Б.А. БЛЮМАН

ВЫВЕТРИВАНИЕ БАЗАЛЬТОВ И НЕСОГЛАСИЯ В КОРЕ ОКЕАНОВ: ВОЗМОЖНЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ

УДК 551.242.5.056:551.46

ВСЕГЕИ

Скачать pdf

 

  

Дан анализ материалов оригинальных описаний керна скважин двух программ (DSDP и ODP) глубоководного бурения в Мировом океане, проводившегося с 1968 по 2003 г . Главное внимание уделено описанию керна скважин, вскрывших породы второго (базальтового) слоя коры океанов. В основном породы из скважин верхнего (первого) осадочного слоя коры океанов перекрывают вулканиты второго слоя, подвергшиеся процессам, интерпретируемым авторами первичных описаний керна как процессы наземного субаэрального выветривания. Приложены карты распространения в Мировом океане скважин, вскрывших выветрелые базальты, места обнаружения реликтов наземной растительности и участки с установленными каолинитовыми корами выветривания на кристаллическом гнейсовом основании. Приводятся и обсуждаются сведения о несогласиях между вторым и первым слоями коры океанов и несогласиях внутри первого слоя коры океанов. Сопоставляется история развития пассивных окраин континентов и Мирового океана.

 

 


 

Ключевыми вопросами геологии Мирового океана, слабо освещенными в литературе, на сегодняшний день остаются вопросы строения и взаимоотношений первого (осадочного), второго (базальтового) и третьего (мафит-ультрамафитового кристаллического) слоев коры океанов. Детальные сведения о составе и строении третьего слоя коры содержатся в материалах бурения скв. 735В в трансформном разломе Атлантис II в пределах Юго-Западного Индийского срединно-океанического хребта (программа ODP, рейс 176). В керне скв. 732, расположенной на глубине 4200 м недалеко от скв. 735В, в осевой долине трансформного разлома под слоем «мягкого» пелагического ила были обнаружены литифицированные песчаники и мелкогалечные конгломераты с красноцветным железистым цементом и галькой выветрелых базальтов и габбро.

Данные о присутствии выветрелых пород на таких значительных глубинах вызвали необходимость обратиться к книге «Результаты глубоководного бурения в Мировом океане (справочник-указатель)» [1989]. Ее составители А.А. Красильщиков, В.А. Басов, К.М. Шихорина, Е.А. Попова, А.Л. Пискарев, А.И. Дапошевская, А.В. Гуляев, С.Г. Краснов, Г.А. Иванова, Г.А. Черкашов отмечали, что их справочник - первая попытка (и, как выяснилось, последняя. - Б.Б.) систематизировать огромный по объему «первичный» фактический материал по глубинному бурению в Мировом океане. Следует напомнить читателю, что исполнителями программ «Deep Sea Drilling Project» (далее везде DSDP) и «Ocean Drilling Project» (ODP) практиковался сначала выпуск тома «Initial Reports», содержащего фактический материал наблюдений и визуального описания керна скважин. Спустя некоторое время из печати выходил следующий том «Preliminary Reports» с материалами того же рейса (тома), но уже содержащего результаты интерпретации наблюденных фактов. Предварительные результаты ознакомления с материалами глубоководного бурения, содержащие характеристику изменений (окисления, выветривания) базальтов второго слоя океанов, были опубликованы в 2007 г . в журнале «Региональная геология и металлогения» [Блюман, 2007]. Эти результаты определили необходимость продолжить поиски источника информации обо всех (!) рейсах программ DSDP и ODP. Такой источник был найден в Интернете - это сайт http://www-odp.tamu.edu/publications с текстовой и графической информацией обо всех рейсах программ DSDP и ODP и с цветными фотографиями керна (что очень важно), но только для последних рейсов программы ODP. Отдельно по программам DSDP и ODP сделан перевод описания керна определенного количества скважин - по программе DSDP: 16 - Индийский океан, 64 - Атлантический, 83 - Тихий; по программе ODP: 36 - Индийский океан, 53 - Атлантический, 78 - Тихий. Итого по Индийскому океану - 48, по Атлантическому - 117, по Тихому - 161. По Мировому океану подготовлен к печати сокращенный перевод описания керна 326 скважин, в преобладающем большинстве вскрывших базальтовое (вулканическое) основание.

Рассмотрим фрагменты сокращенного перевода описания керна скважин (выделены мелким шрифтом), касающегося терминологии, используемой для определения условий становления, изменения (выветривания) базальтов и морфологии этих изменений; обоснованности радиологического датирования измененных пород и интерпретации магнитных измерений, на которые указывается при непосредственном описании керна; несогласий внутри первого и на границе первого и второго слоев коры океанов; возможной типизации кор выветривания, основанной на материалах описания керна скважин.

 

Терминология, используемая авторами описания керна скважин при характеристике изменений базальтов

Рейс 39. Юго-Западная Атлантика. Скв. 355. Бразильская котловина, центральная часть. Глубина 4886 м . На глубине 449 м выбурено 7,5 м базальтов. Верхние 10 см базальта имеют желтовато-серый цвет вследствие подводного выветривания (seawater weathering).

Рейс 80. Сев. Атлантика, Гобар Спун. Скв. 551. Глубина 3891 м . Изменения верхней части базальтового основания (как и в скв. 550) названы «коричнево-каменной фацией» (brownstone fades).

Рейс 82. Сев. Атлантика. Скв. 561. Глубина 3469 м . К юго-западу от Азорских островов. Интенсивность изменения базальтов меняется в разрезе скважины. Большинство образцов содержит коричневую или оранжевую глину, процесс образования которой определяется как выветривание (weathering).

Рейс 106/109. Срединно-Атлантический хребет. Скв. 648. Глубина 3310 м . Большая часть базальтов в керне представлена булыжниками (cobble), обломками (rubble) миндалекаменных разновидностей базальтов, в скв. 648В - подушечными лавами (~30 м), миндалекаменными базальтами (~3 м) и полнокристаллическими базальтами (~ 17,5 м ). Характерная особенность базальтов: по периферии обломков (rubble) имеются каймы коричневато-красных тонов (глины и гидроокислы железа и марганца). Оранжево-красные глины, красные гидроокислы железа и марганца (более 4% MnO) распространяются по трещинам в верхнюю часть разреза подушечных лав. Начальное выветривание (incipient weathering) выражено появлением в базальтах смектитовых глин, сменяющихся по мере увеличения степени окисления желтыми, а затем красными глинами, концентрирующимися на поверхности обломков. Скв. 648 пробурена в районе вулкана Чероки, расположенного на краю рифтовой долины. Потоки неизмененных базальтовых подушечных лав вулкана перекрывают основание, сложенное обломками (rubble) базальтов с отчетливо выраженными периферическими каймами (гидроокислы железа, красные глины), представляющими собой гало начального выветривания.

Рейс 135. Бассейн Лау. Тихий океан. Скв. 834В. Глубина 3134 м . Изменения базальтов считаются результатом подводного выветривания (seafloor weathering).

Рейс 55. Северо-западная часть Тихого океана (Императорские горы). Скважины 430, 430А - подводная гора Оджин. Глубина 1485 м . Базальты извергались в субаэральных условиях, но их проседание ниже уровня моря происходило после извержения последнего потока. Горизонт красных тропических почв (soil), который также формируется в субаэральных условиях, разделяет два базальтовых потока. Красная тропическая почва и горизонты красных почв между базальтами образованы в процессе их выветривания, когда остров находился выше уровня моря и породы были обнажены.

Рейс 81. Плато Роколл. Атлантический океан. Скв. 552. Глубина 2301 м . Субаэральное выветривание (subaerial weathering) отмечается в поверхносных частях базальтовых потоков и в вулканогенных осадках, чередующихся с лавами. Отмечается, что большое количество глин и гидроокислов железа и марганца свидетельствует в пользу субаэрального выветривания, которое наложено на ранние стадии поствулканических гидротермальных изменений.

Рейс 122. Плато Эксмут. Индийский океан. Скв. 760В, С, в 5 км к северу от скв. 759. Глубина 2266 м (В), 2487 м (С). Пачка 4 сложена аргиллитами и песчаниками, отлагавшимися в лагунных условиях, сочетавшихся с участками суши, где происходило формирование кор выветривания (soil profiles). Нижележащая пачка 5 аргиллитов и песчаников с моллюсками формировалась в мелководных условиях (эстуарий или залив). Присутствие водорослей свидетельствует о пресноводных условиях осадконакопления.

Рейс 143. Гайоты и атоллы северо-запада Тихого океана. Скв. 866В. Глубина 1474,5 м . Межбазальтовые горизонты кор выветривания (subaerial weathering, soil) присутствуют на поверхности потоков в виде красных глин. Такие коры относятся к болам (boles) и представляют собой процесс латеритного выветривания.

Рейс 144. Атоллы и гайоты северо-запада Тихого океана. В ходе программы ODP были пробурены скважины 871-877, расположенные на ряде гайотов северо-западной части Тихого океана.

Основные результаты бурения скважин:

- базальты - подверглись субаэральному выветриванию в тропических условиях (subaerial weathering in the tropical conditions);

- глины, перекрывающие базальты, - красноватые, буро-коричневые, являются продуктами выветривания базальтов и содержат в ряде случаев реликты (скелетные) миндалекаменных базальтов, формировавшихся в субаэральных условиях;

- выше глин располагаются карбонатные илы, фиксирующие резкую смену субаэральных условий осадконакопления морскими мелководными и далее пелагическими кремнистыми илами, формировавшимися в глубоководных, пелагических условиях;

- пачка глин и аргиллитов - отчетливо проявленный мощный горизонт наземного профиля выветривания, сформированного на базальтах.

Рейс 163. Юго-восточная прибрежная часть Гренландии. Скв. 989В. Глубина 459,5 м . Вторичные минералы (смектит, сапонит, гидроокислы железа), присутствующие в базальтах, подобны тем, что установлены в субаэральных потоках Исландии и Фарерских островов. В разрезе, представленном потоками лав, чередуются выветрелые верхние части (top) отдельных потоков. Коры выветривания определены как латериты.

 

В приведенных выше фрагментах описания пород керна при характеристике изменений пород, находящихся сегодня на глубинах до 4,8 км , используется термин «выветривание» (weathering) или тот же термин в различных сочетаниях - «начальное выветривание» (incipient weathering), «подводное выветривание» (seawater (seafloor) weathering), «коричнево-породная фация» (brownstone facies). Следует подчеркнуть некоторую смысловую противоречивость термина «подводное выветривание». Во многих описаниях используется термин «выветривание» без прилагательных и часто подчеркивается субаэральный характер этого процесса и его сходство с процессами наземного выветривания покровных базальтов континентов, и в частности с болами (boles) и погребенными корами (почвами) выветривания (soil, paleosoil), типичными для многих провинций покровных базальтов континентов (Брито-Арктической, Декана, Параны, Карру) [Mac Dougall, 1988].

 

Условия изменения базальтов

Рейс 9. Экваториальная часть Тихого океана. Скв. 79. Экваториальный прогиб к югу от зоны разлома Клиппертон. Глубина 4566 м . Формация о. Лайн - темно-коричневые и интенсивно «красные глины». Аморфные окислы железа и марганца хорошо отличают эту формацию от других. Во всех скважинах первое появление этой формации служит показателем того, что базальтовое основание находится ниже по разрезу в 10- 15 м .

Рейс 25. Западная часть Индийского океана. Скв. 240. Сомалийская впадина. Глубина 5082 м . Меловые отложения, залегающие на базальтовом основании, содержат аномально высокие количества оксидов железа и марганца. Эти осадки похожи на «смешанные аморфные железо-марганцевые оксидные фации», описанные в тихоокеанских рейсах, и не так уж сильно отличаются от сильно обогащенных железом и марганцем отложений, перекрывающих базальты срединно-океанических хребтов. Обогащение железо-марганцевыми оксидами и высокое содержание глин в этих осадках предполагает значительный вклад вулканического материала в их образование.

Рейс 38. Норвежско-Гренландский бассейн. Скв. 336. Фареро-Исландский порог, северный край. Глубина 830 м . Базальтовое основание перекрыто обломками (rubble), которые в свою очередь перекрывается пачкой (~13 м) аргиллитов; первые - результат эрозии, вторые - выветривания на месте.

Рейс 43. Северо-Западная Атлантика. Скв. 384. Хребет «J-аномалии». Глубина 3909 м . Данные изотопии кислорода свидетельствуют о смешении морской воды бассейна in situ с дождевой водой. Глины, обогащенные гидроокислами железа, перекрывающие базальты, включают обломки, часто угловатые, измененных базальтов размером 0,9- 1,26 мм . Этот материал представляет собой базальтовую кору выветривания (soil), образованную по субстрату трещиноватого и миндалекаменного базальта.

Рейс 60. Западная часть Тихого океана. Система Марианского желоба. Скв. 458. «Предгорье» Марианской дуги (fore-arc). Глубина 3453 м . Все изверженные породы подвергаются в различной степени низкотемпературным, в основном окислительным, изменениям с образованием в измененных породах смектита, сапонита, филлипсита, аморфных гидроокислов железа. Глинистые минералы присутствуют по всему разрезу. Цвет измененных пород меняется от зеленого до коричневого. Степень изменения настолько велика, что после подъема керна породы легко разрушаются ногтем.

Рейс 62. Центральная часть Тихого океана. Скв. 465. Поднятие Хесса, южная часть. Глубина 2161 м . Несомненно, часть поднятия Хесса была выше уровня моря в течение ранней стадии его роста и являлась «земной массой» (landmasses) значительного размера или, наконец, большим архипелагом перед началом позднеальбской седиментации.

Рейс 70. Восточная часть Тихого океана (район Галапагосского рифта). Скв. 506. Галапагосский рифт, в 19,5 км к югу от оси. Глубина 2712 м . Базальты в виде округлых и субугловатых обломков обнаружены во всех скважинах выше базальтового основания. Обломочные базальты не представляют собой стратиграфической непоследовательности, это обломочный слой (rubble layer). Каймы изменения (гало), обрамляющие поверхность обломков, подчеркивают, что эти поверхности были действительно границами обломков. Во всех скважинах рейса 54 (Восточно-Тихоокеанское поднятие, скважины 419-429) установлены такие «шапки» обломочного слоя выше базальтов основания.

Рейс 81. Плато Роколл. Скв. 552. Глубина 2301 м . Субаэральное выветривание отмечается не только в базальтовых лавах, но и в вулканогенных осадках, чередующихся с лавами.

Рейс 111. Рифт Коста-Рика. Скв. 504В расположена в северо-восточной части Тихого океана, в пределах рифта Коста-Рика между разломными зонами Эквадор и Панама. Глубина 3460 м . При описании базальтов верхней части разреза отмечается присутствие в верхней «измененной» части подушечных лав типичных эффектов окислительного подводного выветривания (seafloor weathering). Изменения базальтов представлены периферическими каймами, развитыми в обломках базальтов, и такого же рода изменениями, развитыми по трещинам в базальтах.

Рейс 114. Субантарктическая Юж. Атлантика. Скв. 698А. Глубина - 2375,0 м . Выше выветрелых базальтов находятся аргиллиты, обогащенные гематитом, и далее вниз по разрезу микробрекчия, содержащая фрагменты измененных базальтов с гематитовым матриксом. Аргиллиты переходят далее вниз в материал, в который может быть интерпретирован как полностью выветрелый базальт.

Рейс 121. Хребты Брокен Ридж и Найнтист. Скв. 756 располагается в южной части хребта Найнтист. Базальтовое основание вскрыто в скважинах 756С, Д. Глубина скважин, вскрывших базальтовое основание, 1685,7 м . Формирование базальтовых потоков происходило в наземных условиях. Затем выветрелые базальты были перекрыты карбонатными отложениями мелководных рифовых фаций.

Рейс 122. Плато Эксмут. Скв. 760В, С, в 5 км к северу от скв. 759. Глубина 2266 м (В), 2487 м (С). Надбазальтовая пачка 4 сложена аргиллитами и песчаниками, отлагавшимися в лагунных условиях. Нижележащие базальты формировались в субаэральных условиях, способствовавших появлению кор выветривания (soil profiles).

Рейс 209. Бурение мантийных перидотитов в Срединно-Атлантическом хребте 14-16°N. Скв. 1268, глубина 3011 м . Скв. 1269, глубина 2809 м . Применительно к скв. 1270D все изменения происходят в статических условиях и не сопровождаются какими-либо деформациями.

 

В приведенных фрагментах описаний керна отдельных скважин глубоководного бурения подчеркивается субаэральный (наземный) характер излияний базальтов и такой же субаэральный характер их изменений - формирования кор выветривания латеритного профиля, формирующихся на базальтовом основании. При этом такие (площадные) коры выветривания формируются на покровных базальтах, которые авторы описаний сопоставляют (как и наземные коры выветривания - boles) с покровными базальтами континентов. Сопоставление продуктов выветривания покровных базальтов континентов и покровных базальтов океанов не лишено оснований, так как известно [Mac Dougall, 1988], что траппы провинции Декан продолжаются в Бомбейский залив, покровные базальты плато Колумбия прослежены в заливе Рапозос, покровные базальты Брито-Арктической провинции глубоководным бурением прослежены в пределы континентального шельфа Сев. Атлантики. Покровные базальты провинции Парана продолжаются в пределы континентального шельфа Южной Америки, траппы провинции Этендека Юж. Африки - в пределы Китового хребта (Атлантический океан). Во всех упомянутых случаях покровные базальты этих провинций продолжаются в океаны совместно с ранее сформированными по ним латеритными корами выветривания.

В различных частях Мирового океана покровные базальты представлены покровами и потоками миндалекаменных базальтов, сформированных в субаэральных условиях, а также подушечными лавами базальтов, сформированными в субмаринных, относительно мелководных условиях. Одновременно субаэральные и субмаринные базальты различаются по проявлениям в них процессов выветривания. Субаэральные потоки и покровы несут на себе (каждый отдельный поток) латеритные коры выветривания. Такие базальты характерны для атоллов и гайотов западной части Тихого океана, асейсмичных хребтов Тихого (Императорский, Лайн), Индийского (Найнтист, Брокен), Атлантического (Китовый) океанов, а также для пассивных окраин континентов атлантического типа.

Наземные покровные излияния базальтов и сформированные на них площадные коры выветривания можно совокупно определить как тип западно-тихоокеанский. Близким по существу с западно-тихоокеанским типом кор выветривания являются коры, ассоциированные с покровными излияниями существенно базальтового состава, где наряду с корами выветривания (болами), перекрывающими каждый отдельный поток (покров) базальтов в основании разреза, лежащего выше базальтов первого осадочного слоя коры океанов, распространены красные аргиллиты, сформированные по базальтам и нередко содержащим их реликтам. В первых рейсах программы DSDP выделялась формация о. Лайн - красных аргиллитов, в которых сохранялись реликты миндалекаменных базальтов. Характерно, что появление таких пород в керне означало, по мнению авторов описания керна, появление в керне ниже по разрезу через 10- 15 м базальтов основания, а сами аргиллиты («глубоководные красные глины»), по их мнению, являются продуктами выветривания базальтов. Такой тип изменений может быть определен как восточно-тихоокеанский лайн.

Подушечные лавы миндалекаменных базальтов характерны для восточной части Тихого океана, включая Восточно-Тихоокеанское поднятие, зоны трансформных разломов этой части Тихого океана (Молокаи, Кларион, Клиппертон). Крупные по площади ареалы распространения подушечных лав установлены в северо-западной части Атлантического океана, а также в пределах осевых частей срединно-океанических хребтов (Атлантического, осевых хребтов - рифтовых долин Индийского океана). Можно предположить, что в данном случае базальтовые излияния происходили в относительно мелководных (субмаринных) условиях, о чем свидетельствуют следующие данные:

- верхние части базальтовых покровов имеют миндалекаменные зоны;

- трещины в верхних частях покровов, обрамленные окислительным гало, заполнены карбонатным материалом, в котором присутствуют иногда остатки мелководной фауны;

- периоды излияний (мелководных субмаринных) базальтов сопровождались их периодическим подъемом выше водной поверхности и, как следствие, окислительными изменениями.

Для восточной части Тихого океана, преимущественно для Восточно-Тихоокеанского поднятия, как и для рифтовых зон Атлантического и Индийского океанов, в осевой части долин срединных хребтов и на некотором удалении от осевой их части в керне скважин вскрыт обломочный слой (rubble layer), состоящий из субугловатых обломков базальтов с явлениями начального выветривания (incipient weathering). Каждый обломок имеет коричневую или красно-коричневую кайму (гало), обрамляющую по периферии отдельный обломок в соответствии с его очертаниями. Характерно, что эти обломки располагаются или непосредственно среди пелагических илов (голоцен - плейстоцен), или непосредственно ниже них, являясь так же, как и илы, наиболее молодыми образованиями океанов. Такой тип выветривания изменений независимо от принадлежности к определенному океану может быть назван тип гало.

Выше рассматривались коры выветривания латеритного типа, формирующиеся на базальтовом основании. Но в ряде скважин вскрыто не базальтовое (не вулканическое), а кристаллическое гнейсовое основание, на котором располагаются осадки первого слоя коры океанов. И в этом случае на кристаллическом основании развивается другой, каолинитовый профиль коры выветривания.

 

Рейс 36. Юго-западная часть Атлантического океана. Скв. 330. Банка Маури-Юинг (Фолклендское плато). Глубина 2626 м . Кремнистые песчаники темно-коричневого цвета содержат многочисленные фрагменты растений и лигнита. Прослой аргиллита ( 30 см ) с тонким прослоем лигнита ( 3 см ) прямо залегает на кристаллических породах основания, представленного докембрийско-нижнепалеозойскими метаосадочными гнейсами. Непосредственно выше гнейсов в керне скважины вскрыт тонкий слой глинистого песка, в котором главный минерал глин - каолинит. Каолинитовые глины являются фрагментом профиля коры выветривания (old soil profile) с возрастом верхний оксфорд - средняя юра.

Рейс 79. Континентальная окраина Западного Марокко. Скв. 544А. Уступ Мазгин, плато Ель-Джадида. Глубина 3591м. Пачка 4 (поздний триас - ранняя юра) представлена континентальными отложениями, формировавшимися на гнейсовом основании. Плохая отсортированность материала, выветрелость обломков гнейса, глинистый матрикс пород свидетельствуют о том, что пачка является коллювиально-аллювиальным покровом, залегающем на гнейсовом основании. Все обломки пород и минералов выветрелы и широко варьируют по размерам. Обломки не транспортировались на значительное расстояние и формировались в результате глубокого выветривания метаморфического основания.

 

Таким образом, наряду с латеритными корами выветривания в ряде мест ложа Мирового океана на сиалическом кристаллическом основании развиваются и типичные для континентальных областей каолинитовые коры выветривания. Следует обратить внимание на наиболее древний для ложа Мирового океана возраст каолинитовых кор выветривания: триас - ранняя-средняя юра.

На рис. 1 и 2 показаны разные типы кор выветривания. Рассматривая условия выветривания базальтов второго слоя коры океанов, следует особо подчеркнуть одну принципиально важную структурно-петрографическую особенность описания выветрелых базальтов - отсутствие в базальтах каких-либо следов проявления дифференциальных движений - явлений рассланцевания, кливажирования. Рассланцевание и кливажирование базальтов не отмечаются при описании базальтов в пределах рифтовых структур, хотя эти явления типичны и для «подбазальтовых» кристаллических мафитов и ультрамафитов.

Рисунок 1     Рисунок 2

 

Петрохимия, радиологическое датирование и магнитные свойства измененных базальтов

Петрохимия

Рейс 49. Северная Атлантика (хребты Рейкьянес и Северо-Атлантический). Скв. 408. Западный фланг хр. Рейкьянес, северная часть. Глубина 1624 м . Изменения пород настолько велики, что нет смысла определять их химический состав.

Рейс 54. Восточно-Тихоокеанское поднятие. Скважины 419, 420, 422, 423, 427 и 428. Восточно-Тихоокеанское поднятие, в 126 км к западу от осевой зоны. Глубина 3274 м . Геохимическое сопоставление выветрелых кайм и свежих базальтов показывает увеличение в каймах содержания К2О и Rb, отношения Fe2O3/FeO и слабое уменьшение СаО.

Рейс 74. Китовый хребет. В статье «Петрология и химия пород Валвис Ридж» (DSDP проект, рейс 74, скв. 525, 527, 528). Скв. 525А, глубина 2477 м , скв. 527, глубина 4428 м , скв. 528, глубина 3812 м . Базальты, драгированные с восточного окончания хребта, интенсивно выветрелы. По сравнению с базальтами срединно-океанических хребтов выветрелые базальты Китового хребта обогащены К, Sr, Ba и Y.

Рейс 104. Норвежское море Скв. 642. Плато Воринг, юго-западная часть плато. Глубина 1292,1 м . Изменения (выветривание) лав рейса 104 приводит к сильному их обогащению К2О, Rb, Ba (в 5-10 раз), слабому обогащению Na и MgO и обеднению СаО. С увеличением степени изменений возрастает отношение Fe3+/Fe2+.

Рейс 130. Плато Онтонг-Джава. Скв. 807С. Глубина 2805,7 м . Отмечается повышенное содержание К и Rb в относительно более измененных базальтах верхней части разреза. Базальты плато Онтонг-Джава сопоставляются с покровными континентальными базальтами и, в частности, с базальтами плато Колумбия.

Рейс 163. Юго-восточная прибрежная часть Гренландии. Скв. 989В. Глубина 459,5 м . Вторичные минералы, присутствующие в базальтах, подобны установленным в субаэральных потоках выветрелых базальтов Исландии и Фарерских островов и характеризуются как латериты, которым присущи глубокое выветривание пород фемического состава и формирование вследствие этого значительных количеств гидроокислов железа. Состав базальтов значительно нарушен изменениями: из базальта в течение процесса выветривания удалены MgO, СаО, Sr, Ba и Се и в него привнесены К и Rb.

Рейс 121. Хребты Брокен Ридж и Найнтист. Скв. 756 располагается в южной части хребта Найнтист. Базальтовое основание вскрыто в скважинах 756С, Д. В скважинах 756А и 756В древнейшие породы - нанофоссильные илы с фораминиферами - ранний плиоцен (А) и тоже илы - олигоцен (В). Глубина скважин 756С, Д, вскрывших базальтовое основание, 1685,7 м .

В окисленных базальтах по сравнению с неизмененными базальтами уменьшается количество MgO, CaO, Zn и возрастает содержание Fe2O3, K2O и Rb.

 

Принципиально значимы данные об обогащении выветрелых базальтов такими элементами, как калий и рубидий, что во многом может определять некорректность радиологического датирования таких пород, равно как и интерпретацию их магнитных свойств.

 

Радиологическое датирование

Рейс 12. Сев. Атлантика. Скв. 117. Западный край банки Роколл. Глубина 1038 м . Изотопные исследования, проведенные на образцах этих базальтов плато Роколл [Moorbath, Wenke, 1969], не соответствовали их геологическому возрасту, возможно, вследствие выветривания образцов. Все образцы выветрелых базальтов, по мнению этих исследователей, оказались непригодны для изотопного датирования, и их возраст может быть оценен приблизительно по степени выветривания.

Рейс 35. Юго-восточная часть Тихого океана. Антарктические воды. Скв. 323. Абиссальная равнина Беллинсгаузен. Глубина 5004 м . Высокое содержание калия в выветрелых базальтах и высокий индекс их окисления обусловливают аномально низкие их K/Ar датировки.

Рейс 41. Приафриканская часть Сев. Атлантики. Скв. 367. Абиссальная равнина Гамбия, северо-восточная часть. Глубина 4748 м . K/Ar датировки базальтов 88-92 млн. лет, но базальты перекрываются верхнеюрскими красновато-коричневыми известняками с радиоляриями.

 

Что касается корректности радиологического датирования базальтов, подвергшихся в различной степени выветриванию, то можно ограничиться лишь приведенными выше фрагментами описания керна скважин и предположить, что радиологические исследования базальтов Мирового океана проводились лишь на образцах неизмененных базальтов.

Магнитометрические данные

Рейс 12. Сев. Атлантика. Скв. 112. Погребенный хребет в Лабрадорском море. Глубина 3657 м . Факт широко распространенного изменения титаномагнетита совместно со слабой остаточной намагниченностью выветрелых базальтов может объяснять образование «сглаженных» магнитных зон в Сев. Атлантике.

Рейс 45. Срединно-Атлантический хребет, к югу от разлома Кейн. Скв. 396. Восточный фланг Срединно-Атлантического хребта в 15 км от его оси. Глубина 4450 м . Низкая степень намагниченности выветрелых базальтов отражает увеличение окисления магнитных минералов, базальтов.

 

С учетом того, что базальты второго слоя коры океанов во многих местах с различной интенсивностью подверглись изменениям (выветриванию), в процессе которого их магнитные минералы в различной степени изменены - окислены, можно предположить, что в связи с этим будут нарушены (изменены) и магнитные свойства базальтов. Все это в значительной мере ставит под сомнение корректность стратиграфо-хронологических построений, основанных на интерпретации магнитных характеристик базальтов второго слоя.

 

Проблема несогласий и перерывов в коре океанов

Рейс 119. Плато Кергелен и Придж-бей. Скв. 738С. Южное окончание плато. Глубина 2796,8 м . Отмечаются перерывы (hiatuses) на границе миоцен/плиоцен, внутри верхнего миоцена, между средним миоценом и нижним олигоценом.

Рейс 122. Плато Эксмут. Скв. 760В, С. В 5 км к северу от скв. 759. Глубина 2487 (А), 2266 м (В). Ниже пачки 2 (эоцен - верхний миоцен) проявлено главное несогласие, в качестве выражения которого рассматривается прослой 40 см «марганцевой коры», перекрывающей 4,4 м оливково-желтых аргиллитов и песчаников с марганцевыми нодулями и фрагментами оксидно-марганцевой коры (пачка 3). Эти интенсивно обогащенные марганцем отложения фиксируют перерыв в течение позднего мела (?) и эоцена. Ниже по разрезу устанавливается несогласие в триасовых отложениях (поздний карний - норий).

Рейс 121. Хребты Брокен Ридж и Найнтист. Скв. 753. Глубина 1287,2 м . Несогласие установлено между верхней пачкой - илы (плейстоцен - верхний эоцен) и нижней пачкой - мел, известняки, кремни и вулканический пепел (нижний - верхний маастрихт). Несогласие в разрезе выражено горизонтом гравелита и песка с галькой известняков, кремней и обломков раковин из нижней пачки. Временной интервал перерыва - палеоцен.

 

Проблема несогласий в коре океанов является весьма важной, и коры выветривания - частное проявление перерывов. Рассмотрение и детальный анализ таких перерывов (hiatuses) - задача будущего, но сам факт их присутствия в первом слое коры океанов и значительная временная протяженность перерывов в осадконакоплении позволяют по-новому взглянуть на геодинамические условия формирования первого осадочного слоя коры океанов. Наиболее важным следствием, вытекающим из анализа состава и строения керна скважин глубоководного бурения в Мировом океане, является то, что граница первого и второго слоев коры океанов по существу представляет собой глобальное несогласие между ними и формирование кор выветривания в верхней части базальтового основания - особо четкое выражение этого несогласия. Наиболее раннее проявление этого несогласия - налегание пород первого слоя коры океанов на выветрелые (каолинитовые коры выветривания) сиалические кристаллические породы. Время этого несогласия триас - начало - середина юры.

На картах показано размещение скважин рейсов DSDP (рис. 1) и ODP (рис. 2) с условными обозначениями, показывающими различные типы кор выветривания, установленные по данным глубоководного бурения. Даже не особо внимательное рассмотрение обеих карт показывает, что громадные площади распространения вулканитов (преимущественно базальтов) второго слоя коры океанов формировались, за исключениями, о которых будет сказано позднее, в наземных условиях. Вулканиты представлены преимущественно чередующимися сериями потоков, в кровле которых (каждого из них) распространены наземные коры выветривания латеритного профиля.

Наиболее четко полновыраженные профили таких кор выветривания хорошо сохранились под «карбонатной рифовой шапкой» в гайотах и подводных горах северо-западной части Тихого океана. Подобного же типа латеритные коры характерны и в большинстве своем для базальтов асейсмичных хребтов (Найнтист, Брокен-Ридж Индийского океана), а также для ряда океанских плато (Кергелен, Онтонг-Джава, Маскарен, Фолькленды). В пределах таких плато (особенно плато Кергелен) состав вулканитов характеризуется большим разнообразием, в разрезе присутствуют дациты, риолиты, трахиты. Характерной особенностью таких дифференцированных вулканитов является их чередование с прослоями осадочных, в том числе и аллювиальных отложений с галькой выветрелых базальтов, дацитов и биотит-гранатовых гарнулитов (Кергелен, рейс 183), а также с многочисленными остатками, иногда обугленными, наземных растений (древесина, кора, споры, пыльца, лигнит). Весьма характерно, что в подобных условиях (красные точки - типовые коры выветривания и зеленые - остатки наземных растений) латеритные коры выветривания ассоциированы с покровными вулканитами, формировавшимися в наземных условиях, и верхние части каждого отдельного потока покрывались корой выветривания, формировавшейся до излияния следующего потока. Такие коры выветривания (погребенные почвы - paleosol) имеют собственное название - болы (boles) и хорошо изучены в пределах ряда провинций покровных базальтов, прежде всего, в пределах Брито-Арктической провинции - Внешние Гебриды (рис. 3), в покровных базальтах Декана, Карру, плато Колумбия, плато Афар [Mac Dougall, 1988]. 

Рисунок 3

Необходимо подчеркнуть, что покровные базальты континентов совместно со сформированными по ним корами выветривания прослежены скважинами глубоководного бурения в сопредельные акватории восточного континентального шельфа Гренландии (скважины 914-919) и Внешних Гебрид. По другим данным [Mac Dougall, 1988], траппы Декана прослежены западнее Бомбея в акваторию на расстояние около 100 км , базальты плато Колумбия - в пределы залива Рапозос, а траппы Параны далеко (до 600 км ) - в пределы континентального шельфа. На прилагаемых картах такой тип кор выветривания и соответственно несогласия между вулканитами второго слоя и карбонатными (неритовыми) рифовыми фациями основания первого слоя показан кружками красного цвета. Этот тип несогласия характеризуется полно выраженным профилем коры выветривания, включая и отчасти восстановленную верхнюю часть коры, процесс восстановления которой (рейсы 143, 144) происходил во время ее (коры) перекрытия рифовыми карбонатными отложениями, одновременно «защитившими» и кору выветривания от эрозии и разрушения. Можно предположить, что здесь, в северо-западной части Тихого океана смена субаэральных условий субмаринными была относительно ранней (конец юры - начало мела), и погружение базальтов с корами выветривания происходило относительно «медленно». Наоборот, в центральной и восточной частях Тихого океана погружение базальтов второго слоя происходило позднее (палеоген - неоген) и без отчетливо выраженного горизонта мелководных карбонатных отложений. В таких условиях происходило, по-видимому, частичное разрушение кор выветривания в процессе формирования пелагических отложений, располагавшихся выше базальтов. В этом случае в основании разреза осадочного слоя, перекрывающего в различной степени выветрелые базальты, залегает горизонт красных аргиллитов. В этом горизонте, происхождение которого может трактоваться по-разному, нередко обнаруживаются неперемещенные реликты измененных базальтов (фрагмент коры выветривания in situ). В других случаях в аргиллитах такие реликты могут отсутствовать, и аргиллиты ассоциированы с красными кремнями. Красные аргиллиты также могут быть частично или полностью переотложенными корами выветривания. Появление придонных течений, возникающих при относительно «быстром» погружении под пелагические осадки наземных базальтов и их кор выветривания, могло сопровождаться «взмучиванием» и переотложением первичных кор выветривания. В первых рейсах программы DSDP в Тихом океане авторы описания керна определяли красные аргиллиты (red claystone) как формацию Лайн, названную по имени острова в Императорском хребте Тихого океана. Такие аргиллиты в дальнейшем получили определение «красные пелагические глины». В гораздо меньших масштабах красные аргиллиты (переотложенные коры выветривания) распространены преимущественно в центральных частях Индийского и Атлантического океанов. В крайней восточной части Тихого океана, на флангах Восточно-Тихоокеанского поднятия (к востоку и западу от него) широкое развитие получает другой тип выветривания - формирование выше базальтов (преимущественно пиллоу-лав) обломочного горизонта (rubble layer), в котором присутствуют субугловатые и угловатые обломки базальтов, окруженные оранжево-бурой каймой (гало) окислительных изменений - начального выветривания (incipient weathering). Характерно, что такой тип выветривания ассоциирован с наиболее молодыми (голоцен - плейстоцен) существенно пелагическими отложениями. Обломочный слой распространен в осевых долинах срединно-океанических хребтов, а также на их флангах. В верхних частях базальтовых потоков и гиалокластитах в трещинах, пронизывающих базальты и заполненных карбонатным осадком, иногда обнаруживается мелководная фауна, свидетельствующая об относительно мелководном карбонатном осадконакоплении после завершения процессов начального выветривания базальтового «элювия» (rubble layer). Еще раз необходимо подчеркнуть, что в осевых частях рифтовых долин срединно-океанических хребтов обломочный слой с явлениями начального выветривания ассоциирован с пелагическими илами (голоцен - плейстоцен), и в этом слое наряду с обломками базальтов присутствуют гарцбургиты и габбро с признаками «начального выветривания». В Срединно-Атлантическом хребте в районе трансформного разлома Кейн (рейс 106/109) установлено, что обломочный слой перекрыт наиболее молодыми субмаринными подушечными лавами вулкана Чероки, в которых не обнаружено каких-либо изменений.

Представляется возможным предполагать существование связи между типом кор выветривания, временем и длительностью их формирования. Наиболее ранними (юра - ранний мел) и длительно формировавшимися (полновыраженный латеритный профиль коры выветривания) являются коры выветривания западной части Тихого океана, более поздними (эоцен - миоцен) и, вероятно, менее длительными - процессы формирования кор выветривания типа красных аргиллитов (формация Лайн). И, наконец, наиболее поздние (плейстоцен - голоцен) по времени заложения и наиболее кратковременные процессы «начального выветривания» - изменения типа «гало» в обломочном слое рифтовых долин и их флангов всех океанов еще раз подтверждают их наиболее позднее заложение в Мировом океане, автономное по отношению к ранее сформированным вулканическим породам второго слоя коры океанов.

Рисунок 4

На карте (рис. 4) для территории, занятой сегодня Мировым океаном, показан возраст (время формирования) «надбазальтовых» отложений первого слоя коры океанов, фиксирующих время завершение процессов субаэрального выветривания. Пространственные соотношения разновозрастных «полей» показывают характер и масштабы проявления региональных несогласий. На карте только в самых общих чертах намечена тенденция (безусловно требующая уточнения) смещения во времени субаэральных наземных или озерно-лагунных неритовыми мелководными фациями. Другими словами, эти возрасты означают (или могут означать) пространственно-временные особенности трансгрессивных движений - начало процесса проседания (subsidence) вулканитов и сформированных на них в субаэральных условиях кор выветривания вначале под мелководные карбонатные (рифовые) фации и далее под пелагические илы. Начальные стадии погружения в ряде пассивных окраин (северо-восток Австралии, Фольклендское плато, запад Африки, в отдельных местах в северо-западной части Тихого океана) начались в триасе - юре, погружение направленно смещалось во временном интервале мел - миоцен на запад и восток в южной части Атлантики, в северной ее части - с запада на восток. В Тихом океане такое смещение происходило с северо-запада на восток-юго-восток. В Индийском океане такое смещение происходило симметрично от его периферии к центральной части: от плато Кергелен - на север и от западной части Австралии на юг-юго-запад и северо-восток. Такое же смещение происходило от юго-восточной части Африки - с запада на восток.

В целом же намеченные тенденции носят безусловно предварительный характер и требуют уточнения. Можно лишь предположить, что устойчиво повторяется тенденция в основном асимметричного направленного смещения областей проседания с удалением от краев континентов. Весьма важна в связи с этим и проблема геодинамической трактовки перерывов (hiatuses) в осадконакоплении, выраженных практически повсеместно в ложе Мирового океана: во-первых, самим фактом присутствия глобального перерыва на границе базальтового (точнее, в более широком смысле вулканического) основания (второго слоя коры океанов) и вышележащих осадочных пород первого слоя коры океанов. Кроме того, как уже отмечалось ранее, в описании керна скважин различных рейсов, в различных частях Мирового океана значительные по длительности перерывы (hiatuses) отмечаются и внутри первого осадочного слоя коры океанов. Можно предположить, что проблема несогласий и перерывов в коре Мирового океана не случайно выпала из поля зрения тектонистов и специалистов по геодинамике оттого, что и коры выветривания и несогласия (следствия дифференциальных вертикальных перемещений земной коры) плохо укладываются в концепцию тектоники литосферных плит с присущей ей доминантой горизонтальных перемещений.

В заключение необходимо вернуться к работам отечественных геологов (в той или иной мере рассматривавших затронутые нами проблемы), опубликованных в середине 80-ых гг. прошлого века. Применительно к вопросам (вернее, к проблемам) перерывов и несогласий в Мировом океане следует обратиться к работе В.А. Панаева и С.Н. Митулова [1993]. Эти авторы, отмечая многочисленные перерывы в осадконакоплении, связывают их с придонными течениями, «...не имеющими прямого отношения к тектоническим разнонаправленным движениям. Все участки и территории, на которых зафиксированы перерывы, никогда не поднимались выше уровня океана, как считают возможным некоторые исследователи (например, А.А. Пронин)» (с. 84). Такое утверждение может быть подвергнуто сомнению уже неоднократно охарактеризованными глобальными перерывами и несогласиями, проявленными в разное время на границе осадочного (первого) и вулканогенного (базальтового) слоев коры океана. Подобного же типа глобальное несогласие установлено между неритовыми (мелководными) и вышележащими пелагическими осадками.

Вопросу масштабного распространения мелководных (наиболее древних) осадков в Мировом океане посвящена работа Е.М. Рудича [1983], в которой автор, одним из первых отечественных геологов, проанализировал доступные ему в то время материалы описания скважин отдельных рейсов программы DSDP (рейсы 1-4; 10-15; 22-28; 36-53; 45-66) и краткие сведения по рейсам 68, 71, опубликованные в периодических изданиях. Сама работа содержит богатейший материал по составу и строению коры Мирового океана, и читателю, заинтересованному этой проблемой, можно порекомендовать ознакомиться с ней в первую очередь. Вполне правомерен вывод Е.М. Рудича об отсутствии связи между процессами рифтогенеза и формированием глубоководных котловин, обрамляющих рифтовый хребет. Справедливо с позиций сегодняшнего дня заключение Е.М. Рудича «...о гомологичности платобазальтов континентов и океанических базальтов, об их возникновении при развитии одного глобального магматического цикла» [Рудич, 1983, с. 259]. Вполне согласуется с результатами глубоководного бурения в Мировом океане вывод Е.М. Рудича о том, что «...обширные участки современной океанической акватории, в том числе те, в пределах которых океаническое ложе располагается сейчас на глубинах 4- 6 км , в сравнительно недавнее время, в конце мезозоя и в первой половине кайнозоя, располагались вблизи дневной поверхности. Их опускание происходило весьма интенсивно в течение небольших отрезков времени» [Рудич, 1983, с. 260]. И наконец, не менее важен вывод Е.М. Рудича о том, что «...широкое развитие позднемезозойских и кайнозойских мелководных осадков в пределах современных абиссальных зон, их литолого-фациальная однотипность с одновозрастными отложениями, присутствующими в окраинных областях континентов, безусловно свидетельствуют, что границы последних еще сравнительно недавно располагались значительно мористее современных» [Рудич, 1983, с. 262].

Безусловный интерес, с учетом приведенных выше данных о глобальном распространении кор выветривания на базальтах ложа Мирового океана, вызывают вопросы, касающиеся наличия в пределах океана наряду с высокостоящими участками суши, участков распространения морских (?) мелководных бассейнов, их возможной площади и закономерностях размещения. Частичным ответом на эти вопросы может быть попытка ограничения площадей распространения подушечных лав миндалекаменных базальтов, формирование которых происходило в субмаринных условиях мелководных бассейнов, периодически осушавшихся в периоды окисления и выветривания подушечных лав. Количество скважин, в которых были вскрыты в различной степени окисленные подушечные лавы, велико и можно лишь наметить некоторые общие тенденции их размещения. В Атлантическом океане ареалы распространения подушечных лав тяготеют к северо-западной окраине Южной Америки, восточным окраинам Северной Америки и Гренландии, а также к западной окраине Европы. В Индийском океане подушечные лавы распространены по северо-восточной окраине плато Кергелен, и на сравнительно небольшом расстоянии сменяют наземные вулканиты (программа ODP, рейс 183, скв. 1140). Такие же лавы распространены по западной окраине Северной и Южной Америки, фрагментарно присутствуют в западной части Тихого океана и приурочены к крайней западной части океана, граничащей с западнотихоокеанскими островодужными системами. Типичным случаем взаимоотношений наземных покровных базальтов с корами выветривания и подушечными лавами (мелководные условия) может служить разрез рейса 197 (Гавайский хребет), составленный по ряду скважин, пробуренных в ряде подводных гор (рис. 5). Можно предположить, исходя из этих материалов [Duncan et al., 2003], что, наряду с проявлениями наземного покровного вулканизма в субаэральных условиях, вблизи этих участков могли располагаться мелководные бассейны, где формировались излияния подушечных лав. Подобного же рода мелководные бассейны могли существовать в пределах пассивных окраин континентов, распространяясь по восточной периферии континентов Северной и Южной Америки, по западной окраине Африки, а также по западной окраине (андийского типа) Северной и Южной Америки, по периферии плато Кергелен, Сейшелам и северо-западной окраине Австралии. Сейчас трудно оценить масштабы распространения этих бассейнов, и в качестве возможной их площади можно лишь привести данные из уже упоминавшейся работы Е.М. Рудича о распространении мелководных отложений [Рудич, 1983, рис. 5 - Атлантический океан, рис. 15 - Индийский океан]. Здесь важно лишь подчеркнуть, что мелководные бассейны вначале формировались по периферии континентов в пределах современных пассивных окраин, возможно, будучи связанными с одновременно существовавшими внутриконтинентальными морскими бассейнами. Весьма примечательно в этом отношении краткое замечание, приведенное в описании керна скважины рейса 43 программы DSDP в Северо-Западной Атлантике, где говорится о том, что по данным изотопии кислорода происходило смешение воды мелководных бассейнов «...с дождевой водой в периоды субаэрального обнажения».

Рисунок 5

Крайне небезынтересным представляется сопоставление состава, строения и взаимоотношений вулканогенно-осадочных комплексов бассейнов пассивных окраин континентов и сопредельных с ними вулканогенно-осадочных комплексов первого и второго слоев Мирового океана. В целом вулканогенно-осадочные комплексы пассивных окраин [Геодекян и др., 1988; Крылов и др., 1988; Милашин и Панаев, 1985] мезозойского заложения образуют три структурных этажа, разделенных несогласиями и крупными перерывами. Нижний структурный этаж представлен отложениями позднеюрско-неокомского и аптского возрастов, средний - отложениями верхнего мела - палеогена и верхний - миоцена и более молодого возраста.

Нижний структурный этаж пассивных окраин состоит из континентальных красноцветных отложений, которые чередуются с покровами лав и пачками вулканомиктовых отложений. В верхней части разреза этого комплекса иногда появляются пачки озерных (пресноводных и осолоненных) отложений. В пределах континентальных окраин Южной Атлантики в терригенных отложениях содержатся прослои углей и углистых глин. В верхних частях терригенного комплекса нижнего этажа участвуют также и соленосные комплексы. Средний структурный этаж пассивных окраин образован породами карбонатного и терригенно-карбонатного комплексов, в котором широко представлены карбонатные мелководные отложения карбонатных платформ - обширных ракушечных банок, рифов, биогермных лагун и глубоко врезанных в сушу заливов. Таким образом, по мнению А.А. Геодекяна и др. [1988], в течение длительного времени на громадных пространствах в зонах перехода континент - океан господствовали близкие условия седиментогенеза - формирование карбонатных пород мелководно-морского генезиса, образующих континентальный склон современных пассивных окраин. Эпоха накопления карбонатных отложений, начавшаяся в юре, продолжалась до позднего мела. Временем распространения морских и дельтовых терригенных отложений пассивных окраин материков стала раннемеловая эпоха. Наряду с формированием типичных для них последовательных рядов формаций (дельтовых, авандельтовых и подводных конусов выноса) в ряде мест получают широкое распространение терригенно-карбонатные отложения, обогащенные углеродистым веществом - «черными глинами», формируются красные глины и пестроцветные глины (с монтмориллонитом, поздний мел континентального поднятия Северной Атлантики).

Конец позднего мела - начало палеогена - палеоцена - эоцена отмечается появлением в пределах пассивных окраин, в периконтинентальных бассейнах, формации магнезиальных глин - палыгорскитовых и сепиолитовых, занимающих промежуточное положение между континентальными и соленосными отложениями прибрежных равнин и гемипелагическими, кремнистыми осадками континентального склона и подножия. Отмечается также [Геодекян и др., 1988], что если в позднем мелу - палеоцене основной областью накопления осадков на материковых окраинах оставался шельф, то начиная с позднего эоцена и в неогене главным вместилищем осадочного материала стало материковое подножие.

Считается [Крылов и др., 1988], что около половины всего осадочного материала, отлагавшегося в океане, приурочено к континентальным окраинам, при этом большая его часть отлагается на пассивных окраинах. Эти осадочные породы выполняют линейные прогибы, вытянутые вдоль окраин континентов гигантских размеров: их длина составляет несколько тысяч, а ширина несколько сотен километров. Отличительная черта их развития - направленная изменчивость состава отложений, заполняющих прогибы, и, как уже отмечалось, наличие перерывов и несогласий разделяющих три структурных комплекса: нижний, средний и верхний.

С учетом приведенных выше данных можно с определенной долей уверенности выделить в Мировом океане (вне пассивных окраин) также три структурных этажа (нижний, средний и верхний) и сопоставить их и по возрасту, составу и условиям формирования с тремя этажами пассивных окраин, считая возможными их латеральные взаимопереходы.

Так, континентальный с вулканитами нижний структурный этаж пассивных окраин может быть сопоставлен с вулканитами (покровные базальты и дифференцированные серии плато океанов) второго слоя коры океанов. Могут быть также сопоставлены карбонатно-рифовый средний комплекс пассивных окраин и неритовый карбонатно-рифовый комплекс поднятий, асейсмичных хребтов Атлантического, Индийского океанов, атоллов и гайотов западной части Тихого океана.

И наконец, могут быть сопоставлены верхний структурный этаж (пелагический осадочный комплекс) пассивных окраин и пелагические осадки, залегающие выше второго (базальтового слоя) и неритовых отложений Атлантического, Индийского океанов. Такое сопоставление трех структурных этажей пассивных окраин и океанов позволяет трактовать историю развития и геодинамику океанов с иных (не плейт-тектонических) позиций. Каковы же эти позиции? В начале развития в мезозое пассивные окраины и центральные части Атлантического, Индийского океанов могли представлять собой (подчеркиваю вероятность, возможность такой трактовки, - Б.Б.) области континентального и лагунно-континентального осадконакопления, сходные с условиями осадконакопления и вулканизма между собой и с сопредельными участками континентов. Также можно предполагать, что в пределах этих океанов континентальные условия (формирование покровных базальтов, сходных с платобазальтами континентов) сочетались с существованием изолированных водных (мелководных) бассейнов, подобно тому, что происходило в это время и в пределах пассивных окраин. Последующее формирование карбонатно-рифовых отложений в пассивных окраинах и подобных же отложений в ряде структур (асейсмичные хребты и плато Атлантического и Индийского океанов, гайоты и подводные горы западной части Тихого океана) сменяется и в пассивных окраинах, и в океанах нарастанием интенсивности и скорости нисходящих процессов (subsidence) и формированием пелагических отложений.

Наряду с возможным сходством истории развития пассивных окраин Атлантического и Индийского океанов с их внутриокеаническими областями необходимо отметить, что суммарная мощность осадочных отложений, как и интенсивность тектонических движений в пределах пассивных окраин, были намного больше, чем близкие по времени процессы во внутренних частях этих океанов, удаленных от пассивных окраин. С учетом аномально высокой мощности осадков в пассивных окраинах и значительной интенсивности тектонических движений здесь же можно предположить, что в целом развитие океанов происходило по направлению от периферии океанов к их центру (условному), о чем свидетельствует и схема (рис. 4), показывающая смещение в том же направлении надбазальтовых отложений в Мировом океане. Несколько по-иному, чем в Атлантическом и Индийском океанах, могло происходить развитие западной, центральной и восточной частей Тихого океана. В западной части Тихого океана развитие началось, так же как и в пассивных окраинах атлантического типа, в юре - раннем мелу. В пределах окраинных морей и крупных океанических плато (Онтонг-Джава) происходит формирование структурных этажей, сходных с пассивными окраинами атлантического типа. История развития центральной и восточной частей Тихого океана известна со времени формирования базальтов второго слоя (эоцен - миоцен) и заметно отличается от истории развития активных окраин этого океана.

Представляется возможным по-иному трактовать геодинамику океанов с учетом того, что рифтовые структуры океанов (срединно-океанические хребты) самые молодые и автономны в пространстве и времени по отношению к ранее сформированным структурам океанов. В пределах рифтовых систем (срединно-океанических хребтов) ниже пелагических (голоцен - плейстоцен) илов располагается слой обломков базальтов, габбро и ультрамафитов, подвергшихся процессам окисления (начального выветривания) в субаэральных условиях, что может свидетельствовать об их (рифтах) совсем недавних надводных условиях становления, предшествовавших «быстрому» их погружению одновременно с большой частью также бывшей надводной, затем мелководной частью Мирового океана. Следует отметить, что в пределах континентов кайнозойские рифтовые системы, как и в пределах океанов, формируются после становления наиболее молодых (плато Афар, плато Колумбия) покровных базальтов.

Публикация приведенных материалов ориентирована на то, чтобы вызвать у читателя интерес к первичным данным глубоководного бурения в Мировом океане. Знакомство с этими материалами безусловно вызовет многочисленные вопросы, связанные с основными положениями глобальной геодинамики и концепции тектоники плит. Личный опыт автора, основанный на детальном изучении данных по глубоководному бурению, указывает на необходимость уточнения базовых положений тектоники плит, касающихся как в целом глобальной геодинамики, так и в частности обоснованности процессов спрединга, субдукции, линейных магнитных аномалий, вопросов геохимии и геохронологии базальтов океанов и др. Задача публикации этой работы будет выполнена, если она вызовет дискуссию хотя бы по некоторым из затронутых в ней вопросам.

 ЛИТЕРАТУРА

1. Блюман Б.А. Погребенные зоны окисления, выветривания базальтов Мирового океана: геодинамические и металлогенические следствия // Региональная геология и металлогения. 2007. № 31. с.

2. Геодекян А. А., Забанбарк А., Конюхов А.И. Тектонические и литологические проблемы нефтегазоносности континентальных окраин. М: Наука, 1988. 176 с.

3. Крылов Н.А., Бурлин Ю.К., Лебедев Л.И. Нефтегазоносные бассейны континентальных окраин. М.: Наука, 1988. 248 с.

4. Милашин А.П., Панаев В.А. Тектоника и нефтегазоносность дна Мирового океана. М.: Недра, 1985. 231 с.

5. Панаев В.А., Митулов С.Н. Сейсмостратиграфия осадочного чехла Атлантического океана. М.: Недра, 1993. 247 с.

6. Результаты глубоководного бурения в Мировом океане. Справочник-указатель. Мин-во геологии СССР. Сев. произв. объединение по морским ГГР «Севморгеология», ВНИИОкеангеология. Л.: Недра, 1989. 272 с.

7. Рудич Е.М. Движущиеся материки и эволюция океанического ложа. М.: Недра, 1983. 272 с.

8. Duncan R., Tarundo J., Scholl D. The Leg 197 Scientific Party. ODP Leg 197: A paleomagnetic test for motion of the Hawaiian hotspot // Joides Journal. 2003. Vol. 29. N 1.

9. Large igneous provinces: origin and environmental consequences // Elements. Vol. 1. 2005. N 5.

10. Mac Dougall J. Continental flood basalts. Kulwer Academic Publisher, 1988. P. 356.

11. http://www-odp.tamu.edu/publications.


 

The analysis of original descriptions of a core of sites of two programs (DSDP is given and ODP) deep-water drilling in the World ocean, spent during with 1968 for 2003 is given. The basic attention is given to the description of a core of the sites which have opened rocks of the second (basalt) layer of the crust of oceans. In overwhelming majority of the drilled sites rocks of the first sedimentary layer of the crust of oceans overlap basalts of the second layer, to be subjecting to the processes interpreted by authors of primary descriptions of a core as processes subaerial weathering. Maps of distribution in the World ocean of the sites which have opened weathering basalts, places of detection in a core of sites of relicts subaerial vegetation and sites where have been opened kaolinitic soil on the crystal gneissic basis are enclosed. Data about unconformity between the second and the first layers of a crust of oceans and hiatuses inside of the first layer of the crust of oceans are resulted and analyzed. The history of development of passive margins of continents and the World Ocean is compared.

 

 

 

Ссылка на статью: 

Блюман Б.А. Выветривание базальтов и несогласия в коре океанов: возможные геодинамические следствия // Региональная геология и металлогения. 2008. № 35. с. 72-86.

 






eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz