Блюман Б.А. Земная кора океанов. По материалам международных программ глубоководного бурения в Мировом океане. - СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2011. - 344 с.
ЗЕМНАЯ КОРА ОКЕАНОВ И ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
Продолжение
Намеченные тенденции носят, безусловно, предварительный характер и требуют уточнения. Можно лишь предположить, что устойчиво повторяется тенденция асимметрично направленного смещения областей проседания с удалением от краев континентов. Весьма важна в связи с этим и проблема геодинамической трактовки перерывов (hiatuses) в осадконакоплении, выраженных практически повсеместно в ложе Мирового океана: во-первых, самим фактом присутствия глобального перерыва на границе базальтового (точнее, в более широком смысле вулканического) основания (второго слоя коры океанов) и вышележащих осадочных пород первого слоя коры океанов. Кроме того, как уже отмечалось ранее, в описании керна скважин различных рейсов, в различных частях Мирового океана значительные по длительности перерывы (hiatuses) отмечаются и внутри первого осадочного слоя коры океанов. Можно предположить, что проблема перерывов в коре Мирового океана не случайно выпала из поля зрения тектонистов и специалистов по геодинамике оттого, что и коры выветривания, и перерывы в трактовке ряда исследователей (см. выше) являются следствием дифференциальных вертикальных перемещений земной коры и оттого плохо укладываются в концепцию тектоники литосферных плит с присущей ей доминантой горизонтальных перемещений. Необходимо обратиться еще раз к дополнительной характеристике обломочного горизонта (rubble layer), который обнаружен практически во всех скважинах, вскрывших базальтовое основание. Наиболее типичен этот обломочный горизонт для структур океанов, занимающих его наибольшие площади, - абиссали, фланги срединно-океанических хребтов и сами срединно-океанические хребты. Часто охарактеризован керном лишь обломочный горизонт, но не вскрыты базальты основания. В разных местах, в зависимости от гранулометрического состава обломков (валуны, булыжники, гравий, песок и пр.), эти обломочные горизонты называются по-разному: элювий, делювий (талус); или же эти горизонты, вмещающие горизонты, в том числе и косослоистых песчаников, часто определяются как турбидиты. Характерные особенности обломочного материала, независимо от его размера: угловатость, субугловатость, окатанность и, что самое важное, присутствие отчетливо и всегда выраженной каймы окисления выветривания на внешней поверхности таких обломков. В том случае, когда разбуриваются лежащие под ними коренные базальты, в них по системе трещин развиты те же изменения. Вышележащие обломки являются отторженцами, не перемещенными или перемещенными в различной степени: от элювия и делювия до турбидитов, в которых в разных местах обнаруживаются остатки наземной растительности. Итак, эти обломочные горизонты, занимающие огромные площади Мирового океана, располагаются на месте своего образования и преобразования, и их присутствие и широкое распространение ни в коей мере несовместимы с процессами спрединга и горизонтального перемещения плит. Практически то же наблюдается в пределах пассивных и активных окраин континентов и, особенно в глубоководных трогах. На этом автор приостанавливает критическое рассмотрение положения о совместимости ряда особенностей геологического строения Мирового океана с основными положениями тектоники литосферных плит, полагая, что ознакомление с материалами глубоководного бурения и некоторыми дополнительными материалами заставит читателя самостоятельно принять аргументированное решение по этому вопросу.
Необходимо отдать должное работам отечественных геологов (в той или иной мере рассматривавших затронутые нами проблемы), опубликованным в середине 80-х годов прошлого века. Применительно к вопросам (вернее, к проблемам) перерывов и несогласий в Мировом океане следует обратиться к работе В.А. Панаева и С.П. Митулова. Эти авторы, отмечая многочисленные перерывы в осадконакоплении, связывают их с придонными течениями, «...не имеющими прямо го отношения к тектоническим разнонаправленным движениям. Все участки и территории, на которых зафиксированы перерывы, никогда не поднимались выше уровня океана, как считают возможным некоторые исследователи (например, А.А. Пронин)» (с. 84). Такое утверждение может быть подвергнуто сомнению уже неоднократно охарактеризованными глобальными перерывами, проявленными в разное время на границе осадочного (первого) и вулканогенного (базальтового) слоев коры океана. Подобного же типа глобальный перерыв установлен между неритовыми (мелководными) и вышележащими пелагическими осадками.
Вопросу масштабного распространения наиболее древних мелководных осадков в Мировом океане посвящена работа Е.М. Рудича, в которой автор, один из первых отечественных геологов, проанализировал доступные ему в то время материалы описания скважин отдельных рейсов программы DSDP: рейсы 1-4; 10-15; 22-28; 36-53; 45-66 и краткие сведения по рейсам 68, 71, опубликованные в периодических изданиях. Сама работа содержит богатейший материал по составу и строению коры Мирового океана, и читателю можно порекомендовать ознакомиться с ней в первую очередь. Вполне правомерен вывод Е.М. Рудича об отсутствии связи между процессами рифтогенеза и формированием глубоководных котловин, обрамляющих рифтовый хребет. Справедливо с позиций сегодняшнего дня заключение Е. М. Рудича «...О гомологичности платобазальтов континентов и океанических базальтов, об их возникновении при развитии одного глобального магматического цикла» [Рудич 1983, с. 259]. Вполне согласуется с результатами глубоководного бурения в Мировом океане и вывод Е.М. Рудича о том, что «…обширные участки современной океанической акватории, в том числе те, в пределах которых океаническое ложе располагается сейчас на глубинах 4-6 КМ, в сравнительно недавнее время, в конце мезозоя и в первой половине кайнозоя, располагались вблизи дневной поверхности. Их опускание происходило весьма интенсивно в течение небольших отрезков времени» [Там же, с. 260]. И наконец, не менее важен вывод Е.М. Рудича о том, что «…широкое развитие позднемезозойских и кайнозойских мелководных осадков в пределах современных абиссальных зон, их литолого-фациальная однотипность с одновозрастными отложениями, присутствующими в окраинных областях континентов, безусловно свидетельствуют, что границы последних еще сравнительно недавно располагались значительно мористее современных» [Там же, с. 262].
Безусловный интерес, с учетом сведений о глобальном распространении кор выветривания на базальтах ложа Мирового океана, вызывают вопросы, касающиеся наличия в пределах океана, наряду с высокостоящими участками суши, участков распространения морских (?) мелководных бассейнов, их возможной площади и закономерностей размещения. Частичным ответом на этот вопрос может быть предпринятая автором попытка ограничения площадей распространения подушечных лав миндалекаменных базальтов, формирование которых происходило в субмаринных условиях мелководных бассейнов, периодически осушавшихся, когда происходили окисление и выветривание подушечных лав. Количество скважин, в которых были вскрыты в различной степени окисленные подушечных лавы, велико, и можно лишь наметить некоторые общие тенденции их размещения. В Атлантическом океане ареалы распространения подушечных лав тяготеют к северо-западной окраине Южной Америки, восточным окраинам Северной Америки и Гренландии, а также к западной окраине Европы. В Индийском океане подушечные лавы распространены по северо-восточной окраине плато Кергелен и на сравнительно небольшом расстоянии сменяют наземные вулканиты (программа ODP, рейс 183, скв. 1140). Такие же лавы распространены по западной окраине Северной и Южной Америки, и они же фрагментарно присутствуют в западной части Тихого океана и приурочены к крайней западной части океана, граничащей с западнотихоокеанскими островодужными системами. Типичным случаем взаимоотношений наземных покровных базальтов с корами выветривания и подушечными лавами (мелководные условия) может служить разрез рейса 197 (Гавайский хребет), составленный по скважинам, пробуренным в ряде подводных гор.
Можно предположить, исходя из этих материалов, что, наряду с проявлениями наземного покровного вулканизма в субаэральных условиях, вблизи этих участков могли располагаться мелководные бассейны, где происходили излияния подушечных лав. Подобного же рода мелководные бассейны могли существовать в пределах пассивных окраин континентов, распространяясь по восточной периферии континентов Америки (Северной и Южной), по западной окраине Африки, а также по западной окраине (андийского типа) Северной и Южной Америки, по периферии плато Кергелен, Сейшел и северо-западной окраине Австралии. Сейчас трудно оценить масштабы распространения этих бассейнов, в качестве возможной их площади можно лишь привести данные из уже упоминавшейся работы Е.М. Рудича о распространении мелководных отложений. Здесь важно лишь подчеркнуть, что мелководные бассейны вначале формировались по периферии континентов в пределах современных пассивных окраин, возможно, будучи связанными с одновременно существовавшими внутриконтинентальными морскими бассейнами. Весьма примечательно в этом отношении краткое высказывание, приведенное в описании керна скважины рейса 43 программы DSDP в Северо-Западной Атлантике, где говорится о том, что по данным изотопии кислорода происходило смешение воды мелководных бассейнов «...с дождевой водой в периоды субаэрального обнажения».
Крайне небезынтересно сопоставление состава, строения и взаимоотношений вулканогенно-осадочных комплексов бассейнов пассивных окраин континентов и сопредельных с ними вулканогенно-осадочных комплексов первого и второго слоев Мирового океана. В целом вулканогенно-осадочные комплексы пассивных окраин мезозойского заложения образуют три структурных этажа, разделенных крупными перерывами. Нижний структурный этаж представлен отложениями позднеюрско-неокомского и аптского возраста, средний - отложениями позднего мела - палеогена и верхний - миоцена и более молодого возраста.
Нижний структурный этаж пассивных окраин - это континентальные красноцветные отложения, которые чередуются с покровами лав и пачками вулканомиктовых отложений. В верхней части разреза этого комплекса иногда появляются пачки озерных (пресноводных и осолоненных) отложений. В пределах континентальных окраин Южной Атлантики в терригенных отложениях содержатся прослои углей и углистых глин. В верхних частях терригенного комплекса нижнего этажа участвуют также и соленосные комплексы. Средний структурный этаж пассивных окраин образован породами карбонатного и терригенно-карбонатного комплексов, в котором широко представлены карбонатные мелководные отложения карбонатных платформ - обширных ракушечных банок, рифов, биогермных лагун и глубоковрезанных в сушу заливов. Таким образом, по мнению А. А. Геодекяна и др., в течение длительного времени на громадных пространствах в зонах перехода континент - океан господствовали близкие условия седиментогенеза - формирование карбонатных пород мелководноморского генезиса, образующих континентальный склон современных пассивных окраин. Эпоха накопления карбонатных отложений, начавшаяся в юре, продолжалась до позднего мела. Временем распространения морских и дельтовых терригенных отложений пассивных окраин материков стала раннемеловая эпоха. В это время, наряду с формированием типичных для них последовательных рядов формаций: дельтовых, авандельтовых и подводных конусов выноса, в ряде мест широко распространяются терригенно-карбонатные отложения, обогащенные углеродистым веществом - «черные глины», формируются красные глины и пестроцветные глины (с монтмориллонитом, поздний мел Северной Атлантики).
Конец позднего мела - начало палеогена - палеоцена - эоцена отмечается появлением в пределах пассивных окраин, впериконтинентальных бассейнах, формации магнезиальных глин - палыгорскитовых и сепиолитовых, занимающих промежуточное положение между континентальными и соленосными отложениями прибрежных равнин и гемипелагическими, кремнистыми осадками континентального склона и подножия. Отмечается также, что если в позднем мелу - палеоцене основной областью накопления осадков на материковых окраинах оставался шельф, то, начиная с позднего эоцена и в неогене, главным вместилищем осадочного материала является материковое подножие.
Считается, что около половины всего осадочного материала, отлагавшегося в океане, приурочено к континентальным окраинам, при этом большая его часть отлагается на пассивных окраинах. Отложившиеся в пределах таких окраин осадочные породы выполняют линейные прогибы, вытянутые вдоль окраин континентов, имеющих гигантские размеры: их длина несколько тысяч, а ширина несколько сотен километров. Отличительная черта их развития - направленная изменчивость состава отложений, заполняющих прогибы, и, как уже отмечалось, наличие перерывов и несогласий, разделяющих три структурных комплекса - нижний, средний и верхний.
Можно в известной мере условно выделить в пределах Мирового океана (вне пассивных окраин) также три структурных этажа - нижний, средний и верхний и сопоставить их по возрасту, составу и условиям формирования с тремя этажами пассивных окраин, предполагая возможными их латеральные взаимопереходы.
Так, континентальный с вулканитами нижний структурный этаж пассивных окраин может быть сопоставлен с вулканитами (покровные базальты и дифференцированные серии плато океанов) второго слоя коры океанов. Сопоставимы также карбонатно-рифовый средний комплекс пассивных окраин и неритовый карбонатно-рифовый комплекс поднятий асейсмичных хребтов Атлантического, Индийского океанов, атоллов и гайотов западной части Тихого океана. И наконец, могут быть сопоставлены верхний структурный этаж (пелагический осадочный комплекс) пассивных окраин и пелагические осадки, залегающие выше второго (базальтового) слоя и неритовых отложений Атлантического, Индийского океанов. Такое сопоставление трех структурных этажей пассивных окраин и океанов позволяет трактовать историю развития и геодинамику океанов с иных (не плейт-тектонических) позиций. Каковы же эти позиции? В начале развития, в мезозое, пассивные окраины и центральные части Атлантического, Индийского океанов могли представлять собой (подчеркиваю вероятность, возможность такой трактовки. - Б.Б.) области континентального и лагунно-континентального осадконакопления, сходные по условиям осадконакопления и вулканизма между собой и с сопредельными участками континентов. Также можно предполагать, что в пределах этих океанов континентальные условия (формирование покровных базальтов, сходных с плато базальтами континентов) сочетались с существованием изолированных водных (мелководных) бассейнов, подобно тому, как происходило в это время и в пределах пассивных окраин. Последующее Формирование карбонатно-рифовых отложений на пассивных окраинах и подобных же отложений в ряде структур (асейсмичные хребты и плато Атлантического и Индийского океанов, гайоты и подводные горы западной части Тихого океана) сменяется и в пассивных окраинах, и в океанах нарастанием интенсивности и скорости нисходящих процессов (subsidence) и формированием пелагических отложений. Наряду с возможным сходством истории развития пассивных окраин Атлантического и Индийского океанов с их внутриокеаническими областями, необходимо отметить, что суммарная мощность осадочных отложений, как и интенсивность тектонических движений в пределах пассивных окраин, были намного большими, чем близкие по времени процессы во внутренних частях этих океанов, удаленных от пассивных окраин. С учетом аномально высокой мощности осадков на пассивных окраинах и значительной интенсивности тектонических движений можно предположить, что в целом направленность развития океанов могла происходить от периферии океанов к их центру (условному), о чем свидетельствует и схема, показывающая смещение в том же направлении надбазальтовых отложений в Мировом океане (рис. 192). Несколько по-иному, чем в Атлантическом и Индийском океанах, могло происходить развитие западной, центральной и восточной частей Тихого океана. В западной части Тихого океана развитие началось, как и в пассивных окраинах атлантического типа, в юре - раннем мелу. В пределах окраинных морей и крупных океанических плато (Онтонг-Джава) происходит формирование структурных этажей, сходных с пассивными окраинами атлантического типа. История развития центральной и восточной частей Тихого океана известна, начиная со времени формирования базальтов второго слоя (эоцен - миоцен), и заметно отличается от истории развития активных окраин этого океана.
Представляется возможным по-иному трактовать геодинамику океанов с учетом того, что рифтовые структуры океанов (срединно-океанические хребты) являются наиболее молодыми и автономными в пространстве и времени по отношению к ранее сформированным структурам океанов. В пределах рифтовых систем (срединно-океанических хребтов) ниже пелагических илов (голоцен-плейстоцен) располагается слой обломков базальтов, габбро и ультрамафитов, подвергшихся процессам окисления (начального выветривания) в субаэральных условиях, что может свидетельствовать об их (рифтов) и, возможно, островодужных систем (Идзу-Бонинская дуга) совсем недавних надводных условиях становления, предшествовавших «быстрому» их погружению одновременно с также бывшей надводной, затем мелководной частью Мирового океана. Следует отметить, что в пределах континентов кайнозойские рифтовые системы, как и в пределах океанов, формируются после становления наиболее молодых (плато Афар, плато Колумбия) покровных базальтов.
Публикация приведенных материалов ориентирована на то, чтобы вызвать у читателя интерес к первичным материалам глубоководного бурения в Мировом океане. Ознакомление с этими материалами, безусловно, вызывает многочисленные вопросы, касающиеся основных положений глобальной геодинамики и концепции тектоники плит. Личный опыт автора, основанный на детальном ознакомлении с данными по глубоководному бурению, подтверждает необходимость уточнения базовых положений тектоники плит, касающихся как в целом глобальной геодинамики, так и, в частности, обоснованности процессов спрединга, субдукции, линейных магнитных аномалий, вопросов геохимии и геохронологии базальтов океанов и т.д.
Задача публикации будет выполнена, если она вызовет дискуссию, хотя бы по некоторым из затронутых в ней вопросов. Автор осознает спорность многих высказываемых им положений, но в то же время подчеркивает значимость изложенного фактического материала и отмечает глубочайшую несправедливость того факта, что данные, накопленные гигантскими усилиями международного геологического сообщества, до сих пор и у нас, и за рубежом не находят заинтересованного пользователя.
Голосование