород. Высокие содержания MgO сочетаются с низкими TiO₂ и Al₂O₃. Несмотря на то что общее содержание железа в наиболее основных породах серии - марианитах - близко к таковому в толеитовых сериях, их железистость весьма низка (f=25-45), резко возрастая в процессе диф­ференциации, что соответствует толеитовому (феннеровскому) типу дифференциации. Бониниты характеризуются низкой щелочностью и в то же время высокой вариабельностью по этому параметру. На диаграм­мах (Na₂O+K₂O) – SiO₂ и MgO – SiO₂ – Al₂O₃ они занимают про­межуточное положение между ультрамафитами офиолитовых комплексов и вулканическими породами островодужных известково-щелочных серий (рис. 3.9). Породы бонинитовой серии характеризуются высокими содержаниями воды - от 2 до 5%.

Общие особенности химиз­ма для субщелочных и щелоч­ных серий сформулировать сло­жно вследствие их большого раз­нообразия. Наиболее характерны для них: понижение степени насыщен­ности кремнеземом, появление оливин- и нефелиннормативных и ис­чезновение кварц- и гиперстеннормативных разностей; возрастание роли калия среди щелочей и повышение калиево-натриевого отношения с быс­трым ростом последнего в процессе дифференциации; низкие содержания титана при широких его вариациях в шошонитах и наличие высокотитанистых щелочных серий с быстрым его ростом при диффе­ренциации совместно с калием; обилие высокомагнезиальных разностей и небольшое количество дифференциатов; высокий рост железистости на ранних стадиях эволюции (близкий к толеитовым сериям) и его резкое за­медление на более поздних (близкое к известково-щелочным).

Сказанное свидетельствует о наличии среди щелочных и субщелоч­ных вулканитов разностей, более близких к первичным магмам, и о высоком содержании флюидной фазы, степень окисленности которой возрас­тала в процессе эво­люции.

Элемен­ты-примеси. Как известно, распреде­ление когерентных элементов (Ni, Cr, Co, Cu, Sc) отражает процессы фракцио­нирования магм, а некогерентные эле­менты наследуют состав мантийного источника. Низкие содержания Ni и Cr и соответственно низкие отношения Ni/Со (в среднем 0,5-2) и Cr/V (<1,0), свойственные высо-коглиноземистым базальтам, подтверждают сделанные выше выводы о вероятном отсутствии среди них первичных магм. Высокие содержания Cr и Ni характерны для магнезиальных базальтов, однако редкость последних свидетельствует о незначительной роли вулканитов, близких по составу к мантийному источнику.

Сравнение элементов-примесей островодужных базальтов и прими­тивных базальтов СОХ (рис. 3.10-3.15) показывает общее понижение содержаний высокозарядных (Ti, Та, Nb, Hf, Zr, Y) и повышение содержаний легких крупноионных литофильных элементов (К, Rb, Cs, Ва, Sr, La, Се). Содержание последних увеличивается от низкокалиевых то-леитовых серий к известково-щелочным, а затем и щелочным, при зако­номерном возрастании отношения LILE/HFSE, что отражает более высокое содёржание в островодужных породах летучих компонентов, к кото­рым LILE имеют высокое сродство. Графики содержаний элементов-фимесей андезитов и кислых пород, нормализованные по МОRВ, повторяют в общих чертах таковые базальтов (рис.3.13, 3.14), что свидетельст­вует об их генетической общности. По сравнению с океаническими базальтами СОХ, островодужные породы имеют "пиковый" характер рас­пределения с многочисленными минимумами и максимумами, свойствен­ными отдельным элементам. Отношения К/Rb понижается от низкокалие­вых толеитовых базальтов (1500-1300, что близко к базальтам срединных хребтов) к 400-500 в субщелочных и щелочных базальтах, являясь четким показателем щелочности. Отношения Th/Та и Th/Nb, равные соответст­венно 0,25 и 0,15 в базальтах СОХ, значительно, хотя и неравномерно, во­зрастают, особенно в лейкократовых породах, отражая низкие содержания HFSE, столь характерные для обстановок островных дуг. Устойчивые минимумы по Ta и Nb прослеживаются для всех серий, кроме бонинитовой, несколько уменьшаясь по мере увеличения щёлочности. Менее устойчивые и менее выраженные минимумы наблюдаются по Ti и реже Zr.

Существует несколько гипотез происхождения пере­численных минимумов: ста­бильность остаточных фаз (рутила, ильменорутила, цир­кона, сфена и др.), возрас­тающая в водных условиях, конце­нтрирующих эти элементы в рестите; высокие коэффициен­ты распределения Nb между мантийными минералами (оливином, гранатом, ортопироксеном, шпинелью) и рас­плавом по сравнению с крупноионными К и La, что позволяет объяснить появление Nb минимума в результате реакции между длительно мигрирующим расплавом и твердым мантийным субстра­том; селективная контаминация островодужных базальтов крупноионными элементами (Ва, Th) без заметного увеличения содержаний Та, Nb, Sr, экспериментально установ­ленная при сплавлении с 50%-м расплавом коровых граувакк в пропор­ции базальт: контаминант = 4:1; высокие значения f_O2, способствующие кристаллизации титаномагнетита, в кристаллическую ре­шетку которого легко входит Nb.

На спайдеграммах известково-щелочных и щелочных серий (см. рис. 3.13, 3.15) одновременно с минимумами по Та и Nb появляются максимумы по Се, Р, Hf. В отличие от крупноионных литофильных элементов с высоким сродством к водному флюиду, эти элементы транс­портируются предпочтительно расплава­ми. Можно предположить, что последние, наряду с флюидом, играют определенную роль при формировании микроэлемент­ного состава известково-щелочных и ще­лочных серий.

Вариации, связанные с принадлежно­стью вулканитов к той или иной серии, наблюдаются в спектрах РЗЭ, нормализо­ванных по хондриту (рис. 3.12, 3.16). Наи­более близки к океаническим спектры низкокалиевых толеитовых базальтов, часть из которых обладает даже более низкими содержаниями РЗЭ. Однако в спек­трах толеитовых базальтов обычно отсут­ствует обеднение легкими РЗЭ и отно­шение La/Yb превышает единицу. При пе­реходе к известково-щелочным и щелоч­ным сериям закономерно возрастает со­держание лёгких РЗЭ, а содержание тяжёлых уменьшается, что вызывает повышение

La/Yb отношения до 5-6. Возрастание содержаний легких РЗЭ менее интенсивно, чем щелочных и щелочноземельных элементов-примесей, вследствие чего повышаются отношения К/La, Rb/La, Ва/La. Особенно сложны и вариабельны распределения элементов-примесей и РЗЭ в бонинитах и высокомагнезиальных андезитах (см. рис.3.16). Общие их содержания ниже, чем в породах остальных серий, однако невысокое отношение LILE/HFSE сохраняется. Столь характерные для островодужных магм минимумы по Та и Nb отсутствуют. Судя по геохимической гетерогенности, бониниты имеют гибридное происхождение. Предполагается, что в образовании бонинитовых магм, имеющих изначально мантийную природу, о чём однозначно свидетельствуют высокие содержания Mg, Cr, Ni и мантийные значения коэффи­циента Mg#, участвовало не менее двух дополнительных компонентов: расплав с обогащенным спектром РЗЭ, пони­женным Zr и Ti, относительно высо­ким Ва/Rb отношением и флюид, обо­гащенный литофильными элементами. Происхождение расплава дискуссион­но. Наиболее обоснованной считается гипотеза, согласно которой образование бонинитовых магм происходит при повторном плавлении депдлетированных гарцбургитов, которое происходит на относительно небольшой глубине (об этом свидетельствует приуроченность бонинитов к фронтальным зонам ОД) в присутствии водного флюида.

Изотопы. Магматические породы ОД отличаются от океаниче­ских типа МОRВ в среднем более высоким отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и более низким ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. В то же время (рис. 3.17) они обладают значитель­ным разнообразием. Изотопные метки энсиматических дуг (Южно-Сандвичева, Марианская, Новогебридская, Тон­га) близки к полю МОRВ, показывая их происхождение из истощенной ман­тии, близкой по составу источника к МОRВ. Однако в этом случае при пос­тоянстве изотопной системы необхо­димо допустить приток флюидов, что­бы объяснить особенности их микро­элементного состава. Значительно бо­лее разнообразны изотопные метки энсиалических дуг. Они лежат или в поле океанических островов (дуги Идзу-Бонинская, и др.), не отклоняясь от области главной мантийной ко­рреляции, или отклоняются вправо, в связи с увеличением отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. В первом случае очевидно, что плавящееся вещество мантийного клина под дугой было изначально обогащено по сравнению с источником базальтов срединных хребтов (дуги Камчатская, Хонсю, Банда в Индонезии и ряд других дуг Западно-Тихоокеанской окраины). Во втором - отклонения были приобретены расплавом в процессе контаминации плавящегося источника или коровой контаминации, хотя для окончательного решения этого вопроса недостаточно данных по изотопии Sr  и Nd. Процесс обогащения мантийного клина летучими компонентами с привносом некогерентных элементов и тяжелых радиогенных изотопов за счет осадков и измененных базальтовых пород при субдукции или в результате глубинного метасоматоза может быть определен как контаминация источника. Добавление при подъеме в мантийную магму материала земной коры представляет собой высокоуровневую коровую контаминацию.

Более сложна задача установления процесса контаминации источника. В последние годы появились расчеты, показывающие возможность смешения гипотетических флюидов или расп­лавов из океанической плиты с мантийным ис­точником и удовлетвори­тельно объясняющие на­блюдаемое распределе­ние тяжелых изотопов и некогерентных элементов в породах ОД. Однако для решения вопроса о суще­ствовании или о масшта­бе этого процесса должен быть накоплен дополнительный материал. Значительно более обоснован процесс коровой контаминации. Одним из доказательств ее наличия служат факты различия изотопных характеристик отдельных вулканически центров, установленные в Курило-Камчатской дуге (рис.3.18). Кроме того, в ряде островодужных се­рий наблюдается позитивная корреляция между изотопными отношениями Sr и Nd и кремне­земом, свидетельствующая о внутрикоровой контаминации на высоких уровнях на поздних стадиях эволюции магматиче­ских серий. Примерами такой внутрикоровой контаминации являются лавы вулкана Мон-Пеле, где установлена прямая корреляция изотопных отноше­ний с дифференциатами известково-щелочной серии. Высокоуровне­вая внутрикоровая контамина­ция свойственна неогеновым комплексам известково-щелоч-ных лав о. Кунашир Курильской дуги и дуги Хонсю. Два последних примера свидетельствуют о наиболее ин­тенсивной контаминации в ран­нюю стадию развития дуг, обу­словленной высоким тепловым импульсом в начале этапа кайно­зойского магматизма. Широко проявлены внутрикоровый гибридизм и контаминация в поро­дах вулканических дуг Среди­земноморья. Прямая корреляция изотопных отношений Sr с мощностью земной коры установлена для Эгейского вулканического пояса, причем в качестве вероятного контаминанта предполагается Родопское гнейсовое основание.

В то же время установлено, что в большинстве вулканических серий ОД изотопные отношения Sr и Nd остаются постоянными для пород, на­ходящихся на разных стадиях дифференциации, от базальтов до риолитов. Из этого следует, что процессы контаминации происходят преимущест­венно в крупных очагах, приуроченных к границе коры и мантии, на ран­них стадиях дифференциации магмы, и контаминантом является в основ­ном вещество нижней коры. Современные значения изотопных отноше­ний ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в фундаменте Камчатки колеблются от 0,7038 (ганальская серия) до 0,7063 (колпаковская серия). Для основания коры эти значения неизвестны, но, судя по ее меланократовому характеру, они еще более низки. Следовательно, даже значи­тельная добавка корового материала в данном случае не способна сущест­венно изменить изотопную характеристику вулканитов.

Косвенным доказательством коровой контаминации могут служить закономерные понижения значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr от фронтальных частей дуг к тыловым, отражающие поперечную зональность. Этот факт объясняется меньшими возможностями к дифференциации и взаимо­действию с коровым матери­алом расплавов тыловых зон, сформированных в обстанов­ке большей проницаемости по сравнению с расплавами фронтальных зон. Те же вы­воды вытекают из рассмот­рения значений изотопных отношений Sr, связанных с различиями в строении фун­дамента. Максималь­ные значения отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr свойственны флан­гам Курило-Камчатской дуги, характери­зующимся более мощной ко­рой и, следовательно, мень­шей проницаемостью по сравнению с центральной ее частью. В более крупном ма­сштабе указанная закономер­ность выражена в различиях между энсиматическими и энсиалическими дугами.

Обращает на себя внимание факт отрицательной корреляции радио­генного стронция с литофильными элементами, в том числе и с материн­ским Rb, в ряде ОД, включая и Курило-Камчатскую. В данном случае наиболее вероятно обогащение расплавов Rb в относительно недавнее время, вследствие чего не успело произойти обогащение расплава радио­генным стронцием. Судя по мантийным изохронам, обогащение Rb совместно с другими крупноионными литофильными элементами произошло около 80 млн. лет назад и было синхронно началу современного островодужного магматизма, вероятно, за счет флюидного привноса. Таким обра­зом, можно сделать вывод о мощной дегазации, связанной с формированием кайнозойского островодужного магматизма.

Данные по изотопному составу свинца уточняют роль корового ком­понента в генезисе островодужных магм. Его концентрация и изотопный состав как в океанических осадках, так и в континентальном коровом материале существенно выше, чем в мантии и ее парциальных выплавках, что дает возможность уловить даже малые степени контаминации (<10%).

Островодужные магмы характеризуются в подавляющем большинст­ве высокими отношениями ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и особенно ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, по сравне­нию с базальтами СОХ, отклоняясь от области главной мантийной корре­ляции (рис. 3.19). Если в некоторых энсиматических дугах (Южно-Сандвичева, Марианская, Санда) эти отклонения объясняются незна­чительной контаминацией магмы морскими осадками, то в других (Малая Антильская дуга) значения отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb значительно превышают таковые в осадках прилегающих океа­нических плит, что позволяет утверждать наличие контаминации коровым компонентом, представленным терригенным материалом эродированных архейских щитов в субдуцированных осадках. Однако ничто не противоречит другому объяснению: непосредственному взаимодействию мантийных расплавов с архейским основанием.                     

Судя по изотопному составу свинца, контаминация островодужных магм коровым материалом фундамента встречается достаточно часто.

В качестве альтернативы предполагается вовлечение в магмообразование и рудный про­цесс вещества континентальной коры, имеющей, согласно изотоп­ным данным, докембрийский воз­раст.

В последние годы большое внимание уделяется короткоживущим изотопам Ве, возникаю­щим в результате ядерных реак­ций при взаимодействии косми­ческих частиц с кислородом и азотом в верхних слоях атмосфе­ры. Предполагается, что, попадая с осадками на поверхность Земли и в океан, ¹⁰Ве субдуцируется вместе с океаническим осадоч­ным материалом и затем включа­ется в магматические расплавы под островными дугами, являясь, таким образом, трассером субдукции. Сравнительно небольшой период полураспада делает ¹⁰Ве идеальным для этой цели, так как он должен исчезнуть при более длительных процессах рециклинга.

По имеющимся данным содержания ¹⁰Ве обнаруживаются преимущественно в породах ОД и редки в породах других геодинамических обстановок. Различия в его содержаниях рассматриваются как разная степень контаминации магм ОД субдуцированными океаническими осадками. В породах Курильских островов наблюдается увеличение его содержания в центральном их сегменте в противоположность радиогеному стронцию, наиболее высокие значения которого свойственны флангам. Рассматривая ¹⁰Ве как трассер субдукции, можно предположить, что контаминация материала океанической коры более интенсивна в центре дуги, в то время как контаминация фундамента ОД возрастает на флангах.

Однако применение ¹⁰Ве для расшифровки генетиче­ских процессов требует на­копления данных по этому изотопу в породах различ­ных геодинамических обста­новок, которых пока недос­таточно. ¹⁰Ве может быть использован как трассер субдукции лишь при наличии твердых доказательств того, что он не был привнесен гру­нтовыми водами в процессе поверхностной контамина­ции и что он не образовался на месте в результате ядер­ных реакций.

Стабильные изотопы служат надежным трассером контаминации коровым материалом или гидротермами. Поскольку отношение ¹⁸О/¹⁶О резко возрастает при взаимодействии пород с гидросферой и атмосферой, породы корового происхождения всегда богаче ¹⁸О по сравнению с мантийными. Совместное рассмотрение изотопных отношений кислорода и стронция позволяет отделить эффект коровой контаминации от процесса плавления контаминированного источника, представляющего смесь мантийного и рециклированного материала. Контаминация магмы коровым материалом отражается в быстром возрастании ¹⁸О/¹⁶О и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ????????

 Содержание и режим летучих компонен­тов. Магмы ОД относитель­но богаты летучими и в первую очередь водой. Даже наиболее бедные летучими толеитовые магмы ОД бога­че этими компонентами по сравнению с толеитами дру­гих обстановок. Сказанное основывается на ряде дока­зательств: 1) высокая эксплозивность; 2) частая встре­чаемость гидроксилсодержащих минералов; 3) высокое содержание кальция в плагиоклазе, связанное с расширением поля анортита в присутствии воды. Косвенным доказательством является высокая глинозёмистость большинства вулканических пород как реакция на подщелачивающее влияние воды при кислотно-основном взаимодействии, а также обогащённость ОД магм элементами LIL, имеющим высокое сродство к флюиду. Преобладающим компонентом флюидов ОД магм является Н₂О, с примесью СО₂, СО, H₂S, SO₂, HCl, H₂, CH₄. Содержание воды в ОД магмах оценивается в интервале 0.6-0.7 мас.% в оливин-толеитовых расплавах, до 3 мас.% в щелочных оливиновых базальтах. Содержание воды в высокоглинозёмистых известково-щелочных магмах в среднем составляет 1.5 мас.%. Кроме воды наиболее существенным компонентом флюидов является СО₂, однако вода всегда преобладает.

 

Физико-хи­мические условия магмообразования. Экспе­риментально было установлено, что маг­мы высокомагнезиальных оливиновых толеитов могут быть выплав­лены (сосуществуют с гарцбургитом) при давлениях 11 кбар (до 45 км) и 1320°С в присут­ствии 0,5% воды. В насыщенных водой базальтах температуры уменьшаются до 1060°С однако такие магмы чрезвычайно редки. Высокомагнезиальные толеитовые базальты выплавляются вблизи вулканического фронта на глубинах мантии, наиболее близких её границе с корой. Несколько глубже и при больших содержаниях воды выплавляются первичные магмы бонинитов (дуга Тонга; 7 мас.% MgO), которые находятся в равновесии с мантийным источником при 18-20 кбарах и температурах 1420-1460°С в присутствии 2-5% Н₂О. Близкие к ним высокомагнезиальные андезиты, для которых также предполагается непосредственное плавление мантии, находятся в равновесии с лерцолитами при 10 кбар и 1070°С (клинопироксеновые разности) и в равновесии с гарцбургитом при 11.5 кбар и 1120°С в присутствии 7-8% воды. Расплавы щелочных оливиновых базальтов сосуществуют с перидотитами мантии на глубинах 45-70 км (15-25 кбар) при температурах 1280-1410° С и содержании воды в расплаве 3%. При увеличении содержания воды глубины незначительно увеличиваются. Высокоглиноземистые базальты, исходные для большинства известково-щелочных серий, равновесны с мантийными перидотитами на глубинах 50 км (17 кбар) при температурах 1320° С и содержании воды 1,5%.

Выводы. Среди магматических пород ОД редко встречаются представители первичных магм, равновесных с мантийным субстратом, что связано с наличием системы промежуточных очагов в литосфере на пути к поверхности от области магмогенерации. Большинство базальтов тяготеет к водной эвтектике. Ко­личества гидроксилсодержащих минералов, воды во включениях минералов и в стеклах, некоге­рентных крупноионных элемен­тов с высоким сродством к вод­ному флюиду закономерно воз­растают от толеитовых серий че­рез бонинитовые к известково-щелочным и щелочным, свидете­льствуя о росте содержания летучих компоне­нтов в этом направлении.

Данные по петрогенным эле­ментам, элементам-примесям и изотопии свидетельствуют о гетерогенности магмогенерирующего источника магматических серий ОД, главной компонентой которого являлось расплавленное вещество мантийного клина, дополнительными - флюиды и земная кора. Контаминация дополнительными компонентами осуществлялась как на уровне магмогенерации первичного расплава, так и в процессе подъема магм к поверхности.

Повсеместное наличие двух типов базальтов - магнезиальных и глиноземистых - свиде-ельствует, что на ранних этапах эволюции первичных магм главным процессом была фракционная кристаллизация. Судя по составу минеральных ассоциаций, кристаллизация происходила в малоглубинных условиях (не более 10 кбар) и была в большинстве случаев многоэтапной, о чём свидетельствует наличие нескольких парагенезисов минералов. 

Наличие кумулятивных разностей пород, а также "сквозных" минералов, свойственных более ранним дифференциатам в более поздних, является признаком наличия под вулканами расслоенных промежуточных камер. Часто встречающаяся неравновесность минеральных ассоциаций, наличие ксенокристов, обратная зональность плагиоклазов и пироксенов, гетеротакситовые структуры являются доказательством процессов смешения и гибоидизма.

 

Латеральная зональность

На ОД наблюдаются поперечная и продольная зональности. Поперечная зональность выражается в смене от фронта дуги к ее тылу толеитовых серий известково-щелочными, а затем щелочными (рис.3.23). Впервые она была установлена X. Куно (1959), связавшим ее с увеличением глубины выплавления магм, зависящей от положения СФЗ. Увеличение щелочности в направлении от фронта к тылу привело к попытке установления корреляции между содержанием калия и глубиной до СФЗ. Однако эта корреляция оказалась неоднозначной даже в пред отдельно взятой дуги, изменяясь в результате вариаций мощности, состава земной коры, а также ряда других причин. Поперечная зональности выражается в изменении от фронта к тылу ОД многих параметров:

1) Уменьшаются объемы магм, поступивших на поверхность в ре­зультате вулканизма. Так, для севера дуги Хонсю общий объем вулкани­ческих пород сокращается от 2900 до 28 км³, количество вулканов - от 81 в зоне, примыкающей к вулканическому фронту, до 2 на расстоянии 150-200 км к западу от него, средний объем пород на один вулкан - от 36 до 14 км³ в том же направлении.

2) Увеличива­ется содержание летучих компонентов, в частности воды и фтора и уменьшаются температуры ликвидуса базальтовых расплавов. Относительно широкое развитие получают амфиболы, появляются слюды.

3) Увеличивается щелочность с возрастанием содержания калия и связан­ных с ним крупноионных элементов (Rb, Sr, Ba, Th, U), уменьшаются отношения К/Rb, Rb/Sr, Sr/Са, Ва/Са, общее содержание РЗЭ и отношение La/Yb, возрастает агпаитовость (Nа₂O+К₂O/Аl₂O₃) и увеличивается содержание высокозарядных элементов (Ti, Zr, Та, Nb) вследствие общей недосыщенности расплавов кремнеземом.

4) Возрастает степень окисленности магм, которая выражается в увеличении фугитивности кислорода (fO2) и, соответственно, увеличении отношении Fe₂O₃/FeO, которые, как известно, прямо коррелируются с общей ще­лочностью.

5) Уменьшаются отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, что, вероятно, связано с уменьшением степени взаимодействия расплавов с земной корой.

6) Увеличиваются вариации ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd свидетельствую­щие о возрастании гетерогенности источника расплавов.

7) Уменьшаются объемы кислых и средних пород, что связано с уменьшением степени дифференциации расплавов при большей проницаемости земной коры.

Перечисленные факты свидетельствуют об увеличении глубины выплавления магматических расплавов от фронта к тылу с изменением со­става мантийного источника от деплетированного к обогащенному (исчез­новение в тылу дуг низкокалиевых серий); погружении геоизотерм и уменьшении объёма магматических выплавок в том же направлении; поступлении на поверхность в тыловых зонах расплавов, более близких к первичным (более магнезиальных). Таким образом, поперечная зональность опреде­ляется закономерным изменением условий генерации и эволюции магма­тических расплавов под ОД. Она усложняется общим смещением активного вулканического пояса ОД во времени по направлению к их тыловой зоне, что в большей или меньшей степени прослеживается во всех ОД.

Помимо поперечной зональности в ОД наблюдается зональность по простиранию (продольная). Она отражает различия в составе и мощности земной коры, геологическом строении, геодинамической обстановке, теп­ловом потоке, которые обусловлены блоковым строением дуг. Так, в северном звене Курило-Камчатской дуги увеличивается щелочность магматических пород и одновременно уменьшается количество низкокалиевых серий и объемы средних и кислых дифференциатов. В Малой Антильской дуге толеитовые серии преобладают на севере, известково-щелочные – в центральной группее вулканов и щелочные базальты и базанитоиды – на юге. При этом уровень щёлочности не обнаруживает корреляции с расстоянием до выхода СФЗ на поверхность. Главную роль играют мощность земной коры и жёсткость фундамента. Так в пределах северного звена Курильской дуги, заложенного в юго-восточном борту древнего Охотского свода, мощность земной коры максимальна - не менее 33 км, а возможно, и до 40км. Более жесткий фундамент свойственен и южному звену Малой Антильской дуги, по сравнению с более северными ее звеньями. Именно они являются областями развития щелочных пород, которые при­урочены, таким образом, к жестким блокам с устойчивым растяжением в режиме, близком к рифтовому.

Уровень щелочности, особенно калиевый, увеличивается в зонах по­перечных разломов (Курило-Камчатская дуга), а также в крупных зонах проницаемости (раз­лом Фосса-Магна). Разломы определяют также раз­личный уровень щелочности в разделяемых ими блоках.

Связь продольной зональности с характером фундамента подтвержда­ется двумя обстоятельствами: 1) особенности магматизма устойчивы во времени (повышенная щелочность Курильской дуги на севере, начиная с неогена); 2) в сложно построенных энсиалических дугах, залегающих на длительно формирующемся фундаменте, продольная зональность выраже­на более четко. Итак, латеральные изменения вещественного состава вул­канических пород, наблюдаемые на ОД, определяются как изменением условий генерации и эволюции магм под ОД от их фронтальной части к тыловой, так и геологическим строением фундамента дуг и геодинамиче­ской обстановкой.

 

Выводы

1. Магматические породы ОД образуются в результате сложного взаимодействия гетерогенных источников, как твердых, мантийных и коровых, так и флюидных, смешение которых происходит в различных пропорциях.

2. Взаимопереходы между первичными магмами различных серий - от толеитовых к щелочным, отражают переходы между истощенным и обо­гащенным веществом мантийного клина, который является их главным источником.

3. На островных дугах широко развит смешанный мантийно-коровый магматизм, что определяется обстановкой сжатия и соответственно умень­шением проницаемости и созданием разноуровневых очагов и камер, где осуществляются дифференциация и смешение материала в условиях кон­центрации флюидов.

4. Магмогенерирующие глубинные диапиры, питающие магматизм как ОД, так и ОМ, поднимаются со стороны последних, достигая верхней кульминационной точки у вулканического фронта, что подтверждается поперечной зональностью ОД с углублением магмообразования в направ­лении их тыловой части. Подобное положение диапира позволяет предпо­лагать широко развитые явления надвигания разуплотненной литосферы ОД на океан.

5. Магматизм ОД носит созидательный конструктивный характер, при­водя к увеличению мощности земной коры в результате поступления в нее больших объемов мантийного материала, с последующим ее расслоением: наращиванием базальтового слоя снизу за счет кумулатов и формирования верхней коры путем выноса расплавами вверх салического материала.

Л Е К Ц И Я № 18

ТИХИЙ ОКЕАН

 

В пределах ложа Тихого океана выделяются четыре группы областей. Первая группа представлена абиссальными плитами с мощностью коры около 6 км. Ко второй группе принадлежат линейные вулканические хребты с увеличенной мощностью второго слоя, местами обладающие "корнями", с общей мощностью коры 10 - 15 км, например, Гавайский хребет. Третью группу образуют обширные поднятия с мощностью коры порядка 20 км и более (Шатского, Хесса и др.). В них значительно увеличена мощность второго и третьего слоев. Особую – четвертую область представляет собой Восточно-Тихоокеанское поднятие, для гребневой зоны которого характерны малая мощность второго и третьего слоев и присутствие разуплотненной мантии.

На большей части океанского ложа его тектоническими ограничениями служат глубоководные желоба. Но близ Антарктиды и на значительной части приокеанской зоны Северной Америки их нет.

Океанские окраины в совокупности образуют фронтальную часть Тихо­океанского тектонического пояса, тыловая часть которого лежит на матери­ках. Тектонические зоны, составляющие этот пояс, связаны друг с другом по простиранию и в сочетании образуют гигантское Тихоокеанское тектони­ческое кольцо. На любом отрезке этого кольца можно видеть омоложение в сторону океана образующих его тектонических зон. Соответственно, тыловые части пояса представляют собой области с давно сформированной зрелой континентальной корой (палеозой, мезозой), тогда как в районах островных дуг кора такого типа еще далеко не сформи­ровалась. Гранитно-метаморфический слой в районах островных дуг не имеет сплошного распространения; вообще в пределах океанских окраин он сильно варьирует по мощности, времени образования, степени и направленности развития. Общая тенденция - развитие в сторону формирования континентальной коры, но процесс этот осложняется деструктивными явлениями с утонением и разру­шением гранитно-метаморфического слоя. Тектоническая подвижность океанских окраин в сочетании с вулканическими и сейсмическими явлениями определяет общую тектоническую неустойчивость этих окраин.

Восточно-Тихоокеанским поднятием большая северная часть Тихого океана делится на два неравных сектора - восточный и западный. Кроме того, обособляется южная часть океана, лежащая к югу от полосы разломов, проходящей через острова Самоа у северо-восточного выступа Меланезии, Общества, Туамоту, вдоль разлома островов Пасхи, Сан Фелис и Сан-Амбросио к побережью Южной Америки у г. Антофагаста (Чили). Важную роль играет также "главная диагональ Тихого океана" - линия, про­ходящая вдоль Императорского разлома, Гавайских островов, хр. Лайн и островов Туамоту, которая делит западную область океана, лежащую к западу от Восточно-Тихоокеанского поднятия, на северо-западный и северо-восточный секторы.

Л Е К Ц И Я № 19

АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН

 

Атлантический океан лежит между Африкой и Европой на востоке и Ю. и С. Америкой на западе. Граница с Индийским океаном проходит по широкому проходу между Африкой и Антарктидой, но морфологического порога между ними нет - СОХ - Африкано-Антарктическое звено СОХ Индийского океана непрерывно продолжается в Атлантический. В районе о.Буве Африкано-Антарктический хребет соединяется с Американо-Антарктической ветвью и далее на север протягивается Срединно-Атлантический хребет. К югу от Африкано-Антарктического и Американо-Антарктического хребтов лежит Антарктическая Атлантика (котловины морей Уэддела и Лазарева, отделяемые от Тихого океана Антарктическим полуостровом и дугой Скотия). К северу располагается Южная Атлантика. Кроме того, выделяются Экваториальная и Северная Атлантика, к которой примыкают Средиземное и Карибское моря. Граница между Атлантическим и Северным Ледовитым океанами проходит по гребню гряды Британо-Гренландских порогов с расположенной на ней Исландией.

 

Северная Атлантика.

К югу от разлома Чарли-Гиббса и до Экваториальной Атлантики протягивается северо-Атлантическое звено Срединно-Атлантического хребта. В южной части он оконтуривается изобатой 5500м, ширина 2000-2500км; к северу от Азорских островов контуры хребта по изобате 4000м, ширина вдвое меньше. Средняя высота хребта 2700м. Гребень на глубине 2800м (в среднем). Наиболее высоко гребень поднят в районе Азорского плато (гл.1800м). Хребет имеет грядово-желобовый рельеф. В рифтовой зоне осевой рифт углублён относительно гребней хребта в среднем на 1500м. К осевой части рифта приурочены современные излияния толеитовых базальтов и гидротермальная деятельность, характерны многочисленные скопления железо-марганцевых конкреций.

Осадочный чехол Северо-Атлантического хребта, в южной половине, составляет менее 100м, в северной, на склонах хребта, увеличивается до 300-600м.

Северо-Атлантический хребет пересекают многочисленные трансформные разломы: Вима, 15-го градуса, Кейн, Атлантис, Хейс, Ошеанографер, Пико, Восточно-Азорский (Глория, Азоро-Гибралтарский), Курчатова, Максвела, Фарадея, Чарли-Гиббса и многие др. более мелкие. Большая часть разломов пересекают хребет на всю ширину, а некоторые протягиваются от одного континента до другого.

Карта аномалий магнитного поля имеет сложный характер. Выделяются участки чётких линейных аномалий ориентированных параллельно оси хребта и участки, где аномалии имеют сложную конфигурацию (мозаичное расположение). Интерпретируется как результат дробления и вращения фрагментов плит.

В районе Азоро-Бискайского хребта известны находки пород континентального типа.

Восточный сектор Северной Атлантики. Восточный сектор образует окраины З.Африки и Европы. Окраина З.Африки к северу от Гвинеи-Биссау представлена узким шельфом (30-50км), континентальный склон пологий. Мощность осадков (MZ-KZ) шельфа достигает 8000м. Ширина континентального подножия до 500км, мощность осадков от 2000 до 700м.

Вблизи побережья З.Африки находится архипелаг Канарских островов вулканического происхождения (горячая точка, проявление внутриплитного магматизма).

Севернее у побережья Марокко залегает мощная толща осадков, до 4000м. Её протыкают соляные диапиры. Континентальное подножие здесь располагается на глубинах порядка 4000м. На его краю расположен вулканический центр с островами Мадейра.

Западнее континентального подножия расположены глубоководные котловины - Канарская и Зелёного Мыса, границы которых проводятся по изобате 5000м. Мощность осадков в восточной части котловин достигает 400м, к западу убывает до 100м. Котловины рассечены трансформными разломами, в которых глубина увеличивается до 6000м. Возраст осадков в восточной части котловин - J-K.

Континентальный склон Иберийского полуострова ещё более узкий и крутой (20°). У подножия склона залегает мощная толща осадков 3-4км. К континентальной окраине З.Европы примыкает Западно-Европейская котловина, включающая Бискайский залив. Южный фланг Бискайского залива имеет узкий шельф и крутой склон, которые постепенно расширяются в северном направлении. Юго-западнее Великобритании и Ирландии ширина шельфа достигает нескольких сот км. Мощность осадков в Бискайской котловине достигает 5000-7000м.

 

Западный сектор Северной Атлантики. Западное обрамление Северной Атлантики начинается от выступа островной дуги М.Антилл. Дуга имеет сложное строение. На юге располагается Барбадосский хребет, представляющий собой либо аккреционную призму либо гигантсякий оползень. Мощность осадков восточнее Барбадоса достигает 4000м. Осадки поступали с северной части Ю.Америки. Малая Антильская дуга окаймляется желобом Пуэрто-Рико. Желоб имеет крутые борта и по морфологии напоминает желоб трансформного разлома Романш, а не обычный глубоководный желоб связанный с погружением сейсмофокальной зоны. Здесь эта зона имеет очень крутое падение.

К северу от островной дуги Больших Антилл окраину океана образует Багамская платформа с грядой известняковых Багамских островов и банок, разделённых глубокими проливами. Багамская платформа продолжается на север в виде плато Блейк.

Шельф Флориды и весь остальной шельф восточного побережья С.Америки представляет собой аккумулятивную террасу на краю С.Американской платформы. Это типичная современная пассивная континентальная окраина. Фундамент плато Блейк и Багамской платформы сложен палеозойскими осадочными толщами, продолжающимися на континенте. Мощность коры достигает 30 км. Мощность осадков на Флоридском шельфе до 4км, Багамская банка и плато Блейк сложены 5-6 км толщей карбонатных и эвапоритовых осадков. В районе мыса Хаттерас уступ плато Блейк примыкает к континентальному склону, который полого опускается до глубины 4000м. Аккумулятивная терраса шельфа сложена толщей мелководных осадков, которые накапливались на погружающейся окраине континента, начиная с юры. Их мощность достигает 12-18 км. Пргибание сопровождалось постройкой рифа или известковой банки на внешнем краю шельфа, постепенно продвигавшегося в сторону океана. К северу от Нью-Йорка шельф расширяется, но в районе залива Мэн на континентальном склоне обнажаются породы древнего кристаллического фундамента. В районе о-ва Ньюфаунленд расположена Большая Ньюфаунлендская банка ограниченная одним их трансформных разломов. Толща осадков вдоль всего континентального шельфа составляет 6-16 км.

На всей северной территории строение шельфа однотипно. Он представляет собой аккумулятивную террасу с докембрийским фундаментом в основании. Склон имеет ступенчатое строение и перекрыт толщей осадков мощностью до 10 км. Возраст осадков от юры до третичных.

Ложе океана в западной части Северной Атлантики делится на две котловины - огромную Северо-Американскую и небольшую Ньюфаунлендскую. Их разделяет выступ Ньюфаунлендской банки. Контуры С.Американской котловины проводятся по изобате 5000м. В с.з. части ложе покрыто мощным осадочным чехлом и представляет собой абиссальную равнину. Мощность осадков от 200-300 до 500м. В районе примыкающем к Б.Антиллам мощность осадков увеличивается до 1000м. В центре котловины находится Бермудское поднятие ограниченное с севера и юга трансформными разломами Атлантис и Кейн.

В С.Американской котловине есть две гр. подводных гор (севернее Бермуд) представляющих собой цепочку вулканов.

Дно Ньюфаунлендской котловины лежит на глубинах 4.5-4.6 км. Мощность осадков 1000м, возраст от нижнего мела.

 

Экваториальная Атлантика.

Срединно-Атлантический хребет. В экваториальной Атлантике САХ пересекается системой трансформных разломов, наиболее крупные из которых: Чейн, Романш, Первого градуса ю.ш., Сан-Паулу, Четвёртого Градуса с.ш., Сьерра-Леоне, Вима и целого ряда более мелких разломов. Разделяемые разломами сегменты хребта имеют протяжённость порядка 50-70 км при ширине 700 км. Ось САХ в пределах Экваториальной Атлантики ступенчато смещена к западу почти на 1800 миль. Почти все крупные разломы являются трансокеаническими и прослеживаются на континентах.

Африканский сектор Экваториальной Атлантики. Подводная окраина Африки в этом секторе представлена краевой частью Сахарской плиты. Шельф узкий, 6 км у побережья Либерии, но расширяется в Гвинейском заливе до 170-180 км. На шельфе Сьра-Леоне мощность осадков достигает 2-3 км, а на континентальном подножии 3 км и более. На шельфе Гвинейского залива мощность осадков увеличивается до 6 км. В основании разреза залегают домеловые отложения.

Подножие склонов переходит в глубоководные котловины - котловина Сьера-Леоне и Гвинейская котловина. Ложе этих котловин лежит на глубинах 4.5 -5 км. Мощность осадков достигает нескольких сот метров. В районах пересечения котловин разломами (Романш) глубины увеличиваются до 5.5 -6км.

 

Южно-Американский сектор Экваториальной Атлантики. От восточного выступа Ю.Америки край континента под прямым углом поворачивает на с.з. Шельф постепенно расширяется и в районе устья Амазонки его ширина достигает 300 км. Континентальный склон в верхней части крутой 5-6°, но постепенно выполаживается и переходит в широкое аккумулятивное подножие. Наиболее примечательной особенностью шельфа является крупнейший в Мировом океане конус выноса Амазонки. Это округлый выступ континентального склона, основание которого лежит на глубине 4800м. Этот выступ выдвинут в океан относительно шельфа почти на 700 км. Осадочная толща Амазонского шельфа является продолжением грабена Маражу (Амазонской синеклизы) связанной с западным окончанием зон разломов Романш и Сан-Паулу. Под внутренней частью шельфа континентальные осадки грабена сменяются морскими терригенными толщами мощностью до 12-16 км. Под внешней частью шельфа бурением установлено наличие барьера - в виде северного продолжения подводного хр. Белем. Эта седиментационная ловушка заполнилась к концу раннего миоцена, после чего осадки стали выноситься в область внешнего шельфа и континентального склона. Началось образование конуса выноса Амазонки, возраст которого составляет всего 22 млн.лет, а мощность осадков превышает 10км.

Западнее Амазонского шельфа расположено Гвианское плато с глубинами 800-1500м, покрытое 1.5 км толщей осадков. Шельфовая окраина переходит в глубоководную Гвианскую котловину, простирающуюся до САХ. На севере она ограничена разломом Вима, на юге разломом Романш. Глубина около 4.5км, тогда как в Северной и Южной Атлантике глубины более 5.5 км, что, вместе с САХ, создаёт геоморфологический барьер.

Южная и Антарктическая Атлантика. Южная и Антарктическая Атлантика разделена СОХ Африкано-Антарктическим, Американо-Антарктическим и Южно-Атлантическим на три сектора - восточный (Африканский), западный (Южноамериканский) и Антарктический.

Система срединно-океанических хребтов. Хребты Южной Атлантики имеют наиболее сложное строение. Осевая зона Африкано-Антарктического хребта сильно раздроблена, поэтому осевые рифты и поперечные разломы часто ориентированы под углом 45° к общему простиранию хребта. Наиболее крупные трансформные разломы: Принц-Эдуард и Шака. Глубины в этих желобах превышают 5000м, относительные превышения бортов достигают 3000-4000м. Наиболее поднятым участком является точка тройного сочленения хребтов.

Американо-Антарктический хребет состоит из 6 звеньев ограниченных трансформными разломами. Крупнейшие из них Южно-Сандвичев, Вулкан, Вулларда, Конрада. Простирание хребта юз-св. Протяжённость отдельных сегментов хребта 50-100 км при ширине до 700 км. Смещение вдоль разломов 80-170 км, в отдельных случаях до 500км.

Южно-Атлантический хребет - это горное сооружение протягивающееся из района тройного сочленения до экваториальной зоны трансатлантических разломов. Хребет возвышается над абиссальной равниной на 2500-3000м, отдельные пики хребта возвышаются над уровнем моря (о.Вонесения). Средние глубины над хребтом 2000-2500м. Хребет имеет классическое симметричное строение. Рифтовая зона с современным вулканизмом без осадков, расчленённый рельеф, сейсмическая активность. Высокий тепловой поток, положительная аномалия магнитного поля. С удалением от осевой зоны увеличивается мощность осадков, уменьшается интенсивность магнитных аномалий и величина теплового потока, рельеф сглаживается. Осевая рифтовая зона раздроблена многочисленными трансформными разломами, средняя величина звеньев 80 км.

Восточный (Африканский) сектор Южной Атлантики делится на Гвинейскую, Ангольскую и Капскую котловины, разделённые Гвинейским поднятием и поднятием Китового хребта. Африканские берега Атлантики представляют типичную пассивную континентальную окраину. Ширина шельфа и мощность осадочной толщи варьируют в широких пределах. Континентальный склон представляет собой серию сбросов или флексур ориентированных вдоль континентальной окраины, что создаёт благоприятные условия для накопления мощных толщь осадков. Шельфовая зона осложнена мощным конусом выноса р. Конго, который вдаётся в океан почти не 170 км дольше бровки шельфа. Южно-Американское побережье Атлантики имеет симметричное строение с Африканским и различается лишь в деталях. Это доказывает, что Африканский и Ю.Американский континенты представляли единый континентальный массив.

Считается что раскрытие Атлантики началось в поздней юре или раннем мелу в экваториальной зоне путём заложения континентальной трёхлучевой рифтовой системы. В дольнейшем один из лучей прекратил своё развитие, однако вулканические породы с ним связанные обнаружены в Африке. Раскрытие Атлантики шло путём расширения континентального рифта, через стадию малого океанического бассейна и до настоящего океана. После экваториальной Атлантики началось раскрытие Южной Атлантики и позже всего -Северной Атлантики. Атлантический океан представляет собой типичную рифтогенную структуру прошедшую путь от континентального рифта до океана. Имеет признаки структурной симметрии. Строение западного и восточного побережий имеет черты сходства, прослеживаются однотипные структуры. Все континентальные окраины относятся к типу пассивных представлены шельфами, их фундамент имеет ступенчато-сбросовый характер.

 

Л Е К Ц И Я № 20

ИНДИЙСКИЙ ОКЕАН

Индийский океан находится в окружении четырех материков - Африки, Азии, Австралии и Антарктиды, которые в основном образуют его естест­венные границы. Граница с Атлантическим океаном проводится по меридиану от южной оконечности Африки; с Тихим - по меридиану от южной око­нечности о. Тасмания. Дно Индийского океана изобилует разно­образными морфоструктурами - это срединно-океанические хребты, гиган­тские линейные и изометричные в плане подводные возвышенности, множе­ство крупных и мелких островов, глубоководные котловины, окраины как атлантического, так и тихоокеанского типа.

Структура Индийского океана определяется тремя срединными хребтами, делящими ложе океана на три главных сектора - западный, или Африканский, юго-западный, или Антарктический, и северо-восточный, или Азиатско-Австралийский.

Район тройного сочленения

Район тройного сочленения срединных хребтов Индийского океана распо­ложен приблизительно на 25°ю.ш. и 70° в.д. Аравийско-Индийский и Центральноиндийский хребты в этом районе обладают отчетливо выраженной осевой рифтовой долиной, смещаемой многочисленными трансформными разломами на 10 - 30 км. Простирание рифтовой долины в этих хребтах близкое: в Аравийско-Индийском хребте - 330°, в Центрально-индийском - 320°. В Западно-Индийском хребте рифтовая долина и трансформные разломы не выражены; в отличие от двух соседних хребте где на изученном участке идентифицированы магнитные аномалии 1-5, зде выделены лишь аномалии 1-2. Полные скорости спрединга за последн 10 млн лет для Аравийско-Индийского хребта - 6 см/год, а для Центральноиндийского - 5 см/год, для смежного участка Западно-Индийского только 1,5 см/год. "Треугольник скоростей" оказывается, таким образом, замкнутым, что свидетельствует о том, что в настоящее время в районе тройно сочленения сходятся три активных (хотя и в различной степени) срединных хребта; однако на протяжении значительной части кайнозоя спрединг в зо Западно-Индийского хребта почти полностью прекращался, и последний мог играть в это время роль крупнейшего трансформного разлома.

Африканский сектор

Африканский сектор ложа Индийского океана с запада ограничен континентальным подножием Африки, с востока и северо-востока – Аравийско-Индийским хребтом, с юго-востока - Юго-Западным Срединно-Индоокеански хребтом. Характерной чертой этого сектора является наличие сравнительно небольших глубоководных котловин - Сомалийской, Маскаренской, Мозамбикской, Транскей и Агульяс, разделенных крупными поднятиями - Маскаренским, Мадагаскарским и Мозамбикским хребтами и плато Агульяс. Такая расчлененность, а также присутствие множества мелких вулканически островов и обширного о. Мадагаскар создают сложную мозаичную морфоструктуру Африканского сектора.

Самая северная Сомалийская котловина заключена между побережьем Сомали, Кении и Танзании на северо-западе и Аравийско-Индийским хребтом на северо-востоке. На юге границами служат Коморские, Фаркуар и Амирантские острова и северо-восточный склон подводного Маскаренского хребта. Дно котловины в западной части представляет собой аккумулятивную равнину; на востоке, по мере приближения к Аравийско-Индийскому хребту рельеф становится холмисто-грядовым. Мощность осадков сокращается восточном направлении от 1,5 - 2 км у континентального подножия Африки до 0,2 - 0,5 км у подножия Аравийско-Индийского хребта. По данным бурени фундамент в западной части котловины представлен верхнемеловыми базальтами, в центральной и восточной - эоценовыми базальтами.

Северная часть Сомалийской котловины осложнена узким подводным хребтом Чейн, протягивающимся до 3°30'ю.ш. и лежащим на южном продолжени зоны разломов Оуэн. Ширина хребта – 40 - 50 км, относительная высота – 1 - 2 км. Его юго-восточный склон имеет разломную природу.

Обрамляющие Сомалийскую котловину с юга острова Коморские, Фаркуар, Провиденс, Космоледо и другие представляют собой вершины довольно крупных (до 200 км в основании) подводных вулканических массивов. Большая часть островов увенчана коралловыми рифами; на о. Гран-Комор расположен действующий вулкан Картале высотой 2400 м.

Северо-восточнее массива Фаркуар расположен подковообразный в плане, обращенный выпуклостью к западу вулканический Амирантский хребет протя­женностью около 1000 км, надстроенный коралловыми рифами. У его запад­ного подножия протягивается одноименный желоб максимальной глубиной 5477 м, обрамленный внешним валом высотой до 0,5 км, что морфологически прибли­жает эту структуру к типичной островной дуге. В то же время отсутствие эпицентров землетрясений и характерной для системы дуга - желоб гравита­ционной аномалии заставляет рассматривать Амирантский хребет как отмершую или "недоразвитую" островную дугу.

На севере Амирантский хребет подходит к Сейшельским островам, вен­чающим северо-западную оконечность гигантского Маскаренского хребта (плато) длиной свыше 2000 км. Он протягивается в юго-восточном направлении до банки Сайя-де-Малья; южнее хребет приобретает меридиональное простирание. Его ширина в северной и центральной частях достигает 350 км, на юге, в районе о. Маврикий, он сужается до 100 км. Сводовая часть хребта пред­ставляет собой выровненную поверхность, изрезанную неглубокими впадинами.

Сейшельские острова сложены позднепротерозойскими (байкальскими) гранитоидами. По данным ГСЗ, под Сейшельской банкой присутствует материковая кора мощностью около 30 км. В центральной части Маскаренского хребта под осадками мощностью более 1 км залегают базальты палеоценового возраста.

На юге Маскаренского хребта расположены вулканические острова Маврикий и Реюньон, сложенные типичными для океанических островов щелочными базальтами (последний остров представляет собой действующий вулкан). От южной оконечности Маскаренского хребта отходит на восток-юго-восток узкий горстовый хр. Родригес (протяженностью около 350 км), на востоке которого находится одноименный вулканический остров, сложенный плиоценовыми базальтами.

Между о. Мадагаскар и вышеописанным хребтом расположена Маскаренская котловина. С запада от о. Мадагаскар она отделена крупной зоной разломов север-северо-восточного простирания. Дно котловины представляет собой плоскую аккумулятивную равнину с глубинами 4500 м на севере и до 5349 м на юге. Мощность осадочного чехла составляет 0,5 - 0,6 км в западной части, сокращаясь до 0,2 - 0,3 км на востоке. В центральной части котловины находится низкий коралловый о. Тромлен, вероятно, венчающий подводную вулканическую постройку.

Мадагаскарская котловина с юго-востока ограничена Западно-Индийским, с северо-востока - Аравийско-Индийским, с запада - Мадагаскарским хреб­тами. Дно котловины очень сильно расчленено, что объясняется близостью Западно-Индийского хребта. Аккумулятивные равнины развиты лишь вблизи о. Мадагаскар и Мадагаскарского хребта. Мощность осадков в среднем 0,2 - 0,4 км. Земная кора типично океаническая мощностью 5 - 6 км. Мадагаскарский хребет, представляющий собой южное продолжение острова (микроконтинента) Мадагаскар, протягивается от его южного подножия в меридио­нальном направлении до Западно-Индийского хребта. Длина хребта - около 1400 км, ширина - 500 км. Плоская вершинная поверхность расположена на глубине 1 - 2 км, его относительная высота - 1,5 - 2 км на севере и 2,5 -3 км на юге. Системы сбросов, сформировавшие крутые склоны хребта, прослеживаются на юг, в пределы Западно-Индийского хребта, смыкаясь с его трансфертными разломами. Сводовая поверх­ность хребта перекрыта осадками мощностью от 0,15 км в осевой части до 0,6 км в периферических частях и в понижениях рельефа фундамента. Остров Мадагаскар и Мадагаскарский хребет являются частями некогда единого микроконтинента.

Мозамбикская котловина расположена между о. Мадагаскар и Мадагаскарским хребтом на востоке и континентальным подножием Африки и склоном Мозамбикского хребта на западе. Северная часть котловины представляет собой полого наклоненную к югу волнистую равнину с глубинами от 2,5 км в Мозамбикском проливе до 5 км на широте 34°ю.ш. Здесь развит мощный (2,5 - 4 км) осадочный чехол позднемезозойского и кайнозойского возраста, накопление которого обусловлено интенсивным поступлением терригенного материала с побережья Африки и Мадагаскара. В южной части котловины рельеф сильно расчле­нен, мощность осадков не превышает 0,5 км.

Мозамбикский хребет, ограничивающий Мозамбикскую котловину с запада, протянулся в меридиональном направлении на 1000 км при ширине до 300 км. На севере он примыкает к континентальному подножию Африки. Восточный склон хребта определяется крупным разломом.

Котловина Транскей расположенна между Мозамбикским хребтом и плато Агульяс. Она протягивается на 1000 км в юго-западном направлении от юго-восточной оконечности Африки, ширина - около 500 км. Дно котловины представляет собой полого наклоненную на юго-запад аккумулятивную равнину с максимальной глубиной 4785 м. Осадочный чехол мощностью 1 - 3 км сложен преимущественно терригенными отложениями нижнего мела - плейсто­цена.

Вытянутое в меридиональном направлении плато Агульяс (700х400 км) отде­лено от континентального подножия Африки депрессией глубиной около 4,5 км, связанной с зоной разломов Агульяс. Средняя глубина вершинной поверх­ности плато - 2,5 км. Вершинная поверхность перекрыта карбонатными осад­ками мощностью до 1 км. Фундамент осадочной толщи разбит многочисленными разломами северо-восточного простирания.

Антарктический сектор

Антарктический сектор, занимающий южную часть Индийского океана, с юга ограничен континентальным подножием Антарктиды, с северо-запада и северо-востока - соответственно Юго-Западным и Юго-Восточным Срединно-Индоокеанскими хребтами. Географическая удаленость и сложные гидрометео­рологические условия этого района Индийского океана обусловили его сравни­тельно слабую геолого-геофизическую изученность.

Антарктический сектор в плане напоминает удлиненный в восточном направ­лении треугольник, опирающийся основанием на континентальное подножие Антарктиды. К его вершинам тяготеют три крупные котловины: на западе - Африкано-Антарктическая, на севере - Крозе, на востоке - Австрало-Антарктическая, разделенные плато Крозе и хр. Кергелен; эти котловины и поднятия представляют собой пять основных морфоструктурных элементов Антарктического сектора.

Африкано-Антарктическая котловина протягивается от моря Уэделла на западе до хр. Кергелен на востоке; с северо-запада она ограничена Африкано-Антарктическим срединным хребтом, а с севера - плато Крозе. Ее дно представляет собой аккумулятивную равнину, полого наклоненную к центральной части котловины, где глубины достигают 5,4 км и более (в от­дельных депрессиях — до 6848 м). Над плоской равниной возвышаются отдель­ные подводные горы как глыбовой, так и вулканической природы, вершины которых поднимаются на несколько километров над ложем котловины. Наиболее крупные горы - Обь и Лена (наименьшие глубины 247 и 254 м) - пред­ставляют собой конические постройки относительной высотой около 3 км, расположенные на общем изометричном в плане основания (400х800 км), приподнятом на 1,5 км над дном котловины. 

Мощность осадков, представленных в основном диатомовыми илами, дости­гает 0,6 км, мощность коры оценивается в 5 км. Дно котловины асейсмично.

Плато Крозе представляет собой вытянутое в широтном направлении подня­тие (1000х400 км) при относительной высоте 2-3,5 км. На западе оно сложно сочленяется с южным окончанием Юго-Западного Срединно-Индийского хребта; его восточную оконечность венчают острова Крозе. Они представляют собой вулканические горы относительной высотой над поверхностью плато около 2 км.

Котловина Крозе (максимальная глубина - 5626 м) располагается на севере Антарктического сектора. Ее дно в северной части сильно расчленено, особенно в районах, прилегающих к подножиям Западно- и Центральноиндийского хреб­тов. Южнее 35°ю.ш. рельеф дна выравнивается за счет интенсивного накоп­ления кремнистых осадков, мощность которых достигает 0,6 км..

Хребет Кергелен - одно из крупнейших горных сооружений дна Индий­ского океана - протянулся в северо-западном направлении на 2000 км при ширине около 650 км. Средняя глубина плоской вершинной поверхности хреб­та - менее 2 км. Над ней возвышаются отдельные подводные горы, ко­торые в двух местах поднимаются над водой, образуя архипелаги Кергелен и Херд. Склоны хребта довольно сильно изрезаны и на большей части своего протяжения рассечены морфологически выраженными разломами. Южнее островов Херд от юго-западного склона хр. Кергелен отходит узкий отрог длиной около 700 км. Мощность неуплотненных осадков на своде хребта - 0,5 - 1 км.

Архипелаг островов Кергелен состоит из главного о. Кергелен и более чем 300 небольших островков. Вулканический комплекс архипелага образует горизонтальное плато, сложенное эоцен-плиоценовыми базальтовыми лавами общей мощностью более 1 км, излившимися из нескольких трещин и щи­товых вулканов. Базальты прорваны интрузиями сиенито-гранитов (крупный кольцевой плутон на юго-западе о. Кергелен, абсолютный возраст 8-15 млн лет), габбро, трахитов, риолитов и сиенитов. Обнаружены также четвертичные пем­зовые и трахитовые туфы.

Острова Херд сложены неоген-четвертичными базальтовыми и трахитовыми лавами, подстилаемыми нижнеэоценовыми пелагическими известняками. Интрузивный комплекс представлен микромонцонитами, прорывающими неогеновые вулканиты.

Австрало-Антарктическая котловина протягивается между Австрало-Антарктическим поднятием и континентальным подножием Антарктиды на восток от хр. Кергелен. Ее дно представляет собой аккумулятивную равнину с глу­бинами 4 - 4,5 км, образовавшуюся на месте погруженного фланга Австрало-Антарктического поднятия. Мощность осадков, преимущественно карбонатных, около 1 км.

Л Е К Ц И Я № 21

СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН

Северный Ледовитый океан отделен от Атлантического непрерывной грядой Брито-Гренландских подводных порогов. Вместе с тем его принадлежность к Атлантическому сегменту Земли подчеркнута не только единством акватории, но и непрерывностью цепи срединных хребтов, которые смыкаются на о. Исландия. По строению абиссали Северный Ледовитый океан делится на три тектонически обособленных глубоководных бассейна: Норвежско-Гренландский, Евразийский и Амеразийский. При общих описаниях две последние морфоструктуры часто объединяют в качестве суббассейнов собственно Арктического, или Полярного, бассейна.

ЕВРАЗИЙСКИЙ БАССЕЙН

Евразийский бассейн заключен между шельфом морей Карского и Баренцева с одной стороны и подводным поднятием Ломоносова - с другой. Через Шпицбер­генский разлом он непосредственно граничит с Норвежско-Гренландским бассей­ном и замкнут со стороны моря Лаптевых.

Срединно-океанический хр. Гаккеля разделяет Евразийский бассейн на две грубо симметричные части. По морфологическим и геофизическим характеристи­кам он относится к числу классических срединно-океанических хребтов. Начинаясь у Шпицбергенского разлома, хр. Гаккеля следует через приполюсную часть бассейна в направлении моря Лаптевых, сохраняя на протяжении 2000 км морфо-структурное единство. На 80° с.ш., приблизительно в 250 км от бровки торцово ориентированного к нему континентального склона, он выполаживается и на глубине свыше 3000 м сходит на нет. Однако сейсмоактивная зона, приуроченная к осевой рифтовой долине, проходит далее через шельф моря Лаптевых к пред­горьям Хараулаха (северные отроги Верхоянского хребта). При ширине хребта 120-200 км его гребневая зона возвышается над под­ножием и дном осевой рифтовой долины на 1500-2000 м и достигает изобаты в 2000 м. Характерный для хребта блоково-грядовый рельеф подчинен четко выраженной осевой рифтовой долине и пересекающим ее многочисленным мелким трансформным разломам. Рельеф хорошо согласуется с аномальным магнитным полем. Система линейных магнитных аномалий хр. Гаккеля насчитывает 24 пары осей, причем в пределах самого хребта располагается до 6 аномалий по обе стороны от осевой долины. У континентальных подножий и со стороны поднятия Ломоносова аномальное спрединговое поле окаймлено беза­номальной зоной. В пределах хребта базальтовый цоколь перекрыт прерывистым плащом верхнекайнозойских (по номерам аномалий) водно-ледниковых отложений, мощность которых у подножия достигает 200-250 м. Сопряженным с хр. Гаккеля океаническим плитам соответствуют две вытя­нутые котловины: Нансена (глубина до 3500 м), расположенная со стороны Евразии, и Амундсена (глубина свыше 4000 м), примыкающая к поднятию Ломоно­сова. Сейсмические исследования показывают, что мощность первого океани­ческого слоя увеличивается от подножия срединного хребта к краям плит, достигая на месте краевой безаномальной зоны 4500 м и более.

 

АМЕРАЗИЙСКИЙ БАССЕЙН

Амеразийский бассейн охватывает глубоководные котловины и подводные хребты, лежащие между поднятием Ломоносова и континентальными окраинами Северной Америки и северо-востока Азии.

Котловины этого бассейна характеризуются плоским дном с глубинами 3-4 км, мощностью коры около 10 км и отсутствием (по геофизическим данным) "гранитного" слоя. Сейсмическими исследованиями в них установлены отложения мощностью от 4 (котловина Толля) до 6 км (Канадская котловина), в разрезах которых выделяются до пяти горизонтов. На основе этих скорост­ных характеристик, по аналогии с осадочными бассейнами прилегающих шельфов, предполагается, что в пределах Амеразийского бассейна развиты кайнозойские, мезозойские и, возможно, более древние отложения. Подводные поднятия Ломоносова и Менделеева-Альфа имеют сложное блоковое строение. Мощность земной коры оценивается для поднятия Ломоносова в 17-20, а для поднятия Менделеева - в 15 км. Отчетливо проявленный на поднятии Ломоносова горизонт со скоростя­ми распространения продольных волн 6,3—6,5 км/с принимается за "гранитный" слой. Геоакустические исследования указывают на наличие в верхних слоях гребне­вых зон хребтов интенсивной дизъюнктивной тектоники и мелких приразломных складок в полуконсолидированных осадках. По характеру магнитных аномалий и мелких форм рельефа на поднятиях Менде­леева Альфа можно предполагать, что непосредственно под кайнозойским чехлом широко распространены вулканические покровы. В осевой зоне хр. Альфа их наличие установлено драгированием. В целом аномальное магнитное поле над котловинами и хребтами Амеразийского бассейна отличается сложной неупорядоченной региональной структурой и высокой интенсивностью. Оно сходно с полями континентальных щитов и несравнимо с другими рай­онами Мирового океана.

Материковые окраины Северного Ледовитого океана относятся к пассивному или атлантическому типу. В тектоническом отношении здесь выделяется подвижный пояс континентальных склонов и лежащие за ним (в сторону материка) шельфовые плиты, или ступени.

ШЕЛЬФОВЫЕ ПЛИТЫ

По совокупности геологических и геофизических данных, шельфовые плиты характеризуются утоненной корой континентального типа (около 30-35 км) и трехэтажной тектонической структурой. Верхний этаж отвечает формационному комплексу конседиментационно развивающихся мезозойско-кайнозойских про­гибов. Он делится повсеместно на два этажа: синокеанический, преимущественно кайнозойский, и предокеанический - мезозойский. Средний, или промежуточ­ный, этаж представлен реликтами платформенного чехла, образованного до зало­жения мезозойско-кайнозойских прогибов. При формировании последних в области раннемезозойской складчатости промежуточный этаж выклинивается. Наконец, нижний этаж включает разновозрастные складчатые комплексы и является фундаментом материковой окраины. Поверхность фундамента объединяет как складчатые образования в осадочных толщах, так и метаморфические комплексы, относящиеся к гранитогнейсовому слою земной коры.

На шельфовых плитах, расположенных по периферии Норвежско-Гренландского и Евразийского глубоководных бассейнов, фундамент представлен складчатыми системами ранних палеозоид и протерозоид, переработанных в зонах структур­ных швов в девонскую и пермско-триасовую эпохи диастрофизма. На неохваченных переработкой участках промежуточный этаж включает останцы рифейско-палеозойского чехла в платформенном залегании. Верхний этаж характеризуется раз­витием линейных прогибов, ориентированных в целом конформно краям конти­нентов. Они сопряжены с прогибами соседних прибрежных низменностей и выпол­нены мощными толщами терригенных пород прибрежно-морского генезиса. Наиболее интенсивные накопления свойственны концу перми и триаса. В противовес этому, синокеанические отложения редуцированы и представлены маломощными горизонтами в осевых зонах прогибов. На границе Печорского и Баренцева морей сейсмическими исследованиями выявлена уникальная впадина, в которой разрез плитного комплекса достигает 20 км и исчезают признаки "гранитного" слоя в фундаменте.

Шельфовым плитам обрамления Амеразийского глубоководного бассейна свой­ственны два типа соотношений между структурными этажами. На внешней части шельфа под развивающимися прогибами погребены останцы палеозойского чехла и протерозоиды фундамента Гиперборейской платформы. В тыловой части шельфа, на границе с горными хребтами Аляски и Северо-ВостокаРоссии, развива­ются прогибы материковой окраины, наследующие краевые структуры на границе Гиперборейской платформы и мезозоид Тихоокеанского пояса. В разрезе здесь преобладают морские терригенные отложения мела и осадки кайнозойского синокеанического комплекса.

Среди шельфовых плит особое тектоническое положение и строение имеет шельф моря Лаптевых. В целом это плоскодонный кайнозойский мелководный седиментационный бассейн, представляющий собой материковое продолжение Евразийского глубоководного бассейна. Основанием Лаптевского бассейна служит крупный блок платформенного строения с архейско-протерозойским фундаментом и рифейско-меловым чехлом, аналогичным чехлу севера Сибирской платформы. Тектонически активные зоны Евразийского глубоководного бассейна (срединная рифтовая зона и симметричная относительно нее пара предконтинентальных прогибов) продолжаются в пределы Лаптевского шельфа в виде центральной цепи грабенов и двух прибортовых желобов (Таймыро-Анабарского и Приновосибирского). В центральных грабенах, прослеживаемых, по сейсмическим и грави­метрическим данным, до зал. Буор-Хая, кора утонена до 30 км против 35 км на крыльях, а мантия разуплотнена и характеризуется пониженной скоростью продольных волн. Желоба и грабены сейсмоактивны. Они заполнены преимущественно кайнозойскими песчано-глинистыми осадками мощностью 3,5-4 км.

Глубоководные бассейны Северного Ледовитого океана совместно с прогибами арктических шельфов Евразии и Северной Америки, а также прилегающих низменностей составляют на поверхности Земли обширную Арктическую гео­депрессию, обрамленную орогенным поясом из водораздельных хребтов, кряжей и порогов [Погребицкий, 1976]. Эта глобального масштаба структура, заро­дившаяся в конце перми, характеризуется многофазной историей внутренних преобразований с двумя главными этапами: 1) пермско-меловым, доокеаническим; 2) кайнозойским, включая датский век, синокеаническим. На первом этапе, как показывают реконструкции областей сноса, в ядре геодепрессии располагались не океанические впадины со срединными хребтами, а сводовые вздутия коры, с кото­рых осадки поступали в прогибы, расположенные на месте современных шельфов и Амеразийского бассейна. В конце мела эти вздутия испытали рифтогенное обрушение, и на их месте в кайнозое сформировались океани­ческие впадины со спрединговой структурой фундамента (Норвежско-Гренландский и Евразийский бассейны). Реконструируемая целостность Арктической геодепрессии в течение мезозоя свидетельствует, что Амеразийский бассейн, в противополож­ность Норвежско-Гренландскому и Евразийскому, сформировался в итоге прогрес­сирующего прогибания, которое началось еще в юрско-меловое время. Его обособление в качестве глубоководного бассейна произошло в кайнозое. Таким образом, относительно арктических спрединговых бассейнов в этой трактовке он является эпиконтинентальным переуглубленным окраинным морем. При этом поднятия Ломоносова и Менделеева-Альфа оказываются реликтовыми континен­тальными структурами, разделяющими древние, глубоко просевшие ядра кратона, что хорошо согласуется с физическими полями.

 

ЛЕКЦИЯ № 22

Строение и развитие океанических бассейнов в геологической истории Земли

(Е.Е.Милановский Вестник Моск. Ун-та, сер.4. Геология. 1998. №5.)

       Проблемы геологической истории океанов принадлежат к числу кардинальных вопросов современной геоглогии. В понимании геологической истории океанов существует множество мнений. Нет единства взглядов даже по таким вопросам, как что следует называть океанами, каковы их главные черты и типы, время возникновения, длительность существования, закономерности эволюции и т.д.

       В географическом отношении определение понятия «океан» сформулировано давно и не вызывает возражений – «Океан – непрерывная водная оболочка Земли, окружающая материки и острова и обладающая общностью солевого состава и составляющая большую часть гидросферы (94%) и занимающая около 70.8% земной поверхности». Иное дело геологическое понятие «океан», такого общепринятого определения, которое бы характеризовало гигантские депрессии земной поверхности, заполненные водой, не существует, а те, что есть, например, в Геологическом словаре, не отвечают современному уровню знаний.

       Какие же критерии следует положить в основу понятия «океанический бассейн»? По мнению Е.Е.Милановского должны быть использованы следующие критерии: 1) наличие в пределах значительной части ложа океанических бассейнов коры океанского типа, 2) морфометрические характеристики бассейнов – их размеры (площадь и глубина). По морфометрическим характеристикам среди депрессий с корой океанского типа предлогается выделять обширные океанические бассейны и значительно меньшие – океаноподобные морские бассейны. Критериями разделения этих бассейнов на типы является особенности строения и развития зон, пограничных между океаническими бассейнами и континентами, т.е. принадлежность этих зон к пассивным или активным окраинам, а также длительность существования океанических и океаноподобных бассейнов. Рассмотрим эти критерии.

 

Океаноподобных бассейнов.

       Первым и наиболее важным критерием, для отнесения любого водного бассейна к категории океанических, является наличие в предела значительной части его ложа коры океанского типа, а также присутствие в нём современных, или существовавших в прошлом зон, где происходит, или происходила генерация этой коры (т.е. зон спрединга).

       Вплоть до начала нашего века океанические бассейны рассматривались как огромные по площади глубочайшие понижения земной поверхности, заполненные водой, а их возникновение объяснялось глубоким опусканием соответствующих участков. Э.Зюсс рассматривал их как гигантские грабенообразные проседания земной коры, образовавшиеся в связи с общей контракцией Земли. Предполагалось, что такие впадины могли возникать на самых ранних этапах геологической истории Земли, начиная с архейского. Первым, кто предположил, что земная кора океанов должна в корне отличаться от земной коры континентов, был А.Вегенер «Происхождение континентов и океанов». Теперь эти различия очевидны и не вызывают сомнений.

Ныне под корой океанского типа понимается маломощная (5-6 км) тёхслойная кора, состоящая из тонкого осадочного слоя (от 0 до 1 км), слоя базальтовых лав, с дайками долеритов в нижней части (1.5-2 км) и габброидного слоя, в нижней части которого залегает «полосчатый комплекс (чередование ультрамафитов и габброидов), мощностью 3-5 км.

 В пределах большей части ложа современных океанов и в некоторых глубоководных окраинных морях (Филиппинское, Южно-Китайское, Тасманово, Коралловое, Лабрадорское и др.) выявлены и изучены подводные хребты в осевых зонах которых происходит раздвигание блоков ранее возникшей коры и генерация новой коры океанского типа – спрединг, либо установлены древние зоны спрединга. Откартированы линейные магнитные аномалии параллельные осям спрединга, которые позволили реконструировать историю разрастания бассейнов с корой океанского типа.

В 60-70-х годах А.В.Пейве, Р.Г.Колман и другие исследователи установили, что офиолитовые комплексы подвижных (складчатых) поясов Земли представляют собой фрагменты древней коры океанского типа, формирование которой происходило в позднем протерозое и фанерозое. Это позволяет предполагать, что бассейны с корой океанского типа существовали как минимум в течении последнего миллиарда лет, а возможно и раньше – 1.5-2 млрд.лет, но размеры их могли не соответствовать современным.

 

Л Е К Ц И Я № 23

Структуры курса - основные разделы по программе.