 | Особенности строения и формирования дна Тихого океана и этапы эволюции магматизма |
Cложность геологической истории формирования и строения Тихого океана в сравнении с другими океанами Земли обусловлена его существенной структурной неоднородностью
C http://elibrary.fegi.ru/elibrary/doc_view/4--------?tmpl=component&format=raw
доктор геолого-минералогических наук Голубева, Эмма Дмитриевна, 2004 год, Владивосток Геохимия и петрология толеитовых базальтов
Геофизические данные изучения дна Тихого океана свидетельствуют о существенных различиях для различных зон океана параметров глубинности 2-го слоя (базальтов и долеритов) и 3-го слоя (габбро и кумулятивных габброидов) [Семёнова, 1985].
Утонённая кора срединного хребта ВТОП Неопацифики, не смотря на структурно-морфологическое единство, характеризуется
неоднородным строением в различных частях ВТОП. Для Палеопацифики повышенные мощности (от 18 до 25км) характерны для сводовых поднятий островных хребтов океана (Императорского,Полинезийских, Лайн, Магеллановых гор и частично Гавайев [Хаин, 1985; Wilson, 1991]), воздымание которых происходило в результате разуплотнения вещества верхней мантии при формировании вулканических построек хребтов.
Океанические плато западной Палеопацифики (Онтонг-Джава и Манихики) также имеют мощности коры, в несколько раз превышающие её средние параметры в океане, что позволяет, учитывая близкий рифтогенному состав пород поднятий, предполагать их формирование в результате обширного мелового спредингового
магматизма.
Вариации состава пород магматических комплексов океанического дна обусловлены множеством меняющихся во времени и пространстве параметров: составом исходных субстратов верхней мантии и степени их парциального плавления, степенью
фракционирования и глубиной кристаллизации и т.д.
Основным элементом диаграммы (рис.10) является прямая (Р), проведённая под углом 45о к осям, градуированная по степени парциального плавления перидотитового (пиролитового) субстрата верхней мантии при условии концентрации Sr и Ba в наиболее лёгкоплавких акцессорных минералах субстрата- апатите и флогопите. Горизонтальное направление вариации состава пород соответствует тренду фракционирования плагиоклаза, а направленное под углом 30о к горизонтальной оси соответствует тренду
кристаллизации клинопироксена. На диаграмму нанесены рассчитанные по составам кимберлитов тренды вариаций состава субстратов:
MNP- метаперидотиты натриевые (перидотиты, испытавшие натриевый метасоматоз), KEW- калиевых эклогитов, вебстеритов и верлитов и МКР- метаперидотиты калиевые (калиевый метасоматоз) [Говоров, Голубева, 1995].
Фигуративные точки толеитов главных структур океана попадают на SB-диаграмме в области, расположенные в нижней части диаграммы и соответствующие (тренд Р) широкому интервалу плавления верхней мантии (15-40%).
Области базальтов островных хребтов океана Палеопацифики, находящиеся вблизи перидотитового тренда (Р) (Гавайско-Императорский хребет, Маршаловы острова) или к метаперидотитового (MNP) (хребты Полинезии, Магеллановы горы) а также тренду субстратов калиевых эклогитов вебстеритов и верлитов (KEW) (вал Зенкевича, плато Огасавара и поднятие Шатского). О дискретности условий формирования базальтов поднятия Шатского свидетельствует значительный разброс на диаграмме соответствующих их составам точек (ш).
Фигуративные точки типов базальтов KLAEP расположены вблизи перидотитового тренда Р (составы базальтов 5-го и 4-го таксонов: плато Огасавара и Маршаловы острова), с метаперидотитовым трендом (MPN) ассоциируют базальты 1-го таксона (Магеллановы горы и поднятие Шатского) вблизи тренда субстратов калиевых эклогитов вебстеритов и верлитов (KEW) находятся точки 2-го и 3-го таксонов пород KLAEP (вал Хоккайдо-Зенкевича и плато Огасавара, поднятия Шатского).
Важная информация по классификации базальтов океана получена с помощью диаграммы TiO2- K2O (рис.11). Чётко прослеживается прямая зависимость состава толеитов MOR: от D-деплетированных и N-нормальных- до T- переходных и E-обогащённых- типов; указанное стрелками увеличение железистости и титанистости пород соответствует составам ферротолеитов
перечисленных типов, вплоть до ультратитанистых пород Р-типа. При этом в область базальтов Т-типа MOR попадают фигуративные точки, соответствующие примитивным толеитам плит (PIP) западной части океана (впадина Науру). Вблизи к базальтам MOR расположены области плато Онтонг-Джава и Манихики. Продолжение общей тенденции одновременного увеличения железистости (титана) и щёлочности (калия) продолжается далее для островных хребтов- Гавайев,Полинезии и Маршаловых островов. Точки, соответствующие базальтам KLAEP Маршаловых островов и Магеллановых гор находятся на более высоких уровнях концентраций калия. В отличие от них базальты древних структур океанических поднятий (поднятий Шатского, Хесса, вала Хоккайдо-Зенкевича и др.) характеризуются повышенными концентрациями калия при средних концентрациях титана и близки по составу базальтам океанского складчатого обрамления (Дальний Восток, Японское море).
Данные отношения изотопов 87Sr/86Sr - 143Nd/144Nd, приведённые на рис.12, показывают общую обратную зависимость параметров графика, наблюдаемую от ВТОП до островов Полинезии Тихого океана. К зоне деплетированной мантии (ДММ) тяготеют области значений отношения изотопов срединно-океанических поднятий; в сравнении с ВТОП значительно большие области значений изотопов характерны для Атлантики и Индийского океана. Для базальтов плит западной части Тихого океана (плато Манихики, Онтонг-Джава и скважин бурения: 462, 801, 169), расположенных в нижней части диаграммы наблюдается различная
степень отклонения их значений в сторону уменьшения отношения изотопов неодима и увеличения изотопов стронция: минимальную для толеитов скв. 462 и 801 и максимальное для скв. 169 и базальтов плато Онтонг- Джава и Манихики, что свидетельствует о разной степени концентраций этих изотопов в более древнем субстрате верхней мантии океана.
Новая глобальная тектоника, пришедшая на смену учению о геосинклиналях, представлена концепцией тектоники плит. Предполaгaют ведущyю роль горизонтальных тектонических движений и образованиe океанов в результате рифтогенеза [Ле Пишон К., 1977; В.Е.Хаин, 1984 и др.]. Причиной раскола континентов, спрединга, магматизма и формирования океанической коры является зарождающийся на границе ядра и мантии матийный суперплюм; в связи с чем утверждается ведущая роль мантийной конвекции.
Предположение о существовании океана в рифее высказано Ю.М. Пущаровским [1965], эта точка зрения поддержана В.Е.Хаином [1993] и Милановским [1998], считающими, что вероятность существования Тихого океана ещё 1млрд лет тому назад достаточно велика, поскольку с этого времени уже сформировался грандиозный подвижный пояс, находящийся на ранней стадии развития.
0,6-0,5 GA Тихий океан существенно расширился, после чего стал сокращаться за счёт континентальных окраин.
Эволюционные этапы формирования Тихого океана были выделены Ю.М.Пущаровским [1972]:
(I) от юры до позднего мела происходило формирование базальтового ложа океана и крупных поднятий (Шатского, Хесса);
(II) в конце мела- раннего палеогена образовались вулканические хребты (Императорский, Лайн);
(III) позднекайнозойский этап характеризуется излияниями лав в зонах спрединга.
Определения абсолютного возраста пород ложа Тихого океана, включая биостратиграфические данные, варьируют от ранней юры до современного. Наибольшие значения возрастных данных приведены для пород бассейна Пифагета к востоку от Марианских островов, имеющих возраст около 180 млн лет [Davidson, 1992], впадины Науру (110-130 млн.лет) плато Манихики (115-120 млн. лет), Онтонг-Джава (112-120 млн. лет), гор Мид-Пацифик (117-133 млн. лет) и др. [Summary of radiometric ages..., 1987 и др.]. Если принять во внимание обнаружение в основании гайотов в западной части Тихого океана анкарамитов позднетриасового возраста (K-Ar- метод) [Говоров И.Н., Петрологические..., 1996], то началом раннего этапа тихоокеанского магматизма возможно предполагать поздний триас.
Обобщение геохронологических данных формирования геоструктур Тихого океана показало, что эволюция магматизма океана может быть условно представлена следующими этапами:
(1) юрско-раннемеловой (>200- 100 млн. лет);
(2) позднемеловой-палеоценовый (<100- 55 млн. лет);
(3) эоцен-олигоценовый (<55- 25 млн. лет);
(4) миоцен-голоценовый (<25- 0 млн. лет).
В первый юрско- раннемеловой этап происходило формирование главенствующей в настоящее время Тихоокеанской плиты, происходящее в результате раздвига и интенсивного спрединга в зонах сочленения трёх океанических плит: Кула- на севере, Фараллон- на востоке и Феникс- на юго-западе [Хаин, 1985].
Вначале происходили нарастающие к середине мела площадные излияния значительных масс толеитовых лав, формирующих океаническую кору (плато Манихики, Онтонг-Джава и др.) В это время продолжали формироваться субширотные щелочные комплексы океана (Маркус-Уэйк - Мид-Пацифик), в основании которых, по предположению И.Н.Говорова [1993], находятся древние погребённые субконтинентальные блоки.
Во второй позднемеловой-палеоценовый этап продолжалось формирование океанической плиты в результате усиления магматических процессов в океане и ещё более интенсивных излияний толеитовых лав. Зона спокойного магнитного поля (100-80 млн. лет), характерная для начального периода этого этапа,фиксируется расположенными вблизи флексуры океанического ложа магнитными аномалиями А32-25.
Изменение тектонического режима сопровождается образованием субмеридианальных разломных зон и хребтов (Императорского, основного хребта Лайн, Маршалловых островов и др.).
В третий эоцен-олигоценовый этап продолжается формирование геоструктур предыдущего этапа. В то же время объёмы площадных излияний толеитовых лав и щелочного магматизма в океане существенно снижаются, но в результате тектоно-магматической активизации происходит образование новых вулканических построек в хребтах Лайн, Императорском, Магеллановых горах и других вулканов, приуроченных к разломным зонам.
Четвёртый миоцен-голоценовый этап представляет собой главный этап становления современных структур срединно-океанического хребта Тихого океана, свидетельством чему являются характерные для этого этапа максимальные скорости спрединга океанической коры. В это же время формировались рифтогенные структуры ВТОП и ЮТОП и прилегающих к ним
рифтовых зон (Калифорнийской, Хуан де Фука и происходило дальнейшее развитие Галапагосского рифта). К этому этапу приурочено формирование вулканических хребтов Гавайских, Полинезийских и Каролинских островов, обусловленое проявлением глубинных плюмов. В результате тектоно-магматической активизации продолжается формирование множества вулканических построек и вулканов в линейных разломных структурах (хребтах системы Лайн, островах Кука и др.).
Изучение магматизма Тихого океана показало различие ассоциаций формационно-геохимических типов пород и их количественных соотношений на разных этапах эволюции океанического магматизма.
Hа протяжении двух первых этапов, с юры и до палеоцена имели место мощные рифтогенные излияния примитивных толеитовых лав (PIP), формировавших лавовые плато абиссальных океанических плит. Тектонические режимы растяжения океанической литосферы в эти этапы чередовались с режимами сжатия, что могло обусловить мозаично-блоковое строение океанической
коры и образование микроплитных систем [Меланхолина, 1996], а также подобных поднятию Шатского структур тектонического скучивания [Пущаровский, 1982], сложенных чрезвычайно разнородными породами (толеитами, щелочными базальтами, базальтами гавайского типа и базальтов KLAEP). Oтличительной особенностью второго этапа является проявление в океане островных пород гавайского типа (Н), слагающих хребты, происхождение которых, вероятнее всего, обусловлено образованием глубинных субмеридианальных разломов (Императорский, Лайн, Маршаловы острова и др.).
В эоцен-олигоценовый 3-ий этап на фоне существенного снижения объёмов толеитового и щелочного магматизма, кроме примитивных толеитов PIP, широко проявлены толеитовые и щелочные дифференцированные породы гавайского типа. Натриево-калиевые щелочные комплексы характерны для Императорского хребта, основного хребта Лайн, Магеллановых гор; калиево-натриевые щелочные комплексы проявлены в хребте Кросс-Лайн и позднее на Маркизских островах.
Особенностью неогенового этапа является появление наиболее деплетированных в сравнении с другими зонами океана типов толеитов и ферротолеитов MOR D- и N- типов. Подщелоченные базальты MOR T- и Е- типов ассоциируют с приразломными участками спрединговых центров и с боковыми удалёнными от хребта зонами. При этом подщелоченность и особенно калиевость
базальтов обычно увеличивается при удалении от оси поднятия. Базальты гавайского типа и щелочные дифференцированные серии этого этапа проявлены на островных цепочках Гавайев, Полинезии и Каролин.
Таким образом, исследование магматизма Тихого океана показало, что преимущественную роль в формировании главных (первичных) структур океана (океанических плит и срединно-океанических хребтов) играли рифтогенные излияния лав примитивных базальтов. Hаибольшие объёмы этих лав толеит-базальтового состава приурочены к мел-палеогеновым этапам магматизма. На последующих этапах на фоне излияний примитивных лав океанических плит формировались вулканические постройки океанических островных хребтов. Обобщение и сравнительный анализ данных петрогеохимического изучения пород дна Тихого океана показало существенные различия геохимических типов базальтов, слагающих структуры океана, что является отражением общей латеральной и глубинной, структурной и вещественной неоднородности (гетерогенности) тихоокеанского ложа. Обусловленные глубинными процессами, эти неоднородности отражают различные тектонические режимы формирования структур, уровни генерации магм, различия состава мантийного субстрата и флюидного режима, а также влияние глубинных плюмов.
Подавляющая площадь главной (первичной) геоструктуры ложа Тихого океана океанической плиты сложена примитивными толеитовыми базальтами срединно-океанических хребтов (MOR) и примитивных базальтов плит (PIP).