Металлогения мирового океана

МЕТАЛЛОГЕНИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Авторы: В.В.Авдонин, В.В.Кругляков



http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1177306&uri=text/part1.html - «Всё о геологии», геологический факультет МГУ



Глава I. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ И МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ



Систематическое изучение геоморфологии и геологии Мирового океана начато еще в позапрошлом веке, когда, в частности, в океанических котловинах впервые были обнаружены железомарганцевые конкреции. 



До середины прошлого столетия относительно детальные сведения о глубине моря и составе дна (ил, песок, скальный грунт) имелись только для подходов к портам и для узкостей (проливов, фарватеров в рифах и т.п.) и носили исключительно прикладной навигационный характер. 



В океане до середины прошлого столетия основным инструментом для определения места судна оставался секстант, позволявший определять место судна на основании видимого взаимного расположения небесных светил с погрешностью в несколько миль (в десяток километров). Позднее на смену секстанту пришли радиогеодезические системы, а в последние десятилетия прошлого века были созданы спутниковые навигационные системы, которые к настоящему времени свели погрешность определения места судна в любой точке океана к первым десяткам метров и даже к первым метрам. 



Глубина океана определяется эхолотами. До последней четверти XX века использовались однолучевые эхолоты, позволявшие изучать профиль дна вдоль галса судна. Получаемые не только специализированными исследовательскими, но и транспортными судами эхограммы использовались для создания обобщенных сетей наблюдений. На их основании составлялись мелкомасштабные батиметрические карты, которые в свою очередь служили основой для глобальных и региональных геоморфологических построений. Именно эти построения позволили открыть глобальную систему срединно-океанических хребтов, трансформных разломов и других элементов тектоники океанского дна и послужили основой для развития <новой глобальной тектоники>. 



Известные на сегодня твердые полезные ископаемые в Мировом океане залегают непосредственно на дне (железомарганцевые конкреции, рудные корки, массивные сульфиды, рудные осадки) или под первыми десятками сантиметров осадков (рудные корки, сульфиды). Этот факт делает геоморфологические построения ведущими в комплексе геологических исследований. 



Первые систематические сведения о размещении полезных ископаемых позволили установить, что железомарганцевые конкреции в общем случае локализованы в абиссальных океанических котловинах; рудные корки развиты на склонах подводных гор, в основном в интервале глубин от 0,8 до 4 км; сульфидное оруденение как в форме массивных сульфидов, так и в виде рудных осадков и рассолов приурочено к рифтам срединно-океанических хребтов, также к активным структурам задуговых бассейнов. Океанические котловины, подводные горы и хребты несрединно-океанического типа, срединно-океанические хребты отчетливо выражены даже на обзорных мелкомасштабных картах. Окраинные моря и задуговые бассейны, отделенные от открытого океана островными дугами, также наглядно проявлены на обзорных картах. Все это при наличии определенных поисковых концепций позволяет выбирать участки для постановки мелко- и среднемасштабных геологических исследований. 



В последние полтора-два десятилетия на вооружении океанологов, морских геологов и других специалистов в области изучения Мирового океана появились многолучевые эхолоты. Эти комплексы позволяют получать информацию о глубине моря и амплитуде обратно рассеянного сигнала в полосе некоторой ширины. Ширина полосы при прочих равных условиях (модель эхолота и режим работы) пропорциональна глубине океана и превосходит ее в 2-3 раза. Такие устройства обеспечивают получение среднемасштабных карт (1:500000-1:200000) для участков океанского дна с глубиной порядка 5 км и более и средне-крупномасштабных карт для более мелких акваторий. Кроме сведений о глубине моря эти эхолоты обеспечивают составление карт амплитуд обратно рассеянного сигнала. Амплитуды определяются акустической жесткостью и шероховатостью поверхности дна. 



При изучении закономерностей размещения и условий образования руд, связанных с глубинными процессами в зонах спрединга и субдукции, большое значение приобретают исследования магнитного и гравитационного полей. Они дают основания для построения моделей разреза земной коры и определения ее латеральных неоднородностей, что важно при определении размеров и глубины залегания магматических камер. Для надежной интерпретации данных этих методов необходимо возможно более точное знание рельефа поверхности дна. 



Результаты промера и исследований потенциальных полей позволяют локализовать наиболее перспективные площади для постановки средне- и крупномасштабных исследований, которые проводятся дистанционными методами. Среди них наиболее популярны во всем мире акустические исследования придонными комплексами, позволяющими выполнять локацию бокового обзора и получать временной акустический разрез верхней толщи осадков (порядка 100 м) с разрешением в первые метры и даже доли метра. Другая группа дистанционных методов - фототелевизионное профилирование. При этом в вещательном или малокадровом режиме передается на борт судна телевизионное изображение дна. Параллельно ведется фотографирование дна цифровыми фотокамерами с существенно более высоким, чем у телевизионного канала разрешением. В комплексе акустические и оптические методы позволяют трассировать и геологически интерпретировать линейные акустические образы дна, оконтуривать однотипные по оптическим и акустическим характеристикам участки. Наряду с дистанционными методами для получения информации о химическом, минеральном составе донных объектов, при поисковых и разведочных работах широко используется опробование. 



Опробование в зависимости от задач (прежде всего, от типа полезного ископаемого) выполняется различными пробоотборниками. Наиболее распространенными инструментами являются дночерпатели и грунтовые трубки. Они используются при всех исследованиях Мирового океана и позволяют отбирать представительные пробы текучих, пластичных, полутвердых осадочных образований и твердых некрупных объектов на их поверхности, прежде всего, конкреций. Для тех же целей нередко используются коробчатые пробоотборники. При опробовании твердых и скальных пород используются драги и глубоководные погружные буровые установки при исследованиях рудных корок и массивных сульфидов. Для опробования массивных сульфидов и трубок курильщиков применяются специальные грейферы. Большинство инструментов обычно оснащено глубоководными фотоустановками, позволяющими получать фотографию ненарушенной поверхности дна за несколько мгновений до посадки на него пробоотборника. Грейферы, применяемые при опробовании сульфидов, оснащаются телевизионным передатчиком, позволяющим точно выводить аппарат на цель. 



В глобальном плане общая характеристика разрезов осадочных образований всего Мирового океана получена по результатам глубоководного бурения по проектам DSDP (<Гломар Челленджер>) и ODP (<Джойдес Резольюшен>). Пробурено более 600 скважин практически во всех геоморфологических и геотектонических зонах океана от внутренних морей до океанических котловин и подводных горных стран. Большинство скважин в открытом океане пробурено с целью наиболее полной характеристики всего разреза осадочной толщи до поверхности базальтов. Некоторые скважины, решая такую задачу, не вышли из осадочного чехла ввиду того, что его мощность превышала 500 м. 



Скважины пробурены по логическим сетям в зависимости от конкретных задач. Как следствие, расстояния между ними резко различны. Например, вдоль рудной провинции Кларион-Клиппертон расстояние между скважинами порядка 1000 км. Поперек провинции - порядка 400 км со сгущениями в зонах трансформных разломов. Так, расстояние между скважинами 40 и 41 в районе разлома Кларион всего 17,2 км. Соизмеримая плотность сети и в других регионах. 



Из всех скважин отобран керн, выполнены литолого-минералогические исследования, определены комплексы микрофаунистических остатков, по которым определен возраст пород, измерены физические характеристики пород и осадков. В скважинах, достигших базальтового фундамента, определен его возраст и петрографический состав. 



В последние годы широко используются глубоководные обитаемые аппараты (ГОА), новое поколение которых, созданное в 80-е годы, имеет рабочую глубину погружения порядка 600 м. В их числе российские ГОА Мир-1 и Мир-2. Создание этих аппаратов дает возможность проводить подводные исследования на 98% площади Мирового океана. Именно ГОА позволили сделать наиболее выдающиеся открытия, в частности, открытие и изучение придонных рудообразующих гидротермальных систем. Наряду с ГОА успешно используются глубоководные буксируемые аппараты, оборудованные локатором бокового обзора, акустическими профилографами, фото- и видеосистемами. 



Результаты глобальных обзорных исследований, дополненные региональными данными по отдельным крупным геоморфологическим, геотектоническим и металлогеническим зонам нашли свое отражение в ряде специальных карт от физических до металлогенических. Существуют обзорные карты толщины земной коры, осадочного чехла, типов донных осадков и целый ряд других. Такие карты, в частности, собраны в Атласах океанов, изданных Морским Генеральным штабом СССР в разные годы, в Атласе Индийского океана, составленного по результатам работ Международной Индоокеанской экспедиции (МИОЭ). 



Геология континентов систематически изучается в течение нескольких столетий. На рубеже веков в 2000 году в Санкт-Петербурге торжественно отмечено 300-летие горно-геологической службы России. За год до этого в 1999 году в Геленджике отмечено 50-летие морской геофизики (комплекса дистанционных методов изучения геологического строения дна акваторий). Естественно, что геологическая изученность дна океана существенно менее детальна, чем изученность суши. Себестоимость морских геологических исследований значительно выше, чем сухопутных. Для возможно более быстрого накопления геологической информации по океану проводятся региональные комплексные исследования по трансокеанским геотраверзам. Геотраверзы - это полосы шириной порядка 1000 км, пересекающие океаны в широтном направлении от одной континентальной окраины до другой. К настоящему времени отработаны Анголо-Бразильский траверз в Атлантике, Австралийско-Маскаренский в Индийском океане и Тихоокеанский. На геотраверзах исследованы магнитное и гравитационное поля, выполнено сейсмическое профилирование, проведено донное опробование. Другой вид исследований носит изначально прикладной характер. Это поисково-разведочные работы на различные виды полезных ископаемых, изыскания под гидротехнические сооружения и коммуникации. Технология исследований определяется конкретными задачами . 



Особая роль в геологической изученности океана принадлежит полезным ископаемым. Первые находки рудных образцов относятся к 70-м годам XIX в., когда в Карском, Баренцевом морях, затем вблизи Канарских островов были подняты железомарганцевые конкреции. Однако только с 60-х годов прошлого века развернулись планомерные исследования конкреционных полей, когда определился промышленный интерес к этим образованиям. Этот интерес с одной стороны, стимулировал активизацию работ по обнаружению и изучению рудных объектов в океане, а с другой, выявил необходимость формирования международных правовых основ использования полезных ископаемых океана. Эти работы, начатые в 1958 г. под эгидой ООН, завершились принятием Конвенции по морскому праву в декабре 1982 г. К этому времени определились наиболее перспективные поля распространения ЖМК и в 1987 г. наиболее изученная часть провинции Кларион-Клиппертон Международным Органом по морскому дну и Международным трибуналом по морскому праву при ООН была разделена на участки между странами - <первоначальными вкладчиками>. Россия получила этот статус и лицензионный участок в лице <Южморгеологии>. Позднее, в 1992 г. подобный статус и соответствующий участок получила совместная организация ИНТЕРОКЕАНМЕТАЛЛ, куда Россия входит вместе с Болгарией, Кубой, Польшей, Словакией, Чехией. 



С начала 80-х годов прошлого века началось систематическое изучение рудоносности гайотов северо-западной части Тихого океана, а к 1994 г. определился объект Со-носных корок в пределах Магеллановых гор. 



В 60-е годы были открыты проявления металлоносных осадков в Красном море. В 1978 г. были обнаружены сульфидные постройки в районе 21њс.ш. Восточно-Тихоокеанского поднятия, а в следующем году впервые визуально наблюдались <черные курильщики>. К середине 90-х годов наметился перспективный участок на глубоководные сульфидные руды в САХ - рудное поле <Логачев> (Андреев, 1999). 



С открытием на океанском дне объектов, представляющих потенциальный промышленный интерес, стали актуальными собственно металлогенические исследования. 



Выполненные к настоящему времени исследования позволили получить достаточно обширный материал, характеризующий геологическое строение дна океана. Разумеется, степень детальности геологических данных несопоставима с изученностью суши. Тем не менее, основные черты геологии океана - строение и состав осадочного чехла, базальтового фундамента, мощность и строение земной коры, типы основных структур, их возраст и взаимоотношения, вулканические, гидротермальные, седиментогенные процессы, происходящие на морском дне и другие особенности известны с высокой степенью достоверности. Это, с одной стороны, позволяет интерпретировать геологическую историю океана, взаимосвязь ведущих тектонических, магматических, седиментационных, рудообразующих процессов, а с другой - дает основу для оценки возможной рудоносности различных элементов океанского дна, постановки поисковых работ. 



Сейчас в изучении геологии и металлогении Мирового океана наступил новый этап - переход от получения разнообразных данных к их систематизации. Накопленный материал вполне достаточен для обоснованных обобщений. 



Из огромного количества работ, посвященных геологии океана, необходимо отметить следующие. Фундаментальные работы по глобальным проблемам тектоники земной коры, происхождению и эволюции океана выполнены В.Е. Хаиным, О.Г. Сорохтиным, Е.Е. Милановским и другими исследователями. Эволюция магматических процессов, формационный анализ океанских магматических образований, закономерности их размещения в структурах океана проанализированы в работах А.А. Маракушева, И.Н. Говорова, Ю.В. Миронова, Т.И. Фроловой и ряда других авторов. Процессам седиментации и образованию в связи с ними ряда полезных ископаемых посвящены обобщающие работы А.П. Лисицына, Г.Н. Батурина и других. Систематизация сведений о гидротермальных рудообразующих системах произведена Ю.А. Богдановым, Г.Ю. Бутузовой, А.П. Лисицыным. Первые крупные обобщения по металлогении океана после работ В.И. Смирнова выполнены коллективом ВНИИОкеангеологии под руководством И.С. Грамберга и С.И. Андреева; ими составлена металлогеническая карта Мирового океана и серия сопутствующих карт. Все это является основой для последующих работ и, в частности, для выявления практически значимых месторождений полезных ископаемых в океане. 



С наибольшей полнотой в настоящее время изучены рудные образования на поверхности дна. Это обусловлено и возможностями используемых технических средств, и соображениями о доступности выявленных полезных ископаемых для последующего их извлечения. Поэтому при изложении основ металлогенического анализа Мирового океана основное внимание мы уделяли этим образованиям. 



Металлогенические объекты, локализованные в недрах фундамента дна, не изучены. Их можно предполагать, прогнозировать, но практической значимости в обозримом будущем они не имеют.



Глава II. ГЕОЛОГИЯ И ТЕКТОНИКА МИРОВОГО ОКЕАНА

1. Происхождение и возраст океана



В настоящее время единого мнения о природе Мирового океана и времени его формирования не существует. Многие исследователи отстаивают точку зрения о древнем возрасте океанов, другие считают их сравнительно молодыми образованиями. Общепризнанно, что океан возник из недр Земли вследствие дегазации ее глубин. Количественные оценки эндогенного поступление воды в различные эпохи развития Земли также неоднозначны. Имеется ряд данных, согласно которым основная часть мантии была дегазирована на раннем этапе истории Земли в интервале 4,6-2,5 млрд лет назад, то есть почти вся океанская вода образовалась в течение архея. В дальнейшем земная кора и океаны лишь медленно и циклично перерабатывались (Шопф, 1982). 



Концепцию древнего возраста океанов развивает В.Е. Хаин (1994, 2001). Ссылаясь на палеомагнитные данные и постулируя сходство (если не полное тождество) офиолитов континента с корой современных океанов, он утверждает существование океанов в палеозое и докембрии. По его мнению, уже архейские глубоководные бассейны обладали корой, сходной с современной океанской, но более мощной и несколько отличной по составу. Предполагается, что уже в раннем протерозое работал механизм тектоники литосферных плит, столь характерный для позднего докембрия и фанерозоя. В.Е. Хаин (2001) считает вероятным, что Тихий океан зародился в позднем протерозое или самом начале кембрия, а затем с теми или иными изменениями продолжал существовать в палеозое и раннем мезозое. При этом отмечается, что документальная история Тихого океана поддается восстановлению с ранней юры (190 млн лет) и более уверенно со средней юры (160 млн лет). Начало развития современного Атлантического океана относится к началу юрского периода (около 200 млн лет назад), а Индийского к концу средней юры (160 млн лет назад). 



По расчетам О.Г. Сорохтина и С.А. Ушакова, глубины океанов в позднем архее составляли 350-700 м, в начале раннего протерозоя - 870 м, а в среднем протерозое (1,2 млрд лет назад) - уже 2900 м. Палеозойские морские бассейны рассматриваются как аналоги современных океанов не только в физико-географическом, но и в геолого-геофизическом смысле. 



Итак, первичный океан, по данным цитированных исследователей, возник в конце стадии аккреции. В конце архея - начале протерозоя произошло слияние всех континентальных массивов в единый суперконтинент - Пангею-О, а в противоположном полушарии возник единый океан - Панталасса. К концу протерозоя объем воды в Мировом океане и его уровень приблизились к современным. Соленость и химический состав океанской воды также достигли почти современных значений (Хаин, 1994; Сорохтин, Ушаков, 2002). 



С иных позиций выступал В.В. Белоусов (1989), считавший, что все океаны, в том числе и Тихий, являются молодыми, мезозойскими. Анализируя распределение осадков и последовательность их накопления он показал, что до начала, а в некоторых случаях и до конца мезозоя, на месте современных океанов находились мелкие эпиконтинентальные моря с глубинами в несколько сот метров. Углубление дна океана последовательно происходило с юры до настоящего времени. Океанические котловины образовались в процессе океанизации - происходило оседание земной коры, некомпенсированное осадками и ведущее к образованию глубоководных бассейнов с тонкой <базальтовой> корой. При этом срединно-океанические хребты, и в особенности, осложняющие их рифтовые долины - еще более молодые - они не древнее конца палеогена, а вероятнее всего неогеновые и четвертичные. 



Подобные представления в настоящее время все более активно развиваются противниками концепции неомобилизма. Опираясь на многочисленные факты, противоречащие положениям плейттектоники, они отрицают явления спрединга, субдукции, обосновывают невозможность конвекции в мантии Земли, которую сторонники плитовой тектоники считают основной движущей силой зарождения спрединга, перемещения плит и возврата океанической коры в мантию в зонах субдукции. В.В. Орленок, И.А. Резанов, Е.М. Рудич и другие исследователи считают, что все океаны сформировались в процессе погружения и океанизации земной коры континентального типа. Подтверждение этому они видят в том, что глубоководным бурением установлен мелководный характер докайнозойских отложений на дне океанов, где при драгировании обнаружены также гранито-гнейсы и другие континентальные породы. Опускание дна океанов на 3-5 км, начавшись в конце юрского периода, продолжилось в меловом и достигло максимальных масштабов в палеогене, что привело к образованию гигантских отрицательных структур, которые одновременно с опусканием заполнялись водой. Поступление воды обеспечивается глубинными процессами дегидратации нижних частей земной коры. Проводниками глубинных вод являются вулканы и многочисленные разломы и трещины земной коры (<Океанизация >,2004). 



Отличную от изложенных концепцию формирования Мирового океана выдвинул коллектив исследователей под руководством С.И. Андреева и И.С. Грамберга (1997, 1998, 1999). По их данным в начале архея могли существовать лишь локальные водные бассейны. Объем воды на поверхности Земли составлял 15-30% объема современного океана. Океанов и континентов не было. Тонкая (5-7 км) кора имела габбро-анортозитовый состав. Спрединг в этот период отсутствовал. Лишь в конце архея появляются первые сиалические выплавки, а крупные сиалические линзы - будущие континенты начали формироваться в протерозое. В палеозое - начале мезозоя произошла кардинальная перестройка литосферы, в результате которой всплыли сиалические глыбы - континенты. Создались условия для обособления и накопления в астеносфере скоплений жидкой базит-ультрабазитовой магмы. Выступая с позиций критики ряда положений плейттектоники, авторы утверждают, что заложение океана, ознаменовавшее наступление эпохи Великой базальтовой экспансии, произошло в средней юре, когда и включился спрединговый механизм формирования коры. Отмечается, что более древняя кора океанического типа на континентах отсутствует. Офиолиты континентов не являются аналогами океанским магматическим комплексам. Самые древние участки океанского дна имеют возраст порядка 170 млн лет, что соответствует бату (средняя юра). Этапы формирования земной коры, процессы, отражающиеся на ее поверхности образованием водных бассейнов, участков суши, впоследствии континентов и океанов - обусловлены этапами глубинной дифференциации Земли - последовательными обособлениями ядра, нижней и верхней мантии и т.д. 



Возникновение океана - особый планетарный этап развития земной коры в позднемезозойско-кайнозойское время. 



Формирование Мирового океана (Мировой талассогенной системы) происходило стадийно. И хотя спрединговый механизм образования океанической коры имел определяющее значение, спрединговые стадии развития сменялись неспрединговыми. Выделено две мегастадии: а) неупорядоченного спрединга (средняя юра - ранний мел, апт) и б) линейно-упорядоченного спрединга (поздний мел, кампан - квартер), разделенные неспрединговой переходной зоной (апт - кампан). 



Начальная стадия первой мегастадии - неспрединговая, характеризуется развитием процессов базификации - ареальной проработкой верхних частей палеолитосферы. В отличие от В.В. Белоусова, базификация рассматривается как гомодромный процесс преобразования базит-ультрабазитового субстрата. Вторая стадия собственно неупорядоченного спрединга: наращивание океанической коры происходит от нескольких одновременно действующих разноориентированных центров спрединга, для которых не характерно формирование спрединговых хребтов. В эту стадию были сформированы старые океанические плиты, возраст которых оценивается в 120-170 млн лет. 



Стадия неупорядочного спрединга соответствует времени формирования разнонаправленных линейных магнитных аномалий Китли. 



Зона перехода к упорядоченному спредингу характеризуется формированием протяженных вулканических поясов, вдоль которых развиваются вулканы центрального и щитового типов. 



С кампана начинается вторая мегастадия линейно-упорядоченного спрединга, продолжающаяся до настоящего времени. В течение первой стадии возникают молодые океанические плиты, во вторую (с конца олигоцена) образуются срединно-океанические хребты. 



В кайнозойскую эру в связи с формированием и развитием срединно-океанических хребтов образовались линейные Ламонтские магнитные аномалии, наиболее древняя из которых датируется возрастом в 70 миллионов лет. 



В процессе формирования молодых океанических плит (26-80 млн лет) наибольшие скорости спрединга достигали 50-100 мм/год (Центрально-Индийский хребет). 



Глобальная система срединно-океанических хребтов (сводовая часть 0-10 млн лет, фланги - 10-26 млн лет) разделяется на два главнейших звена: Индо-Атлантическое и Индо-Тихоокеанское. Первое характеризуется низкими скоростями спрединга < 30 мм/год. Индо-Тихоокеанское звено - высокоскоростное (> 30 мм/год), причем в различных его сегментах скорости существенно различаются. В пределах Индо-Красноморского сегмента скорости средние - 20-30 мм/год. На Восточно-Тихоокеанском поднятии меняются от 60 до 160 мм/год, на отдельных участках Южно-Тихоокеанского поднятия скорости спрединга в период 10-80 млн лет составляли всего 20-35 мм/год, а на Австрало-Антарктическом поднятии 25-30 мм/год (в период 26-80 млн лет). Отмечается нарастание скорости спрединга в сторону экватора. Так, в Индо-Тихоокеанском секторе в западном крыле скорость спрединга на севере 35 мм/год, на экваторе 81 мм/год; на восточном крыле подобная картина: на севере - 22 мм/год, на юге - 24мм/год, в районе экватора - 94 мм/год (Андреев и др., 1999). Характерной особенностью строения срединно-океанических хребтов являются трансформные разломы разного масштаба и протяженности, ориентированные вкрест простирания хребтов и разделяющие их на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга на различные, иногда весьма существенные расстояния до нескольких сотен и более километров. Кинетика спрединга, обусловившая морфологию, структуру и сегментацию хребтов, как будет показано в дальнейшем, влияет на состав и масштабы гидротермального сульфидного оруденения, во всяком случае, определенная корреляция между этими явлениями наблюдается. 



Существенная роль в структуре океанского дна принадлежит крупным разломам, разграничивающим разновозрастные участки Мирового океана. Между линией Императорский хребет - Гавайи - Лайн - Туамоту на востоке и Восточно-Индийским хребтом (или параллельным ему хребтом Инвестигейтор) на западе расположен древний участок океана с мезозойским базальтовым основанием, юрскими и меловыми осадочными образованиями. За пределами этого сегмента возраст основания не древнее палеоценового. Основная часть осадочного чехла сформирована в эоценовое время и позже. 



На это обращал внимание В.В. Белоусов, подчеркивая, что Тихий океан отчетливо разделяется на две части - западную и восточную. На западе кора толще (до 10 км) и более сложного строения, на востоке кора тоньше (до 8 км) и однородней. 



Весьма своеобразным элементом структуры океана являются <горячие> точки, характеризующиеся специфическими магматизмом и металлогенией. По мнению большинства исследователей, <горячие> точки являются поверхностным проявлением конвекционных струй в нижней мантии. Горячие мантийные струи занимают фиксированное положение. Поэтому проявления магматизма на поверхности перемещающихся литосферных плит образуют постепенно омолаживающие цепочки вулканических центров. В качестве примеров рассматриваются: Гавайский хребет, Императорские горы, хребет Луисвилл в Тихом океане, Восточно-Индийский подводный хребет в Индийском океане и др. Для Гавайского архипелага установлено постепенное омоложение вулканических построек от о. Мидуэй (на северо-западе) до о. Гавайи (на юго-востоке) в течение последних 30 млн лет. Направления миграции вулканических центров в общем коррелируют с направлением движения литосферных плит над <горячими> точками в результате спрединга. 



Магма вулканов, связанных с <горячими> точками, относится к щелочно-базальтовой формации, которая рассматривается как производная недеплетированной мантии. 



В Мировом океане насчитывается 56 <горячих> точек. К вулканическим постройкам <горячих> точек и перекрывающих их осадков приурочены разнообразные проявления рудной минерализации. В зависимости от характера магматической дифференциации они имеют различную геохимическую специализацию: Cu-Zn, Cu-Pb, Cr-Ni-Os и т.д. В некоторых случаях допускается возможность связи с ними карбонатитов с редкоземельной специализацией, проявлений алмазоносных кимберлитов и др. (Андреев и др., 1999). 



Выяснение истории формирования океана, установление основных этапов и свойственной им геодинамики определяют ведущие механизмы образования коры океанического типа. Эти положения находят отражение в строении основных типов океанических структур, особенностях проявления магматизма, эволюции процессов магмообразования и специфике состава и потенциальной рудоносности магматических комплексов.



2. Общая характеристика основных структур



Мировой океан занимает 2/3 поверхности планеты. В географическом смысле он представляет собой всю совокупность океанов и морей на Земле. 



В геологическом понимании океан отличается от континента мощностью и строением земной коры. В океане отсутствует так называемый <гранитный> слой, а осадочный чехол, как правило, характеризуется ничтожной мощностью. Мощный чехол при отсутствии гранитного слоя отмечается лишь в периферических частях океана вблизи устьев крупных рек. Например, в Атлантике вблизи устья Амазонки, в Бенгальском заливе Индийского океана в месте впадения в него Ганга. Мощные осадки нередко отмечаются во внутренних морях. 



Мировой океан с геологической точки зрения - это собственно океаны Тихий, Индийский, Атлантический. Черты типичного океана присущи некоторым центральным частям Полярного бассейна - Северного Ледовитого океана. Многие характерные признаки океана свойственны Южному Полярному бассейну, который иногда называется Южным океаном. 



Крупным самостоятельным элементом Мирового океана являются окраинные моря. Это некоторые участки Полярного бассейна, Дальневосточные моря, отделенные от открытого океана островными дугами - Японское, Восточно-Китайское, Южно-Китайское, Филиппинское и др. 




В состав Мирового океана входят внутренние моря. Наиболее типичные из них - Черное, Красное, Средиземноморский бассейн, обладающие на значительных площадях океанической корой. Для них характерен мощный осадочный чехол. К этой группе относится и Южный Каспий. 



В геотектоническом плане в Мировом океане выделяются: 



Внутренние области океанов 

- абиссальные равнины, разделяемые подводными поднятиями на океанические котловины; 

- внутриплитные поднятия и хребты; 

- срединно-океанические хребты; 

- трансформные разломы; 



Переходные зоны между континентами и океанами 

- Активные окраины: 

-- глубоководные желоба; 

-- островные дуги; 

-- задуговые бассейны окраинных морей; 

- Пассивные окраины 



Рассмотрим строение основных геоструктурных элементов океана.



Внутренние области океанов Абиссальные равнины. Океанические котловины 



Преобладающим элементом строения океанского ложа являются абиссальные равнины, расположенные между срединно-океанскими хребтами и континентальными подножиями. Они подстилаются нормальной океанической корой, толщина которой постепенно увеличивается по направлению к континентам, за счет увеличения мощности осадочного слоя. По возрасту и особенностями строения кора соответствует <молодым> и <старым> океаническим плитам. Поверхность дна абиссальных равнин иногда плоская, в других случаях в региональном плане характеризуется холмистым или грядовым рельефом. Глубина океана от 4 до 6 км. 



Абиссальные равнины разделяются подводными хребтами, трансформными разломами и поднятиями на отдельные котловины, имеющие иногда округло-овальную форму. 



В Атлантическом океане к западу от срединно-океанского хребта расположены Северо-Американская, Бразильская и Аргентинская котловины, ограниченные с запада континентальными окраинами Американских континентов. К востоку - Западно-Европейская, Канарская, Сьерра-Леоне, Гвинейская, Ангольская и Капская котловины (рис. II.1) охватывают площади, относящиеся к <молодым> и <старым> океаническим плитам, то есть возраст подстилающей эти котловины коры изменяется от 26 млн лет вблизи САХ до 170 млн лет в направлении к континентам. Остальные котловины располагаются на фундаменте <молодых> и переходных океанических плит. Участок <старых> плит присутствует в виде небольших фрагментов, примыкающих к континентам в Аргентинской и Капской котловинах. Границы котловин определяются системами поднятий, часть из которых выступает над поверхностью воды в виде отдельных островов (острова Сан-Томе, Святой Елены на границе Гвинейской и Ангольской котловин) или архипелагов (о-ва Зеленого Мыса на юге 



Канарской котловины). В котловинах прослеживаются продолжения трансформных разломов. Иногда эти разломы служат границами котловин. Так граница между котловинами Сьерра-Леоне и Гвинейской проводится по поднятиям, связанным с разломной зоной Романш. Северная граница Бразильской котловины проводится по серии поднятий, связанных с разломами Романш и Сан-Паулу. Ее южная граница с Аргентинской котловиной проводится по разлому Рио-Гранди и поднятию того же названия. 



В других случаях границами котловин служат хребты и цепочки подводных гор несрединно-океанического типа. Такие границы на северо-западе и юго-востоке имеет Ангольская котловина. На северо-западе это цепочка подводных гор и островов, сочленяющаяся с горами Адамава на Африканском континенте, на юго-востоке - Китовый хребет, не имеющий явного продолжения на суше. Доминирующая глубина океана в котловинах около 5 км. Поверхность дна мелко холмистая или мелко грядовая. Маломощный осадочный чехол (до первых сотен метров) сложен кайнозойскими карбонатными, глинистыми и кремнистыми осадками. 



В связи с океаническим оруденением значительно полнее изучены котловины Индийского океана. К западу от Аравийско-Индийского хребта расположены Сомалийская, Маскаренская и Мадагаскарская котловины, ограниченные с запада африканской и мадагаскарской континентальными окраинами. Сомалийская котловина располагается на старой океанической плите. Западная ее часть представляет собой абиссальную равнину, восточная осложнена горным массивом с подводной горой Экватор. От Маскаренской котловины она отделена Маскаренским поднятием с архипелагами Сейшельских, Амирантенских и др. островов. В южной части Индийского океана на молодой океанической плите располагается котловина Крозе. С северо-востока и северо-запада она примыкает к отрогам срединно-океанических хребтов, соединяющихся в точке тройного сочленения. На юге ограничена поднятиями (плато) Крозе и Кергелен (см. рис.II.1). 



Восточнее срединно-океанического хребта выделена и подробно изучена советскими (российскими) и индийскими экспедициями Центральная котловина. Ее западная граница проходит в южной части по подножию срединно-океанического хребта, а в северной - по Мальдивскому хребту несрединно-окенического типа. Восточная граница проходит по отчетливо выраженному в рельефе Восточно-Индийскому также несрединно-океаническому хребту. В южной части котловины, где она граничит с Аравийско-Индийским хребтом, прослеживается продолжение трансформных разломов, пересекающих хребет. В северной половине, где границы не связаны со срединно-океаническим хребтом, следы разломов не проявляются. 



Рис. II.1. Схема расположения срединно-океанических хребтов и абиссальных котловин в Мировом океане.



Эти котловины расположены в кайнозойской части океана.



Восточнее Восточно-Индийского хребта выделяются Кокосовая и Западно-Австралийская котловины, разделенные серией поднятий генерального широтного направления. Кокосовая котловина ограничена с северо-востока Яванским желобом, Западно-Австралийская примыкает к континентальной окраине Австралии. Через обе котловины вдоль 99? восточной долготы проходит вулканический хребет Инвестигейтор. На восточной окраине Западно-Австралийской котловины, где зафиксированы фрагменты более древнего основания, скважинами DSDP вскрыты верхне- и даже нижнемеловые отложения. По-видимому, Кокосовая и Западно-Австралийская котловины - это котловины на мезозойском основании. 



В Тихом океане к Восточно-Тихоокеанскому поднятию с востока примыкают котловины Бауэр, Перуанская и Чилийская. Котловина Бауэр с севера ограничена разломом Галапагос и архипелагом того же названия. С Южноамериканской континентальной окраиной эта котловина не граничит. Ее юго-восточная граница с Перуанской котловиной проводится по разлому Менданья. Граница между Перунской и Чилийской котловинами проводится по хребту Сала-и-Гомес, обусловленному, по-видимому, трансформным разломом Пасхи, и хребту Наска. На востоке эти котловины граничат с Перуанским и Чилийским желобами, выделяемыми лишь в последнее время. Осложняющие элементы рельефа Перуанской и Чилийской котловин ориентированы в направлении, близком к меридиональному (см. рис.II.1). 



Западнее срединно-океанического хребта выделяется единая гигантская Северо-Восточная котловина. С севера она ограничена Алеутским желобом. На юге простирается до Южного тропика, где поднятие Туамоту почти смыкается с фланговой зоной ВТП. Ее западная граница проходит по цепи крупных подводных поднятий (Императорский хребет, горы Музыкантов) и архипелагов (Гавайи, Лайн). Эта котловина, как и Центральная котловина Индийского океана, изучена наиболее подробно как советскими (российскими), так и зарубежными исследователями в связи с наличием в ней крупных скоплений железомарганцевых образований. 



Вся котловина рассечена серией трансформных разломов, северные из которых достигают континента и несколько смещают крупные геоморфологические элементы суши. Южные, начиная с разлома Кларион, пересекают Восточно-Тихоокеанское поднятие и прослеживаются в восточной группе котловин. Южнее Клариона это Клиппертон, Галапагос, Маркизский. 



Южнее Северо-Восточной котловины к югу от Южного тропика выделяется Южная котловина. Восточная ее граница проходит по подножию Восточно-Тихоокеанского поднятия, западная - по глубоководным желобам Кермадек и Тонга. В целом Южная котловина характеризуется теми же закономерностями, что Северо-Восточная. 



Описанные котловины расположены на кайнозойском основании. 



Западнее системы подводных поднятий и архипелагов, ограничивающих Северо-Восточную котловину, выделяются Северо-Западная, Центральная, Меланезийская котловины и ряд более мелких отрицательных структур дна, часть из которых тоже именуется котловинами - Восточно-Марианская, Восточно-Каролинская, Западно-Каролинская. Котловинами на картах Мирового океана называются Филиппинская и Западно-Марианская впадины, расположенные в окраинных морях. 



Эти котловины существенно отличаются от рассмотренных выше структур. Все они располагаются на коре более древнего возраста, на так называемой старой океанической плите, на мезозойском основании. В отличие от котловин Атлантики, западной части Индийского и Восточной части Тихого океане, где осадочные образования обычно не древнее палеоцена, на границе Северо-Западной и Восточно-Марианской котловин - на поднятиях Маркус-Уэйк-Неккер и Магеллановых горах присутствуют верхнеюрские отложения. В этих котловинах не проявлены трансформные разломы, не развит волнистый (клавишный) рельеф, характерны большие перепады глубин при максимальных отметках более 6 км, изобилие подводных поднятий и плосковершинных гор - гайотов. Гайоты характерны исключительно для этой группы котловин. 



Итак, согласно современным мобилистским представлениям, океанические котловины располагаются на абиссальных плитах, характеризуются типичной океанической корой спрединговой природы. С. Андреев и его соавторы выделяют два типа океанических плит. Старые плиты формировались на раннем этапе развития Мирового океана от заложения в средней юре (бат - 171 млн лет) до нижнего мела (апт - 119 млн лет). Этот период, охватывающий около 50 млн лет, характеризовался одновременным функционированием нескольких различно ориентированных и разобщенных аккреционных зон. Мощность плит составляет 6,7-8 км, мощность осадочного чехла от 0,5 до 1,0 км и более. Базальты старых океанических плит относятся к толеит-базальтовой парагенетической ассоциации. Молодые океанические плиты формировались в период от кампана до олигоцена (свыше 50 млн лет), когда установился и действовал единообразный режим линейно-упорядоченного спрединга. Мощность плит 5,7-6,5 км, осадочный чехол имеет мощность 0,1-0,2 км. Типоморфная ассоциация вулкани



тов молодых плит соответствует в целом базальт-ферробазальтовому магматическому комплексу. 



В металлогеническом отношении океанические котловины представляют интерес прежде всего как структуры, концентрирующие экзогенное оксидное железомарганцевое оруденение. Практически все абиссальные котловины характеризуются развитием полей железомарганцевых конкреций. Наиболее значительные поля установлены в Северо-Американской, Бразильской, Капской котловинах Атлантики, Сомалийской, Мадагаскарской, Крозе, Центрально-Индийской, Западно-Австралийской и др. котловинах Индийского океана, в Северо-Восточной, Перуанской, Чилийской, Южной, Центральной, Восточно-Марианской и других котловинах Тихого океана. 



Наиболее подробно исследована часть Северо-Восточной котловины в Тихом океане, заключенная между трансформными разломами Кларион и Клиппертон, где расположена гигантская рудная провинция площадью более 2,5 млн км2. Эта провинция представляет промышленный интерес для многих развитых стран и всего мирового сообщества в целом. Она разделена между так называемыми Первоначальными вкладчиками - странами и международными консорциумами, внесшими определенный вклад в ее исследование. Как следствие рудная провинция является одной из самых изученных частей Мирового океана. Подробная характеристика ее приведена в V главе.



Внутренние области океанов Внутриплитные поднятия и хребты 



Особого внимания заслуживают подводные поднятия и хребты, разделяющие абиссальные котловины и осложняющие их строение. Эти поднятия океанского ложа имеют различную форму и масштабы. Они возвышаются над глубоководными котловинами на 2-3 км, иногда их вершины выступают над уровнем океана в виде островов. Большая часть из них, если не все, имеют вулканическое или вулканотектоническое происхождение. Вулканические поднятия, пояса, острова являются наложенными на океанический фундамент структурами. Практически под всеми подобными структурами наблюдается утолщение коры, мощность которой иногда превышает 30 км, т.е. становится сопоставимой с континентальной. Тем не менее ее океанская природа подтверждается трехслойным строением, составом вулканитов и другими характеристиками. 



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



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



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



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



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



Внутренние области океанов Срединно-океанические хребты 



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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




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



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

		

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

		

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







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



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



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



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



Рис. II.7. Сегментация ВТП (по Е.Дубинину, С.Ушакову, 2001).



На всем протяжении ВТП характеризуется различными скоростями спрединга: северные хребты относятся к среднеспрединговым (6,0-6,8 см/год), отрезок ВТП между 20? и 2? с. ш. принадлежит быстроспрединговым (6,8-14,0 см/год) хребтам, далее к югу до микроплиты Истер протягивается сверхбыстроспрединговый (более 14 см/год) хребет, а затем наблюдается постепенное понижение скорости спрединга. Проявления гидротермальной минерализации в пределах ВТП выявлены на огромном протяжении от 50? с. ш. до 26? ю. ш. 



Крупные трансформные разломы, секущие ВТП со смещениями - это разломы Галапагос, Пасхи, Челленджер и др. Смещения по ним соизмеримы со смещениями на САХ, т.е. достигают первой тысячи километров (рис. II.7). 



Детальное строение осевой части хребта можно рассмотреть на примере полигона 13? с. ш., где проведены исследования с использованием обитаемого подводного аппарата, акустических и фототелевизионных комплексов. Выявлено кулисообразное сочленение двух сегментов рифта, отмечено изобилие незначительных по протяженности трещин в бортах долины и их практически полное отсутствие между сочленяющимися элементами долины. Незначительная протяженность и извилистость трещин, регистрируемых придонным локатором бокового обзора, позволила рассматривать их как трещины отрыва. В зоне кулисообразного сочленения сегментов рифта отмечены <лавовые озера> - плоские поверхности, покрытые коркой вулканического стекла. Борта долины сложены базальтами, для которых характерна гладкая, шаровая или мелкоподушечная поверхность, ярко блестящая в луче осветителя за счет корочек вулканического стекла. Базальты преимущественно афировые массивные темно-серого цвета. Корочки стекла черные. На внешних склонах хребта отмечаются выветрелые разности базальтов с охристыми корочками. 



Срединно-океанические хребты играют важнейшую роль в эндогенной металлогении Мирового океана. Они контролируют размещение гидротермальных полей, в которых формируются массивные сульфидные залежи. Состав этих залежей определяется особенностями строения, вулканизма, геодинамической обстановкой различных сегментов СОХ.



Внутренние области океанов Трансформные разломы 



Срединно-океанические хребты на всем своем протяжении рассекаются многочисленными поперечными разломами, получившими название трансформных. Эти разломы, как отмечалось выше, разделяют хребты на отдельные сегменты, смещенные в плане друг относительно друга на различные расстояния. Сдвиговые перемещения по отдельным разломам достигают 1000 км и более. 



Морфологически трансформные разломы представляют собой уступы, вдоль которых вытянуты узкие глубокие ущелья. 



Трансформные разломы различны по масштабам. В.Е. Хаин (1995) указывает на возможность выделения нескольких групп разломов. Наиболее крупные пересекают срединные хребты с интервалом в 100-200 км и прослеживаются на многие сотни км в пределах абиссальных равнин. Разломы следующей группы, как правило, не выходят за пределы срединных хребтов, расстояние между ними измеряется десятками километров. Выделяется группа и наиболее мелких разломов, прослеживающихся лишь в пределах гребневых зон и рифовых долин. В большинстве случаев эти разломы не сопровождаются вулканическими проявлениями. 



Трансформные разломы рассматриваются как закономерный элемент структуры срединно-океанических хребтов. Их положение, ориентировка, масштаб и характер перемещения по ним хорошо вписываются в общую модель спрединговой системы. 



Сегменты хребтов, заключенные между трансформными разломами, отличаются различными скоростями спрединга, структурными особенностями, характером вулканизма, интенсивностью гидротермальной деятельности и составом формирующихся в их пределах сульфидных образований. 



Кроме указанных, выделяется категория наиболее крупных разломов, положение и ориентировка которых позволяет отнести их к трансформным. Они пересекают срединные хребты, абиссальные котловины и продолжаются в пределы континентов. Эти разломы - <магистральные> (по В. Хаину) или <трансокеанические> (по Ю. Пущаровскому), <демаркационные> (по С. Андрееву), протягиваются на несколько тысяч километров, рассекая практически весь океан. Они разделяют макроструктуры океанов на крупные блоки, в частности, на сегменты, раскрывавшиеся в разное время (Хаин, Ломизе, 1995). 



К числу таких разломов относятся Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон в северо-восточной части Тихого океана, Элтанин в юго-восточной его части. В Атлантическом океане это разломы Чарли-Гиббс, Азаро-Гибралтарский, Вима, Чейн, Романш, Риу-Гранди и Фолклендско-Агульясский; в Индийском океане - Оуэн, в Северном Ледовитом - Шпицбергенский. Некоторые другие, из числа наиболее крупных трансформных разломов могут быть отнесены в эту группу. 



Амплитуда смещения осевых частей срединно-океанических хребтов по этим разломам достигает 1000 км, а иногда и превышает эту величину. Они обычно представлены крупными зонами - серией параллельных разломов. Высота уступов достигает 1 км и более, глубина ущелий в гребневой части составляет до 1,5 км. Иногда ущелья вдоль таких разломов имеют значительную ширину и глубину и представляют собой своеобразные внутриплитные желоба, один из них, желоб Романш в Атлантике имеет глубину 7728 м. Проявление механизма растяжения в подобных желобах может даже сопровождаться спрединговыми процессами, как это имеет место, по мнению В. Хаина, в Азоро-Гибралтарском разломе. 



В уступах иногда обнажаются представительные разрезы пород, слагающих океаническую кору и даже образования, которые могут быть отнесены к верхним частям мантии. К разломам этого типа приурочены вулканические проявления, признаки гидротермальной деятельности, внедрения серпентинизированных пород мантии. 



Вероятно, трансокеанические разломы не следует в полной мере уподоблять трансформным, поскольку они имеют более длительную и сложную историю формирования и возникновение их не обусловлено процессами спрединга, а скорее наоборот - они во многом определяют эти процессы. 



Характерная особенность этих разломов заключается в том, что некоторые из них прослеживаются на континентах. Из примеров, приведенных В.В. Белоусовым (1989), можно указать следующие. На продолжении разлома Мендосино вся система Кордильер пересекается полем развития плиоценовых лав. Разлом Кларион в Мексике прослеживается крупным тектоническим разрывом, отделяющим выходы палеозойских метаморфических пород на юге от области развития молодых вулканических пород на севере. На простирании Китового хребта - в Африке фиксируются вулканы со щелочными лавами, а еще далее - грабен Лукана с интрузиями основных пород и кимберлитов. 



Подобные примеры свидетельствуют о сложной истории формирования охарактеризованных структур и о том, что природа их далеко не расшифрована. Очевидно также, что зоны трансокеанических разломов обладают отличными от других структур океана металлогеническими особенностями. Эти проблемы в настоящее время практически не изучены.



Переходные зоны между континентами и океанами 



Переходные области между континентами и океанами представляют собой особый тип структур, разграничивающих плиты континентальной и океанской коры. Эти области называются континентальными окраинами, занимают более 20% площади океанов - в их пределах накапливается основная масса осадков и вулканитов, проявляются интенсивные деформации. Переходные области делятся на два основных типа: активные и пассивные.



Активные окраины 



Активные окраины почти полностью окружают Тихий океан; они подразделяются на два типа: приконтинентальный (восточно-тихоокеанский) и островодужный (западно-тихоокеанский или андский). 



В первом типе зона субдукции фиксируется глубоководным желобом, крутой внутренний склон которого является одновременно континентальным склоном. За ним следует узкая полоса шельфа. Ширина всей зоны перехода составляет порядка 200 км. Вдоль приподнятого края континента проходит вулканоплутонический пояс. Типичным примером активной окраины этого типа является тихоокеанская окраина Южной Америки, вдоль которой протягивается горная цепь Анд. 



Второй островодужный тип включает следующие элементы: 1) глубоководный желоб; 2) островную дугу; 3) котловину окраинного моря. Эти элементы нуждаются в более подробном рассмотрении, поскольку имеют важное металлогеническое значение. 

Глубоководные желоба 



Специфическими структурами Мирового океана являются глубоководные желоба. Это сильно вытянутые, узкие асимметричные прогибы, сопряженные с островными дугами. В плане они имеют как правило соответствующую дугообразную форму. Протяженность их составляет сотни, иногда несколько тысяч км, глубина 5-11 км. Максимальная глубина отмечена в Марианском желобе - 11022 м - это самая глубокая точка всего Мирового океана. 



Типичные желоба обрамляют структуры Тихого океана с севера (Алеутский желоб) и с запада (Курило-Камчатский, Японский, Огасава, Волкано, Марианский). 



Между 30? северной широты и экватором выделяются Филиппинский желоб и желоб Рюкю. Они расположены на западе окраинного Филиппинского моря - в окраинном море, а не на его границе с открытым океаном. 



В юго-западной части океана выделяется желоб Витязь субширотного направления вблизи 10? южной широты. Южнее завершают систему желобов запада Тихого океана желоба Тонга и Кермадек. Эта система в том или ином виде описана еще в позапрошлом веке. 



В восточной части Тихого океана сравнительно недавно на картах стала выделяться система желобов вдоль побережий Американских континентов. Это Центрально-Американский желоб вдоль берегов Мексики, Перуанский и Чилийский желоба вдоль побережья Южной Америки. Глубина океана в этих желобах существенно меньше, чем в западных. Максимальные глубины в них не достигают 7 км. 



В Индийским океане вдоль западного побережья островов Суматра и Ява прослеживается Зондский желоб. Максимальные глубины в нем местами превышают 7 км. На западе океана желобов нет. 



Практически нет желобов и в Атлантике. Единственный небольшой желоб Пуэрто-Рико обрамляет с внешней стороны южную часть Больших Антильских и восточную ветвь Малых Антильских островов. 



Желоба рассматриваются как выраженные в рельефе области субдукции. Их глубина зависит от скорости субдукции и особенностей состава и строения погружающейся плиты. 



Глубина желобов относительно смежного краевого вала субдуцирующей плиты достигает 4000 м. Ширина желобов обычно не превышает 50-100 км. В поперечном сечении желоба имеют V-образную форму с заметно выраженной асимметрией: внутренний склон, примыкающий к дуге - крутой, до 10 и даже 20?, внешний - пологий (около 5?). Желоба трассируют линии активного контакта взаимодействующих при субдукции литосферных плит. С осью желоба совпадает выход на поверхность сейсмофокальной зоны Беньофа-Заварицкого. 



Желоба - шовные структуры, разделяющие блоки с субконтинентальной корой (со стороны островных дуг) и океанической (со стороны океана). Мощность базальтового слоя под осью желобов небольшая. По данным В. Белоусова, под желобом Кермадек толщина коры 4,5 км, в Японском желобе - 9 км, в Идзу-Бонинском - 7 км, в Перу-Чилийском - 5-10 км. 



На дне желобов накапливаются осадки флишоидного облика. Они как правило имеют молодой возраст (плейстоценовый и голоценовый), почти горизонтальное залегание и небольшую мощность обычно не превышающую нескольких сотен метров. Это обстоятельство и породило более чем сомнительное предположение о том, что рыхлые осадки затягиваются в зону субдукции вместе с погружающейся плитой океанической коры (Хаин, Ломизе, 1995). На островной или континентальной стороне желобов мощность осадков увеличивается благодаря сносу материала с прилегающих участков суши и явлениям гравитационного оползания*). 



Согласно мобилистским построениям, вероятность проявлений магматизма в желобах весьма невелика, и они являются структурами амагматичными. На самом деле в ряде желобов зафиксированы проявления молодого вулканизма. Это базальты в Перуано-Чилийском, Центральноамериканском желобах, в желобе Яп, Марианском и других. Рудогенная роль этих образований пока остается неясной. 



В металлогеническом отношении глубоководные желоба изучены недостаточно. Пока можно констатировать лишь отсутствие признаков гидротермальной и экзогенной рудной минерализации, что оправдывает довольно скептическую оценку возможностей формирования в этих структурах рудных месторождений. 



*) - В Японском желобе в его приостровной части на глубине порядка 1500 м на траверзе порта Ногоя в процессе изысканий трассы глубоководного оптико-волоконного кабеля связи были обнаружения формы рельефа, характерные для речной долины: меандрирующее русло и надпойменные террасы. Глубже, вблизи осевой части желоба на глубине около 6200 м также прослежен фрагмент поверхности дна, соответствующий по морфологии строению речной долины с меандрирующим руслом, террасами, островами, протоками (ериками), притоком. Эти наблюдения В.В. Круглякова не укладываются в рамки привычных мобилистских представлений и в известной степени подтверждают данные о широком развитии на океанском дне мелководных фаций различного возраста (<Океанизация >, 2004).



Активные окраины Островные дуги 



Островные дуги представляют собой важнейший структурный элемент активных окраин континентов. Согласно современным геодинамическим построениям островные дуги возникают в связи с явлениями субдукции. Для активных окраин характерен латеральный ряд структур, в котором начиная от глубоководного желоба, связанного с выходом на поверхность сейсмофокальной зоны, следуют внешняя невулканическая островная дуга, - преддуговый бассейн, - вулканический пояс внутренней островной дуги, - задуговый бассейн или окраинное море. В некоторых случаях внешняя островная дуга отсутствует, а на ее месте наблюдается резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного желоба. 



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



Активные окраины Задуговые бассейны 



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



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



Пассивные окраины 



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



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



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



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



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



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





*   *   *



Заключая рассмотрение основных структур океана, необходимо отметить следующие положения. 



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



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



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



Регионы развития подводных гор - гайотов - характеризуются сочетанием морфоструктур, гидродинамики, специфического состава пород субстрата, - обеспечивающих формирование залежей кобальтоносных корок и фосфоритов. 



Срединно-океанические хребты с осевыми рифтами, расчлененные на отдельные сегменты с автономными магматическими камерами и гидротермальными системами, представляют собой структуры, контролирующие размещение скоплений массивных сульфидных руд колчеданного типа. 



Структуры активных окраин - островные дуги и задуговые бассейны, характеризующиеся активным вулканизмом, образованием дифференцированных вулканических формаций, контролируют размещение месторождений колчеданно-полиметаллического типа. 



Как было отмечено, металлогеническую роль других структур - в частности, трансформных разломов, глубоководных желобов, оценить в полную меру не представляется возможным. Есть основания ожидать обнаружения в этих структурах рудных объектов иного типа, чем ныне известные.