ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИХ МОРЕЙ

Распространение докембрийских гранитно-метаморфических пород в океанических областях

Критический анализ геофизических материалов о структуре коры океанических областей, а также синтез данных по физике и динамике Земли [49; 50] подводят к выводу об отсутствии принципиальных различий в структуре потенциальных и сейсмических полей фундамента континентальных и океанических платформ. Это значит, что имеется по меньшей мере несомненное сходство в литологии и мощности земной коры континентов и океанов.

Если исходить из анализа глобального круговорота земного вещества, то трудно было бы объяснить, каким образом и почему продукты дезинтеграции выносимого на поверхность планеты вулканического материала должны были локализоваться лишь в пределах площадей будущих континентов. За первые 400—500 млн лет начального вулканизма и в последующем процессе денудации, сноса и переотложения этот материал в условиях мигрирующих в пространстве и во времени очагов вулканизма и морских бассейнов был неизбежно разнесен более или менее равномерно по всей поверхности Земли. Как было показано [44], сиалический слой земной коры — это кислородно-силикатный метаморфический комплекс, сам механизм образования которого предопределяет его сплошное распространение по всей поверхности Земли.

Наступление на рубеже мезозоя и кайнозоя (табл. 1, с. 38) этапа океанизации и быстрое образование обширных и глубоководных океанических бассейнов уже в середине кайнозоя не могло сопровождаться таким же быстрым редуцированием гранитно-метаморфической толщи на 2/3 площади планеты.

Подобный процесс неизбежно повлек бы за собой цепь катастрофических явлений в гидросфере, атмосфере и биосфере Земли, кислом вулканизме, что не находит подтверждения в летописи кайнозойской эры.

Возникает вопрос: имеются ли прямые или косвенные геологические доказательства существования «континентальной», т. е. докембрийской, гранитно-метаморфической коры на дне современных океанов, которые бы подтвердили полученные выше выводы?

Начиная с времен Э. Зюсса и до 50-х гг. XX столетия естествознание отвечало на этот вопрос положительно, приводя достаточно убедительные и веские доказательства. При этом отмечались многочисленные следы сравнительно недавнего (60—70 млн лет назад) обрушения континентальных окраин Атлантического и Индийского океанов [3]. Осадочные слои здесь при подходе к побережью резко оборваны со стороны океана, гранитно-метаморфический комплекс докембрийских щитов Канады, Южной Америки и Африки срезан вдоль континентальной окраины, и лестницы уступов опущены глубоко под воду.

Прямым доказательством былого распространения континентальной коры в области современных океанов стали гранитные острова и выходы коренных гранитно-метаморфических пород докембрия на удаленных от материков крошечных участках суши. Наиболее ярким примером в этом отношении являются Сейшельские острова и остров Мадагаскар в Индийском океане, отделенные от континентальной Африки широкой полосой глубоководной Сомалийской котловины и Мозамбикского пролива. Гранитный фундамент острова Маэ, одного из 34 островов Сейшельского архипелага, имеет позднепротерозойский, а на Мадагаскаре — архей-проте-розойский возраст. Здесь в породах алдания были обнаружены самые крупные месторождения графита. Огромная подводная возвышенность Кергелен на юге Индийского океана, венчаемая более 400 островами, в отличие от Сейшел и Мадагаскара, перекрыта базальтовыми лавами кайнозойского возраста, затрудняющими изучение подстилающих толщ. Однако на острове Герд еще в 1908 г. Э. Филлипи обнаружил среди базальтов блоки гранитогнейсовых пород. Позднее, в 1967 г., Ж. Нужье описал выходы крупного граносиенитового массива на полуострове Ральеде-Бати архипелага Кергелен.

В Атлантическом океане имеется целый ряд островов, расположенных вдоль срединно-океанического хребта и близ континентальной окраины, на которых известны коренные образования гранитных и других кислых пород, а также в ксенолитах базальтовых и андезитовых лав. На Фолклендских (Мальвинских) островах, отстоящих на 600 км от материка, автор наблюдал пологие гряды, сложенные кварцитом, гнейсом и гранитами, вероятно, древнейшего комплекса докембрия, слагающего фундамент Южно-Антильского подводного хребта. На крайнем восточном звене этого хребта на острове Южная Георгия повсеместно были обнаружены обнажения кварцитов. Черные филлитовые сланцы и аргиллиты перемяты в складки и прорваны мощными вулканическими комплексами. Общее падение пластов происходит в южном направлении, т. е. в сторону впадины моря Скотия. В целом складчатые, метаморфизованные флишоидные толщи Южной Георгии весьма напоминают таврическую серию Южного Крыма. Находки гранитных пород на острове описаны в работах Гейма, Тирреля, Фрейкса и др. [55]. Плитки аргиллитов, кварцитовых филлитов с набором грубообломочных пород гранитного состава в изобилии были драгированы нами с пологого склона острова Элефант в 1971 г.

Многочисленные находки гранитоидов в ксенолитах лав и туфов известны практически на всех островах, венчающих Срединно-Атлантический хребет на всем его протяжении (острова Буве, Тристан-да-Кунья, Вознесения, Св. Петра, Азорские, Исландия, Ян-Майен).

Гранитно-метаморфическими породами сложена подводная возвышенность Роколл. Единственная возвышающаяся над уровнем моря одноименная скала сложена гранитогнейсами. Взятые еще в начале века с большим трудом образцы пород оказались эгириновыми гранитами позднемелового — раннепалеоценового возраста (65 млн лет). В настоящее время скала почти разрушилась под действием океанских волн.

В Тихом океане коренное залегание гранитных пород и их аналогов известно на архипелаге Фиджи еще с начала века. Не случайно современные исследователи сравнивают Фиджийское плато с Сейшельским.

Ксенолиты кислых и средних пород в кайнозойских лавах обнаружены на островах центральной и западной частей Тихого океана, на Восточно-Тихоокеанском рифтовом хребте, в пределах многих островных дуг [42; 55]. Кроме того, имеются многочисленные данные о распространении кислых вулканических пород и их пирокластических эквивалентов (вулканический пепел, стекла, более крупные обломки) в осадочной толще глубоководных котловин, установленные как по результатам бурения судна «Гломар Челленджер» (1969—1982 гг.), так и по пробам грунтов [83; 84].

Утвердившееся мнение об отсутствии кислых пород на дне океанов обусловлено, скорее всего, не отсутствием фактов, а отсутствием у исследователей сведений о них. Ранее мы отмечали, что скудную информацию о распространении гранитных пород на дне океанов следует объяснять не их недостатком, а, скорее, тем, что мы еще не умеем их искать. К этому можно добавить, что мы и не были нацелены на эти поиски, ибо, согласно общепринятому постулату, «океаническая» кора лишена «гранитного» слоя [80; 81; 94].

Что же представляют собой гранитные острова посреди океана, кислые и ультракислые ксенолиты и пирокластика среди базальтовых полей глубоководных котловин?

Эпоха суждений о «простом» строении, «примитивном» химизме, «однообразии» петрографии коры океана прошла вместе с нашими «младенческими» познаниями об океане. «Если руководствоваться химическим и петрографическим составом продуктов вулканизма и их распределением в разрезах вулканических построек и в латеральном направлении, то трудно обнаружить какое-либо геологическое различие между вулканизмом в океанах и на континентах», — пишет А. Пронин [55]. И это мнение сейчас разделяют многие геологи, петрографы и геохимики как у нас в стране [2;

3; 44; 58; 66], так и за рубежом [33]. Г. Ф. Афанасьев еще в 1960 г. предостерегал научную общественность от поспешных выводов о «феномене» океанической коры. Он считал [55], что нет принципиальной разницы между петрографическими типами вулканических пород океанов и континентов, что земная кора континентов и океанов едина по составу и мощности для всей Земли, а совокупность фактов позволяет предположить, что сиалическая оболочка Земли простирается до значительных глубин.

Таким образом, островки гранитных массивов, возвышающиеся над базальтовыми покровами современного океана, следует рассматривать как реликты гранитно-метаморфического фундамента, ныне опущенного и скрытого платобазальтами и осадками кайнозойского возраста [49]. Широкое же распространение кислых пирокластов и ксенолитов возможно при ассимиляции поднимающимися основными магмами кремнезема из окружающих пород. А это будет иметь место, если магматический расплав на своем пути пересечет горизонты гранитно-метаморфической коры. Контаминационная гипотеза для данного случая впервые была предложена А. А. Прониным в 1977 г. [55]. Однако примеры ассимиляции основной магмой кислых пород древнего фундамента на Кавказе приводились значительно раньше — в 1947 г., а затем в 1962 г. Г.М. Заридзе. В частности, он считал, что на глубинную ассимиляцию, имевшую место перед излиянием магмы, указывают наличие кислого субстрата под осадочным покровом и содержание в вулканогенных образованиях оплавленного материала: гранитоидов, кварцитов, слюды, полевого шпата, кварца и др.

Другим дополнительным геологическим свидетельством былого распространения «гранитной» суши в области современных впадин Мирового океана являются данные Ч. Шухерта, А.Д. Архангельского, В. В. Белоусова, А. А. Пронина и других [2; 5; 55] о сносе грубообломочного материала в прибрежные области континентов и островов со стороны океанских впадин.

Наиболее полная сводка первоисточников по этому вопросу выполнена А. А. Прониным [55]. Согласно приведенным им данным, снос терригенного обломочного материала со стороны Атлантики на северное, южное и западное побережье Европы осуществлялся еще в альбском веке (вторая половина раннего мела) (см. табл. 1, с. 38). На побережье юго-восточной части Великобритании в раннем мелу (135 млн лет назад) сносился терригенный материал с возвышенности, находящейся на месте современных глубоководных котловин Атлантического океана. В начале палеогена (см. табл. 1, с. 38) прямая сухопутная связь существовала между Северной Америкой и Европой (возвышенность Роколл, Фареро-Исландский и Исландско-Гренландский пороги). Бурение с американского судна «Гломар Челленджер» показало, что в этой области наземные извержения происходили еще в миоцене (20 млн лет назад). Много сведений имеется о сносе терригенного материала со стороны Атлантического океана в палеозое и раннем мезозое [55].

На побережье и островах Тихого океана в мезозойских и кайнозойских седиментационных бассейнах в большом количестве встречаются терригенные песчаники полимиктового состава и конгломераты кислых метаморфических пород, принесенные со стороны современного океана. Снос этого материала продолжался еще в кайнозое. Так, на западное побережье Японии терригенный материал со стороны Тихого океана поступал в эоцене и олигоцене. В кайнозойскую эру со стороны Охотского моря и Тихого океана сиалический кластический материал поступал на Курильские острова, Новую Зеландию, на запад Южной Америки. На острова архипелага Яп в Тихом океане из районов Филиппинского моря в эоцене поступали полимиктовые конгломераты, содержащие кислые магматические и метаморфические породы. Фауна позднего эоцена в известковых валунах конгломерата найдена на Новых Гебридах, что свидетельствует об образовании их в условиях мелкого моря, существовавшего в позднем эоцене. Эоцен-олигоцен-миоценовые конгломераты и песчаники известны и на многих других участках континентального побережья Австралии и островах. Имеется несколько свидетельств о более ранних (мезозойских и палеозойских) источниках сноса, расположенных в Тихом океане. Так, известны глыбы конгломератов гранитных пород, сносимые в позднем мезозое со стороны Тасманова моря и моря Фиджи на побережье Новой Зеландии и Новой Каледонии. В последнем случае сиалический материал поступал со стороны подводной возвышенности Лорд-Хау, ныне опущенной на глубину более 2000 м. На побережье Новой Зеландии кислый обломочный материал поступал со стороны Тасманова моря и в более раннюю эпоху — в конце триаса (см. табл. 1, с. 38). По другую сторону океана мощные толщи морских мелководных и континентальных слюдистых кварцевых песчаников приносились в мезозое с востока на побережье Боливии. В перми на индостанское побережье сносился сиалический кластический материал со стороны Индийского океана [55].

По данным бурения [83; 84], в позднем миоцене (6—8 млн лет назад) на дне современного Средиземноморья отлагались эвапориты и мелководные пресноводные осадки. В настоящее время дно здесь опущено на глубину свыше 4 тыс. м. Впадина Средиземного моря существует длительное время, являясь реликтом древнего океана Тетис. Обмеление его в позднем миоцене связано с закрытием Гибралтарского пролива, возможно, обусловленным падением уровня Мирового океана. Это не противоречит геологическим данным о сносе в позднем миоцене терригенного материала (представленного конгломератами и песками), происходившем со стороны Средиземного моря в бассейн Вера в прибрежной юго-восточной области Испании. Следовательно, в период осушения дно моря не оставалось на современной гипсометрической отметке -3--4 км, а представ

ляло собой приподнятую сушу, которая подвергалась размыву. Значит, в домиоценовую эпоху здесь преобладали мелководные условия, которые лишь недавно, в мессинское время (6 млн лет назад) сменились на глубоководные. Морские отложения этого возраста выполняют неровную размытую поверхность позднемиоценовых осадков. Трансгрессивное и несогласное залегание отложений плиоцена на верхнемиоценовых карбонатных породах Средиземноморья простирается далеко за пределы нынешних границ морской впадины. Они известны на острове Сицилия, в Калабрии, вдоль подножия Апеннин, в Тирренском море. Это свидетельствует о том, что послепозднемиоценовая впадина первоначально была мелководная и более обширная. Однако в процессе последующего погружения море регрессировало с побережий, поглощенное увеличивающейся емкостью бассейна.

При рассмотрении истории образования Черного моря также большую роль играют сведения о сносе терригенного материала. По данным В. Г. Чернова [55], позднеюрские конгломераты горы Демерджи по характеру слоистости, изменения мощности и окатаиности гальки, гранулометрии свидетельствуют о существовании высокогорного рельефа в области сноса, располагавшегося на месте современной Черноморской впадины в поздней юре. В составе конгломератов присутствуют обломки гранитои-дов, гнейсов, аргиллиты, алевролиты таврической серии и известняки нижней юры. Последние слагают высокоприподнятую моноклиналь южной гряды Крымских гор (Ай-Петринская, Ялтинская яйла, гора Чатыр-Даг и др.). Интересно, что обломки кислых протерозойских пород известны лишь в верхней части конгломератовой толщи, что свидетельствует об их позднем размыве (Оксфорд), начавшемся лишь после того, как была срезана толща палеозойских (карбон, пермь), триасовых и нижнеюрских пород. Начальным моментом формирования Черноморской котловины, по мнению М. В. Муратова, следует считать образование впадин, разделенных невысокими грядами, и заполнение их отложениями олигоцена и миоцена. По данным А. Е. Шлезингера, в начале миоцена область Черного моря еще питала обломочным территенным материалом прилегающие районы Анатолии, Кавказа и Крыма. И лишь в позднем миоцене, а может быть, в раннем плиоцене (понте) началось интенсивное прогибание этой впадины. По-видимому, мало отличаются от черноморской истории развитие и формирование Каспийского моря, южная глубоководная часть которого также заложилась в плиоцен-плейстоцене (см. табл. 1, с. 38).

Итак, имеющиеся на сегодня данные о наличии денудированной суши в палеозое, мезозое и даже неогене в области современных впадин океанов, окраинных и внутриконтинентальных морей Средиземноморского пояса в сочетании с реликтами кислой коры подводят нас к двум согласующимся со всей предыдущей информацией выводам:

1) состав терригенного полимиктового материала свидетельствует о том, что это продукты разрушения гранитно-метаморфических пород, аналогичных по петрографии и возрасту фундаменту современных континентов;

2) преимущественно позднемеловой возраст терригенных пород, принесенных на побережье и на некоторые острова Тихого, Индийского и Атлантического океанов, и эоцен-миоценовый возраст окраинных морей (а в случае Средиземного и Черного морей — позднемиоценовый или даже плиоценовый) ясно указывают, когда заложились эти впадины. Время образования Тихого, Индийского и Атлантического океанов, по этим данным, в основном поздний мел — палеоген (70—50 млн лет назад), а окраинных морей западной части Тихого океана эоцен — ранний миоцен; морей Средиземноморского пояса поздний миоцен — плиоцен. В миоцене происходит заложение Японского и, вероятно, Охотского морей. Лишь центральная часть Тихого океана и континентальные окраины северной Атлантики начинают свое формирование в поздней юре.

В подтверждение сказанному приведем еще три весьма важных доказательства. Во-первых, незначительная мощность осадков в котловинах океанов, в среднем не превышающая 1000 м. Лишь в приконтинентальной зоне (в предматериковых прогибах) их мощность увеличивается до 4000—6000 м и более [44]. Уменьшение мощности осадочной толщи по мере удаления от краев континентов, выклинивание в том же направлении отдельных слоев и улучшение сортировки материала в сторону пелитиза-ции свидетельствуют о том, что основным поставщиком терригенного материала в океанах с момента их образования являлись материки.

Во-вторых, при известных темпах пелагической седиментации в глубоководных котловинах (1—10 мм/1000 лет) за 70 млн лет мощность осадков составит 70—700 м, что с учетом суспензионного осадконакопления и растворения карбонатов на глубинах выше критических (4000 м) соответствует наблюдаемой картине распределения мощности осадков на дне современного Мирового океана [49; 59; 72].

В-третьих, весьма характерной особенностью практически всех без исключения разрезов сейсмопрофилирования океанических областей и морей Средиземноморского пояса является резкое несоответствие сейсмической структуры хорошо стратифицированной, акустически прозрачной толщи осадков и подстилающей неровной поверхности монолитных пород. На шельфах и прилегающих участках докембрийских щитов и платформ морские тонкослоистые осадки с поверхностями напластования, параллельными поверхности дна, трансгрессивно с угловыми и стратиграфическими несогласиями ложатся на явно размытую поверхность акустически плотных, непрозрачных и часто лишенных слоистости пород. Характерное примыкание морских отложений к материковому склону и отчетливо наблюдаемое продолжение размытой поверхности фундамента от шельфа и далее по сбросам в котловинах ясно указывают на их генетическое сходство. Бурение и драгирование подтверждают эту мысль. В настоящее время гранитно-метаморфические породы вскрыты скважинами в ряде районов материкового склона и подножия. В глубоководных котло винах картина аналогичная — горизонтально-слоистые акустически прозрачные осадки лежат на неровной, но уже вулканического облика поверхности непрозрачного акустического фундамента [47]. Бурением установлено [83], что этот «фундамент» в подавляющем большинстве случаев представлен толщей переслаивающихся кайнозойских базальтов и осадочных слоев. Низы налегающих на базальты осадков, за редким исключением, не несут следов метаморфизма. Следовательно, их образование началось в уже сформировавшемся океаническом бассейне, т. е. после завершения платобазальтовых излияний, и на глубинах меньше критических. Последующая седиментация происходила в условиях глубокого океана. Это следует из поступления терригенного материала со стороны континентов, начиная со второй половины кайнозоя.

Если допустить, что в процессе опускания континентальной коры произошло ее частичное (порядка 10—15 км) либо, согласно В. В. Белоусову [2; 3], полное (20—25 км) разрушение, то немедленно возникает вопрос: куда девалась избыточная масса кремнезема, калия (К2О) и аргона (40Аг), представляющих собой продукты распада «гранитной» коры? Площадь «исчезнувшей» гранитно-метаморфической коры, за вычетом затопленных окраин материков (шельфа), составляет примерно 300 млн км2. Во всяком случае, мощность ее на континентах равна не менее 10 км. Содержание SiO? в пересчете на кварц в кислых породах — около 65 %, что составляет более половины указанной мощности коры — около 7—8 км. Учитывая тот факт, что нормальная растворимость SiCb в морской воде составляет 0,012%, а реальная концентрация в 30 раз меньше, то избыточный кремнезем по отношению к массе воды составит 240 единиц.

Вспышка эоцен-миоценового кремиеиакопления в океане и во внутри-континентальных бассейнах некоторыми исследователями объясняется как результат деструкции континентальной коры снизу. Кстати, разработка этого механизма нужна для объяснения все той же модели «тонкой океанической» коры. Не исключая возможности увеличения объема выноса кремнезема в эпохи усиления подводного вулканизма, вместе с тем трудно согласовать мощности ассимилированного кремнезема (7—8 км) и суммарную мощность кремнистых осадков в океанах, не превышающую, как известно, первых сотен метров. К тому же в современную эпоху наибольшей скорости океанской седиментации морская вода не только не перенасыщена, а наоборот, оказывается в 30 раз недонасыщенной кремнеземом. Возможность импрегнирования кремнезема породами мантии или подстилающими базальтами также исключается ввиду того, что не наблюдается никаких признаков ни домелового, ни послемелового изменения состава базальтов, и в частности их «окисления».

Почти половину массы гранитных пород составляют полевые шпаты, содержащие в больших количествах К?О. При распаде радиоактивного калия (40К) образуется 0,0119% 40Аг. Вследствие низкой энергии активизации достаточно незначительного повышения температуры, чтобы за несколько миллионов лет увеличилось количество радиоактивного аргона. Если учесть период полураспада 40К (1320 млн лет), то в результате полной переработки 10 км гранитно-метаморфической толщи на 2/3 поверхности планеты в атмосфере и гидросфере должно было бы скопиться значительно большее количество аргона по сравнению с имеющимся (6,5 • 1019 г). Однако этот аргумент, часто приводившийся ранее против «базификации» гранитной коры и в поддержку ее изначального «океанического» облика [62], в об-щем-то, слабый. Во-первых, по сравнению с периодом полураспада калия время начала «переработки» ничтожно мало — 4—70 млн лет (а для Черного моря и того меньше — всего несколько сотен тысяч лет). Во-вторых, неизвестно, сколько радиоактивного аргона остается в коре, а сколько выбрасывается в атмосферу. В последнем случае Г. В. Войткевич приводит цифру 0,1 % из всего количества выделившегося аргона [16].

Итак, приведенные геологические данные не противоречат новой интерпретации геофизического материала в вопросе о структуре и составе докембрийского фундамента земной коры под океаническими котловинами. По мощности, петрографическому составу и возрасту опа ие должна отличаться от коры континентальных блоков.

Таблица 1

Геохронологическая шкала фанерозоя

Эон

Эра

Период, его продолжительность

Начало (лет назад)

Индекс

Эволюция жизни на Земле

ФАНЕРОЗОЙ

КАЙНОЗОЙСКАЯ

Голоцен, 10 тыс. лет

10 тыс.

Q4

Q3

Межледниковье. Деградация последнего оледенения

Плейстоцен, 2 млн лет

2 млн

q2

Qi

Появление материковых оледенений в Северном полушарии

Плиоцен, 3 млн лет

5 млн

n2

Оледенение Гренландии и появление льдов в Северном океане. Завершение процесса океанизации Земли

Миоцен, 19 млн лет

24 млн

N,

Оледенение Антарктиды. Продолжение океанизации

Олигоцен, 19 млн лет

38 млн

-Рз

Активная фаза океанизации

Эоцен, 17 млн лет

55 млн

-?2

Активная фаза океанизации

Палеоцен, 8 млн лет

63 млн

Начало интенсивной фазы процесса океанизации

Окончание табл. 1

Эон

Эра

Период, его продолжительность

Начало (лет назад)

Индекс

Эволюция жизни на Земле

ФАН ЕРОЗОЙ

МЕЗОЗОЙСКАЯ

Меловой, 75 млн лет

138 млн

к2

К|

Начало процесса океанизации (70 млн лет)

Юрский, 67 млн лет

205 млн

J3

J2

Jl

Заложение морских бассейнов по обе стороны будущих континентальных окраин Атлантического и Индийского океанов, в центральной части Тихого океана

Триасовый, 35 млн лет

240 млн

Т3 т2

Т1

Образование возвышенной континентальной суши в секторах будущих океанов

ПАЛЕОЗОЙСКАЯ

Пермский, 50 млн лет

290 млн

р2

Р1

-II-

Карбоновый, 70 млн лет

360 млн

Сз с2

С1

Формирование возвышенной суши и астеносферы в секторах будущих океанов

Девонский, 50 млн лет

410 млн

D3

d2

Di

Переход Солнца в стадию желтого спектрального класса (G) с температурой на фотосфере 6000 К

Силурийский, 25 млн лет

435 млн

s2

Si

Формирование астеносферы под секторами будущих океанов и приподнятой суши

Ордовикский, 65 млн лет

500 млн

Оз o2 Oi

Формирование астеносферы под секторами будущих океанов

Кембрийский, 70 млн лет

570 млн

Сз e2 Ci

Формирование астеносферы под секторами будущих океанов.

Переход Солнца в стадию оранжевого спектрального класса с температурой фотосферы 5000 К

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >