Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Эволюционная геодинамика океанического рифтинга и формирование палеограниц плит

ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Эволюционная геодинамика океанического рифтинга и формирование палеограниц плит"

Комитет Российской Федерации по геологии и использованию недр

Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов Мирового океана (ВНИИОкеангеология)

На правах рукопи л

УДК 550.83.06+551.214+551.24.02:551.24.01 (260)

Р Г В од

- 8 МАЙ 1995дубинин евгений Павлович

ЭВОЛЮЦИОННАЯ ГЕОДИНАМИКА ОКЕАНИЧЕСКОГО РИФТИНГА И ФОРМИРОВАНИЕ ПАЛЕОГРАНИЦ ПЛИТ

Специальность 04.00.10 - геология о .еанов и морей

04.00.12 - геофизи1 ткие методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 1995

Работа выполнена в Музее землеведения Московского государственного университета им. М. В. Ломоносова

Официальные оппоненты

• Доктор геолого-минералогических наук И. И. Абрамович

• Доктор геолого-минерапогических наук,профессор А.Г.Гайнанов

• Доктор геолого-минералогических наук, академик РАЕН Э. М. Литвинов Ведущая организация : Институт океанологии им. П.П.Ширшова РАН

Защита состоится "26" мая 1995 г. в 14-00 на заседании Специализированного совета по присуждению ученых степеней Д,071.14.01 при Всероссийском научно-исследовательском институте геологии и минеральных ресурсов Мирового океана (ВНИИОкеангеология) по адресу: 190121 г. Санкт-Петербург, Английский пр. (Маклина), д.1.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке института.

Отзывы на автореферат просим присылать по адресу: 190121 г. Санкт-Петербург, Английский пр. (Маклина), д.1,' ВНИИОкеангеология, Ученому секретарю Спецсовета Андреевой И.А.

факс: (812) 114-14-70

Автореферат разослан "Д/" апреля 1995 г.

Ученый секретарь Специализированного совета Д.071.14.01

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность научной проблемы в настоящее время можно рассматривать в рамках приоритетных направлений развития мировой научной мысли, стимулирующих развитие фундаментальной и прикладной науки. Одной из важнейших проблем в области наук о Земле является проблема всестороннего комплексного изучения строения и эволюции океанической литосферы от ее образования в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ) до формирования морфоструктурного плана современных океанов.

За последние 20 лет наиболее значительные научные открытия в океане были сделаны в рифтовых зонах СОХ . Они связаны с обнаружением здесь активной тектоно-магматической и гидротермальной деятельности. Именно в осевых частях рифтовых зон была обнаружена интенсивная гидротермальная циркуляция, проявляющаяся на поверхности дна в виде таких экзотических образований как "черные" и "белые курильщики", с которыми связаны крупные месторождения глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС). Высокоразрешающие методы, использующие многолучевые гидролокаторы Си Бим, сонары бокового обзора Глория, Марк- 1 , Марк-2, и исследования на подводных обитаемых аппаратах (ПОА) позволили получить детальные батиметрические и структурные карты рифтовых зон на участках Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП), Срединно-Атлантического хребта (САХ) и других спрединговых хребтах. Набортные геофизические методы: гравиметрические, магнитометрические, сейсмические и геотермические - дали сведения о глубинной структуре литссферы рифтовых зон и трансформных разломов (ТР). Имеющаяся в настоящее время геолого-геофизическая информация свидетельствует о большом разнообразии структурных обстановок в рифтовых зонах океана, обусловленных прежде всего различными скоростями спрединга, глубинным строением, перестройками оси срединного хребта и т.д.

Несмотря на важные открытия, сделанные в рифтовых зонах океана, в настоящее время детальными исследованиями покрыта лишь небольшая часть длины всей глобальной системы рифтовых зон океана и, к сожалению, имеющаяся геолого-геофизическая информация недостаточна для выявления закономерностей локализации рудообразующих гидротермальных систем и приуроченности их к тем или иным формам рельефа дна осевых зон СОХ. К тому же пока трудно обосновать время появления и продолжительность действия гидротермальных источников. Знание таких закономерностей было бы полезным при определении стратегии дорогостоящих работ при поиске полей ГПС в осевых зонах СОХ. Поэтому существенную роль в исследовании геологической структуры литосферы рифтовых зон и в выявлении глубинных процессов, определяющих ее, играют геодинамические модели термического режима, напряженного состояния литосферы и гидротермальной конвекции. Сложность процессов диктует необходимость использования методов численного и физического моделирования для изучения термического и механического состояния рифтовых зон. Комплексный подход позволит подойти к решению одной из фундаментальных проблем современной геодинамики: пониманию процессов тектоники, дифференциации вещества и магмообразования в рифтовых зонах. О важности этой проблемы свидетельствует и тот факт, что ей посвящены крупнейшие современные международные проекты, объединяющие усилия ученых ведущих институтов Америки и Европы.

Рассматривая геодинамику современного океанического рифтогенеза, будем понимать под ней, следуя определению В.П.Гаврилова и В.Е.Хаина - "науку о физико-химических процессах, протекающих в недрах Земли и изменяющих ее геологическую структуру и рельеф". Это определение позволяет акцентировать внимание на исследовании глубинных процессов, контролирующих строение рифтовых зон , управляющих формированием их современного морфоструктурного плана и находящих отражение в аномальных геофизических полях. Однако, геодинамика современных рифтовых зон океанической литосферы - это всего лишь часть, хотя и очень важная, более общей проблемы - эволюционной геодинамики. В отличие от палеогеодинамики, рассматривающей глубинные процессы в геологическом прошлом, эволюционная геодинамика включает в сферу своих исследований изучение эволюции глубинных процессов и , как следствие,изменение геологической структуры и рельефа. Оба направления геодинамической науки находятся в начальной стадии своего развития. В глобальном плане примером палеогеодинамики являются палеогеодинамические реконструкции положения литосферных плит,выполненные Л.П.Зоненшайном, Л.А.Савостиным и А.М.Городницким еще много лет назад, а примером эволюционной или исторической (термин предложен В.Е.Хаиным) геодинамики может служить монография О.Г.Сорохтина и С.А.Ушакова "Глобальная эволюция Земли". Данная диссертационная работа касается более частных проблем - эволюционной геодинамики океанического рифтинга и формирования палеограниц литосферных плит. Разрешение этих проблем важго для понимания процессов образования океанической коры, ее эволюции, формирования внутриплитного морфоструктурного плана дна океана и размещения в его пределах месторождений полезных ископаемых.

Научное направление работы. Развитие эволюционной геодинамики океанического рифтинга и формирование палеограниц плит океанической литосферы.

Цель работы. На основе геофизических, геологических и геоморфологических данных установить пространственно-временную связь глубинной структуры литосферы и рельфа дна в зонах океанического рифтинга и палеограниц плит.

Основные задачи исследования. В соответствии с поставленной проблемой, работа логически разделяется на две части. В первой - рассматриваются вопросы, связанные с геодинамикой современных рифтовых зон СОХ, касающиеся структурных неоднородностей и закономерностей тектоно-магматических процессов, ответственных за образование океанической коры и формирование структурного плана океанической литосферы. Вторая часть работы посвящена рассмотрению структуры палеограниц плит,формирование и развитие которых непосредственно связано с процессами в рифтовых зонах СОХ. При этом в работе решались следующие задачи:

1. На основе комплексного анализа геолого-геофизической информации провести типизацию структурных неоднородностей и разработать целостную иерархическую систему сегментации рифтовых зон СОХ и выявить ее геодинамическую природу.

2. Разработать геодинамические модели глубинных процессов, происходящих в рифтовых зонах СОХ и контролирующих тектоно-магматический цикл и морфоструктуру этих зон. Установить связь глубинной структуры и геометрии осевой магматической камеры (ОМК) со скоростью спрединга, периодичностью тектоно-магматических событий, трещино-ватостью коры, гидротермальной деятельностью и рельефом осевой зоны.

3. Разработать геодинамическую классификацию палеограниц плит -шовных зон океанической литосферы.

4. Выявить основные закономерности строения :т эволюции литосферы палеограниц плит и разработать новые геодинамические модели глубинных процессов, управляющих их строением и эволюцией. Определить основные геолого-геофизические реперы-индикаторы, фиксирующие главные этапы развития каждого типа палеограниц плит и установить для них характер изменения рельефа дна и геофизических полей со временем.

Материалы, использованные в работе. Цель и задачи диссертации потребовали сбора и анализа обширного геолого-геофизического материала по результатам исследований, проведенных в разных районах Мирового океана и на различных морфотектонических структурах. При этом большая часть данных сосредоточена в опубликованных зарубежных и отечественных работах. В работе использованы картографические материалы, полученные в геолого-геофизических экспедициях, проведенных за рубежом и в нашей стране,в том числе и при участии автора.

Работа выполнена в секторе геодинамики Музея землеведения Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова и суммирует основные научные результаты, полученные автором за последние 15 лет.

Личный научный вклад автора состоит в решении следующих вопросов:

- разработке единой иерархической системы сегментации рифтовых зон СОХ и анализе геодинамической природы сегментов различного ранга;

- выявлении условий формирования и закономерностей эволюции осевых магматических очагов (в рамках термической модели дискретно-непрерывного спрединга) , анализе их связи со скоростью спрединга, трещиноватостью коры, интенсивностью гидротермальной конвекции, распределением ГПС и рельефом осевой зоны;

- разработке классификации палеограниц плит - шовных зон океанической литосферы;

- выявлении основных закономерностей строения и эволюции палеограниц плит, создании новых геодинамических моделей глубинной структуры литосферы и анализе ее отражения в рельефе дна и аномальных геофизических полях.

Основные защищаемые положения.

1. Многообразие структурных неоднородностей рифтовых зон СОХ подчиняется единой иерархической системе сегментации, включающей 6 масштабных уровней от глобального до локального. Каждый уровень сегментации имеет свою геодинамическую природу, предопределяемую предыдущим более крупным уровнем и, в свою очередь, влияющую на последующие более мелкие уровни.

2. Закономерности образования осевой коровой магматической камеры в рифтовых зонах СОХ со средней и быстрой скоростью раздвижения можно объяснить в рамках модели дискретно-непрерывного спрединга. Форма, размеры и длительность существования ОМК зависят от скорости спрединга, периодичности тектоно-магматического цикла, трещиноватости коры, интенсивности гидротермальной конвекции. Существует непосредственная связь между формой, размерами и длительностью существования ОМК с рельефом дна осевого поднятия и с распределением гидротермальных сульфидных образований. Существование ОМК для медленно раздвигающихся хребтов маловероятно.

3. Процессы океанического рифтинга играют ведущую роль в формировании палеограниц плит, для которых впервые разработана общая классификация их типов, объединенных в три основные группы: палеодивергентные, палеотрансформные и палеоконвергентные границы плит.Каждый тип палеограниц плит имеет свою геодинамическую природу и историю развития, обуславливающие особенности строения их литосферы и геолого-геофизических характеристик.

4. Палеодивергентные границы' характеризуются исключительным разнообразием пострифтовых геодинамических режимов. Геодинамический режим, глубинная структура, рельеф дна и аномальные геофизические поля в районе этих границ в значительной степени определяются теплообменом между разновозрастными блоками литосферы.

а) Геофизические модели глубинного строения различных рифтогенных континентальных окраин свидетельствуют о разнообразии форм контакта континентальной и океанической литосферы, что предопределяет положение осадочных бассейнов в окрестности переходной зоны и находит свое отражение в аномальных геофизических полях.

б) Формирование и развитие палеодивергентных границ плит, образованных при перескоке оси спрединга, эволюции тройных соединений или продвижении новой рифтовой трещины в пределы старой океанической литосферы, сопровождается существенным нарушением термической структуры литосферы, изменениями в рельефе дна, гравитационном, тепловом и магнитном полях.

в) Образование палеодивергентной шовной зоны на месте отмирающего спредингового хребта сопровождается релаксацией осевой магматической камеры, погружением астеносферного поднятия, увеличением толщины литосферы и формированием структуры палеоспредингового хребта. Все эти процессы находят отражениг в рельефе дна и аномальных геофизических полях.

5. При формировании и эволюции палеотрансформных границ плит ведущую роль играют три процесса: унаследованность структурных и глубинных нарушений литосферы при деформациях сдвига (чистого, либо осложненного сжатием или растяжением) на активном участке трансформного разлома, термо-механическое воздействие рифтовой зоны в области ее пересечения с трансформным разломом и латеральный теплообмен между разновозрастными блоками литосферы, контактирующими по разлому.

6. Геодинамическая модель формирования палеосубдукционных границ плит предполагает три стадии эволюции литосферы:

а) пододвигание океанической литосферы в зонах субдукции андийского типа; б) приближение осевой зоны СОХ к глубоководному желобу и прекращаение процесса спрединга и субдукции; в) изоста-тическая и термическая релаксация литосферы с формированием пассивной эписубдукционной континентальной окраины. На каждой из этих стадий преобладают ра<зные геодинамические процессы, управляющие глубинной структурой литосферы, эндогенным рельефо-образованием и распределением аномальных геофизических полей.

Научная новизна диссертации состоит в том, что на базе теории тектоники литосферных плит разработаны проблемы эволюционной геодинамики океанического рифтинга и формирования палеограниц плит, решена одна из важных задач геодинамики современных рифтовых зон океана об условиях формирования и эволюции осевых магматических очагов и разработаны теоретические положения, совокупность которых можно рассматривать как новое научное направление, объясняющее закономерности строения и эволюции палеограниц плит - шовных зон океанической литосферы.

Практическое значение и реализация результатов. На основе анализа рельефа дна, аномальных геофизических полей и моделирования осевых магматических очагов в рифтовых зонах выявлена тенденция приуроченности ГПС к отдельным морфотектоническим структурам и сделана оценка перспективности этих структур на сульфидное рудообразование. На этом основании разработаны рекомендации для повышения эффективности геолого-разведочных работ на ГПС в современных и палеорифтовых зонах СОХ и решения задач металлогенического районирования.

Модели глубинной структуры литосферы и эволюции палеодивергентных, палеотрансформных и палеосубдукционных пассивных континентальных окраин, полученные на основании анализа геолого-геофизической информации, позволили выявить ряд особенностей в локализации и развитии этих окраин.Для типичных бассейнов проведены оценки благоприятных условий созревания органического вещества (их температурно-временной истории) для выявления глубин нефтегазогенерации.

С 1975 г. по 1983 г. автор, в качестве ведущего исполнителя непрерывно вел совместные работы по темам с ПМГРЭ ПГО "Севморгеология" по изучению переходных зон Арктики и Антарктики в связи с перспективами их нефтегазоносности. В дальнейшем, с 1984 г. по 1990 г., автор проводил исследования с ПМГРЭ и ВНИИОкеангеология по проблемам металлогении Мирового океана и, в частности, сульфидного рудообразования в рифтовых зонах СОХ. Поэтому все рекомендации практического, методического и теоретического характера были своевременно переданы в ПГО "Севморгеология" и реализованы в Полярной морской геолого-разведочной экспедиции и ВНИИОкеангеология.

Апробация диссертации. Основные разделы и отдельные положения работы докладывались автором на Всесоюзном совещании "Геодинамика и полезные ископаемые" (Москва, 1976), на 1 и 2 съездах Советских океанологов (Москва, 1977; Ялта,1982), на Ломоносовских чтениях МГУ (Москва,1979 ), на 6,7,8 Всесоюзных и 9,10 Международных школах по морской геологии (Геленджик, 1984, 1986, 1988, 1990, 1992), на объединенном семинаре геологических институтов Копенгагенского университета (Копенгаген, 1984), на Тихоокеанской школе по морской геологии, геофизике и геохимии (Владивосток, 1987), на Всесоюзном совещании "Геодинамические основы прогнозирования нефтегазоносности недр" (Москва, 1988), на Всесоюзном совещании - XX Пленума Геоморфологической комиссии АН СССР (Владивосток, 1989), на 2 и 3 Международных совещаниях "Тектоника литосферных плит" (Звенигород, 1991; Аксаково ,1993), на Международной научной конференции "Геофизика и современный мир" (Москва, 1993). Диссертант неоднократно выступал с изложением результатов работы на научно-технических Советах ПМГРЭ и секционных Советах ВНИИОкеангеология. Диссертация в целом обсуждалась на Ученом Совете Музея землеведения МГУ и Ученом Совете ВНИИОкеангеология.

Публикации. По теме диссертации опубликовано более 70 работ, в том числе 4 монографии, три из которых в соавторстве и одна написана лично автором: "Трансформные разломы океанической литосферы".

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, двух частей, включающих 9 глав, и заключения. Она содержит стр. текста, fdf рисунков, ¿О таблиц, список литературы из 55ь наименований.

Благодарности. Автор приносит искреннюю благодарность директору Музея землеведения МГУ, академику РАЕН, профессору С.А.Ушакову за постоянное внимание и поддержку на всех этапах работы и за его большое участие в формировании научного мировозрения соискателя.

Исключительно важным было сотрудничество с Ю.И.Галушкиным- своим товарищем по работе, с которым на протяжении многих лег автор постоянно обсуждал все этапы исследований и всегда чувствовал его помощь и поддержку. Вычислительные программы, использованные в диссертации, для оценки термомеханического состояния литосферы и реконструкции температурно-временной эволюции осадочных бассейнов были разработаны Ю.И.Галушкиным, за что автор выражает ему искреннюю признательность.

Диссертант благодарен за каждодневную помощь, в процессе работы, своим коллегам, сотрудникам Музея землеведения Московского государственного университета В.А.Апродову, Н.И.Белой, А.Л.Грохольскому, О.П.Иванову. Е.Л.Кирсановой, А.А.Ковалеву, Ю.И.Прозорову, А.А.Свешникову, К.А.Скрилко, А.И.Шеменде.

Очень полезным для автора явилось сотрудничество и совместные работы, проводимые на протяжении многих лет с сотрудниками ВНИИОкеангеология -А.И.Айнемером, В.Ю.Глебовским, Э.Ф.Гринталем, Н.И.Гуревич, В.Д.Каминским,

A.Г.Красновым, Ю.И.Матвеевым, С.П.Мащенковым, И.М.Порошиной, Г.Н.Старицыной, Г.АЛеркашевым и Полярной морской геолого-разведочной экспедиции ПГО "Севморгеология" - В.Н.Шимараевым, В.А.Виноградовым,

B.И.Тимофеевым, Н.В.Николаевым, С. Полищуком.

Большое значение для автора имело внимание к его работам со стороны ведущих специалистов С.В.Аплонова, Е.В.Вержбицкого, А.Г.Гайнанова,

A.Я.Гольмштока, А.М.Городницкого, • Л.П.Зоненшайна, С.С.Иванова,

B.Г.Казьмина, А.М.Карасика, Э.М.Литвинова, Л.И.Лобковского, Е.Г.Мирлина,

A.И.Пилипенко, А.Г.Рябухина, Я.Б.Смирнова, О.Г.Сорохтина, Е.И.Суетновой,

B.И.Устрицкого, В.Е.Хаина, Г.Шоенхартинга, Б.Тухолке, Э.Бонатти, Р.Хейя, Т.Биркелунд, Дж.Бейли.

Особое уважение и благодарность автор приносит Р.М.Деменицкой за ее постоянное внимание, заботу и поддержку.

Автор благодарен Т.В.Газиной и А.Н.Филаретовой, оказавшим большую помощь при оформлении диссертации.

Завершающая стадия работы выполнялась при финансовой поддержке Международного Научного Фонда (ISF grant М62000).

часть 1. геодинамика рифтовых зон срединно-океанических хребтов.

ГЛАВА 1.МОРФОСТРУКТУРНЫЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ

ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРОЕНИЯ РИФТОВЫХ ЗОН СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ.

Изучение процессов формирования океанической коры в рифтовых зонах СОХ, особенностей магматизма, морфологии дна, закономерностей распределения дизъюнктивных нарушений, а также геофизических аномалий является одной из фундаментальных задач современной геодинамики. Ее важность подчеркивается тем обстоятельством, что с распределением разломов и трещин в коре осевых зон СОХ тесно связаны проявления гидротермальной деятельности и глубоководш полиметаллических сульфидов.

Конвективные движения вещества в нижней и верхней мантии определяют положение глобальных поясов растяжения литосферы, структурным выражением которых является планетарная система СОХ с рифтовой зоной, представляющей глубинный разлом литосферы и мантии Земли. Они закладывают тот силовой фон, на котором развиваются процессы структурообразования более мелких масштабных уровней и на котором отчетливо выступают различия в структуре рифтовых зон с разными скоростями спрединга. Скорость спрединга определяет термомеханический режим литосферы рифтовой зоны, ее толщину, эффективную прочность и генеральную морфологию. Она меняется в широких пределах от 1 до 18 см/год.

Детальными исследованиями на медленнораздвигающемся Срединно-Атлантическом хребте (САХ) в районах исследований ФАМОУС вблизи 37°с.ш. [Macdonald, Luyendyk, 1977], ТАГ на 26°с.ш. [Зоненшайн и др. 1989; Sempere et al., 1992] и МАРК вблизи 23°с.ш. [Karson et al., 1987; Gente et al., 1991] установлена тонкая структура рельефа дна гребневых зон медленнораздвигающихся хребтов. В рельефе четко выделяются: 1) внутреннее дно, 2) внутренние стенки, 3) террасы, 4) внешние стенки, образующие границу срединной долины и рифтовых гор, 5) рифтовые горы.

Перечисленные выше структуры типичны для медленнораздвигающихся хребтов. Их размеры могут быть в каждом конкретном случае разными, но средние размеры сечения рифтовых долин (ограниченных внешними стенками) меняются при этом незначительно [ Eberhart et al., 1988].

Гребневые зоны быстрораздвигающихся хребтов, в отличие от медленнораздвигающихся, не имеют такой морфотектонической структуры, как срединная долина, а представляет собой приподнятый на 0,3-0,8 км блок, шириной 15-25 км, рельеф которого постепенно понижается почти от самой оси, осложняясь лишь локальными грабенами и горстами [Lonsdale, 1989, 1994; Cochran et al., 1993]. Рельеф осевой зоны хребта характеризуется осевым поднятием треугольной, купольной или трапецевидной формы, центральная часть которого нарушается вершинным грабеном глубиной в первые десятки метров и шириной в первые десятки- сотни метров [Lonsdale, 1994; Macdonald, Fox, 1988]. Стенки, ограничивающие грабен, представляют собой почти вертикальные сбросы с видимым вертикальным смещением 6-10 м.

Как в быстро- так и в медленнораздвигающихся хребтах в центре осевой зоны спрединга располагается узкая (шириной 1-2 км) зона современного вулканизма ("неовулканическая зона"), ограниченная зоной трещиноватости и далее зоной активного сбросообразования со значительными вертикальными

нарушениями. Неовулканическая зона (НВЗ) была детально исследована с помощью подводных обитаемых аппаратов (ПОА), глубоководных камер и многолучевых гидроакустических систем на СОХ с малыми и средними скоростями спредина [Baliard, van Andel, 1977; Smith, Cann 1992] и на СОХ с большими скоростями спрединга [Lonsdale, 1985, 1994; Macdonald et al., 1984, 1992]. Детальные придонные исследования показали, что вулканическая, тектоническая и гидротермальная активность на СОХ эпизодична и подвержена определенным циклам. Согласно оценкам, основанным на мощности вулканического разреза (1,0 км), размерах и пространственном распределении вулканов в неовулканической зоне, в медленнораздвигающихся хребтах извержения происходят в среднем раз в 500010000 лет [Atwater, 1979; Lalou et al., 1993]. При средних значениях скоростей спрединга извержения происходят в среднем раз в 300-600 лет [Macdonald, 1982], редко - до первых тысяч лет, в то время как в быстрораздвигающихся хребтах- раз в 50-100 лет [Lonsdale, 1978, Haymon et al., 1991]. Можно отметить закономерность: частота извержений увеличивается пропорционально квадрату скорости спрединга. Приведенные выше значения периодов извержений могут рассматриваться лишь как наиболее вероятные и потребуется еще немало детальных исследований для более точной их идентификации.

В последние годы в результате широкого использования высокоразрешающих систем Глория и СиМарк появилась возможность детально закартировать дизъюнктивные нарушения на больших площадях вдоль простирания осевой зоны СОХ [Carbo.te, Macdonald, 1990,1994; Crane, 1987; Sauter et al., 1991]. Эти исследования показали, что на флангах неовулканической зоны начинается зона интенсивного тектонического растрескивания. В пределах 2-3-х км от оси некоторые из этих трещин имеют значительные вертикальные смещения по нормальным сбросам. По всей видимости, именно эта зона трещин обеспечивает доступ холодной морской воды в молодую нагретую океаническую кору. Интенсивность трещиноватости может контролировать расход жидкости и температуру выхода гидротермальной конвекции.

Трещиноватость коры является необходимым, но не достаточным условием активной гидротермальной деятельности в осевой зоне СОХ. Так, несмотря на повышенную концентрацию трещин и сбросов в окрестности зон перекрытия центров спрединга (ПЦС) или на пересечении оси СОХ с зонами трансформных разломов, вулканизм и активная гидротермальная деятельность здесь проявляются значительно слабее, чем вдали от этих структурных нарушений. Поэтому повышенная концентрация разрывных нарушений еще не является окончательным критерием для поиска участков с активной гидротермальной сульфидообразующей деятельностью. Обязательным является наличие источника тепла (магматической камеры), так что при всем генетическом и структурном разнообразии разломов и трещин в рифтовых зонах, наибольший интерес для поиска ГПС представляют собой трещины осевой зоны, связанные непосредственно с активностью магматической камеры, ее тектономагматическим циклом, периодичностью излияния, временем жизни и стадией развития.

Важная информация о глубинной структуре литосферы рифтовых зон СОХ поступает также из обширных геофизических данных. Известно, что амплитуды длинноволновых (сотни километров) гравитационных аномалий над зонами СОХ довольно малы, и это предполагает изостатическую компенсацию СОХ для данного масштаба структур [ Ушаков и др., 1979; Гайнанов, 1980; Деменицкая и др., 1981;

Watts, 1982]. Эти аномалии дают информацию о распределении масс и динамике всей структуры СОХ.

Коротковолновые гравитационные аномалии (длиной несколько километров) были изучены на немногих гравиметрических профилях, полученных на ПОА, в частности на аппарате Элвин в районе 21°с.ш. ВТП [RISE, 1980; Luyendyk,1984] и в районе хр. Хуан де Фука [Holmes, Johnson, 1993] . В первом районе длина профиля достигала 7 км вкрест ВТП. Точность измерений составляла 0,2 мГал (что на порядок величины превосходило точность набортных измерений). Аномалия имела выраженный минимум с амплитудой - 1,5 мГал. Его ширина составляла 3 км, а центр располагался над осевой неовулканической зоной. Этот минимум Ag отражает наличие некоторого разуплотнения в осевой зоне, обусловленного либо растрескиванием коры и повышенной пористостью слагающих ее пород [Stevenson et al., 1994], либо наличием коровой магматической камеры, располагающейся на небольших глубинах [Luyendyk, 1984; Holmes, Johnson, 1993]. Локальные высокочастотные аномалии дают возможность с высокой точностью выявить приповерхностные неоднородности в осевой части рифтовой зоны, связанные непосредственно с гидротермальными выходами и металлоносными образованиями. Однако, невозможность получения такой съемки набортными методами, и крайняя ограниченность наблюдений поля Ag на ПОА не дают достаточного фактического материала для анализа. Поэтому, основное внимание в этом разделе уделено средневолновым аномалиям, дающим нам информацию о глубинной структуре и динамическом состоянии рифтовой зоны СОХ.

Средневолновые (десятки километров) аномалии гравитационного поля над медленно-раздвигающимися хребтами обнаруживают отрицательную аномалию (до-75 мГал) в области рифтового грабена. Такие аномалии могут поддерживаться динамикой движения магмы в подосевом канале [Sleep, 1969; Lachenbruch, 1976]. Их связывают также с непрерывным утонением механически прочной литосферы медленнораздвигающихся СОХ [Cochran, 1979; Tapponier, Francheteau, 1978]. Сильно расчлененный рельеф затрудняет выделение полезного сигнала в аномальном гравитационном поле, связанного с коровыми неоднородностями и возможным присутствием локальных магматических очагов. Интерпретация средневолновых гравитационных аномалий над рифтовой зоной ВТП не относится к числу однозначных задач геофизики. Здесь, также как и в медленнораздвигающихся СОХ, неопределенность механизма изостатической компенсации и взаимодействие различных динамических факторов в окрестности рифтовой зоны создают проблемы в интерпретации наблюдаемых аномалий [Lewis, 1982; Madsen et al., 1984, 1990; Lin, Phipps, Morgan, 1992]. Первоначально при интерпретации поля Ag в районе ВТП литосфера осевой зоны рассматривалась в виде упругой плиты [Cochran, 1979; McNutt, 1980]. Несмотря на присутствие под осевой зоной очага частично расплавленного материала, понижающего механическую прочность литосферы, эта модель удовлетворительно объясняла аномалии поля Ag, совпадающие с наблюдаемыми над рифтовой зоной ВТП. Можно было бы ожидать, что и термическая модель, достаточно хорошо объясняющая изостатический рельеф ВТП, способна также хорошо объяснить наблюдаемые аномалии силы тяжести. Но расчеты аномалий для "термического" рельефа срединно-океанического хребта дают большие расхождения (10-20 мГал) с наблюдаемыми аномалиями в осевой зоне хребта [Pearson, Lewis, 1981]. В этой модели компенсирующие массы распределены по всей толщине литосферы, и значения осевых аномалий получаются ниже наблюдаемых. С другой стороны, предполагают, что в осевой зоне может существовать и избыток масс, вызванных

внедрением тела типа дайки [Lewis, 1982]. В силу относительно малых размеров эта область избыточной плотности почти не влияет на рельеф дна, но заметно повышает локальные аномалии Ag. Подобная неоднозначность в геологическом истолковании осевых гравитационных аномалий, видимо, обусловлена разными стадиями тектоно-магматического цикла в том или ином районе , и, как следствие, различным состоянием осевой магматической камеры (насыщенностью или истощенностью расплавленной фракцией, длительностью развития и др.). Поэтому постановка детальных гравиметрических работ в рифтовых зона СОХ будет в значительной степени способствовать выявлению глубинных плотностных и структурных неоднородностей и пониманию динамики мантийного апвеллинга и формирования океанической коры.

Изучение магнитных аномалий в рифтовых зонах СОХ проводилось многими исследователями и имело целью выявить особенности процессов спрединга, характер нарушений океанической коры при внедрении глубинных тел и анализ процесса формирования магнитоактивного слоя [Назарова, Городницкий, 1988; Шрейдер, 1992; Гордин и др., 1993;Печерский и др., 1993; Мащенков, 1994]. Картина магнитных аномалий позволила оценить ширину и устойчивость НВЗ, выделить зоны внеосевого вулканизма, локальных перестроек оси спрединга , а также участки асимметричного и неортогонального спрединга [Аплонов и др., 1992]. Неортогональный спрединг типичен для большинства хребтов с малыми скоростями раздвижения, тогда как ортогональный спрединг, считающийся нормальным, должен преобладать при средних и высоких скоростях раздвижения. Асимметричный спрединг (с фактотом асимметрии до 2) может устойчиво проявляться в течение некольких миллионов лет, но затем появляется тенденция возвращения в нормальный режим, так что для интервала времени более 10 млн.дет, в первом приближении, спрединг остается симметричным [Macdonald, 1977].

Геотермические исследования, проведенные в рифтовых зонах СОХ, свидетельствуют о сильных различиях в значениях кондуктивного теплового потока, измеренного в осевых зонах , и предсказываемого моделью остывающей плиты. Это предполагает, что по крайней мере 40% теплопотерь на СОХ и 20-30% всех теплопотерь Земли приходятся на процессы гидротермальной циркуляции в рифтовых зонах [Sclater et al, 1980; Сорохтин, Ушаков, 1992]. Измеренные значения конвективного теплового потока сильно варьируют на небольших расстояниях вблизи центров спрединга.

Возможность непосредственной оценки гидротермального теплового потока на оси спрединга возникла после открытия в 1979 г. гидротермального поля RISI на ВТП [Macdonald et al., 1980]. Оно целиком располагалось в пределах неовулканической зоны в поясе шириной менее 500 м и длиной около 2 км [Edmond 1980]. На этом поле обнаружено около шести отдельных скоплений выходо! гидротерм и минерализованных холмов [RISE Team, ¡980]. Характерно,чтс результирующий тепловой поток q = (6 ± 2)' I0-6 кал/см2с для группы выходов и: четырех труб черных курильщиков в 3-6 раз превосходил теоретический поток чере: сегмент хребта длиной 1 км и шириной 30 км в каждую сторону от оси (1 млн. лет [Macdonald, 1983].

Измерение кондуктивного теплового потока в рифтовых зонах может быт1 полезным для установления границ гидротермальных полей по разбросу i значениях измеряемых величин теплового потока. При этом разниц; теоретического теплового потока, рассчитанного в модели остывающей плиты, о' среднего значения измеренного кондуктивного потока может служить мерой тепла выносимого в океан через гидротермы.

Коротко резюмируя содержание первой главы, можно сказать, что в ней, на основе обобщения геолого-геофизической информации, дан обзор основных закономерностей строения рельефа дна и аномальных геофизических полей рифтовых зон СОХ с различными скоростями спрединга. Подчеркнем, что по значениям скоростей спрединга все СОХ можно разделить на 4 типа: хребты с медленной скоростью раздвижения (Ушред<4 см/год), со средней (УСпрсд~4-8 см/год), быстрой (УСПред=8-12 см/год) и ультрабыстрой (V>12 см/год) скоростями спрединга. С увеличением скорости спрединга существенно изменяется характер рельефа дна: от грабенообразной структуры, типичной для САХ, до горстообразного поднятия, характерного для большинства участков ВТП. Наряду с этим заметно уменьшается и ширина аккреционной границы, и особенно - неовулканической и тектонической зон. Изменение морфологии и характера геофизических аномалий в рифтовых зонах при увеличении скорости спрединга связано с изменением ее глубинной структуры.

ГЛАВА 2. СТРУКТУРНЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ И СЕГМЕНТАЦИЯ РИФТОВЫХ ЗОН СОХ.

Высокоразрешающие гидроакустические методы и исследования на ПОА позволили получить детальные батиметрические карты и выявить морфоструктурные особенности [ Macdonald et al., 1992; Lonsdale, 1989; Purdy et al.,1990; Зоненшайн и др.,1989;] рифтовых зон. На этом основании была установлена морфотектоническая [ Lonsdale, 1994; Macdonald et al.,1991; Белая, Дубинин, 1987; Sempere et al.,1993; Мирлин, Синева, 1990; Дубинин и др., 1992; Мирлин, Сущевская, 1992; Appelgate, Shor, 1994;] и петрохимическая [Langmuir et а!., 1986; Reynolds et al., 1992] сегментация рифтовых зон. Хотя сам факт сегментации рифтовых зон СОХ надежно установлен, детальная структура сегментов, их границы, а также геодинамическая природа сегментов разных масштабных уровней исследованы еще очень слабо. Границами сегментов разных масштабных уровней служат тройные соединения (ТС), трансформные разломы (TP), перекрывающиеся центры спрединга (ПЦС), нетрансформные сдвиги, узлы, изгибы, девелы и др. Сегменты, даже соседние, могут существенно отличаться друг от друга по тектоно-магматическим и геофизическим характеристикам, которые изменяются во времени и пространстве. Такие различия, по всей видимости, являются следствием изменения трехмерной термической и глубинной структуры рифтовых зон СОХ.

Во второй главе диссертации представлена целостная иерархическая система разномасштабной сегментации рифтовых зон СОХ, рассмотрены граничные структуры сегментов, а также возможная геодинамическая природа каждого уровня сегментации.

Планетарная система рифтовых зон СОХ представляет собой глобальную структуру растяжения литосферы, непрерывно протягивающуюся через все океаны на расстояние более 65 тысяч километров. Пространственно-временная устойчивость этой глобальной системы СОХ определяется видимо глубинными процессами на границе ядра и мантии, а также конвекцией в нижней мантии. Последняя, в свою очередь, является движущим механизмом для многоячеистой конвекции в верхней мантии, ответственной за движение литосферных плит и первый крупномасштабный уровень сегментации СОХ. Это уровень границ литосферных плит, который включает сегменты СОХ с характерными размерами в несколько тысяч километров. Времена существования этих сегментов составляют десятки - первые сотни миллионов лет. Границами сегментов этого уровня являются

тройные соединения (ТС). Характеристики сегментов во многом связаны с особенностями геометрии и кинематическими параметрами относительного вращения соседних плит, которые, как отмечалось, определяются особенностями верхнемантийной конвекции. В пределах отдельных сегментов СОХ сохраняется генеральное простирание дивергентных границ плит, а скорость спрединга изменяется в соответствии с положением полюса относительного вращения плит.

Второй уровень сегментации составляют участки рифтовых зон СОХ, заключенные между соседними крупными трансформными разломами. Для них характерны размеры от нескольких десятков до первых сотен километров, а времена их устойчивого существования измеряются десятками миллионов лет [Francheteau, Ballard,1982; Дубинин,1987; Colcagno,Cazenava,1993]. Крупные трансформные разломы могут смещать отрезки хребта на десятки и сотни километров, т.е. на расстояния, заметно превышающие поперечный размер рифтовой зоны. Появление сегментов этого уровня можно связать с участками границ плит, по простиранию значительно отклоняющимися от направления на полюс раскрытия (в пределах генерального тренда), или же с существованием ослабленных зон, вызванных наличием аномалий в вещественном составе или глубинном строении литосферы.

Смещение отрезков хребта по трансформному разлому на десятки-сотни километров приводит к разрыву и смещению (в плане) стационарной магматической камеры (СМК), представляющей самую верхнюю часть астеносферного поднятия в окрестности рифтовой зоны. В таких условиях формируются независимые спрединговые ячейки Франшто-Балл&рда [Ballard, Francheteau, 1982], со своим уровнем подъема астеносферного зеркала, а значит и с различающимися средними глубинами дна на оси хребта, со своей тектоно-магматической цикличностью и особенностями в составе базальтов. В пределах каждого сегмента этого ранга, ограниченного соседними трансформными разломами, глубина дна осевой зоны определяется глубиной и термическим состоянием СМК.Положение кровли СМК ,по сейсмическим данным варьирует по глубине от 4-6 км для быстрораздвигающихся СОХ [Мс Clain et al., 1985] до более 10 км для медленнораздвигающихся [Toomey et al., 1989]. Эти вариации глубины кровли СМК, согласно оценкам, приводят к вариациям в амплитуде среднего рельефа в первые сотни метров.

Третий уровень сегментации объединяет участки рифтовых зон в масштабе рифтовой долины или осевого поднятия. Границами сегментов этого уровня являются крупные перекрывающиеся центры спрединга (ПЦС) со смещением осей на 3-30 км на быстрораздвигающихся СОХ и небольшие сдвиги трансформного типа в пределах рифтовой зоны без существенного перекрытия осей на медленнораздвигающихся хребтах. Характерный размер сегментов этого ранга-несколько десятков километров, а время их существования-порядка первых миллионов лет. В пределах небольших смещений рифтовой зоны, также как и на границах предыдущего уровня сегментации, может изменяться положение кровли СМК, однако, в отличие от последних, непрерывность СМК в плане сохраняется. Основную роль в формировании и эволюции сегментов третьего уровня, могут играть процессы, связанные с термическим состоянием коровой осевой магматической камеры (ОМК). Сейсмические исследования, проведенные в осевой зоне быстрораздвигающихся хребтов, подтверждают существование зоны пониженных скоростей в пределах коры, ассоциируемой с наличием ОМК. Эта зона протягивается на расстояния в десятки километров на глубине 1-3 км. Залегание кровли ОМК, ее разрывы и даже полное исчезновение, коррелируются

обычно с более глубокими и/или более трещиноватыми участками дна осевой зоны в районах крупных ПЦС. Примерами границ сегментов этого уровня могут служить крупные ПЦС на 1 Г45' с.ш., 5°30' с.ш. на ВТП или разломные зоны А и Б в области ФАМОУС на САХ.

Четвертый уровень сегментации - уровень осевой зоны - включает участки размером от нескольких километров до нескольких десятков километров со временем существования от десятков до первых сотен тысяч лет. Границами таких сегментов на быстрых СОХ служат зоны малых ПЦС со смещением 0,5-3 км и небольшие нетрансформные нарушения с нулевым или очень малым смещением на медленных СОХ. Геодинамически этот уровень сегментации на СОХ с быстрым спредингом может контролироваться глубиной залегания и термическим состоянием нестационарной во времени коровой ОМК. Магматическая камера на границах сегментов этого ранга, в отличие от зон крупных ПЦС, сохраняет непрерывность, испытывая лишь небольшое смещение в плане, сужение и заглубление кровли, в зависимости от насыщенности или истощенности расплавленной фракцией [Scheirer, Macdonald, 1993; Kent et al., 1993]. Например, зоны небольших ПЦС на 9°03' с.ш., 12°54' с.ш., 18°35' ю.ш. и др. на ВТП [Lonsdale, 1989; Macdonald et al., 1992]. Примерами границ сегментов этого уровня, видимо, служат смещения (на расстояние 8-30 км) эшелонированных сегментов осевых зон на участке от 23°с.ш. до 28°с.ш. САХ [Sempere et al., 1990, 1993; Tucholke, Lin, 1994]. Глубинные процессы, контролирующие этот уровень сегментации, ответственны и за формирование морфоструктурного плана осевой зоны.

Пятый уровень сегментации связан с небольшими нарушениями неовулканической зоны. Здесь границами сегментов могут служить мелкие тектонические узлы, изгибы оси, седловины, небольшие смещения без перекрытия и т.д., получившие название девэлов [Macdonald et al., 1991; Lonsdale, 1994; Langmuir et al., 1986] . Величина латерального смещения оси спрединга достигает здесь нескольких сотен метров, причем нарушения оси расположены, как правило, в районах локальных понижений рельефа. Сегментация этого уровня связана с периодичностью тектоно-вулканического цикла, повторяющегося через 100-10000 лет и включающего серию конкретных извержений, со сменой гидротермальной и тектонической фазы цикла, нарушающих морфотектонику осевой зоны. Глубинные процессы, определяющие этот уровень сегментации, обусловлены существованием расплавленной фракции базальта, концентрирующейся вблизи кровли ОМК в виде линзы толщиной до 300 м, и ответственной за тектоно-вулканические циклы конкретного сегмента. Они ответственны также за морфотектонику осевого грабена (или дна внутренней осевой долины-для СОХ с медленным спредингом), а также за расположение разломов и трещин, интенсивность гидротермальной циркуляции и распределение ГПС.

Можно выделить еще один, шестой локальный уровень сегментации рифтовых зон СОХ- уровень конкретных извержений в пределах единого вулканического цикла. Если не учитывать редкие крупные катастрофические извержения, способные значительно изменить морфоструктурный план рифтовой зоны, отдельные извержения вносят лишь локальные изменения осевой зоны, проявляющиеся, главным образом,в различии в морфологии излившихся лавовых потоков.

В этой главе подробно рассматривается геолого-геофизическое строение и основные геодинамические процессы, происходящие в окрестности различных структурных неоднородностей, ограничивающих сегменты разных масштабных

уровней: тройных соединений, трансформных разломов, перекрытий центров спрединга и др.

Таким образом, в главе показано, что сегментация СОХ является разномасштабным глобальным и фундаментальным феноменом, отражающим зависящую от времени трехмерную природу аккреционных процессов на дивергентных границах плит. В целом, морфотектоническая и магматическая структура каждого более мелкого масштабного уровня сегментации причинно обусловлена процессами на предыдущих более крупных уровнях. Однако, каждый масштабный уровень определяется лишь свойственными ему геодинамическими процессами, контролирующими его существование, особенности строения и эволюцию.

ГЛАВА 3. ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ ОСЕВЫХ ЗОН СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ.

В существующих моделях спрединга предполагается, что вулканические и плутонические породы рифтовой зоны формируются в процессе дифференциации компонентов первичной мантийной магмы в неглубоких магматических камерах, в самой верхней части астеносферного клина под СОХ. Это заключение подтверждается, в частности, глубинами очагов землетрясений в рифтовых зонах, которые варьируют в диапазоне 3-7 км [ Huang,Solomon, 1987], аномально высокими фоновыми значениями теплового потока, плотностными моделями рифтовой зоны [Lewis,1982; Madsen et al., 1984,1990] и термическими моделями спрединга [Сорохтин, 1973; Sleep, 1991; Wilson et al., 1988; Суетнова, 1991; Галушкин , Дубинин, 1993].

Кроме того, сейсмические исследования, проведенные в окрестности рифтовых зон быстрораздвигающихся хребтов, свидетельствуют о существовании зоны, в пределах которой амплитуды сейсмических волн существенно уменьшаются, а времена пробега увеличиваются. Эта зона имеет достаточно устойчивый характер и прослеживается на расстоянии до 20-30 км от оси хребта на глубинах до 4-10 км [Herron et al., 1980; Detrick et al., 1987; Harding et al., 1993]. Она может быть связана с поднятием кровли астеносферы под осевыми зонами СОХ. В настоящее время можно достаточно уверенно утверждать, что под рифтовыми зонами СОХ существует обширное поднятие астеносферы, сложенное разуплотненным материалом мантии, который в окрестности рифтовой оси может формировать фракции частично расплавленного дифференцированного базальтового вещества, образующего магматические камеры. Это подтверждается и многочисленными исследованиями в офиолитовых комплексах [Nicolas et al.,1988].

Наиболее полный анализ информации о геофизических, петрологических и геохимических характеристиках магматической камеры, а также о ее внутренней динамике приведен в работе [Sinton, Ditrick, 1992]. Убедительные свидетельства существования зон пониженных скоростей (ЗПС) сейсмических волн, ассоциируемых уже с внутрикоровыми очагами магмы или осевыми магматическими камерами, получены лишь для хребтов с высокими и средними скоростями раздвижения.В ходе специальных сейсмических экспериментов РОЗЕ [Ewing, Meyer, 1982] и МАГМА [McClain et al., 1985;Barnett et al., 1989; Caress et al., 1992] в рифтовой зоне ВТП на 12-13°с.ш., а также при сейсмических исследованиях на 9-10°с.ш. ВТП [Vera et al.,1990; Toomey et al.,1990; Kent et al.,1993,] на хребте Хуан де Фука [ Rohr et al., 1988] и в других районах. В этих экспериментах кровля камеры фиксировалась на глубинах 1,5-2,5 км для быстро- и 2-3 км для

среднераздвигающихся хребтов, а размеры камеры в направлении поперечном простиранию хребта оценивалась в 2-4 км у ее вершины (ширина кровли камеры) и 10 -12 км у основания. Наличие зон пониженных плотностей в осевых участках СОХ было подтверждено на основании интерпретации гравиметрических данных [Madsen et al., 1990; Lin, Phipps Morgan, 1992].

Прослеживается корреляция глубины магматической камеры (т.е.толщины хрупкой литосферы, покрывающей камеру) с глубиной дна осевой зоны. Последняя для хорошо исследованного участка ВТП (8-13°с.ш.) меняется по величине не более чем на 300 м на протяжении в 500 км , в то время как изменения глубины кровли магматической камеры могут превышать 1 км. Самые мелкие участки осевого поднятия (южнее т.р.Клиппертон, между 11° и 11°40" с.ш., а также к северу и югу от ПЦС на 12°54' с.ш.) связаны, как правило, с самой тонкой корой над камерой. Более глубокое залегание кровли магматической камеры, ее прерывистый характер и даже полное отсутствие, обычно коррелируются с относительно более глубокими участками дна на осевой зоне (например, участки к северу от т.р. Клиппертон, вблизи ПЦС на 9°03'с.ш.. и на 1Г45'с.ш.) [Detrick et al.,1987]. Тем самым подтверждается предположение [Macdonald, Fox, 1988; Scheirer, Macdonald, 1993] о том, что топография дна, видимо, отражает состояние магматической камеры.

Для медленнораздвигающихся хребтов со скоростями спрединга V < 3,5 см/год коровая магматическая камера не прослеживается современными геофизическими методами [Detrick et al., 1990;Казьмин, Коган, 1992;Toomey et al., 1993].

Обнаружение объектов типа локальных осевых магматических камер (ОМК) традиционной набортной гравиметрической съемкой с поверхности океана затруднено. Резко расчлененный рельеф дна осевой области, большая глубина дна океана, превосходящая 2500 м, сложное распределение плотностей пород с глубиной, интенсивная тектоническая и гидротермальная переработка коры- все это затрудняет выделение " полезного" сигнала и делает необходимой придонную и даже донную геофизическую съемку. Относительный вклад амплитуды "полезного" теплового или гравитационного сигнала от осевого очага магмы будет зависеть не только от времени функционирования очага, его размеров и формы, но также и от уровня, на котором проводятся измерения аномалий геофизических полей. На примерах простых моделей магматических очагов в осевой зоне быстро-раздвигающихся СОХ нами продемонстрирована возможность выделения ОМК по особенностям рельефа и аномальных геофизических полей. Показано,что лишь локальные гравитационные аномалии, полученные в результате придонной съемки с точностью 1-2 мГал и выше, позволяют выделить информацию о наличии осевого магматического очага с достаточной точностью разрешения [Галушкин, Дубинин, 1990]. Эта возможность существенно зависит от физического состояния очага магмы, в частности от степени его охлаждения циркулирующими гидротермальными водами, от времени его существования и стадии тектоно-магматического цикла.

Таким образом, результаты сейсмических экспериментов и гравиметрических исследований, проведенных в осевых зонах быстро- и среднераздвигающихся СОХ, а также другие геолого-геофизические данные указывают на существование двух основных отражающих уровней, связанных с границами зон пониженных скоростей. Первый из отражающих горизонтов наблюдается на глубинах 1-3 км. Он прослеживается на расстоянии 1- 4 км поперек оси и связывается с существованием осевого внутрикорового очага магмы. Этот очаг, как правило, не фиксируется на медленнораздвигающихся хребтах. Второй отражающий горизонт, в отличие от

первого, носит более устойчивый характер, прослеживается на расстояниях до 15 км в поперечном направлении от оси хребта до глубин 4-10 км от уровня дна океана. Этот горизонт ассоциируется с границей Мохо и, видимо, с существованием поднятий кровли астеносферы под осевыми зонами СОХ, с характерной шириной поднятий 20-30 км ( полная ширина) и залеганием кровли астеносферы на глубинах от уровня дна океана 5-10 км. Как отмечалось в гл.1, оценки частоты излияний, сделанные на основании определений степени свежести лавовых потоков и толщины тонких осадочных прослоев, показывают, что существенные излияния лавы на поверхность (в пределах единого локального сегмента длиной несколько километров) в осевой зоне быстрораздвигающихся хребтов происходят в среднем раз в 100-1000 лег [Macdonald,1982; Lonsdale, 1978; Haymon et al.,1991]. Вулканическая фаза сменяется фазой активной гидротермальной деятельности и затем тектонической фазой. Для медленнораздвигающихся хребтов анализ мощности свежих вулканических излияний, размеров и пространственного распределения вулканов в пределах неовулканической зоны свидетельствует о том, что излияние магмы здесь происходит в среднем раз в 5000-10000 лет [Atwater, 1979].Указанная периодичность тектоно-магматических циклов в осевых зонах СОХ должна играть важнейшую роль в распределении зон гидротермальной активности и полей ГПС. В настоящей главе на основе перечисленных факторов рассмотрены условия формирования и эволюции осевой магматической камеры в рифтовых зонах СОХ в рамках модели непрерывно-дискретного спрединга.

Анализ геолого-геофизических данных предполагает, что развитие осевых внутрикоровых очагов магмы (стационарных, как в средне- и быстрораздвигающихся хребтах, или эпизодических, как в медленнораздвигающихся) проходит на фоне существования относительно устойчивого широкого поднятия кровли астеносферы. Длительное существование такого поднятия при эпизодическом характере внедрений интрузий, дает возможность построения сравнительно простой термической модели для численного анализа процесса формирования осевых коровых очагов магмы.

В модели, разработанной автором совместно с Ю.И.Галушкиным, очаг формируется в самом верхнем слое литосферы, включающем кору. Мощность слоя, составляет 4-6 км для хребтов с высокими скоростями спрединга (V> 6 см/год) и может возрастать до 8-10 км для медленнораздвигающихся хребтов (V < 4 см/год). Модель позволяла находить распределение температур в слое литосферы, основанием которой служила кровля астеносферы с температурой равной Т = 1200°С, а верхней границей - дно океана с температурой Т = 0°С. Процесс внедрения интрузии предполагался мгновенным и повторялся через интервал времени At (эпизод спрединга). Релаксация распределения температуры в коре в промежутке между интрузиями описывалась решением нестационарного уравнения теплопроводности [Галушкин,Дубинин, 1993,1994].

Теплообмен в области активной деятельности гидротерм (зона неовулканизма и прилегающая к ней область трещиноватости) учитывался введением эффективной теплопроводности К (x,z,T) для пород коры данного блока. Принятое распределение К (x,z,T) не претендовало на точное воспроизведение реальной картины смешанного гидротермально-кондуктивного теплообмена в окрестности осевых зон спрединга. Однако, оно отражало самые общие черты этого процесса, а именно резкое убывание гидротермальной активности с удалением от оси спрединга и ограничение ее действия по глубине границей пластичности материала Т =725°С [ Hardee, 1982], ниже которой закрываются микротрещины в породах коры.

Учет образования линзы базальтового расплава относится к наиболее трудным элементам в модифицированной модели осевого магматического очага. Наличие такой линзы в верхней части ОМК было подтверждена в последнее время как сейсмическими [Caress, 1992; Vera et al., 1990], так и петрохимическими [Batiza, Hiu, 1992] экспериментами, проведенными, например, в осевой зоне ВТП на 12°50'с.ш. и на 9-10°с.ш. Геофизические данные при этом свидетельствуют о том, что доля плавления магматического вещества в ОМК меняется от 40 % во внутренней области очага до 1 - 2 % у его стенок [Bloomer, Meyer, 1992; Sinton,Detrick,1992]. Расплав может скапливаться в виде тонких линз расплавленнного базальта, располагающихся над основной магматической массой в верхней части очага. Толщина таких линз составляет по наблюдениям первые десятки-сотни метров, а их ширина в направлении перпендикулярном хребту варирует от 1 до 3 км [Sinton,Detrick, 1992]. Протяженность таких образований вдоль хребта может достигать десятки километров [Bloomer, Mayer, 1992]. Другая ситуация характерна для медленнораздвигающихся хребтов. Здесь нет обильного поступления магмы, достаточного для поддержания непрерывного процесса сегрегации расплава. Поэтому линза расплава здесь отсутствует.

В осевых зонах СОХ излияния лавы на поверхность дожны ассоциироваться с поступлением порций магмы, которое происходит после накопления определенной пороговой деформации растяжения. Именно тогда происходит элементарный акт спрединга с заполнением образовавшейся щели магмой на ширину интрузии. Состав же линзы может обновляться синхронно с актами элементарного спрединга (внедрення интрузии), или чаще,что может существенно сказаться на формировании очага магмы в быстро- и средне-раздвигающихся хребтах. Учет обновления линзы расплава воспроизводился нами путем периодического переписывания распределения температур в верхней части очага на распределение с постоянной температурой, равной температуре линзы (Тлнз). Переписывание осуществлялось в каждый момент обновления состава линзы. Результаты численного моделирования процесса формирования и эволюции магматической камеры в присутствии линзы расплава демонстрируют, что температура и размеры линзы расплава влияют на форму ОМК. Уменьшение периода обновления состава линзы от 500 до 200 лет приводит к уменьшению глубины кровли камеры примерно на 400 м.В тоже время падение температуры обновляемого вещества линзы до П80°С (т.е. на 25°С) приводит к увеличению глубины кровли камеры в осевой зоне на 200 - 250 м и одновременному сужению камеры в ее' верхней части. Наконец, уменьшение мощности линзы на с 350 до 250 м, относительно слабо сказывается на глубине камеры, но имеет следствием уменьшение ее ширины.

Вопрос об эволюции рельефа дна океана осевых зон спрединговых хребтов имеет принципиальное значение в виду того, что информация о рельефе дна наиболее доступна и наиболее полно отражает тектоно-магматические процессы, формирующие структуру осевой зоны.Как отмечалось ранее, различают три основных формы рельефа осевого поднятия: треугольную, купольную и трапецевидную (или прямоугольную) [Macdonald et al., 1984, 1992; Lonsdale, 1989]. Можно предположить,что наблюдаемые вариации в формах рельефа осевого поднятия связаны с изменениями термического состояния ОМК, ее формы, строения и времени развития. Проверка справедливости этого предположения осуществлялась в рамках нашей термической модели эволюции осевой магматической камеры. В модели расчитывается так называемый "термический" рельеф. Этот рельеф возникает как изосгатический отклик на изменения плотности пород коры при их термическом расширении. Можно отметить, что стабилизация

формы рельефа осуществляется практически за те же времена,что и стабилизация формы камеры . Уширение рельефа, а также рост его амплитуды наблюдаются в первые 100 тыс.лет и в дальнейшем замедляются. Форма рельефа остается близка к треугольной лишь для времен менее 70 тыс.лет с начала спрединга.При больших временах спрединга в осевой зоне вырабатывается относительно пологий участок рельефа, и форма поднятия в сечении напоминает теперь трапецию с шириной верхней грани от 2 от 4 км. Трапецеидальная форма камеры, а вместе с ней и "термического" рельефа дна океана усиливается при остывании камеры.Плоский участок поверхности дна становится все более выразительным. В то же время амплитуда "термического" рельефа на оси падает примерно вдвое за времена остывания порядка 15-20 тыс.лет. В целом "термический" рельеф хорошо коррелируется с формой камеры.

Результаты моделирования позволили установить некоторые закономерности формирования и развития магматических камер в рифтовых зонах СОХ:

1) Механизм формирования осевого корового очага магмы существенно связан с дискретным характером внедрений интрузий и излияний лавовых потоков в условиях непрерывного растяжения литосферы осевых зон спрединга. Для формирования квазистационарной ОМК в условиях быстрого спрединга требуется 130 - 150 тысяч лет.

2) Размеры и форма магматической камеры, а также глубина залегания ее кровли находятся в тесной связи с распределением трещиноватости и интенсивностью гидротермального теплообмена в коре, с закономерностями их изменения по мере удаления от оси.

3) Частота внедрений, а вместе с ней и скорость спрединга, наряду с гидротермальным теплообменом в коре, имеют определяющее значение для существования корового очага магмы и эволюции его формы. В частности, при малой частоте внедрения интрузий, отвечающей полускоростям спрединга меньшим 1,5 см/год, существование устойчивого очага магмы в осевой области рифтовой зоны маловероятно. При изменении скорости спрединга изменяется и форма магматической камеры.

4) Перерыв между внедрениями в 100 тысяч лет и более приводит к исчезновению магматической камеры.

5) Наличие линзы расплавленного базальта в верхней части магматической камеры, периодически обновляемой в результате извержения магмы (насыщенная или истощенная камера), существенно влияет на форму кровли камеры, обусловливая появление плоского участка кровли камеры шириной от 2 до 5 км в быстрораздвигающихся хребтах и от 1 до 2 км в хребтах со средними скоростями спрединга.

6) "Термический" рельеф осевого поднятия над ОМК в значительной степени повторяет положение ее кровли, принимая формы от треугольной до трапецеидальной. Формы осевого поднятия не изменяются существенно в течение одного тектоно-магматического цикла, а являются гораздо более устойчивыми образованиями. Максимальные амплитуды "термического" рельефа варьируют от 50 до 200 м. Наиболее вероятная форма рельефа дна осевого поднятия при установившейся форме камеры-трапецеидальная с плоской верхней поверхностью шириной от 0,5 до 2 км. Такая же форма рельефа типична и для последующего режима остывания камеры. Треугольная форма рельефа характерна для начальной стадии формирования камеры (для времен менее 70 тыс. лет) или при пониженных температурах вещества линзы.

Характерно, что стабилизация формы рельефа осуществляется практически за те же времена, что и стабилизация формы камеры.

Таким образом, в рамках модели непрерывно-дискретного спрединга выявлены условия существования ОМК, рассмотрено изменение ее формы и размеров со временем, а также установлена связь с рельефом дна осевого поднятия.

ГЛАВА 4. ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ КОНВЕКЦИЯ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ СОХ.

В предыдущей главе диссертации было показано, что состояние, форма и размеры осевых магматических очагов, а также формирование ГПС, в существенной степени зависят от интенсивности гидротермальной конвекции в рифтовых зонах СОХ. Поэтому в главе 4 приводится краткий обзор основных закономерностей гидротермальной активности. Гидротермальная деятельность представляет собой процесс переноса энергии и массы вещества в пределах коры путем циркуляции воды. За счет этого процесса в рифтовых зонах СОХ осуществляется тесное взаимодействие гидросферы, литосферы и биосферы, приводящее к увеличению выноса тепла из недр Земли, обогащению морских вод минеральными компонентами из коры и мантии, формированию месторождений сульфидных руд и созданию уникальных условий для жизнеобитания организмов.

Циркуляция воды в коре может быть вызвана неровностями рельефа, различием в содержании солей, динамическими градиентами давления и т.д. Самым распространенным классом гидротермальных систем являются системы, возникающие в результате теплового воздействия интрузий магмы [Norton, 1984]. Участки наиболее активных и высокотемпературных проявлений гидротермальной деятельности приурочены к осевой области СОХ и располагаются над кровлей магматической камеры. Наблюдения распределений "черных курильщиков" в рифтовых зонах СОХ показывают, что восходящее движение горячих вод в осевой зоне представляет собой локальные выходы гидротермальных струй на поверхность дна, тогда как нисходящее течение холодных морских вод - это медленное их просачивание через эффективно пористую океаническую кору. В отличие от струй на выходе гидротерм, приуроченных к узкой полосе в неовулканической зоне, нисходящее течение вод имеет большую площадь сбора, преимущественно во внеосевой зоне и особенно в областях повышенной концентрации трещин и сбросов.

Анализ гидротермальной циркуляции в осевых зонах СОХ показал, что изменение физических свойств воды при изменении температурам, давления и солености имеет существенное влияние на тип конвективных движений, продолжительность активной жизни гидротерм и интенсивность гидроконвекции. Однофазовая и двухфазовая конвекции сменяют друг друга в зависимости от расстояния над кровлей магматической камеры и от ее боковых стенок. Двухфазовая конвекция (вода+пар) увеличивает интенсивность процесса теплопереноса на один-два порядка величины по сравнению с однофазовой конвекцией. Интенсивность конвекции, и, в частности, скорость движения морской воды в струйном канале, зависящая от распределения трещиноватости и Р-Т условий, влияет на процессы осаждения минералов и образования сульфидных месторождений.

Процессы конвективного перемешивания магмы в подосевом очаге и концентрация расплава в верхней части магматического резервуара в значительной степени сказываются на временах остывания ОМК и продолжительности гидротермальной деятельности на различных участках осевых зон СОХ.

ГЛАВА 5. ГЕОДИНАМИКА И МЕТАЛЛОГЕНИЯ РИФТОВЫХ ЗОН СОХ С РАЗЛИЧНЫМИ СКОРОСТЯМИ СПРЕДИНГА

Большинство сульфидных гидротермальных образований на СОХ были обнаружены с помощью донных теле- и фотокамер и ПОА во время детального геологического картирования относительно небольших площадей осевых зон (обычно не более 30 км2). В связи с этим данные о геологическом положении сульфидных образований обычно сопровождались описанием локальной морфологии, осадочного покрова, петрохимии лав и т.д. Позднее стали широко использоваться стационарные системы картирования дна, такие как Си Бим, Си Марк 1, Си "Марк 2, обеспечивающие возможность изучения более широких региональных геодинамических обстановок и привязки к ним гидротермальных рудопроявлений.Такая информация совместно с детальной геологией, изученной с ПОА, дает новые возможности понимания тектонического и геологического положения сульфидных образований, а также глубинных процессов, управляющих их формированием.

Выходы высокотемпературных гидротерм в виде черных курильщиков и сульфидных руд наблюдались в рифтовых зонах СОХ с разными скоростями спрединга: гидротермальное поле Снейк-Пит в области МАРК на 23°22'с.ш. САХ, расположенное в пределах осевой грабеноподобной структуры [Lalou et al., 1993; Bryan et al.,1994], гидротермальное поле ТАГ на 26°10'с.ш. САХ на восточной стенке рифтовой долины [Лисицын и др.,1990; Богданов и др., 1994], в южной части хребта Эксплорер в зонах нарушения непрерывности осевой долины [Kappel,Franklin,1989], в южной части хр. Эндевер вдоль уступов и сбросов, ограничивающих осевую долину [Tivey,Delaney,1986], в южной части хр.Хуан де Фука, вблизи осевой трещины, которая рассекает дно осевой долины, сложенное щитовыми лавовыми потоками [Koski et al.,1994], на ВТП (21°с.ш., 12-13°с.ш., 18-20°ю.ш., и др.) [Hekinian et al.,1985; Краснов,1993 ], на отдельных внеосевых вулканах, а также во многих других районах. Одна из важнейших проблем заключается в установлении геологических признаков (формы, размеров, морфологии осевых зон СОХ, структуры лавовых потоков, петрохимии базальтов), являющихся индикаторами крупных сульфидных образований, и . в выявлении наиболее важных геодинамических критериев, позволяющих предсказать местоположение и условия формирования сульфидных руд в других, менее изученных районах СОХ. Для понимания проблемы существенным является тот факт, что сульфиды на дне океана образуются на выходах высокотемпературных (до 350°С) флюидов, а следовательно, для их формирования требуется наличие термического источника типа магматического очага. Кроме того, для формирования крупных рудных образований, необходима фокусировка выхода гидротерм, циркулирующих в коровом слое над магматическим очагом, на поверхности дна осевой зоны, другими словами, необходимы структурно-тектонические ловушки для гидротерм [Грамберг и др., 1990]. И, наконец, чтобы сохранилось такое месторождение от окисления и рассеяния по большой площади, необходимо создание "крыши" из слабопроницаемых осадков или лавовых потоков.

Рассмотренные в этой главе диссертации конкретные районы из разных СОХ, в которых были обнаружены гидротермальные полиметаллические сульфиды, свидетельствуют о том, что единая схема тектоно-магматического цикла справедлива для СОХ с разными скоростями спрединга - как медленных (САХ), так и быстрых (ВТП). Различия (и существенные) наблюдаются не в последовательности

фаз цикла, а в его геодинамических следствиях, связанных прежде всего с термомеханическим состоянием литосферы рифтовых зон, а также со спецификой вулканической и тектонической фаз и частотой их повторяемости. В СОХ с медленными скоростями спрединга средняя повторяемость вулканических излияний (порядка 10 тыс.лет) не допускает формирования стационарной ОМК, и в этом случае существенно преобладает тектоническая фаза. В СОХ с быстрыми скоростями спрединга периодичность вулканической фазы (сотни лет) достаточно высока для формирования устойчивой ОМК. При этом быстрая сменяемость тектонической и вулканической фаз приводит к более частым образованиям гидротермальных сульфидных месторождений, но не обязательно больших размеров. Для центральных участков сегментов, удаленных от разного рода пограничных структурных нарушений (типа ТР, ПЦС и т.д.), т.е. для участков, для которых справедливо понятие нормального тектоно-магматического цикла, вероятна следующая последовательность в изменении формы рельефа осевого поднятия и осевой магматической камеры: от треугольной к купольной и трапециевидной. Эта схема дает возможность контролировать стадию развития магматической камеры по форме сечения осевой зоны за период десятки тысяч лет вплоть до того времени, пока ОМК и связанные с ней морфоструктуры не достигнут своего стационарного состояния. Для этого, как показали оценки, требуются десятки и сотни тектоно-магматических циклов, каждый из которых проходит по схеме: излияние лавы (истощение камеры) - растяжение (насыщение камеры) -излияние. При каждом новом насыщении или истощении ОМК меняет свою форму незначительно. Это изменение касается, видимо, только линзы расплавленного базальтового вещества, концентрирующегося вблизи кровли камеры. Изменения состояния камеры отмечаются в структуре осевого грабена. Последний наблюдается как при треугольной форме сечения осевого поднятия (здесь он обычно очень узкий), так и при трапециевидной форме осевого поднятия (в этом случае грабен бывает очень широким).

Сульфидные рудопроявления могут ожидаться вдоль всего протяжения глобальной системы СОХ , т.е. там, где существует спрединг и формируется новая океаническая кора. Вопрос стоит лишь в определении более или менее перспективных участков и структур. Можно отметить, что чем больше скорость спрединга (или чем больше частота излияний), тем больше сульфидных месторождений на единицу длины осевой зоны. Однако, этого нельзя сказать об объемах сульфидных образований.

В настоящее время установлена явная тенденция приуроченности ГПС к участкам осевых зон, имеющим трапецеобразную форму осевого поднятия, развитый вершинный грабен и протяженные отражающие границы, связываемые с кровлей ОМК. На участках осевых зон с куполообразной или треугольной формой сечения рельефа осевого поднятия и с отсутствием фиксированной ОМК частота гидротермальных рудных проявлений, судя по изученным районам, должна быть гораздо ниже. Как отмечалось, особенности рельефа осевой зоны находятся в прямой зависимости от термического состояния ОМК, ее формы и времени существования. Они несомненно являются важным морфоструктурным признаком участков рифтовых зон, более или менее перспективных на поиски ГПС.

Степень перспективности граничных зон сегментов каждого уровня на ГПС следует рассматривать особо. Хотя в настоящей работе сделаны первые шаги в данном направлении , эта проблема требует дальнейших исследований. Поэтому важным представляется понимание особенностей глубинных процессов (магматических, тектонических и гидротермальных), характерных для каждой

пограничной структуры в системе разномасштабной сегментации рифтовых зон СОХ. Очевидно, что нельзя относить в разряд неперспективных структур (как это делалось ранее) области пересечения рифтовых зон и трансформных разломов или зоны ПЦС.

Распределение дизъюнктивных нарушений: трещин, разломов и сбросов - на первый взгляд является признаком интенсивной гидротермальной деятельности и, следовательно, перспективности участков на ГПС. Однако, связь сульфидного рудопроявления с распределением трещин далеко неоднозначна. Трещиноватость можно рассматривать как критерий сульфидного рудообразования лишь для сегментов рифтовых зон, ненарушенных пограничными структурами. Для граничных структур типа ПЦС, трансформных разломов и мест их сочлененияи с рифтовыми зонами, концентрация трещин бывает значительной, однако, проявления сульфидов ограничены. Так что корректный прогноз без учета фазы тектоно-магматического цикла и понимания стадии развития ОМК в конкретном типе морфотектонической структуры затруднен.

Проведенный геодинамический анализ дает возможность сформулировать отдельные рекомендации по повышению эффективности геологоразведочных работ на ГПС в рифтовых зонах СОХ с разными скоростями спрединга и решению задач металлогенического районирования. К ним можно отнести выводы, касающиеся различных аспектов формирования и функционирования СМК и коровой ОМК как одного из основных необходимых условий поддержания гидротермальной деятельности и образования месторождений ГПС. Расчетами подтверждено наличие граничной скорости спрединга, ниже которой маловероятно существование стационарной ОМК (V<3 см/год), а также выяснено влияние термического состояния ОМК на рельеф дна осевой зоны СОХ. Тем самым обоснована последовательность эволюции формы рельефа осевого поднятия от треугольного сечения в начале образования ОМК (50 тыс.лет) до трапециевидного при достижении ОМК стационарного состояния (100 тыс.лет), исследован режим остывания магматического очага (релаксация очага происходит за 50-70 тыс.лет).

Кроме осевых зон участками, перспективными для обнаружения ГПС, являются следы крупных ПЦС [Шеменда, Грохольский, 1988]. Это связано с тем, что при эволюции ПЦС происходит закономерный локальный перескок оси спрединга к центру перекрытия, На покинутой ветви резко прекращается эффузивная вулканическая деятельность, и возникшие здесь продукты гидротермалльной деятельности (ГПС) уже не погребаются последующими излияниями лав. К положительным факторам относится также длительный режим остывания магматического очага под покинутой ветвью рифта, что допускает длительное функционирование гидротермальной системы. К другим перспективным внеосевым объектам относятся остывающие палеоспрединговые хребты и шовные зоны контакта разновозрастных блоков литосферы (см.ч.2), возникшие при перескоке оси спрединга на значительное расстояние (Галапагосское поднятие, хребет Математиков). По мере остывания литосферы в таких зонах в процесс гидротермальной циркуляции включаются рыхлые осадки, покрывающие породы фундамента,. Эта относительно низкотемпературная циркуляция способствует выщелачиванию металлов из сформированных прежде областей повышенной минерализации, переносу их и переотложению в осадочном слое. Эта проблема безусловно заслуживает внимательного и детального изучения в связи с поисками новых перспективных районов рудообразования на дне океана.

Рекомендации теоретического и методического характера могут служить основой для выбора участков, перспективных на сульфидные рудопроявления, и обоснования направлений геолого-геофизических работ различной очередности.

При постоянно увеличивающейся интенсивности информационного потока необходимо иметь общую стратегию исследований осевых зон СОХ, которая, на наш взгляд, должна включать следующие элементы:

1. Выделение районов исследований (т.е. участков СОХ не меньше, чем 2-го масштабного уровня сегментации).

2. Региональные (набортные и спутниковые) геолого-геофизические исследования, включающие и региональный отбор образцов для выявления геологического строения и морфологии района.

3. Выделение одного или нескольких участков-сегментов (3-й и 4-й масштабные уровни сегментации) и границ сегментов для проведения детальной комплексной площадной геолого-геофизической съемки. Детальное морфоструктурное картирование с помощью систем типа Си-Бим, Глория, Си Марк и т.п.

4. Распространение детальных исследований на соседние сегменты (3-го и 4-го масштабных уровней) и на внеосевые зоны для лучшего понимания особенностей тектоно-магматического цикла и выявления вариаций процессов во времени и пространстве.

5. Определение участков комплексных крупномасштабных исследований, включающих помимо геолого-геофизических и морфо-структурных методов петрологическую и геохимическую съемку с целью крупномасштабного прогноза потенциальных рудных полей.

6. Выделение участков локальных исследований (5-й и 6-й масштабные уровни сегментации) и детальное изучение осевой зоны с помощью ПОА. Проведение геологической съемки для создания геологической модели месторождений ГПС и сопутствующих им рудопроявлений как основы для составления локальных карт прогноза с учетом требований воспроизводимости и сопоставимости результатов прогнозирования.

На каждом этапе исследований необходимо проводить соответствующую геолого-геофизическую, геодинамическую, петрологическую интерпретацию результатов и построение моделей глубинных процессов, происходящих в мантии, литосфере и коре.

Предложенная схема исследований эффективна, однако организационно сложна и требует создания нескольких целенаправленных и дорогостоящих проектов, объединенных единой программой. Однако в конечном итоге она выходит на прогноз по площадям и оценку комплексности руд, выявление полигенетичности месторождений, что и является целью геологоразведочных работ на ГПС.

В ряду приоритетных проблем, решение которых позволит выявить весь комплекс взаимосвязанных геодинамических процессов, управляющих морфо-тектоникой осевых зон, закономерностями гидротермальной деятельности и распределением сульфидных рудных образований во времени и пространстве, следует отметить следующие:

1. Выявление основных закономерностей и специфических черт геолого-геофизического строения морфотектонических структур в пределах рифтовых зон СОХ на различных масштабных уровнях.

2. Трехмерное моделирование термического режима магматических очагов при разных скоростях спрединга в разных структурных обстановках с учетом гидротермальной циркуляции.

3. Оценка пространственно-временных параметров тектоно-магматического цикла на разных масштабных уровнях и анализ преемственности геодинамических процессов.

4. Установление связи термомеханического состояния магматической камеры с морфологическим и глубинным строением осевой зоны СОХ для разных тектонических обстановок:

5. Оценка перспективности на металлоносные отложения различных морфотектонических структур по геодинамическим признакам.

В рамках оценки степени изученности различных участков глобальной системы СОХ следует отметить, что по детальности работ, их комплексности и качеству наилучшим образом изучена осевая зона ВТП, хребет Хуан де Фука, Галапагосский центр спрединга, а также отдельные участки САХ. Однако, даже здесь можно пока говорить лишь о геодинамическом прогнозе по площадям, подразумевая под этим выделение более или менее перспективных на ГПС участков осевой зоны на основании анализа морфотектонических особенностей зоны и геодинамической модели глубинных тектоно-магматических процессов в данном регионе.

В других СОХ такой анализ и геодинамический прогноз вдоль простирания всей осевой зоны невозможен вследствие явной недостаточности информации. Здесь можно применить другой подход, включающий геодинамическое моделирование глубинных процессов и анализ их отражений в морфотектонических структурах и аномальных геофизических полях, выявление основных закономерностей строения и эволюции морфоструктурных неоднородностей и на основе этого геодинамическую оценку перспектив рудообразования района.

Такой подход на современной стадии исследования осевых зон СОХ вполне реален методически и не требует значительных материальных затрат.

Геодинамические процессы современного рифтогенеза в осевых зонах спрединга, рассмотренные в первой части, оказывают существенное влияние на образование всей океанической коры и играют ведущую роль в формировании и эволюции палеограниц плит, подробно представленных во второй части работы.

часть 2. геодинамический анализ строения и эволюции палеограниц плит - шовных зон

океанической литосферы ГЛАВА б. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ТИПЫ ПАЛЕОГРАНИЦ ПЛИТ.

Современные границы плит широко распространены на поверхности Земли Они представляют собой, как правило, зоны повышенной тектонической ^ магматической активности. Известно, что существуют три основных типа грани! литосферных плит: 1) дивергентные, 2) конвергентные и 3) трансформные.

Не менее широко на поверхности Земли распространены и палеограниць плит (или шовные зоны), представляющие собой линейно-вытянутые зоны, бывши! в прошлом активными границами пли г. Они разделяют блоки литосферы, ране< принадлежавшие разным литосферным плитам и, следовательно, имеющие, ка1 правило, разное строение, возраст и историю развития. Зоны палеограниц пли'

отчетливо выделяются по геоморфологическим и геолого-геофизическим признакам на фоне прилегающих участков единой в настоящее время литосферной плиты.

В этой главе диссертации рассмотрены основные типы палеограниц плит, в пределах океанической литосферы, дана их краткая характеристика, приведены конкретные примеры. Подробная характеристика каждого типа палеограниц плит океана и ведущие геодинамические процессы, определяющие их строение и эволюцию, будут представлены в соответствующих главах.

Палеодивергентные границы. Формирование палеодивергентных шовных зон связано с процессами континентального рифтогенеза и океанического спрединга. Можно выделить несколько типов палеодивергентных шовных зон.

1. Шовные зоны контакта океанической и континентальной литосферы в областях рифтогенных .континентальных окраин атлантического типа (например, восточные окраины Южной и Северной Америки, окраины южной и западной Австралии, западной и восточной Африки, восточной Антарктиды).

2.Шовные зоны контакта разновозрастных блоков океанической литосферы, сформированные в результате перескока оси спрединга (на расстояние в несколько сотен километров), т.е. при зарождении нового центра спрединга на старой океанической литосфере. Эти зоны расположены симметрично относительно нового центра спрединга и параллельны ему. В рельефе дна они фиксируются в виде системы желобов и хребтов. Правильная последовательность линейных магнитных аномалий нарушается при перескоке оси спрединга, однако, прежнее простирание аномалий сохраняется. Отмечается скачок в региональном уровне глубин разновозрастных литосферных блоков. Примерами являются сопряженные шовные зоны Гудзон и Генри, Бауэр и Антибауэр, Моктесума и Мичаокан.

3. Шовные зона контакта разновозрастных блоков океанической литосферы, сформированные в результате непараллельного простирания осей спрединга при эволюции тройных соединений. Они развиваются на океанической литосфере и имеют характеристики, сходные с предыдущим типом, за исключением того, что простирание линейных магнитных аномалий по разные стороны шовной зоны различно. Примерами могут служить шовные зоны контакта разновозрастных блоков литосферы в окрестности ТС Родригес, разлом Гумбольдта, и, возможно, разломы Чинук, Диамантина и др.

4. Шовные зоны контакта разновозрастных блоков океанической литосферы, возникшие при продвижении центра спрединга в пределы старой океанической литосферы. В этом случае наблюдаются две сопряженные шовные зоны, наклоненные к продвигающейся оси спрединга и симметричные относительно ее (например, шовные зоны, сформированные при продвижении Галапагосского центра спрединга в пределы литосферы Тихого океана).

Три последних типа палеодивергентных границ фиксируются в рельефе дна в виде регионального уступа, разделяющего участки литосферы, погруженные вследствие различия их возраста на разные глубины, а также в виде выраженного желоба (одного или нескольких), иногда обрамленного хребтами. Различие в возрасте и эволюции блоков литосферы запечатлевается в картине простирания и последовательности линейных магнитных аномалий, отличных для каждого из рассмотренных типов, а также в аномальном гравитационном поле.

5. Шовные зоны контакта одновозрастных блоков океанической литосферы, сформированные в результате отмирания спредингового хребта. Примерами

палеоспрединговых хребтов являются Галапагосское поднятие, хребет Математиков, погребенный спрединговый хребет в Лабрадорском море и др. Палеограницы этого типа отчетливо выделяются в рельефе дна и фундамента, гравитационном поле и симметричной картине линейных магнитных аномалий.

Если произойдет отмирание молодого развивающегося континентального или океанического рифта, не являющегося еще границей между плитами, то в пределах континентальной и, по всей видимости, океанической литосферы мы будем наблюдать структуры типа авлакогена. Вероятным примером такой структуры может служить трог Кинге [Сборщиков, Шебунин, 1992].

Палеотрансформные границы. Палеотрансформные границы плит представляют собой шовные зоны контакта либо разновозрастных блоков океанической литосферы, либо блоков океанической и континентальной литосферы.

Первый тип широко распространен в пределах современной океанической литосферы и представляет собой структуры, известные как пассивные следы трансформных разломов.

Второй тип палеотрансформных границ характеризуется резким переходом от континентальной литосферы к океанической в областях сдвиговых или трансформных пассивных континентальных окраин атлантического типа. Такие шовные зоны широко распространены и неплохо изучены [БсгиНоп, 1982; Дубинин, 1987].Примерами их могут служить сдвиговые окраины Западной Африки в районе Гвинейского залива, окраина южной Африки в зоне разлома Агульяс и др.

Палеоконвергентные границы. Формирование одного из типов эписубдук-ционных шовных зон связано с приближением (параллельным или под небольшим углом) осевой зоны СОХ к зоне субдукции андийского типа, в результате чего прекращаются как процесс спрединга, так и процесс субдукции. Постепенно затухает сейсмическая и вулканическая активность. Последующее изостатическое выравнивание, денудация и осадконакопление приводят к формированию профиля рельефа дна, близкого к пассивным (рифтогенным) континентальным окраинам атлантического типа с характерными элементами континентального шельфа, склона и подножья. О подобной схеме развития палеосубдукционных зон свидетельствуют такие факты как последовательное омоложение линейных магнитных аномалий (возраста океанической литосферы) по мере приближения к континентальной окраине, относительно небольшая мощность осадков в переходной зоне, реликты аккреционных призм и следы прошлой магматической деятельности. Примером такой ситуации может служить эволюция переходной зоны западной Антарктиды в районе моря Беллинсгаузена, тихоокеанской окраины Южной Америки к югу от Чилийского поднятия, западной окраины Калифорнийского полуострова.

Другой тип эписубдукционных шовных зон формируется после прекращения субдукции океанической литосферы одной плиты под океаническую литосферу другой. Современные примеры пододвигания океанической литосферы под океаническую можно наблюдать в районе Марианского желоба, Алеутского желоба, Южно-Сандвичева желоба и Малых Антил. Ьсе эти районы довольно хорошо изучены. Перестройка или перескок зоны субдукции приводит к отмиранию старой и зарождению новой зоны подцвига. В районе отмирающей зоны субдукции постепенно прекращается вулканическая и сейсмическая активность, а характерные нескомпенсированные структуры (дуга-желоб) стремятся к изостатическому равновесию. Со временем на месте отмирания зоны субдукции остается шовная зона, разделяющая разновозрастные литосферные блоки. Вероятным примером

эписубдукционной шовной зоны такого типа, по-видимому, служит хребет Авес в Карибском море.

ГЛАВА 7. СТРОЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ ПАЛЕОДИВЕРГЕНТНЫХ ГРАНИЦ ПЛИТ

Пассивные рифтогснные континентальные окраины

При длительном растяжении континентальной литосферы происходит ее "раскол", с переходом от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу. На этой стадии расплавленная магма преимущественно базальтового состава, поднимающаяся по рифтовой трещине, припаивается к краям утоненной континентальной литосферы. Процессы раскола континента, формирования пассивной континентальной окраины и молодой океанической коры подробно изучены на примерах окраин Атлантического океана [Ushupi, Emery, 1984, 1991; Watts, 1988], Красного моря [Bonatti, 1988; EglofF et al., 1991] и Индийского океана [Cochran, 1988]. Существует большое число теоретических моделей, объясняющих закономерности глубинного строения и эволюции континентальных окраин этого типа [McKenzie ,1978; Wernicke, Burchfiel, 1982; Лобковский, Хаин, 1989; Галушкин и др., 1991]. Региональные тектонические условия (наличие древних ослабленных зон, неоднородности в строении литосферы) и особенности континентального рифтогенеза (термомеханический режим литосферы, степень ее утонения, длительность развития рифта и др.) в конкретных районах осложняют глубинное строение переходных зон. При последующем спрединге океанической коры активная дивергентная граница (осевая зона молодого срединно-океанического хребта) постепенно удаляется от краев соответствующих континентов. Линейные магнитные аномалии фиксируют это удаление: номера аномалий увеличиваются по мере приближения к континенту. При этом зона перехода от континента к океану представляет собой палеоположение этой границы й развивается как пассивная рифтогенная окраина атлантического типа. Накапливающиеся осадки перекрывают фундамент переходной зоны, формируя мощные осадочные бассейны, осложненные листрическими разломами. Форма и структура бассейнов в значительной степени определяется глубинным строением литосферы переходной зоны и историей развития континентальной окраины на стадии перехода от континентального рифтинга к океаническому спредингу, когда скорость раздвижения менялась от почти нулевых значений до величины, характерной для спрединговых хребтов. Границы шовной зоны контакта океанической и континентальной литосферы фиксируются в аномалиях гравитационного и магнитного полей, а сама зона характеризуется, видимо, спокойным магнитным полем [Rabinowitz, La Brecque, 1979; Watts, 1988]. В окрестности переходной зоны происходит интенсивный теплообмен между молодой относительно горячей океанической и древней холодной континентальной литосферой. Он приводит к нагреванию и относительному воздыманию края континентального блока и к охлаждению и погружению прилегающего края океанического блока. Со временем при удалении оси спрединга от границы континента тепловые потоки через поверхность океанической и континентальной литосферы в переходной зоне в значительной степени выравниваются. Это приводит и к релаксации "термического" рельефа (рельефа, обусловленного термическим расширением пород литосферы) в пределах прилегающего края континента, тогда как погружение поверхности фундамента прилегающей океанической литосферы остается значительным. В зоне термической

спайки отсутствуют относительные смещения между океаническим и континентальным блоками литосферы. Исключение могут составлять небольшие коровые вертикальные подвижки,вызванные влиянием нагрузки осадков и выражающиеся в мелкофокусной сейсмичности.

Похожий механизм термической спайки со взаимным теплообменом осуществляется между разновозрастными блоками океанической литосферы при эволюции других типов палеодивергентных границ плит.

Характерной чертой развития шовных зон рифтогенных континентальных окраин является наличие двух этапов в развитии литосферы и соответствующих осадочных бассейнов. Первый, рифтовый этап развития сопровождается утонением литосферы, резким погружением поверхности фундамента, повышенными градиентами температур и отложением значительных мощностей осадков за относительно короткие интервалы времени от 15 до 30 млн.лет. Этот этап может оказаться важным при формировании нефтематеринских свит, богатых органикой, и создании условий, благоприятных для созревания органического вещества (ОВ) в них. Развитие сети трещин и разломов в условиях режима растяжения обусловливает характерный для первого этапа локальный тип изостазии, который на втором этапе, по мере остывания литосферы, будет сменяться типом региональной изостазии, предполагающей конечную жесткость литосферы. Постепенное уменьшение теплового потока, плавное погружение бассейна -характерные свойства этого этапа развития.

Совместный анализ гравитационных и магнитных аномалий вместе с результатами сейсмических исследований помогает существенно уточнить границы и глубинное строение литосферы в зонах перехода от континента к океану.

На конкретных примерах прослежены особенности глубинного строения литосферы рифтогенных переходных зон, обусловливающие различия в расположении и строении соответствующих осадочных бассейнов. На основании интерпретации геолого-геофизических данных построены глубинные разрезы литосферы переходных зон в районе бассейнов Сантос, Пелотес и др. С помощью численных моделей, разработанных Ю.И.Галушкиным, реконструирована температурно-временная эволюция осадочных толщ в процессе развития бассейнов и оценены интервалы глубин с различной степенью катагенеза ОВ, то есть предположительное положение зон нефтегенерации [Галушкин, Дубинин и др, 1991].

На примере осадочного бассейна Сантос в бразильской переходной зоне Южной Атлантики совместное Ю.И.Галушкиным выполнено сопоставление теоретически рассчитанных глубин главной фазы нефтегенерации с результатами, полученными по данным бурения. Показано принципиальное соответствие теоретических и наблюдаемых результатов.

Оценки температурно-временной истории осадочного бассейна Пелотес в аргентинской переходной зоне южной Атлантики показали, что со стороны океанического края бассейна при малых мощностях осадков стадия зрелости ОВ в них, соответствующая началу нефтегенерации, не достигается несмотря на высокий тепловой поток на начальном этапе эволюции бассейна. Более благоприятными условиями Генерации углеводородов характеризуются глубинные участки этого бассейна, прилегающие к континентальному склону.

На примере эволюции переходной зоны австралийского сектора Антарктиды было рассчитано тектоническое погружение поверхности океанической литосферы, которое затем использовалось для моделирования проседания фундамента осадочного бассейна и оценки глубинного интервала зон нефтегазоносности [Галушкин, Дубинин, 1990].

Рассмотренные примеры показывают, что шовные зоны рифтогенных континентальных окраин могут заметно отличаться глубинным строением, шириной зоны перехода от континентальной к океанической литосфере, наличием асейсмичных хребтов и плато, а также характером аномальных геофизических полей. Это разнообразие во многом определяется особенностями этапа перехода от континентального рифтинга к океаническому спредингу.

Палеограницы плит, образованные при перескоке оси спрединга

Перескок оси спрединга на расстояние в сотни километров - явление широко распространенное в пределах океанической литосферы и наблюдается, как правило, в районах СОХ с большими я средними скоростями раздвижения (таких как восточная часть Тихого океана). Здесь имеется несколько примеров перескока оси спрединга: это перескок оси спредингового хребта Алук к западу и образование отрезка ВТП в районе 55°-65°ю.ш. [Cande et al., 1982]; перескок отрезка оси спрединга Галапагосского поднятия на 900 км к западу и образование отрезка ВТП на участке между 50°ю.ш. и 20°ю.ш. [Mammerickx, Sandwell, 1986]; это, наконец, перескок оси спрединга хребта Математиков на 450 км к востоку и образование нового отрезка спрединга ВТП на участке от 17° до 22°с.ш. [Mammerickx et al., 1988]. Процесс перескока оси спрединга находит отражение в рельефе дна, а и».: ло в наличии системы старого отмершего спредингового хребта, ноеого спредингового хребта, возникшего на старой океанической литосфере, и двух шовных зон, фиксирующих контакт разновозрастных блоков литосферы, сформированных на новом и старом спрединговых хребтах. Эти шовные зоны расположены симметрично относительно оси нового центра спрединга и субпараллельны ему. Правильная последовательность линейных магнитных аномалий, симметричных относительно "своего" спредингового хребта, нарушается в районе шовных зон, сохраняя тем не менее прежнее или почти прежнее простирание. Таким образом, перескок оси спрединга предполагает формирован1' чового отрезка СОХ на старой океанической литосфере. Этот процесс рассмотри . работах [Mammerickx, Sandwell, 1986; Галушкин, Дубинин, 1991] и включает следующие основные стадии: растяжение и утонение океанической литосферы, воздымание и сводообразование вследствие подъема высокотемпературного мантийного материала, рифтинг океанической литосферы, переход от' рифтогенеза к спредингу и формированию нового сегмента СОХ и, наконец, установившийся спрединг на новом сегменте СОХ и прекращение спрединга на старом СОХ. В первом приближении здесь отмелется та же последовательность событий, что и при переходе от континенального рифтогенеза к океаническому спредингу и формированию пассивной континентальной окраины, естественно с учетом геологических и 'термомеханических различий в строении и свойствах континентальной и океанической литосферы. Как и в случае пассивной континентальной окраины, молодая океаническая кора, формирующаяся на новом спрединговом хребте, припаивается к утоненной старой океанической литосфере, сформированной на старом спрединговом хребте. Естественно, процесс перех от рифтогенеза на старой океанической литссфере к спредингу на новом хребте запечатлевается в рельефе дна в виде сложной системы глубоких желобов (одного или нескольких), часто обрамленных хребтами. При этом, строение рельефа дна на двух сопряженных участках шовных зон, симметрично расположенных относительно HOBOiO центра спрединга и совмещаемых при реконструкции начального положения океанического рифта, видимо, не является симметричным, свидетельствуя об ""Симмртпим процесса

океанического рифтогенеза. Такие зоны перехода от старой океанической литосферы к молодой литосфере можно считать некоторым аналогом пассивных континентальных окраин. Поэтому изучение рельефа дна и понимание процессов, происходящих при формировании зон перехода от старой океанической литосферы к молодой, позволит в некотором приближении понять строение фундамента, скрытого под мощным покровом осадков в областях пассивных рифтогенных континентальных окраин. В окрестности рассматриваемых шовных зон наблюдается скачок в региональном уровне глубин разновозрастных литосферных блоков. Причем, в соответствии с законом изменения рельефа дна поверхности остывающей плиты [Сорохтин, 1973], уровень регионального рельефа на молодой литосфере наблюдается выше, чем на старой остывшей литосфере, более удаленной от оси нового спредингового хребта. Между разновозрастными литосферными блоками осуществляется перенос тепла от более молодого и нагретого блока к более старому, холодному, в результате чего региональный уступ со временем постепенно сглаживается, становясь менее выраженным в рельефе.

Современными примерами шовных зон, образованных в результате перескока оси спрединга, могут служить сопряженные шовные зоны Гудзон и Генри, сформированные в результате контакта более молодой литосферы, созданной на спрединговом хребте Алук , и шовные зоны в виде уступа Бауэр и сопряженного с ним уступа Антибауэр, расположенные западнее отрезка ВТП между 3-6°ю.ш., которые образовались в результате перескока оси спрединга Галапагосского поднятия. Наиболее изученными в настоящее время являются шовные зоны Моктесума и Мичоакан, образованные при отмирании спредингоБого хребта Математиков и формировании сегмента ВТП.

В этом разделе диссертации рассмотрена эволюция регионального рельефа и термического режима литосферы, при перескоке оси спрединга Галапагосского поднятия и формировании нового центра спрединга - отрезка ВТП и сопряженных шовных зон Бауэр и Антибауэр, при перескоке центра спрединга хр.Математиков и образовании шовных зон Моктесума и Мичоакан, а также при перескоке спредингового хребта Алук и формирования отрезка ВТП с симметричнс расположенными шовными зонами Гудзон и Генри. В этой связи исследовались два основных вопроса: 1) изменение термического режима в процессе рифтогенеза старой океанической литосферы и зарождения на ней нового центра спрединга; 2) теплообмен между блоками молодой и старой океанической литосферы. Учет этих процессов позволяет объяснить основные особенности изменения регионального рельефа и теплового режима литосферы в окрестности рассматриваемых шовных зон [Галушкин, Дубинин, 1991; 1992].

Палеограшшцы плит, образованные при продвижении спредингового хребта

Формирование палеодивергентных шовных зон этого типа связано < продвижением нового центра спрединга в пределы старой океанической литосферы В этом случае наблюдаются две сопряженные шовные зоны термической спайки названные Р.Хейем "псевдоразломами", наклонные к продвигающейся oci спрединга и симметричные относительно нее. Шовные зоны этого типа лучше всегс изучены на примере продвигающегося Галапагосского центра спрединга [Hey et al. 1977; Lonsdale, 1988]. Здесь они отчетливо выделяются в рельефе дна и разделяют блоки литосферы с существенно различной картиной простирания линейны; магнитных аномалий . Вследствие особенностей термических условий и характер, дифференциации магмы на конце оси спрединга, продвигающейся в предель

мощной холодной литосферы, химический состав базальтового вещества здесь заметно отличается от состава расплавов на нормальных участках СОХ. Эти отличия в составе магмы выражаются в повышенном содержании окислов железа и титана в базальтах по сравнению с нормальной океанической корой [Anderson et al., 1975]. Шовные зоны такого типа, разделяющие разновозрастные блоки литосферы, обладают еще и существенными петрохимическими отличиями в составе базальтов, слагающих океаническую кору.

Палеограницы плит, сформированные при эволюции тройных соединений

Формирование палеограниц плит этого типа определяется развитием тройных соединений границ плит, и связано с существованием центров спрединга, с различным простиранием. Новая океаническая кора, образующаяся в рифтовой зоне спредингового хребта - одного из составляющих ТС, припаивается к океанической литосфере, сформированной в рифтовой зоне другого хребта. В результате формируются шовные зоны, разделяющие разновозрастные литосферные блоки, образованные на разных спрединговых хребтах. Эти шовные зоны имеют геолого-геофизические характеристики, сходные с предыдущими типами палеодивергентных границ, за исключением того, что простирание линейных магнитных аномалий по разные стороны шовной зоны существенно различно. Примерами таких зон могут служить молодые шовные зоны, расположенные в окрестности современного тройного соединения Родригес в Индийском океана, более древние шовные зоны, выраженные в виде разлома Гумбольдта в юго-восточной части Тихого океана , и, возможно, также разломы Диамантина, Императорский, Чинук и др. О генезисе последних трех структур существуют и другие представления. Так разломы Диамантина и Императорский могут представлять собой палеоспрединговые хребты с малой скоростью раздвижения [Mammerickx, Sandwell, 1986], а трог Чинук возможно фиксирует место образования нового спредингового хребта на океанической литосфере [Mammerickx, Sharman, 1988] или является трансформным разломом [ Живаго и др., 1985]. Все эти структуры отчетливо выделяются в рельефе дна в виде глубокого желоба и сопутствующих хребтов.Для них характерна спайка разновозрастных блоков литосферы с корой, генерированной в центрах спрединга с различным простиранием и временами активного действия.

Рассмотренные три последних типа палеодивергентных границ фиксируются в рельефе дна в виде региональных уступов, разделяющих разновозрастные участки океанической литосферы. Различие в возрасте и эволюции блоков литосферы запечатлевается в картине простирания и последовательности линейных магнитных аномалий, отличной для каждого из рассмотренных типов.

Палеоспрединговые хребты

Палеоспрединговые хребты широко распространены в пределах океанической литосферы. Они формируются в результате изменения относительного движения литосферных плит и структурной перестройки их границ, что может приводить к прекращению процесса спрединга на активной дивергентной границе и последующему остыванию магматического очага. К наиболее известным и изученным палеоспрединговым хребтам относятся хр.Математиков, Галапагосское поднятие, Лабрадорский хребет, хр. Паресе Вела в Филиппинском море и др. В пределах океанической литосферы они фиксируются: а) в

симметричной структуре линейных магнитных аномалий, свидетельствующих о времени прекращения спрединга и о скоростях раздвижения на заключительном этапе спрединга; б) в нарушениях рельефа фундамента, которые менее контрастны для более древних хребтов; в) в относительном минимуме гравитационных аномалий, по всей видимости, отражающем наличие затвердевших легкоплавких базальтов, в свое время заполнявших коровую магматическую камеру.

Можно выделить два этапа при эволюции термической структуры литосферы и рельефа дна в "отмирающем" спрединговом хребте.Первый этап связан с замедлением скорости раздвижения вплоть до полного прекращения спрединга. Морфотектоника и термическая структура рифтовой зоны на этом этапе в существенной степени зависят от эволюции коровой магматической камеры, ответственной за конкретные извержения в тектоно-магматическом цикле. Изменение в скорости спрединга и периодичности магматических излияний сказывается на рельефе осевой зоны. Чем меньше скорость спрединга , тем менее выраженной будет осевая магматическая камера и тем более контрастным будет рельеф осевой зоны. Замечательный пример такой ситуации можно видеть на хр.Математиков. На этом хребте до 8 млнлет назад происходил спрединг океанической коры со скоростью около 13 см/год. В период с 8 до 4,2 млн.лет назад происходило постепенное уменьшение скорости разрастания до 9 см/год, а с 4,2 до 3,5 млн. лет -существенное замедление спрединга вплоть до его прекращения. Эти этапы изменения скорости спрединга повлекли за собой изменения в термической структуре осевой зоны, форме магматической камеры и прослеживаются в рельефе дна.

Второй этап эволюции палеоспрединговых хребтов обусловлен релаксацией поля температур при остывании литосферы и понижением уровня астеносферы под рифтовой зоной СОХ.Следствием этого процесса является увеличение толщины литосферы и понижение уровня рельефа далеоспредингового хребта. Причем, чем больше времени пройдет со времени прекращения активного спрединга, тем более существенным будут эти изменения.

ГЛАВА 8. СТРОЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ ПАЛЕОТРАНСФОгМНЫХ ГРАНИЦ ПЛИТ

Пассивные следы трансформных разломов

Новая океаническая кора, формирующаяся на участка срединно-океанического хребта в области его пересечения с трансформны. разломом, припаивается к более древнему блоку литосферы, отделенному от оси хребта трансформным разломом, и вместе с этим блоком смещается в сторону от оси хребта уже как единая плита. В результате такого процесса в структуре единой литосферной плиты остается шовная зона термической спайки, которую естественно рассматривать как след активного участка трансформного разлома или палеотрансформную границу плит. Эта палеограница разделяет блоки литосферы с разным возрастом, строением и с разными региональными глубинами дна; она четко фиксируется в контрастном рельефе и в смещениях линейных магнитных аномалий, протягивающихся ортогонально ее простиранию. Контраст глубин и величины смещения одноименных магнитных аномалий соответствуют разнице в возрасте блоков литосферы, контактирующих по разлому. Теплообмен между разновозрастными блоками литосферы является, как и для палеодивергентных границ плит, одним из ведущих процессов в эволюции рельефа дна на пассивных

участках трансформных разломов. Вследствие теплообмена и остывания литосферы контраст глубин дна вдоль разлома, а вместе с ним амплитуды гравитационных аномалий и величины теплового потока, уменьшаются с возрастом по мере удаления от оси спредингового хребта. Пространственно-временные закономерности изменения этих геофизических полей зависят также от возрастных соотношений блоков литосферы, контактирующих по разлому [Дубинин, 1987]. Локальные формы рельефа, четко выраженные в области активного участка трансформного разлома в виде приразломных хребтов и желобов, на пассивном участке, при отсутствии сдвиговых деформаций, становятся менее контрастными с возрастом в результате остывания литосферы, релаксации "термических" и вулканических приразломных хребтов и осадконакопления. Асейсмичные пассивные следы трансформных разломов протягиваются иногда на сотни и тысячи километров в океанической литосфере. Изредка вдоль палеотрансформных разломов наблюдается мелкофокусная сейсмичность, обусловленная различием в темпах остывания блоков литосферы разного возраста.

Палеотрансформные континентальные окраины

Второй тип палеотрансформных границ характеризуется резким переходом от континентальной литосферы к океанической в районах сдвиговых или трансформных пассивных континентальных окраин . Такие окраины широко распространены и неплохо изучены [БсгиНоп, 1982; Дубинин, 1994]. Окраины сдвигового типа образуются на ранней стадии формирования новой океанической впадины вдоль следов крупных трансформных разломов, часто наследующих древние ослабленные зоны суперконтинента и смещающих отрезки континентального рифта. Новая горячая океаническая кора, образованная на оси молодого СОХ, припаивается к более холодному краю континентальной литосферы, нарушенному предыдущими сдвиговыми деформациями. Как и в предыдущих случаях, теплообмен между разными литосферными блоками приводит к относительному нагреванию края континентального и остыванию океанического блока,причем интенсивность теплопереноса изменяется на разных этапах эволюции шовной зоны. На основании анализа строения большого числа сдвиговых континентальных окраин из разных регионов Р.Скреттон [1982] пришел к заключению, что они характеризуются широким континентальным шельфом, довольно крутым склоном и плохо развитым континентальным подножьем. Переходная зона от континентальной литосферы к океанической очень узкая (не более 100 км) и не имеет явного утонения литосферы, обычного для типичной рифтогенной окраины. Кроме того, вулканическая активность на трансформных окраинах, как и роль вулканогенных отложений в формирующихся здесь осадочных бассейнах, была явно не существенна по сравнению с рифтогенными бассейнами. Вдоль крупных смещений континентальных окраин часто наблюдаются приразломные хребты. Их происхождение связывают со смещением континентальных окраин по активным трансформным разломам на ранней стадии раскрытия океана, когда сдвиг происходил на контакте молодой тонкой нагретой океанической литосферы с мощной холодной континентальной. Эти приразломные хребты выполняли роль своеобразных структурных ловушек, затруднявших перенос терригенного материала в сторону океана и способствовали формированию мощных осадочных бассейнов, часто нефтегазоносных. Примерами шовных зон этого типа могут служить сдвиговая окраина западной Африки в районе Гвинейского залива, окраина южной Африки в зоне разлома Агульяс и др.

ГЛАВА 9. СТРОЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ ЛИТОСФЕРЫ ПАЛЕОСУБДУКЦИОННЫХ ГРАНИЦ ПЛИТ

В главе рассмотрены геодинамические модели и геолого-геофизические следствия процесса столкновения рифтовой зоны СОХ с зоной субдукции, в результате которого могут сформироваться палеосубдукционные границы плит. В качестве примеров исследовались область современного столкновения Чилийского спредингового хребта с Чилийским желобом и область столкновения спредингового хребта Алук с зоной субдукции расположенной вдоль окраины западной Антарктиды.

Распределение линейных магнитных аномалий в юго-восточной части Тихого океана позволяет предполагать, что океаническая кора здесь генерировалась на двух срединно-океанических хребтах (Алук и ВТП) и пододвигалась под Антарктический континент [Cande et al., 1982; barter, Barker, 1991]. Уменьшение номеров линейных аномалий по мере приближения к окраине западной Антарктиды свидетельствует о том, что спрединговый хребет Алук подошел к зоне субдукции, а затем либо пододвинулся вместе с погружающейся плитой, либо "заклинил" поддвиг и остановился в районе глубоководного желоба. Последняя версия представляется наиболее вероятной, так как по мере приближения к зоне субдукции нагретой (имеющей положительную плавучесть) литосферы, генерированной на оси срединно-окездического хребта Алук, процесс субдукции прекращается, а спрединг на этом хребте затухает. Прекращение процесса субдукции постепенно распространялось с запада на восток - от моря Амундсена в сторону Антарктического полуострова. В районе последнего еще и сейчас сохранились реликты остывающего хребта Алук и затухающего процесса субдукции.За прекращение'.; субдукции последовало изостатическое выравнивание неуравновешенных морфч/структур (дуга-желоб) в течение первых миллионов лет. Интенсивные процессы ледниковой эрозии и осадконакопления довершили формирование характерного профиля пассивной континентальной окраины . Помимо уменьшения возраста океанической литосферы по мере приближения к западной Антарктиде, в пользу предполагаемого развития событий свидетельствует позднемезозойский и кайнозойский магматизм, относительно небольшая по сравнению с рифтогенными пассивными континентальными окраинами мощность осадков в переходной зоне (22,5 км), установленная по данным глубоководного бурения, а также реликты аккреционной призмы, обнаруженные в результате сейсмических исследований [Herrón, Tucholke, 1976; barter, Barker, 1991].

Другой тип эписубдукционных шовных зон формируется после прекращения субдукции океанической литосферы одной плиты под океаническую литосферу другой. Современные примеры пододвигания океанической литосферы noí океаническую можно наблюдать в районе Марианского желоба, Южно-Сандвичевг желоба и малых Антил. Все эти районы довольно хорошо изучены. Здесь перестройка или перескок зоны субдукции может привести к отмиранию старой i зарождению новой зоны подцвига. В районе отмирающей зоны субдукцш постепенно прекратится вулканическая и сейсмическая активность, а характерны« нескомпенсированкые структуры (дуга-желоб) будут стремиться к изостатическом) равновесию. Со временем на месте прежней зоны субдукции останется шовная зона разделяющая разнородные литосферные блоки. Вероятным примером эписубдук ционной шовной vDHbi такого типа,видимо, служит хребет Авес в Карибском море.

Заключение

Главный результат диссертации заключается в том, что на базе теории тектоники литосферных плит разработана концепция эволюционной геодинамики океанического рифтинга и формирования палеограниц плит, основу которой составляют положения, защищаемые в данной работе.

Основные выводы проведенных исследований в соответствии с поставленной целью и задачами сводятся к следующему:

• выявлены геодинамические закономерности формирования и эволюции осевой магматической камеры в рифтовой зоне СОХ и установлены ведущие глубинные процессы, контролирующие структурную сегментацию,тектоно-магматический цикл и рельеф осевых зон СОХ;

• показана определяющая роль океанического рифтинга в формировании разных геодинамических типов палеограниц плит;

• для каждого типа палеограниц плит установлены закономерности пространственно-временных изменений глубинных процессов, выраженных в структуре литосферы, рельефе дна и аномальных геофизических полях.

Таким образом, в диссертации решена научная проблема геодинамических условий формирования и развития осевых магматических очагов в рифтовых зонах СОХ и разработаны теоретические положения, совокупность которых можно рссматривать как новое научное направление, объясняющее закономерности строения и эволюции палеограниц плит - шовных зон океанической литосферы.

Эволюционный подход к проблеме океанического рифтинга потребовал рассмотрения широкого круга вопросов, касающихся особенностей тектоно-магматических процессов, ответственных за формирование океанической коры, и морфоструктурные неоднородности в пределах рифтовых зон СОХ. На основании обобщения и анализа геолого-геофизической информации в работе проведена типизация и сравнительный анализ главных морфоструктур дна и глубинного строения рифтовых зон СОХ с разными скоростями спрединга. Это позволило выявить и обосновать целостную иерархическую систему сегментации СОХ, включающую б масштабных уровней деления (от глобального до локального) и рассмотреть характерные для них типы границ сегментов: тройные соединения, крупные и малые трансформные разломы, нетрансформные смещения и перекрытия центров спрединга, девэлы, узлы и др. Автором показано, что сегментация рифтовой зоны СОХ является разномасштабным глобальным и фундаментальным феноменом, отражающим зависящую от времени трехмерную природу аккреционных процессов на дивергентных границах плит. В целом, морфотектоническая и магматическая структура каждого более мелкого масштабного уровня сегментации причинно обусловлена процессами на предыдущих более крупных уровнях. В то же время, каждый масштабный уровень определяется лишь свойственными ему геодинамическими процессами, контролирующими его существование, особенности строения и эволюцию.

Изменения рельефа рифтовой зоны при увеличении скорости спрединга обусловлено изменением ее глубинной структуры. Практически непрерывные вулканические излияния (с периодом десятки-первые сотни лет), характерные для быстрораздвигающихся хребтов, свидетельствуют об устойчивом (во времени) и неглубоком залегании осевой коровой магматической камеры, кровля которой согласно сейсмическим данным располагается на глубине 2-3 км от поверхности дна. В СОХ с медленными скоростями спрединга активные вулканические импульсы

гораздо более редки (период - тысячи лет), а магматическая камера под осью хребта обычно не выделяется геофизическими методами.

Понимание закономерностей зарождения и развития осевых очагов магмы, поставляющих фракции расплавленного базальта на поверхность дна океана, а также контролирующих морфоструктурный план, гидротермальную циркуляцию и сульфидное рудообразование в рифтовых зонах СОХ, является одной из фундаментальных проблем современной морской геологии. Поэтому в первой части диссертации особое внимание было уделено исследованию этой проблемы. В результате удалось разрешить ряд принципиальных на наш взгляд вопросов.

В рамках модели непрерывно-дискретного спрединга выявлены условия формирования и эволюции термического состояния осевой магматической камеры в рифтовой зоне СОХ. Установлен характер изменения глубины кровли камеры и ее формы в зависимости от скорости раздвижения дна океана, периодичности тектоно-магматического цикла, трещиноватости коры, гидротермальной активности, наличия линзы расплавленного вещества в верхней части ОМК. Показано, что при больших скоростях спрединга для формирования квазистационарной структуры ОМК в коровом слое осевой зоны СОХ необходимо от 150 до 200 тыслет. Численный анализ эволюции формы ОМК в режиме ее остывания свидетельствует о том, что перерыв в периодичности излияния магмы в осевой зоне СОХ более 100 тыс.лет приводит к исчезновению магматической камеры. Рельеф осевого поднятия над ОМК в значительной степени повторяет положение ее кровли, принимая в своем сечении формы от треугольной до трапецеидальной, и может служить индикатором состояния камеры. Форма осевого поднятия не изменяется существенно в течение одного тектоно-магматического цикла, а является гораздо более устойчивой. Максимальные амплитуды "термического" рельефа варьируют от 50 до 200 м. Наиболее вероятная форма сечения рельефа осевого поднятия при установившейся форме камеры - трапецеидальная с верхней поверхностью шириной до 4 км. Такая же форма рельефа типична и для последующего режима остывания камеры. Треугольная форма рельефа характерна для начальной стадии формирования камеры (для времен менее 70 тыс.лет) или при пониженных температурах вещества линзы расплава. Характерно, что стабилизация формы рельефа осуществляется практически за те же времена, что и стабилизация формы камеры.

Для скоростей спрединга меньших 3 см/год устойчивая структура ОМК в осевой зоне СОХ маловероятна.

На основании анализа геолого-геофизических данных наиболее изученных районов рифтовых зон СОХ с разными скоростями спрединга выявлены геодинамические связи между участками с повышенной гидротермальной активностью и проявлениями ГПС с главными морфологическими и геологическими структурами рифтовых зон и трансформных разломов и с термическим состоянием магматической камеры (СМК и ОМК). Единая схема тектоно-вулканического цикла справедлива для СОХ с разными скоростями спрединга- как с медленными (САХ), так и с быстрыми (ВТП). Различия (и существенные) наблюдаются не в последовательности фаз цикла, а в его геологических следствиях, связанных прежде всего со спецификой вулканической и тектонической фаз и частотой их повторяемости. Быстрая сменяемость тектонической и вулканической фаз на СОХ с большими скоростями спрединга приводит и к более частым, но не обязательно к более крупным образованиям гидротермальных сульфидных месторождений, в то же время при меньшей частоте

цикла, как на СОХ с медленным спредингом, можно ожидать формирование довольно крупных месторождений сульфидных руд.

Ряд разработок автора имеют методический характер. Среди них, в первую очередь, отметим оценку оптимальных уровней гравиметрической съемки для выделения полезного сигнала от морфоструктур и коровых неоднородностей (прежде всего магматических камер), с которыми могут быть связаны выходы высокотемпературных источников и сульфидные руды.

В развитии направлений поиска сульфидных руд в рифтовых зонах океана следует обратить внимание на перспективность морфотектонических структур, ограничивающих сегменты рифтовой оси на каждом масштабном уровне. В настоящей работе сделаны первые шаги в этом направлении, однако эта проблема требует дальнейших исследований. Очевидно, что нельзя относить в разряд неперспективных структур области пересечения рифтовых зон и трансформных разломов, зоны ПЦС или зоны палеоспрединга (палеодивергентные границы плит).

Геодинамические процессы, происходящие в современных рифтовых зонах СОХ, играют определяющую роль при формировании всех типов палеограниц плит. Для того, чтобы обосновать этот, казалось бы очевидный факт, нам пришлось провести обобщение и анализ большого объема геолого-геофизических данных и на этой основе разработать классификацию типов палеограниц плит, рассмотрев геодинамические особенности формирования, строения и эволюции каждого из этих типов. Автором выделены основные типы палеограниц плит -шовных зон океанической литосферы и дана их характеристика. Палеодивергентные границы представляют собой шовные зоны контакта: а)континентального и океанического блоков литосферы в областях современных рифтогенных пассивных континентальных окраин; б)двух разновозрастных блоков океанической литосферы, сформированных в результате перескока оси спрединга, эволюции тройных соединений или в процессе продвижения рифта в пределы старой океанической литосферы; в) двух одновозрастных блоков литосферы в зонах палеоспрединговых хребтов. Палеотрансформные границы представляют собой шовные зоны термической спайки разновозрастных блоков океанической литосферы или блоков континентальной и океанической литосферы в областях пассивных континентальных окраин сдвигового типа. Палеоконвергентные границы плит представляют собой бывшие зоны субдукции, на месте которых формировались нерифтогенные эписубдукционные пассивные окраины (андийский тип субдукции), либо асейсмичные хребты, сформированные при перестройке зоны субдукции островодужного типа.

Разнообразие шовных зон рифтогенных континентальных окраин во многом определяется особенностями этапа перехода от континентального рифтинга к океаническому спредингу. Они могут заметно отличаться по глубинному строению и местоположению осадочных бассейнов, по ширине зоны перехода от континентальной к океанической литосфере, наличию или отсутствию асейсмичных хребтов и плато, а также характером аномальных геофизических полей.

Анализ гравитационных и магнитных аномалий вместе с результатами сейсмических исследований, помогает существенно уточнить границы и глубинное строение литосферы шовных зон перехода от континента к океану.

На конкретных примерах показаны особенности глубинного строения литосферы рифтогенных переходных зон. На основании интерпретации гравитационных аномалий, проведенной с учетом других геолого-геофизических данных, построены глубинные разрезы литосферы переходных зон в районе бассейнов Сантос, Пелотес и др. Эти разрезы свидетельствуют о различном

глубинном строении зоны перехода от континентальной литосферы к океанической что, в свою очередь, предопределило различие в локализации соответствующи: осадочных бассейнов и их развитие. На примере осадочного бассейна Сантос 1 бразильской переходной зоне Южной Атлантики совместно с Ю.И.Галушкины» выполнено сопоставление теоретических расчетов глубин главной фазь нефтегазогенерации с результатами, полученными по данным бурения. Показан! принципиальное соответствие теоретических геотермических расчетов установленной экспериментально по данным бурения глубиной начал; нефтегенерации.

Оценки температурно-временной истории осадочного бассейна Пелотес : аргентинской переходной зоне Южной Атлантики показали, что со сторон! океанического края бассейна, где толщина слоя осадков менее 2 км, не достигаете стадия зрелости осадков, соответствующая началу нефтегазогенерации, несмотря н высокий тепловой поток в начальной стадии эволюции этой континентальное окраины. В прилегающей к континенту области этого осадочного бассейна (гд мощность осадков достигает 8 км) существуют вполне благоприятные условия дл созревания ОВ вплоть до начала стадии газогенерации.

Разработаны геодинамические модели эволюции литосферы при перескок оси спрединга Галапагосского поднятия и формировании нового центра спрединга отрезка ВТП и сопряженных шовных зон Бауэр и Антибауэр, при перескоке центр спрединга хр.Математиков и образовании шовных зон Моктесума и Мичоакан, также при перескоке спредингового хребта Алук и формировании отрезка ВТП симметрично расположенными шовными зонами Гудзон и Генри. В этой связ: исследовались два вопроса: 1) изменение термического режима в процесс рифтогенеза старой океанической литосферы и зарождения на ней нового центр спрединга; 2)теплообмен между блоками молодой и старой океаническо литосферы. Учет этих процессов позволил объяснить основные особенност изменения регионального рельефа и теплового режима литосферы в окрестност рассматриваемых шовных зон.

На примерах эволюции хр. Математиков и Галапагосского подняти рассмотрены изменения термической структуры литосферы и рельефа дн< происходящие при эволюции палеоспрединговых хребтов. При эволюци термической структуры литосферы и рельефа дна в "отмирающем" спредингово! хребте выделено два этапа.Первый этап связан с замедлением скорости раздвижени вплоть до полного прекращения спрединга. Показано, что морфотектоника термическая структура рифтовой зоны на этом этапе в существенной степей зависят от эволюции коровой магматической камеры, ответственной за конкретны извержения в тектоно-магматическом цикле.Изменение в скорости спрединга периодичности магматических излияний в тектоно-магматическом цикл непременно сказывается на рельефе осевой зоны. Чем меньше скорость спрединга тем менее выраженной будет осевая магматическая камера и тем более контрастны будет рельеф осевой зоны.

Второй этап эволюции палеоспрединговых хребтов обусловлен изменение поля температур и понижением уровня астеносферы пэд рифтовой зоной СО> Следствием этого процесса является увеличение толщины литосферы и понижени уровня рельефа палеоспредингового хребта. Причем, чем больше времени пройде со времени прекращения активного спрединга, тем более существенным будут эт изменения.

Геолого-геофизический анализ и теоретические расчеты термическог режима литосферы, регионального рельефа дна, аномального гравитационног

юля и теплового потока в палеотрансформных шовных зонах позволили установить, что ведущую роль в формировании их глубинной структуры и шомальных геофизических полей играет латеральный теплообмен между зазновозрастными блоками литосферы, а также унаследованность деформаций ;двига, сжатия или растяжения, осложняющих строение активных участков грансформных разломов. В работе показано, что вследствие теплообмена и эстывания литосферы контраст глубин дна вдоль разлома, а вместе с ним амплитуды гравитационных аномалий и величины теплового потока уменьшаются ; возрастом по мере удаления от оси спредингового хребта. Пространственно-зременные закономерности изменения этих геофизических полей зависят также от возрастных соотношений блоков литосферы, контактирующих по разлому.

Палеотрансформные шовные зоны сдвиговых континентальных окраин характеризуются контрастным рельефом фундамента, перекрытого осадочным чехлом. Приразломные хребты выполняют роль своеобразных структурных повушек, затрудняющих перенос осадочного материала в сторону океана и способствуют формированию осадочных бассейнов, часто нефтегазоносных. Среди процессов, определяющих глубинное строение таких окраин, важную роль играют одвиговые деформации вдоль трансформного разлома, а также теплообмен между океанической и континентальной литосферами.

Рассмотрена геодинамическая модель глубинной структуры и эволюции литосферы эписубдукционных шовных зон на примере Южно-Чилийской и Западно-Антарктической переходных зон. Выявлены ведущие эндогенные факторы рельефообразования на разных этапах развития палеосубдукционных переходных зон. Для переходной зоны западной Антарктиды в районе моря Беллинсгаузена на основании интерпретации геолого-геофизических данных и результатов глубоководного бурения построена плотностная модель глубинного строения литосферы и рассмотрена модель эволюции эписубдукционной переходной зоны. Положение изотерм, распределение поверхностного теплового потока и глубины фундамента, а также температурно-временная история погружения осадочного бассейна показали, что ОВ здесь может достигать стадии созревания, соответствующей главной фазе генерации нефти, лишь в тех местах, где ее мощность превосходит 2 км, то есть вблизи палеожелоба.

Сравнивая развитие осадочных бассейнов и перспективы их нефтегазо-носности в рифтогенных и эписубдукционных пассивных континентальных окраинах, можно с уверенностью сказать, что условия формирования и термическая эволюция осадочных бассейнов этих переходных зон в существенной степени определяются геодинамическим типом континентальной окраины и глубинным строением зоны перехода от континента к океану. Они же в значительной степени определяют тип отложений, условия созревания ОВ и нефтегенерационный потенциал бассейна.

Внутриплитная тектоника и генеральный рельеф дна океана определяются, с одной стороны, общими законами эволюции океанической литосферы и отдельных ее слоев, с другой, - структура палеограниц плит различных типов, а также разные этапы их эволюции определяют многообразие морфотектонических элементов дна океана, имеющих различную геодинамическую природу. В то же время морфотектонические структуры палеограниц плит и связанные с ними геофизические поля (гравитационное, магнитное, тепловое) несут информацию не только о современном строении их литосферы, но также и о глубинных процессах, происходящих на активной стадии развития границы плиты. Анализ такой информации позволяет проследить эволюцию строения литосферы от стадии

зарождения границы плиты и ее активного развития вплоть до стадии ее отмирания и сейсмически пассивного существования.

Полученные результаты открывают новые перспективы для дальнейших исследований. Среди наиболее важных нерешенных задач следует отметить следующие:

1. Анализ трехмерной термомеханической структуры и процессов магмогенерации рифтовых зон СОХ (особенно с малыми скоростями спрединга) в окрестности морфоструктурных неоднородностей разных масштабных уровней.

2. Выявление закономерностей конвекции магмы внутри осевых магматических очагов и анализ особенностей дифференциации расплава.

3. Анализ закономерностей тепломассопереноса, обусловленного гидротермальной деятельностью, и формироваания глубоководных сульфидных руд в рифтовых зонах.

4. Выявление особенностей термомеханического состояния литосферы и структурообразования в зонах палеограниц плит разных геодинамических типов.

Для решения этих задач необходимы комплексные геолого-геофизические исследования на типичных структурах, сопровождаемые численным и экспериментальным моделированием глубинных геодинамических процессов.

Основные научные публикации автора по теме диссертации

Монографии:

1. Трансформные разломы океанической литосферы. М., Изд. Моск.ун-т.1987. 190 с.

2. Гравитационное поле и рельеф дна океана. JI., Недра. 1979. 295 с (соавторы С.А.Ушаков, Ю.И.Галушкин, Г.И.Гапоненко, О.П.Иванов, С.С.Иванов, К.М.Каверзнев, В.Н.Шимараев).

3. Строение и развитие литосферы переходных зон Южного океана, Итоги науки и техники. Физика Земли. М., ВИНИТИ.1991.Т.11. 187 с (соавторы Ю.И.Галушкин, Ю.И.Прозоров, С.А.Ушаков).

4. Гидротермальные сульфидные руды и металлоносные осадки океана. Ред. И.С.Грамберг. А.И.Айнемер СПб "Недра". 1992. 278 с (соавторы Порошинд И.М., С.Г.Краснов, Н.И.Гуревич и др.).

Статьи:

5. Геодинамика процессов проходящих в рифтовых трещинах и трансформных разломах Мирового океана (в связи с проблемой генезиса полезных ископаемых)// В сб.'Теодинамика и полезные ископаемые". М., 1976, с.69 (соавтор Ю.И.Галушкин).

6. Планетарные разломы океанической литосферы (геодинамическая характеристика) // В сб."Разломы земной коры". М., Наука. 1977 (соавторы С.А.Ушаков, Ю.И.Галушкин, О.П.Иванов).

7. Нарушение изостазии и геодинамика Карибского региона // В сб.'Теодинамика и тектоника Карибского региона." М., Недра, 1980, с.63-77 (соавторы С.А.Ушаков, А.И.Авдеев, Ю.И.Галушкин)

8. Природа подводных вулканических гор // В сб."Комплексные исследования природы океана". М., 1980, №7, с.146-150 (соавторы С.А.Ушаков,Ю.И.Галушкин, О.П.Иванов).

9. Термический режим океанической литосферы и гидротермальная циркуляция в осевых зонах срединных хребтов и трансформных разломов // Жизнь Земли. М., Изд. Моск.ун-та. 1983, №18, с. 12-17 (соавторы Ю.И.Галушкин, Г.М.Валеева).

3.Трансформные границы плит в условиях сжатия II Жизнь Земли. Тектоника плит и землеведение. М. Изд.Моск. ун-та. 1985, с. 18-23.

1. Металлогения трансформных разломов // Тектоника плит и полезные ископаемые. М., изд. МГУ 1985, с. 155-158.

2.Модель теплообмена блоков океанической литосферы в активных и пассивных участках трансформных разломов // Жизнь Земли.Землеведение м природные ресурсы. М., изд.МГУ, 1986 с. 86-90 (соавтор Ю.И.Галушкин).

3.Относительные смещения краев литосферных плит по траснформным границам II Жизнь Земли. М., изд. МГУ, 1986, с. 90-97.

4.Трансформные и внутриплитовые разломы литосферы Тихого океана (геодинамический анализ)// Геология Тихого океана. Владивосток, 1987, 4.1, с. 177-178 (соавторы Ю.И.Галушкин, С.А.Ушаков).

5.Термическая "спайка" в океанической литосфере // Геология, геофизика и геохимия океана. Л., 1987, с.84-85 (соавторы Ю.И.Галушкин, С.А.Ушаков).

6.Формирование офиолитового комплекса Трудос (о.Кипр) в результате надвигания приразломного хребта // Жизнь Земли. Геодинамика и минеральные ресурсы. М., изд.МГУ, 1988, с.91-99.

7.Развитие эписубдукционных континентальных окраин и перспективы их нефтегазоносности // Геодинамические основы прогнозирования нефтегазоносности недр. ч.З, М., 1988, с.460-461.

8.Палеограницы плит-шовные зоны литосферы // Советская геология . 1988, №12, с. 49-53 (соавтор С.А.Ушаков).

9.Неоднородности глубинной структуры литосферы осевых зон быстрораздвигающихся хребтов и их отражение в геофизических полях // Жизнь Земли.Эволюция Земли и планет. М., Изд. Моск.ун-т., 1990 (соавтор Ю.И.Галушкин).

0.История развития и термическая эволюция литосферы моря Беллинсгаузена// Геофизический журнал. М., 1990,т.12, №4, с.64-70 (соавтор Ю.И.Галушкин).

:1.Сегментация Восточно-Тихоокеанского поднятия и ее геодинамическая природа// Геология океанов и морей , т.2, М., 1990, с.15 -16 (соавторы Н.И.Белая,Ю.И.Прозоров).

:2.Шовные зоны литосферы Земли: пространственное расположение, геодинамическая природа и типизация палеограниц литосферных плит // Жизнь Земли.Эволюция Земли и планет. М., изд.МГУ, 1990,с.81-91 (соавтор С.А.Ушаков).

!З.Термическая эволюция литосферы и осадочной толщи бассейнов окраины Антарктиды (Австралийский сектор) II Океанология. 1990,т.30, №1, с.86-92 (соавтор Ю.И.Галушкин).

14.Эволюция рельефа дна и термического режима литосферы при перескоке оси спрединга // Тихоокеанская геология. 1991, №6, с.123-138 (соавтор Ю. И.Галушкин).

¡5.Сдвиговые нарушения трансформного типа в океанической литосфере // Сдвигове тектонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых (ред. Ю.М.Пущаровский, П.С.Воронов). М. Наука. 1991, с.66-74.

!6.Геодинамическая природа сегментации срединно-океанических хребтов // Жизнь Земли. Геодинамика и экология. М. Изд. Моск.ун-т. 1992, с.46-55 (соавторы Ю.И.Прозоров, Н.И.Белая).

27.Термический режим литосферы при перескоке оси спрединга хребта Математиков // Известия РАН.Физика земли. 1992, № 9, с.59-69 (соавтор Ю.И.Галушкин).

28.Эволюция литосферы переходных окраин Антарктиды // Бюл.МОИП.отд.геологии.М., 1992 т.67, вып.З, с.3-5 (соавторы Ю.И.Галушкин, С.А.Ушаков).

29.Вариация глубин зон нефтегазогенерации в пределах бассейнов континенталльных окраин: пример бассейна Пелотес // Жизнь Земли.Геодинамика и экология. М., изд.МГУ, 1992, с. 76-85 (соавторы Ю.И.Галушкин, С.А.Ушаков).

30.Термическое состояние магматической камеры и ее связь с сегментацией и морфотектоникой рифтовой зоны //Гео логия морей и океанов. М., 1992,т.2, с. 155-156 (соавторы Ю.И.Галушкин, А.И.Шеменда).

31.Геофизические индикаторы эволюции океанической литосферы в зонах палеограниц плит // Геология морей и океанов. М., 1992, т.2, с.33-34 (соавтор С.А.Ушаков).

32.Глубинные разломы и слоисто-блоковое строение океанической литосферы // Проблемы развития морских геотехнологий, информатики и геоэкологии. С-Пб.,

1993, с.8-9.

33.Принципы численного анализа термической эволюции литосферы и осадочных бассейнов пассивных континентальных окраин различных геодинамических типов // Геология 4.1. М., изд.Моск.ун-т, 1993, с.252-262 (соавторы Ю.И.Галушкин, С.А.Ушаков).

34.Модель образования и развития магматической камеры рифтовых зон срединно-океанических хребтов // Докл. РАН. 1993, т.332, №46 с.497-500 (соавтор Ю.И.Галушкин).

35.Эволюция рельефа дна, аномальных физических полей и термической структуры литосферы океана в зонах трансформных разломов Южной Атлантики // Комплексное изучение бассейна Атлантического океана. Калининград, 1993, с.43-44 (соавтор Т.П.Федорова).

36.Formation and Evolution of Magma Chamber in the Mid-Oceanic Ridge Rift Zones //L.P.Zonenshain Memorial Conference on Plate Tectonics, Moscow, 1993, p.51 (coauthor Yu.I.Galushkin).

37.Термическая структура осевой зоны срединно-океанических хребтов. Статья 1. Формирование и эволюция осевой магматической камеры // Физика Земли. 1994, №5, с. 11-19 (соавторы Ю.И.Галушкин, А.И.Шеменда).

38.Термическая структура осевой зоны срединно-океанических хребтов. Статья 2.Влияние линзы расплавленного вещества на форму и эволюцию магматической камеры // Физика Земли. 1994, №5, с.20-26 (соавторы Ю.И.Галушкин, А.И.Шеменда).

39.Палеограницы плит океанической литосферы // Тихоокеанская геология. 1994, №3, с.3-21.

40.Магматическая камера рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Термическая модель формирования и эволюции //Вулканология и сейсмология.

1994, №4-5, с. 90-98 (соавтор Ю.И.Галушкин).

41.Геодинамический провинции и термический режим лгтосферы при перескоке оси спрединга Галапагосского поднятия //В сб. Жизнь Земли. М.,Моск.ун-тет. 1995 (в печати, соавтор Ю.И.Галушкин).

42.Внутриплитная тектоника и эволюция рельефа дна океанической литосферы //В сб. Жизнь Земли. М.Моск. ун-тет. 1995 (в печати, соавтор С.А.Ушаков).