Для регионального изучения геологического строения Мирового океана и закономерностей размещения на его дне полезных ископаемых Мингео СССР совместно с АН СССР предусмотрены планомерные геолого-геофизические исследования, объединенные программой «Геотраверзы». Назначение этих работ - создание опорной сети трансокеанических широкополосных сечений с унифицированным комплексом наблюдений, позволяющих с учетом глубоководного бурения определять природу геофизических полей, изучать глубинное строение, геологическую историю и минерагению основных регионов Атлантического, Индийского и Тихого океанов.

Главная цель исследований - создание базы данных для выявления эволюции глобальных геологических преобразований и формирования международной геолого-экономической концепции освоения минеральных ресурсов океанического дна.

К настоящему времени полевые исследования завершены на Анголо-Бразильском геотраверзе (АБГТ). Он пересекает Атлантический океан в виде полосы широтного направления; геолого-геофизические наблюдения проведены между 7 и 17° ю.ш. Западней и восточной границами полосы являются двухсотмильные экономические зоны Бразилии и Анголы. АБГТ находится в центре Южно-Атлантического региона, заключенного между зоной экваториальных трансокеанических разломов и поясом поднятий хребет Китовый - Риу-Гранди.

Этот регион благодаря почти полному совпадению противолежащих контуров Африки и Южной Америки в свое время был краеугольным камнем гипотезы дрейфа континентов Гондваны, а ныне служит примером спрединга литосферных плит на всю ширину абиссали.

Исследования на АБГТ проводились в 1979-1987 гг. экспедициями НПО «Севморгеология» и «Южморгеология» Мингео СССР при участии Института физики Земли АН СССР [Зверев и др., 1986]. По существу, это первые систематические комплексные геолого-геофизические исследования в Южной Атлантике.

Комплекс работ на АБГТ включал: совмещенные батиметрические, гравиметрические и магнитометрические наблюдения в трансокеанической съемочной полосе (коридоре) шириной 1000 км с расстоянием между галсами, отвечающим площадному картированию в м-бе 1:2 000 000; многоканальное сейсмопрофилирование MOB по разреженной сети в целях расчленения осадочного чехла и построения структурно-геологической карты океанического слоя I; отработку магистрального профиля по осевой линии съемочной полосы (12° ю.ш.), которая предусматривала глубинное сейсмопрофилирование MOB ОГТ, ГСЗ-МПВ, измерение теплового потока, литогеохимическое изучение донных отложений и драгированных образцов коренных пород ложа в целях построения опорного геолого-геофизического разреза литосферы исследуемого региона.

Из перечисленных методов авторами при написании статьи использованы результаты батиметрических наблюдений, гидромагнитной съемки, сейсмических исследований на магистральном профиле и драгирования скальных пород. Это может служить тем минимумом сведений, совокупность которых дает возможность охарактеризовать особенности строения океанической литосферы исследованного региона.

Морфоструктура дна. Как показывает батиметрическая карта м-ба 1:2 000 000 с изобатами через 200 м [Анголо-Бразильский…, 1989], общий морфоструктурный план в полосе АБГТ подчинен плавным надпорядковым изгибам литосферы, образующим известные геотектуры Южной Атлантики (рис. 1): срединное поднятие, лежащие по обе стороны от поднятия абиссальные плиты (Ангольская и Бразильская котловины) и сопряженные с плитами окраинно-материковые флексуры (Африканский и Южно-Американский континентальные склоны с подножиями). Геотектуры осложнены системой подчиненных и наложенных морфоструктур. Подчиненные морфоструктуры определяют фоновый рельеф и особенности ландшафтной зональности в пределах геотектур. Ландшафты различаются размерами мезоскопических структур в плане, их ориентировкой и амплитудами. Выделяются равнинные участки, зоны холмогорий (мозаично-ячеистых, линейных долинно-грядовых) и плато. Особое место среди подчиненных морфоструктур занимают осевой рифт и сопряженные с ним гряды и долины (рифтовые горы). Вместе с небольшими по площади останцами высоких плато они представляют гребневую зону срединного поднятия.

К наложенным морфоструктурам относятся: поперечные геотектурам линейные гряды и желоба (троги), контролируемые трансформными разломами; вулканические надстройки центрального типа (единичные конуса, поливулканические массивы, цепи вулканов); единичные желоба и троги над диагональными и продольными дизъюнктивными швами и зонами дробления. Кроме того, к ним можно отнести сеть дешифрируемых по карте мега-трещин (линий морфоструктурной отдельности) [Нарышкин и Погребицкий, 1986]. Обращают на себя внимание следующие особенности литосферной структуризации, выраженной в рельефе дна.

1. Несмотря на общие плавные сопряжения геотектур, ландшафтные зоны представляют собой продольные относительно срединного поднятия блоки, контактирующие по сбросам.

2. Возникновение ландшафтно-разнородных блоков срединного поднятия обусловлено различной интенсивностью тектоно-магматических процессов, формировавших базальтовое ложе. Судя по контрастности и амплитудам мезоформ высокая степень тектоно-магматической активности свойственна гребневой зоне срединного поднятия, средняя - зонам краевого холмогорья, относительно слабая - присводовым зонам флангов.

3. Исходя из ландшафтных характеристик (размер, амплитуда, выдержанность ориентировки мезоформ) крылья срединного поднятия асимметричны: при формировании базальтового ложа наиболее интенсивно тектоно-магматическая деятельность проявилась на западном «бразильском» крыле.

4. Литосфера срединного поднятия и прилегающих абиссальных плит системой трансформных разломов разбита на поперечные линейные блоки шириной около 300 км, протяженностью до 4 500 км. Блоки не имеют торцовых ограничений: гряды и желоба на концах трансформных разломов выполаживаются и исчезают. В плане поперечные блоки характеризуются шевронной структурой: «излом» (смена простираний) происходит по общей меридиональной оси, маркируемой зоной дробления 19° з.д. (около 450 км к западу от гребневой зоны срединного поднятия). Части блоков, лежащие к западу от зоны, простираются строго по широте (270°), части же, расположенные к востоку от нее, имеют восточно-северо-восточное простирание 75-80°. Ось излома, проходящая по меридиану 19° з.д., не смещается трансформными разломами.

5. Характер ландшафта изменяется от одного поперечного блока к другому в пределах гребневой зоны и остается постоянным на флангах срединного поднятия.

6. Вулканические надстройки, сложенные щелочными базальтоидами глубинных очагов, контролируются преимущественно диагональными нарушениями литосферы (глубинным разломам или зонам проницаемости присуща преимущественно диагональная ориентировка). Более активна в отношении глубинного магматизма океаническая часть Африканской литосферной плиты.

7. Строение морфоструктурного ансамбля в целом отвечает дизъюнктивной матрице, которая характеризуется тремя взаимно перпендикулярными системами: ортогональной I - северо-северо-запад, 350-0° и восток-северо-восток, 75-90°, диагональной II - северо-запад, 305-310° и северо-восток, 35-40°, диагональной III - северо-запад, 320-325° и северо-восток, 50-55°. Диагональная система II отчетливо проявлена лишь в пределах океанического продолжения Африканской литосферной плиты.

Структуризация литосферы по магнитным данным. Карта аномального магнитного поля АБГТ (м-б 1:2 000 000, точность ±20 нТл) свидетельствует о наличии обширной срединной области шириной около 3000 км, которой соответствует знакопеременное регулярное, так называемое спрединговое или «океаническое» поле. Со стороны континентов к ней примыкают приматериковые абиссальные котловины, материковые подножия и склоны, характеризующиеся нерегулярным «континентальным» типом магнитных полей. Область с «океаническим» типом поля на западе и востоке ограничена одинаковыми по строению полосовыми парными аномалиями: линейная положительная аномалия сопряжена со спрединговыми и согласна с ними (ширина 70-75 км, интенсивность до 200 нТл), отрицательная аномалия является внешней и срезает аномалии «континентального» поля (ширина 120-130 км, интенсивность 200-250 нТл).

На магнитных картах выделяется полоса отрицательных аномалий обычно спокойного магнитного поля, ограничивающая систему спрединговых аномалий в зонах континентального подножия. По результатам исследований на АБГТ установлены четкое парное строение пограничных аномалий и их проявление в пределах абиссальных котловин на большом удалении от бровки шельфа (600-700 км со стороны Бразилии и 1000-1200 км со стороны Африки). По строению и положению их, вероятно, следует рассматривать в качестве краевых аномалий блока однородно-намагниченной новообразованной литосферы. Последний, таким образом, контактирует с погруженными бывшими континентальными блоками по структурным швам. В рельефе дна и в гравитационном поле эти швы не проявлены. По магнитным данным простирание структурного шва в Ангольской котловине - северо-западное (325°), в Бразильской котловине - меридиональное (350-0°).

Внутреннее строение области «океанического» поля хорошо согласуется с морфоструктурной зональностью. Повсеместно для гребневой зоны срединного поднятия характерны четко выраженная положительная осевая (рифтовая) аномалия (ширина до 20 км, интенсивность 500-700 нТл, градиент 50 нТл/км) и лежащие по обе стороны от него линейные аномалии 2-5 (ширина 10-15 км, интенсивность до 300 нТл, градиент 20 нТл/км). Они простираются по азимуту 350°. Строение магнитного поля западного и восточного флангов поднятия асимметрично. Аномалии западного фланга отличаются относительно повышенной интенсивностью (до 150 нТл) и более выдержанной линейностью. В целом это знакопеременное линейное хорошо коррелируемое поле, где в соответствии со шкалой Ламонта идентифицируются аномалии до 33-й включительно. В зоне морфоструктурного дробления (19° з.д.) наблюдается смена простирания аномалий: к западу от меридиана 19° з.д., начиная с аномалии 13, их оси имеют меридиональное направление. Аномалиям 21-24 свойственна повышенная интенсивность (до 220 нТл).

Восточный фланг срединного поднятия характеризуется сглаженным (до 100 нТл) знакопеременным фрагментарно линейным аномальным полем. Идентификация и корреляция аномалий здесь весьма условны [Глебовский и др., 1986]. Простирания осей на восточном фланге изменяются с северо-северо-западного (345°) близ гребня на северо-западное (325°) у пограничной аномалии.

Асимметрия в строении аномального магнитного поля западного и восточного флангов срединного поднятия устанавливается и на геомагнитном разрезе: поверхность нижних кромок намагниченных тел на западном фланге не опускается глубже 12 км, а на восточном - достигает 20 км от поверхности океана.

Главные нарушения структуры спредингового магнитного поля связаны с трансформными разломами и линеаментами, контролирующими вулканические постройки. Разломы в пределах западного фланга прослеживаются по магнитным данным до континентального склона Бразилии. Они разрывают и закономерно смещают здесь всю последовательность спрединговых аномалий, включая краевую аномалию над структурным швом, и нарушают аномалии погруженного континентального блока.

Сейсмический разрез литосферы. Сейсмические исследования на магистральном профиле позволили составить разрез земной коры по данным MOB ОГТ и дополнить его изучением подкоровых горизонтов до глубины 50-60 км методом ГСЗ. Исследования MOB ОГТ осуществлялись в двух частотных вариантах. Непосредственно на магистральной линии пройден профиль в частотном режиме около 15 Гц (пневмоисточник 30 л, 24-канальная приемная система длиной 3000 м) для выявления структуры кристаллического ложа. Для сейсмостратиграфического расчленения осадочного чехла и привязки данных магистрального профиля к скважинам глубоководного бурения (скв. 355, 364, 365, буровое судно «Гломар Челленджер») отработаны связующие профили в обычном режиме (более 20 Гц, пневмоисточник 12-15 л, 24-канальная приемная система длиной 1800 м).

При глубинном сейсмическом зондировании было произведено около 400 мощных взрывов, в 77 пунктах установлены автоматические донные станции, регистрирующие распространение преломленных волн на четырех профилях вдоль магистральной линии (I профиль - 8°48' в.д. -7°07' з.д., II - 11º10' з.д. - 15°20' з.д., III - 18°30' з.д. - 23°34' з.д.; IV - 24°34' з.д. - 29°37' з.д.). Длина полученных годографов составила 600-700 км.

Всем морфоструктурным зонам абиссали свойственно типичное для океанов трехслойное строение коры. Последнее установлено как для блоков литосферы с «океаническим» типом магнитного поля, так и для блоков под абиссальными котловинами и материковыми подножиями с «континентальным» типом аномального магнитного поля. Однако по строению и скоростным характеристикам коровые слои неоднородны.

Мощность и количество слагающих океанический слой I - осадочный чехол - сейсмостратиграфических комплексов увеличиваются в направлении от гребневой зоны хребта к материковым подножиям (см. рис. 1). В зонах с максимальной мощностью отложений насчитывается до 11-13 отражающих горизонтов. Их увязка с данными по скважинам 355 и 14-19 глубоководного бурения позволяет выделить в абиссальной области за пределами окраинно-материковых соленосных бассейнов четыре основных сейсмостратиграфических комплекса (сверху вниз): плейстоцен - верхний миоцен (в подошве рефлектор G - стратиграфический перерыв); миоцен или миоцен - верхний олигоцен (в подошве рефлектор А - олигоценовый стратиграфический перерыв); эоцен - палеоцен (рефлектор II - предпалеоценовый стратиграфический перерыв); маастрихт - кампан (в подошве рефлектор III - предкампанский стратиграфический перерыв или рефлектор В - акустический фундамент - базальт).

Кристаллическая кора - океанические слои II и III - разбита на крупные блоки. Центральное положение занимает блок гребневой зоны срединного поднятия, ограниченный нормальными сбросами. Ему свойственны неотчетливый раздел между слоями II и III (прерывистые протяженностью 0,5-1,5 км отражающие площадки с перепадами глубин 1-1,5 км, условно соединяемые в горизонт) и отсутствие отражающих границ, соответствующих поверхности М. Раздел кора-мантия в этом блоке не имеет четкого выражения и по данным ГСЗ.

Восточный фланг поднятия до меридиана 3° з.д. представляет собой единый блок (блок флангового плато), расчлененный на несколько последовательно погружающихся ступеней нормальными сбросами с амплитудой около 500 м. Коровые слои в пределах блока выдержаны по мощности (для слоя I - 1,5-2 км, для слоя II - 3-3,5 км) и скоростным характеристикам продольных волн (5,6 и 7-7,1 км/с соответственно). В сечении через Южную Атлантику этот блок имеет наименьшую мощность земной коры (около 5 км). К восточному флангу срединного поднятия к востоку от меридиана 3° з.д. приурочен блок краевого холмогорья. В его пределах мощность океанического слоя II возрастает до 3 км, при этом сохраняется умеренная пластовая скорость продольных волн (V_пл = 5,4 км/с). Общая мощность коры увеличивается здесь до 6,5 км. На восточном фланге срединного поднятия граничная скорость продольных волн по поверхности М изменяется в интервале 7,9-8,3 км/с.

Западный фланг срединного поднятия состоит из двух блоков. Прилегающее к гребневой зоне фланговое плато по всем показателям близко к симметричному ему плато восточного фланга, отличаясь лишь несколько большей мощностью слоя II (до 2,5 км). На западе фланг через широкую флексурно-разломную зону (19° з.д. - 22° з.д.) сопрягается с блоком краевого холмогорья. В этом блоке поверхность М опускается до глубин 12-12,5 км от поверхности океана, V_пл составляет 7,5-7,8 км/с, мощность слоев II и III достигает 4-4,5 и 3,5 км, V_пл равна 5,5 и 7 км/с соответственно.

К блокам краевого холмогорья с обеих сторон срединного поднятия примыкают блоки, характеризующиеся «континентальным» типом аномального магнитного поля. Пограничные структурные швы, выделенные по магнитным данным, четко выражены на сейсмограммах MOB в виде сильного рефлектора. В обоих случаях это пологие поверхности (6° - в Бразильской котловине, 7° - в Ангольской). Раздел начинается в подошве осадочного чехла, проходит через всю кору и смещает поверхность М. Перекрывающий осадочный чехол остается ненарушенным, т.е. структурный шов захоронен в консолидированном состоянии. Место выхода шва на поверхность слоя II точно соответствует месту сопряжения положительной и отрицательной аномалий, образующих парную краевую аномалию спредингового магнитного поля, т.е. отвечает внутренней границе зоны спокойного магнитного поля. Различия в строении коровых слоев и смещение их границ по обе стороны швов нарастают с глубиной.

Как уже отмечалось, структурные швы не выражены ни в рельефе дна, ни в гравитационном поле. Для выяснения их природы необходимы постановка широкоугольного глубинного сейсмопрофилирования (ШГСП) в двухсудовом варианте и подсечка контакта глубокой скважиной (2,5-3 км от поверхности дна). Важнейшая особенность структурных швов - отсутствие сопровождающих (сателлитных) нарушений. Наиболее вероятно, что это первичный континентальный склон, захороненный под флангами мощных базальтовых океанских излияний (явление обратное развитию проградационных осадочных клиньев при лавинной седиментации на континентальных склонах). Если это предположение верно, то возникает проблема положения границы М в океанах. При этом на Ангольском шве наблюдается надвигание океанической литосферы по поверхности бывшего склона в сторону континента, а на Бразильском - листрическое сползание. Причем оба тектонических процесса должны были происходить в условиях накопления базальтов.

Земная кора в абиссальных блоках с «континентальным» типом магнитного поля имеет мощность около 6-7 км. Она отличается от обычной океанической коры лишь несколько повышенной мощностью слоя II (3,5-4 км). При этом в Ангольской котловине V_пл для этого слоя относительно высоки (5,6-6 км/с), а в пределах Бразильской ниже обычных (4,6-4,8 км/с). Следует также подчеркнуть, что в пределах данных блоков захороненная поверхность океанического слоя II гладкая и нарушена лишь мелкими сбросами и конусами отдельных подводных вулканов.

Анализ подкоровых горизонтов мантии с помощью традиционных способов интерпретации данных ГСЗ свидетельствует о наличии ниже поверхности М нескольких преломляющих границ, из которых наиболее уверенно выделяется раздел с V_г 8,5-8,8 км/с. Он залегает на глубине 25 км и плавно поднимается до уровня 20 км под абиссальными котловинами [Зверев и др., 1986]. Обработка годографов ГСЗ, выполненная В.Г. Козленко и А.С. Костюкевичем по разработанной ими программе грависейсмической скоростной томографии, показала, что дифференциация литосферы, установленная по коровым признакам, прослеживается в верхней мантии до глубины 40-50 км и более. Наиболее существенные различия в строении верхней мантии свойственны блокам абиссальных котловин с «континентальным» типом аномального магнитного поля (рис. 2).

Магматические образования. На основании опубликованных материалов по породам островов Вознесения и Святой Елены и изучения драгированных со дна океана образцов, в пределах АБГТ выделены три главных комплекса магматогенных образований: щелочные базальты подводных вулканов; толеитовые базальты океанического слоя II; метаморфизованные глубинные гипербазит-базиты тектонических клиньев и протрузий. В дальнейшем из состава толеитовых базальтов океанического слоя II, вероятно, можно выделить самостоятельный комплекс основных пород зон трансформных разломов.

Комплекс щелочных базальтов подводных вулканов включает различные, преимущественно излившиеся породы [Harris, 1983; Harris et al., 1982]. Среди пород о-ва Святой Елены (потухший миоцен-плиоценовый вулкан центрального типа на восточном фланге срединного поднятия; излияния в интервале 14,3-7,6 млн лет) преобладают субщелочные оливиновые базальты и трахибазальты, подчиненное значение имеют трахиандезиты, фонолиты и трахиты. Вулканическая серия о-ва Вознесения (потухший плиоцен-четвертичный вулкан центрального типа в гребневой зоне срединного поднятия; излияния в интервале 1,5-0,2 млн лет) состоит из щелочных базальтов, гавайитов, трахитов и комендитов (щелочных риолитов).

Комплекс толеитовых базальтов океанического слоя II представлен ассоциацией лавовых покровов, подчиненных им туфов, а также силлов и подводящих даек, формировавшихся в зоне АБГТ в течение около 80 млн лет (кампан - ныне). Становление комплекса началось в субаэральных условиях, которые со временем в процессе раскрытия океана сменились абиссальными. По возрасту и морфоструктурным признакам можно выделить три подкомплекса: позднемеловой-эоценовый, олигоцен-миоценовый и плиоцен-четвертичный. Однако с учетом изменения состава выделяются лишь плиоцен-четвертичный подкомплекс гребневой зоны и позднемеловой-миоценовый подкомплекс флангов срединного поднятия и его предконтинентальной периферии.

Толеитовые базальты флангов, драгированные на станциях, удаленных друг от друга на сотни километров, по петрографическим и петрохимическим особенностям весьма близки (табл. 1). В целом это типичные породы толеитовых серий с преобладанием эвольвированных базальтов, обогащенных железом и щелочами (в т.ч. калием) и приближающихся по составу к ферро-базальтам. По основным петрохимическим параметрам они сходны с континентальными платобазальтами и базальтами океанических районов, характеризующихся значительной мощностью коры.

Толеитовые базальты гребневой зоны срединного поднятия представлены преимущественно магнезиальными низкокалиевыми толеитовыми базальтами и долеритами, причем преобладают примитивные, слабодифференцированные разности. В целом породы отличаются от фланговых повышенной магнезиальностью, меньшей щелочностью и титанистостью, высоким содержанием Ni и Cr. Дифференциационный тренд наиболее близок тренду эталонной толеитовой серии Галапагосского спредингового центра [Бородин, 1987]. Однако по соотношению гидромагмафильных элементов (Y, Zr, Nb) на диаграмме М. Мешеда [Meschede, 1986] большая часть изученных базальтов попадает в поле внутриплитных толеитов, типичными представителями которых являются траппы Карру, Декана и др. [Meschede, 1986]. В зоне трансформного разлома, пересекающего рифтовые горы, драгированы также толеитовые базальты обогащенные железом и щелочами, которые близки эвольвированным базальтам флангов.

Кроме того, в гребневой зоне встречены афировые и оливин-микропорфировые базальты со спинифекс-структурами, свидетельствующими об образовании пород при резком охлаждении перегретых магматических расплавов (см. табл. 1, обр. 8728-2/13,15). По этому признаку, а также по высокой магнезиальности и железистости, низкой глиноземистости и отношению CaO/Al₂O₃, равному 0,72-0,82, они соответствуют коматиитовым базальтам. В то же время достаточно высокое содержание титана роднит их с толеитами. По-видимому, это породы сложного генезиса, возникшие в результате смешения толеитового и коматиит-базальтового расплавов. Наличие в составе базальтов гребневой зоны коматиитовых пород, общая обогащенность их Mg, Ni и Cr, вероятно, обусловлены подъемом глубинного мантийного вещества, вызвавшим массовое плавление подкорового субстрата и излияния разнотипных базальтовых магм.

Комплекс метаморфизованных глубинных гипербазит-базитов тектонических клиньев и протрузий изучен по образцам, драгированным на шести станциях в гребневой зоне срединного поднятия, на участках, примыкающих к трансформным разломам (11 и 14° ю.ш.). На участке 14° ю.ш. (станции 8718 и 8719) наиболее распространены титано-магнетитовые метагаббро и метагаббронориты, подчиненную роль играют метадолериты, серпентиниты и серпентинизированные перидотиты, присутствуют также метаморфические породы - габброамфиболиты и двупироксеновые и магнетит-пироксеновые сланцы (габброгранулиты). На участке 11° ю.ш. (станции 8726-4 и 8728-2) обнаружены амфиболизированные метагаббро, тальк-серпентиновые сланцы и палеотипные кварц-хлоритовые породы с реликтами базальтовых морфоструктур (метабазальты и метадолериты).

Типичные составы перечисленных пород приведены в табл. 2. Изучаемый комплекс на поверхности дна представляет собой тектонитовую смесь гетерогенных пород, выжатых с разных глубин. Наиболее поверхностными из них являются метабазальты и метадолериты. Они слагают, по-видимому, верхи океанического слоя III или низы слоя II и по K-Ar датировкам (менее 1 млн лет) соответствуют своему положению в рифтовой зоне.

Среди плутонических пород группы гипербазит-базитов преобладают грубозернистые и крупнокристаллические разности, первичные структуры которых (кумулятивная, пойкилитовая и др.) в результате динамометаморфизма частично изменены с образованием апогабброидных бластокатаклазитов и бластомилонитов. Набор пород, их петро- и геохимические особенности позволяют предположить, что это представители крупных расслоенных плутонов, аналогичных континентальным массивам типа Бушвельдского, Стилуотерского и др. В процессе диапиризма они преобразовывались при PT-условиях, отвечающих гранулитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фациям метаморфизма. Их первичное залегание соответствовало, вероятно, низам океанического слоя III. Не исключено также, что на глубине они встречаются в виде скиалитов древней коры, включенных в разрастающуюся под океанами мантию.

Среди серпентинитов выделяются две разновидности. Первая (апоперидотитовые серпентиниты с крупными баститовыми псевдоморфозами по энстатиту и реликтами плагиоклаза) представляет собой ультрамафические кумуляты расслоенных плутонов. Вторая (тонкозернистые хризотил-лизардитовые серпентиниты) сформировалась, вероятно, за счет метасоматического преобразования мантийных пород. Для нее характерно очень высокое значение отношения (Nb/Zr)_N (20,4-27,7), резко отличное от такового для апоперидотитовых серпентинитов (0,49-0,84) и метагабброидов (0,19-0,87).

Предварительные радиологические определения указывают на древний возраст глубинных гипербазит-базитов. Судя по результатам К-Ar и Pb-Pb определений метагабброиды (станция 8719) относятся к докембрийским образованиям, сформировавшимся около 1 900 млн лет назад (возраст наиболее многочисленной генерации выделенных из них цирконов магматогенного габитуса) и испытавшим неоднократные термально-тектонические воздействия (изотопное омоложение). Характерно, что последние достаточно точно совпадают по времени либо с эпохами активизации докембрийских образований на побережье Атлантики (пан-Африканская термально-тектоническая эпоха и бразильский цикл метаморфизма, 500-650 млн лет [Долгинов, 1985]), либо со вспышками базитового магматизма (триасово-юрского или, возможно, каменноугольного) в Юго-Западной Африке.

Датировки, полученные для метадолеритов (110-128 млн лет), практически совпадают с К-Ar определениями возраста нижнемеловых базальтов, широко распространенных на побережьях Юго-Западной Африки и Южной Америки [Fodor et al., 1984; Дж. Сиднер, Я.А. Миллер]. К-Ar определения возраста метагаббро (станция 8728-2 - 55 млн лет), скорее всего, отражают время проявления последнего метаморфизма этих, вероятно, гораздо более древних пород. Следует отметить предварительный характер приведенных датировок, особенно наиболее древних из них (см. табл. 2). Несомненно, они нуждаются в подтверждении, в частности, U-Pb определениями возраста цирконов, которые не удалось выполнить из-за ограниченного количества материала. При уточнении возраста метагабброидов (обр. 8719/2) с помощью других методов получены противоречивые результаты: 870±242 млн лет (Rb-Sr метод) и 53±24 млн лет (Sm-Nd метод). На наш взгляд, противоречивость радиологических датировок отражает сложный процесс переработки древних образований под воздействием доокеанического и синокеанического тектогенеза, особенно плиоцен-четвертичного рифтогенеза, вулканизма, мантийного диапиризма.

Полученные на АБГТ результаты батиметрии, магнитометрии, глубинной сейсмометрии и определений возраста драгированных с поверхности дна изверженных горных пород позволяют сделать следующие выводы о строении литосферы Южной Атлантики.

1. Литосфера абиссальной области состоит из гетерогенных блоков двух типов. Общим для них является трехслойная структура коры со скоростными параметрами и вариациями мощности, стандартными для океанической литосферы. Принципиальные отличия проявлены в аномальном магнитном поле: выделяются блоки со спрединговой «океанической» структурой поля (срединное поднятие) и блоки (приконтинентальные части абиссальных котловин) с «континентальной» структурой аномального магнитного поля.

Для первых характерны новообразованные структурно-вещественные комплексы, связанные с рифтогенным процессом океанообразования. Они могут быть выделены в качестве представителей ортоокеанической литосферы. Вторые стали дном океана в результате переработки (океанизации) континентальной литосферы с сохранением ее структурных признаков. Генетически - это параокеаническая литосфера. Блоки орто- и параокеанической литосферы контактируют по пологим поверхностям (6 и 7°), которые интерпретируются как захороненные базальтами первичные континентальные склоны.

Внутри области с ортоокеаническим типом литосферы установлен блок гребневой части срединного поднятия. Он выражен морфоструктурно, отличается строгой линейностью магнитных аномалий (1-5), отсутствием сейсмического раздела кора-мантия, специфическим составом базальтовых лав и наличием протрузий глубинных пород. По этим признакам в осевой зоне хребта выделяется незрелый подтип ортоокеанической литосферы рифтогеналей.

2. При общей (геотектурной) симметрии региона, обусловленной наличием срединного поднятия и закономерной сменой подчиненных структурных зон, а также последовательным удревнением осадочного чехла (океанический слой I) и базальтовой покрышки (океанический слой II) в стороны от осевой зоны поднятия, поперечный разрез коры и верхних горизонтов мантии свидетельствует об асимметрии в строении литосферных плит, что выражается в морфоструктурных изменениях, различном характере аномального магнитного поля и главное в мощности и скоростных характеристиках коровых и подкоровых слоев. Разномасштабность признаков симметрии и асимметрии говорит о том, что симметрия вызвана общей направленностью развития Южной Атлантики как единой геоструктуры, а асимметрия - отсутствием единого механизма формирования океанической литосферы.

3. Структуризация океанической литосферы в регионе подчинена дизъюнктивной матрице, отвечающей планетарной мегатрещиноватости ортогональной и диагональной систем. Шевронный излом трансформных разломов, последовательная смена простираний спрединговых аномалий и наличие двух систем диагональных трещин к востоку от гребневой зоны срединного поднятия свидетельствуют о дискретном повороте Африканского геоблока, включая океаническую часть, на 15° против часовой стрелки. Поворот произошел в процессе формирования океана, до образования системы линейных аномалий 1-5 (в допозднемиоценовсе время).

4. Для гребневой зоны срединного поднятия характерны собственный комплекс базальтов, присутствие коматиитовых выплавок и протрузий метаморфизованных глубинных гипербазит-базитовых пород. Интенсивный мантийный диапиризм и специфика магматизма в миоцен-четвертичное время подчеркивает эволюционный характер развития литосферы Южной Атлантики.

Выводы о гетерогенности океанической литосферы, ее планетарно-директивной структуризации и эволюционном формировании можно рассматривать в качестве фундаментальных положений в вопросе о развитии представлений о геологии Мирового океана. С их принятием на передний план выдвигаются проблемы сквозной «сейсмической» расслоенности гетерогенных блоков и связи планетарной мегатрещиноватости с глубинными процессами. Однако главное - обостряется дискуссия вокруг тектоники плит. В этом аспекте решающую роль приобретает проблема радиологического возраста глубинных пород, выжатых диапиризмом. Если последующие более полные определения возраста подтвердят предварительные данные о наличии древних пород в субстрате срединного поднятия, то, очевидно, придется отказаться от всеобщности концепции тектоники плит в пользу гипотезы расширяющейся Земли, что потребует нового моделирования механизма глобального тектогенеза.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Анголо-Бразильский геотраверс, батиметрическая карта масштаба 1:2 000 000 / Под. ред. Ю.Е. Погребицкого, Г.Д. Нарышкина, - Л., 1989.

2. Бородин Л.С. Петрохимия магматических серий - М.: Наука, 1987.

3. Глебовский В.Ю., Каминский В.Д., Осипов В.А. Структура аномального магнитного поля от срединного хребта до Ангольского шельфа // Литосфера Ангольской котловины и восточного склона Южно-Атлантического хребта. Л., 1986. С. 70-80.

4. Зверев С.М., Ярошевская Г.А., Тулина Ю.В. и др. Глубинное сейсмическое зондирование подкоровой литосферы в Южной Атлантике // Доклады АН СССР. 1986. Т. 289. № 2. С. 322-327.

5. Долгинов Е.А. Раннедокембрийские метаморфические комплексы на окраинах современных континентов: Обзор. - М.: ВИЭМС,. 1985.

6. Нарышкин Г.Д., Погребицкий Ю.Е. Морфоструктура дна Юго-Восточной Атлантики // Литосфера Ангольской котловины и восточного склона Южно-Атлантического хребта. Л., 1986. С. 10-23.

7. Fodor R.V., МсКее Е.H., Asmus Н.Е. K-Ar-ages and the opening of the South Atlantic ocean: basaltic rocks from the Brazilian Margin // Marine Geology. 1983/1984. Vol. 54. P. 1-8.

8. Fodor R.V., Husler J.W., Keil K. Petrology of basalts recovered during DSDP Leg. 39B // Inital Reports of DSDP. 1978. Vol.39. P. 513-523.

9. Harris C. The petrology of lavas and associated plutonic inclusions of Ascension Island // J. Petrol. 1983. Vol. 24. P. 424-471.

10. Harris C., Bell J.D., Atkins F.B. Isotopic composition of lead and strontium in lavas and coarse grained blocks from Ascension Island, South Atlantic // Earth and Planetary Science Letters. 1982. Vol. 60. P. 79-85.

11. Meschede M. A method of disriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeites with the Nb-Zr-Y-diagram // Chemical Geology. 1986. Vol. 56. N 3/4. P. 207-218.