МЕТАЛЛОГЕНИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Авторы: В.В.Авдонин, В.В.Кругляков
http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1177306&uri=text/part1.html - «Всё о геологии», геологический факультет МГУ
Глава I. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ И МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ
Систематическое изучение геоморфологии и геологии Мирового океана начато еще в позапрошлом веке, когда, в частности, в океанических котловинах впервые были обнаружены железомарганцевые конкреции.
До середины прошлого столетия относительно детальные сведения о глубине моря и составе дна (ил, песок, скальный грунт) имелись только для подходов к портам и для узкостей (проливов, фарватеров в рифах и т.п.) и носили исключительно прикладной навигационный характер.
В океане до середины прошлого столетия основным инструментом для определения места судна оставался секстант, позволявший определять место судна на основании видимого взаимного расположения небесных светил с погрешностью в несколько миль (в десяток километров). Позднее на смену секстанту пришли радиогеодезические системы, а в последние десятилетия прошлого века были созданы спутниковые навигационные системы, которые к настоящему времени свели погрешность определения места судна в любой точке океана к первым десяткам метров и даже к первым метрам.
Глубина океана определяется эхолотами. До последней четверти XX века использовались однолучевые эхолоты, позволявшие изучать профиль дна вдоль галса судна. Получаемые не только специализированными исследовательскими, но и транспортными судами эхограммы использовались для создания обобщенных сетей наблюдений. На их основании составлялись мелкомасштабные батиметрические карты, которые в свою очередь служили основой для глобальных и региональных геоморфологических построений. Именно эти построения позволили открыть глобальную систему срединно-океанических хребтов, трансформных разломов и других элементов тектоники океанского дна и послужили основой для развития <новой глобальной тектоники>.
Известные на сегодня твердые полезные ископаемые в Мировом океане залегают непосредственно на дне (железомарганцевые конкреции, рудные корки, массивные сульфиды, рудные осадки) или под первыми десятками сантиметров осадков (рудные корки, сульфиды). Этот факт делает геоморфологические построения ведущими в комплексе геологических исследований.
Первые систематические сведения о размещении полезных ископаемых позволили установить, что железомарганцевые конкреции в общем случае локализованы в абиссальных океанических котловинах; рудные корки развиты на склонах подводных гор, в основном в интервале глубин от 0,8 до 4 км; сульфидное оруденение как в форме массивных сульфидов, так и в виде рудных осадков и рассолов приурочено к рифтам срединно-океанических хребтов, также к активным структурам задуговых бассейнов. Океанические котловины, подводные горы и хребты несрединно-океанического типа, срединно-океанические хребты отчетливо выражены даже на обзорных мелкомасштабных картах. Окраинные моря и задуговые бассейны, отделенные от открытого океана островными дугами, также наглядно проявлены на обзорных картах. Все это при наличии определенных поисковых концепций позволяет выбирать участки для постановки мелко- и среднемасштабных геологических исследований.
В последние полтора-два десятилетия на вооружении океанологов, морских геологов и других специалистов в области изучения Мирового океана появились многолучевые эхолоты. Эти комплексы позволяют получать информацию о глубине моря и амплитуде обратно рассеянного сигнала в полосе некоторой ширины. Ширина полосы при прочих равных условиях (модель эхолота и режим работы) пропорциональна глубине океана и превосходит ее в 2-3 раза. Такие устройства обеспечивают получение среднемасштабных карт (1:500000-1:200000) для участков океанского дна с глубиной порядка 5 км и более и средне-крупномасштабных карт для более мелких акваторий. Кроме сведений о глубине моря эти эхолоты обеспечивают составление карт амплитуд обратно рассеянного сигнала. Амплитуды определяются акустической жесткостью и шероховатостью поверхности дна.
При изучении закономерностей размещения и условий образования руд, связанных с глубинными процессами в зонах спрединга и субдукции, большое значение приобретают исследования магнитного и гравитационного полей. Они дают основания для построения моделей разреза земной коры и определения ее латеральных неоднородностей, что важно при определении размеров и глубины залегания магматических камер. Для надежной интерпретации данных этих методов необходимо возможно более точное знание рельефа поверхности дна.
Результаты промера и исследований потенциальных полей позволяют локализовать наиболее перспективные площади для постановки средне- и крупномасштабных исследований, которые проводятся дистанционными методами. Среди них наиболее популярны во всем мире акустические исследования придонными комплексами, позволяющими выполнять локацию бокового обзора и получать временной акустический разрез верхней толщи осадков (порядка 100 м) с разрешением в первые метры и даже доли метра. Другая группа дистанционных методов - фототелевизионное профилирование. При этом в вещательном или малокадровом режиме передается на борт судна телевизионное изображение дна. Параллельно ведется фотографирование дна цифровыми фотокамерами с существенно более высоким, чем у телевизионного канала разрешением. В комплексе акустические и оптические методы позволяют трассировать и геологически интерпретировать линейные акустические образы дна, оконтуривать однотипные по оптическим и акустическим характеристикам участки. Наряду с дистанционными методами для получения информации о химическом, минеральном составе донных объектов, при поисковых и разведочных работах широко используется опробование.
Опробование в зависимости от задач (прежде всего, от типа полезного ископаемого) выполняется различными пробоотборниками. Наиболее распространенными инструментами являются дночерпатели и грунтовые трубки. Они используются при всех исследованиях Мирового океана и позволяют отбирать представительные пробы текучих, пластичных, полутвердых осадочных образований и твердых некрупных объектов на их поверхности, прежде всего, конкреций. Для тех же целей нередко используются коробчатые пробоотборники. При опробовании твердых и скальных пород используются драги и глубоководные погружные буровые установки при исследованиях рудных корок и массивных сульфидов. Для опробования массивных сульфидов и трубок курильщиков применяются специальные грейферы. Большинство инструментов обычно оснащено глубоководными фотоустановками, позволяющими получать фотографию ненарушенной поверхности дна за несколько мгновений до посадки на него пробоотборника. Грейферы, применяемые при опробовании сульфидов, оснащаются телевизионным передатчиком, позволяющим точно выводить аппарат на цель.
В глобальном плане общая характеристика разрезов осадочных образований всего Мирового океана получена по результатам глубоководного бурения по проектам DSDP (<Гломар Челленджер>) и ODP (<Джойдес Резольюшен>). Пробурено более 600 скважин практически во всех геоморфологических и геотектонических зонах океана от внутренних морей до океанических котловин и подводных горных стран. Большинство скважин в открытом океане пробурено с целью наиболее полной характеристики всего разреза осадочной толщи до поверхности базальтов. Некоторые скважины, решая такую задачу, не вышли из осадочного чехла ввиду того, что его мощность превышала 500 м.
Скважины пробурены по логическим сетям в зависимости от конкретных задач. Как следствие, расстояния между ними резко различны. Например, вдоль рудной провинции Кларион-Клиппертон расстояние между скважинами порядка 1000 км. Поперек провинции - порядка 400 км со сгущениями в зонах трансформных разломов. Так, расстояние между скважинами 40 и 41 в районе разлома Кларион всего 17,2 км. Соизмеримая плотность сети и в других регионах.
Из всех скважин отобран керн, выполнены литолого-минералогические исследования, определены комплексы микрофаунистических остатков, по которым определен возраст пород, измерены физические характеристики пород и осадков. В скважинах, достигших базальтового фундамента, определен его возраст и петрографический состав.
В последние годы широко используются глубоководные обитаемые аппараты (ГОА), новое поколение которых, созданное в 80-е годы, имеет рабочую глубину погружения порядка 600 м. В их числе российские ГОА Мир-1 и Мир-2. Создание этих аппаратов дает возможность проводить подводные исследования на 98% площади Мирового океана. Именно ГОА позволили сделать наиболее выдающиеся открытия, в частности, открытие и изучение придонных рудообразующих гидротермальных систем. Наряду с ГОА успешно используются глубоководные буксируемые аппараты, оборудованные локатором бокового обзора, акустическими профилографами, фото- и видеосистемами.
Результаты глобальных обзорных исследований, дополненные региональными данными по отдельным крупным геоморфологическим, геотектоническим и металлогеническим зонам нашли свое отражение в ряде специальных карт от физических до металлогенических. Существуют обзорные карты толщины земной коры, осадочного чехла, типов донных осадков и целый ряд других. Такие карты, в частности, собраны в Атласах океанов, изданных Морским Генеральным штабом СССР в разные годы, в Атласе Индийского океана, составленного по результатам работ Международной Индоокеанской экспедиции (МИОЭ).
Геология континентов систематически изучается в течение нескольких столетий. На рубеже веков в 2000 году в Санкт-Петербурге торжественно отмечено 300-летие горно-геологической службы России. За год до этого в 1999 году в Геленджике отмечено 50-летие морской геофизики (комплекса дистанционных методов изучения геологического строения дна акваторий). Естественно, что геологическая изученность дна океана существенно менее детальна, чем изученность суши. Себестоимость морских геологических исследований значительно выше, чем сухопутных. Для возможно более быстрого накопления геологической информации по океану проводятся региональные комплексные исследования по трансокеанским геотраверзам. Геотраверзы - это полосы шириной порядка 1000 км, пересекающие океаны в широтном направлении от одной континентальной окраины до другой. К настоящему времени отработаны Анголо-Бразильский траверз в Атлантике, Австралийско-Маскаренский в Индийском океане и Тихоокеанский. На геотраверзах исследованы магнитное и гравитационное поля, выполнено сейсмическое профилирование, проведено донное опробование. Другой вид исследований носит изначально прикладной характер. Это поисково-разведочные работы на различные виды полезных ископаемых, изыскания под гидротехнические сооружения и коммуникации. Технология исследований определяется конкретными задачами .
Особая роль в геологической изученности океана принадлежит полезным ископаемым. Первые находки рудных образцов относятся к 70-м годам XIX в., когда в Карском, Баренцевом морях, затем вблизи Канарских островов были подняты железомарганцевые конкреции. Однако только с 60-х годов прошлого века развернулись планомерные исследования конкреционных полей, когда определился промышленный интерес к этим образованиям. Этот интерес с одной стороны, стимулировал активизацию работ по обнаружению и изучению рудных объектов в океане, а с другой, выявил необходимость формирования международных правовых основ использования полезных ископаемых океана. Эти работы, начатые в 1958 г. под эгидой ООН, завершились принятием Конвенции по морскому праву в декабре 1982 г. К этому времени определились наиболее перспективные поля распространения ЖМК и в 1987 г. наиболее изученная часть провинции Кларион-Клиппертон Международным Органом по морскому дну и Международным трибуналом по морскому праву при ООН была разделена на участки между странами - <первоначальными вкладчиками>. Россия получила этот статус и лицензионный участок в лице <Южморгеологии>. Позднее, в 1992 г. подобный статус и соответствующий участок получила совместная организация ИНТЕРОКЕАНМЕТАЛЛ, куда Россия входит вместе с Болгарией, Кубой, Польшей, Словакией, Чехией.
С начала 80-х годов прошлого века началось систематическое изучение рудоносности гайотов северо-западной части Тихого океана, а к 1994 г. определился объект Со-носных корок в пределах Магеллановых гор.
В 60-е годы были открыты проявления металлоносных осадков в Красном море. В 1978 г. были обнаружены сульфидные постройки в районе 21њс.ш. Восточно-Тихоокеанского поднятия, а в следующем году впервые визуально наблюдались <черные курильщики>. К середине 90-х годов наметился перспективный участок на глубоководные сульфидные руды в САХ - рудное поле <Логачев> (Андреев, 1999).
С открытием на океанском дне объектов, представляющих потенциальный промышленный интерес, стали актуальными собственно металлогенические исследования.
Выполненные к настоящему времени исследования позволили получить достаточно обширный материал, характеризующий геологическое строение дна океана. Разумеется, степень детальности геологических данных несопоставима с изученностью суши. Тем не менее, основные черты геологии океана - строение и состав осадочного чехла, базальтового фундамента, мощность и строение земной коры, типы основных структур, их возраст и взаимоотношения, вулканические, гидротермальные, седиментогенные процессы, происходящие на морском дне и другие особенности известны с высокой степенью достоверности. Это, с одной стороны, позволяет интерпретировать геологическую историю океана, взаимосвязь ведущих тектонических, магматических, седиментационных, рудообразующих процессов, а с другой - дает основу для оценки возможной рудоносности различных элементов океанского дна, постановки поисковых работ.
Сейчас в изучении геологии и металлогении Мирового океана наступил новый этап - переход от получения разнообразных данных к их систематизации. Накопленный материал вполне достаточен для обоснованных обобщений.
Из огромного количества работ, посвященных геологии океана, необходимо отметить следующие. Фундаментальные работы по глобальным проблемам тектоники земной коры, происхождению и эволюции океана выполнены В.Е. Хаиным, О.Г. Сорохтиным, Е.Е. Милановским и другими исследователями. Эволюция магматических процессов, формационный анализ океанских магматических образований, закономерности их размещения в структурах океана проанализированы в работах А.А. Маракушева, И.Н. Говорова, Ю.В. Миронова, Т.И. Фроловой и ряда других авторов. Процессам седиментации и образованию в связи с ними ряда полезных ископаемых посвящены обобщающие работы А.П. Лисицына, Г.Н. Батурина и других. Систематизация сведений о гидротермальных рудообразующих системах произведена Ю.А. Богдановым, Г.Ю. Бутузовой, А.П. Лисицыным. Первые крупные обобщения по металлогении океана после работ В.И. Смирнова выполнены коллективом ВНИИОкеангеологии под руководством И.С. Грамберга и С.И. Андреева; ими составлена металлогеническая карта Мирового океана и серия сопутствующих карт. Все это является основой для последующих работ и, в частности, для выявления практически значимых месторождений полезных ископаемых в океане.
С наибольшей полнотой в настоящее время изучены рудные образования на поверхности дна. Это обусловлено и возможностями используемых технических средств, и соображениями о доступности выявленных полезных ископаемых для последующего их извлечения. Поэтому при изложении основ металлогенического анализа Мирового океана основное внимание мы уделяли этим образованиям.
Металлогенические объекты, локализованные в недрах фундамента дна, не изучены. Их можно предполагать, прогнозировать, но практической значимости в обозримом будущем они не имеют.
Глава II. ГЕОЛОГИЯ И ТЕКТОНИКА МИРОВОГО ОКЕАНА

1. Происхождение и возраст океана
В настоящее время единого мнения о природе Мирового океана и времени его формирования не существует. Многие исследователи отстаивают точку зрения о древнем возрасте океанов, другие считают их сравнительно молодыми образованиями. Общепризнанно, что океан возник из недр Земли вследствие дегазации ее глубин. Количественные оценки эндогенного поступление воды в различные эпохи развития Земли также неоднозначны. Имеется ряд данных, согласно которым основная часть мантии была дегазирована на раннем этапе истории Земли в интервале 4,6-2,5 млрд лет назад, то есть почти вся океанская вода образовалась в течение архея. В дальнейшем земная кора и океаны лишь медленно и циклично перерабатывались (Шопф, 1982).
Концепцию древнего возраста океанов развивает В.Е. Хаин (1994, 2001). Ссылаясь на палеомагнитные данные и постулируя сходство (если не полное тождество) офиолитов континента с корой современных океанов, он утверждает существование океанов в палеозое и докембрии. По его мнению, уже архейские глубоководные бассейны обладали корой, сходной с современной океанской, но более мощной и несколько отличной по составу. Предполагается, что уже в раннем протерозое работал механизм тектоники литосферных плит, столь характерный для позднего докембрия и фанерозоя. В.Е. Хаин (2001) считает вероятным, что Тихий океан зародился в позднем протерозое или самом начале кембрия, а затем с теми или иными изменениями продолжал существовать в палеозое и раннем мезозое. При этом отмечается, что документальная история Тихого океана поддается восстановлению с ранней юры (190 млн лет) и более уверенно со средней юры (160 млн лет). Начало развития современного Атлантического океана относится к началу юрского периода (около 200 млн лет назад), а Индийского к концу средней юры (160 млн лет назад).
По расчетам О.Г. Сорохтина и С.А. Ушакова, глубины океанов в позднем архее составляли 350-700 м, в начале раннего протерозоя - 870 м, а в среднем протерозое (1,2 млрд лет назад) - уже 2900 м. Палеозойские морские бассейны рассматриваются как аналоги современных океанов не только в физико-географическом, но и в геолого-геофизическом смысле.
Итак, первичный океан, по данным цитированных исследователей, возник в конце стадии аккреции. В конце архея - начале протерозоя произошло слияние всех континентальных массивов в единый суперконтинент - Пангею-О, а в противоположном полушарии возник единый океан - Панталасса. К концу протерозоя объем воды в Мировом океане и его уровень приблизились к современным. Соленость и химический состав океанской воды также достигли почти современных значений (Хаин, 1994; Сорохтин, Ушаков, 2002).
С иных позиций выступал В.В. Белоусов (1989), считавший, что все океаны, в том числе и Тихий, являются молодыми, мезозойскими. Анализируя распределение осадков и последовательность их накопления он показал, что до начала, а в некоторых случаях и до конца мезозоя, на месте современных океанов находились мелкие эпиконтинентальные моря с глубинами в несколько сот метров. Углубление дна океана последовательно происходило с юры до настоящего времени. Океанические котловины образовались в процессе океанизации - происходило оседание земной коры, некомпенсированное осадками и ведущее к образованию глубоководных бассейнов с тонкой <базальтовой> корой. При этом срединно-океанические хребты, и в особенности, осложняющие их рифтовые долины - еще более молодые - они не древнее конца палеогена, а вероятнее всего неогеновые и четвертичные.
Подобные представления в настоящее время все более активно развиваются противниками концепции неомобилизма. Опираясь на многочисленные факты, противоречащие положениям плейттектоники, они отрицают явления спрединга, субдукции, обосновывают невозможность конвекции в мантии Земли, которую сторонники плитовой тектоники считают основной движущей силой зарождения спрединга, перемещения плит и возврата океанической коры в мантию в зонах субдукции. В.В. Орленок, И.А. Резанов, Е.М. Рудич и другие исследователи считают, что все океаны сформировались в процессе погружения и океанизации земной коры континентального типа. Подтверждение этому они видят в том, что глубоководным бурением установлен мелководный характер докайнозойских отложений на дне океанов, где при драгировании обнаружены также гранито-гнейсы и другие континентальные породы. Опускание дна океанов на 3-5 км, начавшись в конце юрского периода, продолжилось в меловом и достигло максимальных масштабов в палеогене, что привело к образованию гигантских отрицательных структур, которые одновременно с опусканием заполнялись водой. Поступление воды обеспечивается глубинными процессами дегидратации нижних частей земной коры. Проводниками глубинных вод являются вулканы и многочисленные разломы и трещины земной коры (<Океанизация >,2004).
Отличную от изложенных концепцию формирования Мирового океана выдвинул коллектив исследователей под руководством С.И. Андреева и И.С. Грамберга (1997, 1998, 1999). По их данным в начале архея могли существовать лишь локальные водные бассейны. Объем воды на поверхности Земли составлял 15-30% объема современного океана. Океанов и континентов не было. Тонкая (5-7 км) кора имела габбро-анортозитовый состав. Спрединг в этот период отсутствовал. Лишь в конце архея появляются первые сиалические выплавки, а крупные сиалические линзы - будущие континенты начали формироваться в протерозое. В палеозое - начале мезозоя произошла кардинальная перестройка литосферы, в результате которой всплыли сиалические глыбы - континенты. Создались условия для обособления и накопления в астеносфере скоплений жидкой базит-ультрабазитовой магмы. Выступая с позиций критики ряда положений плейттектоники, авторы утверждают, что заложение океана, ознаменовавшее наступление эпохи Великой базальтовой экспансии, произошло в средней юре, когда и включился спрединговый механизм формирования коры. Отмечается, что более древняя кора океанического типа на континентах отсутствует. Офиолиты континентов не являются аналогами океанским магматическим комплексам. Самые древние участки океанского дна имеют возраст порядка 170 млн лет, что соответствует бату (средняя юра). Этапы формирования земной коры, процессы, отражающиеся на ее поверхности образованием водных бассейнов, участков суши, впоследствии континентов и океанов - обусловлены этапами глубинной дифференциации Земли - последовательными обособлениями ядра, нижней и верхней мантии и т.д.
Возникновение океана - особый планетарный этап развития земной коры в позднемезозойско-кайнозойское время.
Формирование Мирового океана (Мировой талассогенной системы) происходило стадийно. И хотя спрединговый механизм образования океанической коры имел определяющее значение, спрединговые стадии развития сменялись неспрединговыми. Выделено две мегастадии: а) неупорядоченного спрединга (средняя юра - ранний мел, апт) и б) линейно-упорядоченного спрединга (поздний мел, кампан - квартер), разделенные неспрединговой переходной зоной (апт - кампан).
Начальная стадия первой мегастадии - неспрединговая, характеризуется развитием процессов базификации - ареальной проработкой верхних частей палеолитосферы. В отличие от В.В. Белоусова, базификация рассматривается как гомодромный процесс преобразования базит-ультрабазитового субстрата. Вторая стадия собственно неупорядоченного спрединга: наращивание океанической коры происходит от нескольких одновременно действующих разноориентированных центров спрединга, для которых не характерно формирование спрединговых хребтов. В эту стадию были сформированы старые океанические плиты, возраст которых оценивается в 120-170 млн лет.

Вулканические дуги протягиваются параллельно глубоководным желобам на 200-300 км, ширина активной вулканической зоны составляет при этом около 50 км.
Наиболее типичные островные дуги известны в северной и западной частях Тихого океана. Это Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Суматра и Ява. Далее следуют Идзу-Бонинская, Марианская, Яп, Рюкю, Манильская, Филиппинская, Новобританская, Соломон, Новогебридская, Тонга, Кермадек, Новозеландская. В Индийском океане - Зондская. К подобным системам относится Антильско-Карибская область и область моря Скотия.
Выделяются два типа островных дуг: энсиалические, образованные на мощной (до 40 км) коре континентального типа, испытавшей длительное полициклическое развитие, и энсиматические, которые подстилаются маломощной океанической корой. Островные дуги первого типа образованы, как правило, крупными островами - Японские, Филиппинские, Новая Гвинея, Новая Зеландия и др. Дуги второго типа представлены цепочками мелких островов - Алеутские, Курильские, Малые Антильские, Новые Гебриды и др. Некоторые из них частично расположены на континентальной коре.
В строении земной коры островных дуг выделяются собственно островодужный комплекс и фундамент. В энсиалических дугах фундаментом служат древние комплексы, возникшие на месте длительно развивавшихся подвижных поясов. Энсиматические дуги закладываются на фемической коре мощностью до 20 км и подстилаются офиолитовыми комплексами.
Островодужный комплекс энсиматических дуг сложен толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних этапах образуются андезито-базальты, андезиты; более кислые магмы встречаются редко.
Среди вулканитов энсиалических дуг преобладают андезиты, обычными являются дациты, риолиты. На поздних стадиях развития вулканизма повышается щелочность пород.
В основании вулканических дуг нередко образуются гранитоидные плутоны: диориты, тоналиты и гранодиориты в энсиматических дугах, нормальные граниты - в энсиалических. Вмещающие породы претерпевают региональный метаморфизм зеленосланцевой и амфиболитовой фаций.
Значительная часть разрезов островных дуг обнажается на суше, в том числе иногда на поверхность выходят и породы фундамента. Поэтому степень изученности геологических формаций этих структур наиболее высокая.
Островные дуги сложены разнообразными геологическими формациями: вулканогенными, вулканогенно-осадочными, осадочными, интрузивными, последовательность образования которых отражает этапы развития этих структур. Среди формаций присутствуют глубоководные, мелководные и наземные. Вулканогенные формации в процессе развития островных дуг эволюционируют от подводных базальтовых и базальт-бонинитовых к мелководным и наземным - базальт-андезибазальтовым, базальт-дацитовым, - и наземным островным формациям с большими объемами средних и кислых пород, в том числе пород повышенной щелочности. Изменяется и характер вулканизма: трещинные и щитовые вулканы базальтовых формаций сменяются стратовулканами, осложненными кальдерами, экструзивными структурами и т.д. В строении стратовулканов существенную, иногда преобладающую роль играют пирокластические породы.
Наряду с вулканогенными комплексами и формациями образуются комагматичные им интрузивные комплексы. Среди них наиболее широко распространены габбро-плагиогранитовые, габбро-диорит-тоналит-плагиогранитовые трондьемитовые, габбро-монцонит-сиенитовые. Реже встречаются комплексы кварц-гранодиорит-гранитовой формации.
Интрузивные комплексы комагматичные вулканитам, являются различными фациями единых долгоживущих магматических систем. Интрузивные породы формируются, завершая отдельные этапы вулканической деятельности, в поздние стадии развития очаговых зон. Более длительная дифференциация магмы в очаговых зонах определяет большее количество кислых и средних интрузивных пород по сравнению с вулканитами. Интрузивный магматизм сопровождается интенсивной гидротермальной деятельностью, результатом которой является формирование эндогенных месторождений.
На завершающих этапах развития островных дуг проявляется ареальный базальтовый вулканизм, сменяющийся часто щелочным - оливин-базальтовым или шошонитовым.
Таким образом, островодужный вулканизм в большинстве случаев эволюционирует от однородных толеит-базальтовых формаций к дифференцированным известково-щелочным и имеет преимущественно гомодромный характер.
Последний нарушается на поздних этапах, когда известково-щелочной вулканизм вновь сменяется базальтовым, часто со щелочной тенденцией. В островных дугах, сформированных на мощной континентальной коре, может проявляться антидромный характер магматизма (Фролова, 1997). В то же время индивидуальные особенности развития свойственны не только каждой отдельной дуге, но и отдельным участкам и даже вулканическим центрам. По этим причинам формационные ряды различных островодужных систем весьма разнообразны.
Активные окраины Задуговые бассейны
Задуговые бассейны (окраинные моря) входят в триаду структур активных окраин и располагаются между островными дугами и континентом. По В. Белоусову, выделяется три типа окраинных морей: наиболее мелкие моря - Охотское, Желтое, Арафурское - почти целиком подстилаются континентальной корой. Другие - Японское, Южно-Китайское, Коралловое, Берингово - в наиболее мелких частях расположены на континентальной коре, а в более глубоких - на океанической. Третьи, преобладающие, находятся целиком на океанической коре, глубина их может превышать 4000 м.
Глубоководные бассейны бывают изометричными и линейными. Изометричные располагаются в тыловых частях моря, линейные - во фронтальных. Рельеф глубоководных бассейнов часто осложнен подводными горами, поднятиями и прогибами, рифтогенными и спрединговыми структурами. К числу изометричных глубоководных котловин относятся Западно-Филиппинская (Филиппинское море), Центральная (Японское море), Венесуэльская (Карибское море), Алеутская (Берингово море) и др.
Линейные бассейны бывают двух типов: одни располагаются непосредственно за островными дугами (Курильская в Охотском и Окинава в Восточно-Китайском морях), другие разделяют активные и потухшие островные дуги (междуговые бассейны Паресе-Вела и Марианский в Филиппинском море, Лау в море Фиджи, Гренада в Карибском море и др.).
Глубоководные котловины находятся на разных стадиях развития, среди них выделяют активные с проявлениями современного магматизма, и отмершие, заполняющиеся осадками.
В строении верхних частей земной коры окраинных морей выделяется три комплекса: фундамент, на котором заложилось море, существенно вулканогенный комплекс, отражающий активный период развития структуры, и осадочный чехол, формирующийся после прекращения магматической активности (Фролова, Бурикова, 1997).
Комплекс фундамента в тех морях, где он доступен для изучения, представлен складчатыми геосинклинальными и орогенными формациями подвижных поясов палеозойского и мезозойского возраста, прорванными разновозрастными, преимущественно меловыми и палеоценовыми гранитоидами. Реже комплекс фундамента представлен образованиями континентальных платформ от докембрийских до мезозойских.
Состав и строение фундамента окраинных морей, большая часть ложа которых подстилается океанической корой, характеризуется неоднородностью. В одних случаях в фундаменте присутствуют блоки разнообразных и разновозрастных образований, свидетельствующие о сложной и длительной истории формирования структуры, развивавшейся на древних комплексах окраинных подвижных поясов. Подобная картина имеет место в структурах Филиппинского моря. В других случаях окраинные моря формируются в результате раздвига древнего основания и подстилающая их океаническая кора является новообразованной. Примером может служить междуговый бассейн Лау.
Т.И. Фролова приходит к выводу, что образование современных окраинных морей в пределах Западно-Тихоокеанской активной окраины связано с мезокайнозойским рифтогенезом, который начался в позднем мелу и наложился на сложно построенный Циркум-Тихоокеанский подвижный пояс, в меньшей степени на древние платформы Азиатского континента с уже сформированной континентальной корой.
Залегающий выше вулканогенный комплекс отделен от фундамента перерывом и несогласием. Его состав и строение отражают особенности этапа эндогенной активности в процессе формирования окраинных морей. В кайнозое выделяются дораннемиоценовый, допозднемиоценовый и среднемиоцен-голоценовый этапы формирования глубоководных котловин (Богданов, 1988). В различных котловинах присутствуют комплексы либо одного этапа, либо более сложные, являющиеся продуктом неоднократно повторяющегося вулканизма.
Магматические формации окраинных морей разнообразны и относятся к толеитовой, субщелочной, известково-щелочной сериям. Интрузивные породы представлены базит-гипербазитовыми комплексами, входящими вместе с толеитами в офиолитовые ассоциации. Помимо этого известны малоглубинные массивы, комагматичные эффузивам.
Мощность осадочного слоя колеблется от 0,5 до 4,5 км. Осадки, накапливающиеся в окраинных морях, различны по происхождению. На склонах вдоль вулканической дуги формируются толщи вулканогенно-обломочных образований, иногда имеющих большую мощность и характер туфогенного флиша. Вдоль континента наблюдаются подвижные конусы выноса, иногда накапливаются флишевые толщи. В центральных частях бассейнов осаждаются монтмориллонитовые глины, биогенные илы и другие типы осадков, преимущественно терригенного происхождения.
Пассивные окраины
Переходные зоны этого типа наблюдаются вокруг Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Они характеризуются низкой сейсмической и вулканической активностью, отсутствием глубинных сейсмофокальных зон. В строении типичных пассивных окраин выделяется три главных элемента: шельф, континентальный склон, континентальное подножие. Обычно вдоль края континента прослеживается прибрежно-аллювиальная равнина.
Шельф представляет собой подводное продолжение прибрежной равнины материка. Ширина шельфа изменяется в широких пределах, иногда достигает многих сотен километров, составляя в среднем 65-80 км. Бровка шельфа - внешняя граница - располагается обычно на глубине около 200 м, но иногда опускается до 350 м и даже до 500 м. Поверхность шельфа представляет собой аккумулятивную, реже абразионную равнину; на шельфах часто встречаются затопленные долины рек, береговые линии, ледниковые, эоловые формы рельефа.
Континентальный склон - сравнительно узкая полоса (от 8 до 270 км) с более крутыми углами наклона до 10-14?, а иногда и больше. Нижняя граница склона проходит на глубинах в среднем 2,5-3 км. Для этой структуры характерен расчлененный глыбово-ступенчатый рельеф: ориентированные вдоль склона ступени рассекаются каньонами, наследующими глубокие трещины или разломы. На континентальном склоне нередко наблюдаются уступы - краевые плато, отколовшиеся от шельфа (Белоусов, 1989). Примерами могут служить краевое плато Блейк у берегов Флориды, длиной 900 км, шириной 300 км, глубиной от 600 м на севере до 1200 м на юге. На поверхности плато расположена одноименная провинция железомарганцевых конкреций. Иберийское плато шириной 250 км у противоположного берега Атлантического океана находится на глубине от 1800 до 2700 м.
У основания континентального склона на глубинах до 3-5 км располагается континентальное подножие, достигающее в ряде случаев ширины до многих сотен, даже до тысячи километров. Этот промежуточный между континентальным склоном и ложем океана элемент рельефа занимает около 23% площади дна океана. Континентальное подножие - аккумулятивная равнина, - основная область разгрузки обломочного материала, приносимого с материка. Мощность осадков достигает здесь 15 км. Нередко подножие представляет собой слившиеся конусы выноса подводных долин, являющихся продолжением речных долин суши.
Вулканизм в пределах пассивных окраин проявлен незначительно и приурочен к начальным стадиям формирования шельфа и прибрежной равнины и выражен полями даек, потоками субщелочных базальтовых лав, переслаивающихся с осадочными породами. Глубинное строение переходных зон пассивного типа характеризуется уменьшением мощности континентальной коры от суши к шельфу и далее к континентальному склону (Белоусов, 1989). Граница утоненной, переходной коры и собственно океанской проходит в средней части континентального подножия (Хаин, Ломизе, 1995).
В металлогеническом отношении пассивные континентальные окраины являются областями развития прибрежных россыпей, шельфовых фосфоритов. Редко к ним приурочены поля железомарганцевых конкреций, примером чему может служить упомянутое выше плато Блейк. Перспективы обнаружения существенных проявлений эндогенной минерализации в подобных зонах невелики.
*   *   *
Заключая рассмотрение основных структур океана, необходимо отметить следующие положения.
Охарактеризованные структуры различны по генезису, истории формирования, строению, масштабам. Они неодинаково изучены с геологической точки зрения, металлогеническая роль некоторых типов структур еще не выяснена. Остаются дискуссионными многие вопросы, касающиеся их генезиса.
Тем не менее, современная степень изученности позволяет достаточно обоснованно охарактеризовать важнейшие металлогенические процессы и роль крупнейших структур в формировании рудных скоплений разного генезиса.
Океанические котловины - геологическое строение, в частности, соотношение базальтов и перекрывающих их осадков, тектонический режим, особенности рельефа, гидродинамическая обстановка, вулканизм, - создают наиболее благоприятные условия для концентрации оксидных железомарганцевых конкреций.
Регионы развития подводных гор - гайотов - характеризуются сочетанием морфоструктур, гидродинамики, специфического состава пород субстрата, - обеспечивающих формирование залежей кобальтоносных корок и фосфоритов.
Срединно-океанические хребты с осевыми рифтами, расчлененные на отдельные сегменты с автономными магматическими камерами и гидротермальными системами, представляют собой структуры, контролирующие размещение скоплений массивных сульфидных руд колчеданного типа.
Структуры активных окраин - островные дуги и задуговые бассейны, характеризующиеся активным вулканизмом, образованием дифференцированных вулканических формаций, контролируют размещение месторождений колчеданно-полиметаллического типа.
Как было отмечено, металлогеническую роль других структур - в частности, трансформных разломов, глубоководных желобов, оценить в полную меру не представляется возможным. Есть основания ожидать обнаружения в этих структурах рудных объектов иного типа, чем ныне известные.