parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

процессы спрединга центрального типа (моря Скотия, Фиджи, Лау, Бисмарка, Филиппинское и др.).

Ко второй группе относятся моря, развившиеся на краю континентальной плиты в результате рифтогенеза и последовавшего за ним спрединга (котловины Тасманова, Кораллового, Южно- и Северо-Ки- тайского, Японского, Андаманского морей и др.). Третья группа включает моря, представляющие собой котловины океанов раннеюрского или даже более древнего возраста, или формировавшиеся на реликтах океанских плит (Алеутская котловина Берингова моря, Мексиканский залив, Южно-Охотская впадина и др.).

Вместе с тем, Э.К.Лэйтч (1987) к окраинным бассейнам относит структуры, подстилающиеся только океанической корой.

Впределах дна окраинных морей существуют четыре основных категории структур: континентальная плита, внутриконтинентальные рифты, глубоководные впадины (или реликты «малых океанов») и островные дуги. Глубоководные желоба и зоны субдукции уже являются океаническими структурами.

Внастоящее время преобладают представления о гетерогенности окраинных морей, в формировании которых главную роль играют процессы растяжения, получившие в данном случае название «рассеянного спрединга» (Богданов, 2000) и включающие последовательные этапы общего сводового поднятия, заложения системы листрических разломов

иформирования зон спрединга.

На окраинах континентов листрические разломы предшествуют началу «диффузного спрединга», под которым понимается процесс растяжения, проявляющийся на обширной площади при отсутствии центральной рифтовой долины. В это время возникают несколько небольших линейных глубоководных впадин, разделённых блоками с корой континентального типа, которые отделяются от окраин континентальной литосферы листрическими разломами. При этом предполагаются два механизма процессов диффузного спрединга. Первый допускает, что в период растяжения и утонения континентальной коры в большинстве небольших разобщённых впадинах формирование океанической коры не происходит. Только в одной из этих впадин, наиболее глубокой и находящейся в зоне наивысшего теплового поток, активные магматические извержения приводят к полному разрыву континентальной коры. С этой зоны начинается спрединг центрального типа, а по окраинам впадины образуются сложные пакеты тектонических чешуй и аккреционной призмы.

Второй тип диффузного спрединга предполагает разрыв сплошности континентальной коры в нескольких трогах котловины, где кора океанического типа формируется практически одновременно. В последующем, один из трогов становится центральным и вдоль него начинается спрединг центрального типа. В краевых частях котловины проявляются зоны сжатия и скучивания, узкие океанские рифты закрываются, а океаническая кора, сформировавшаяся в их пределах, участвует в зонах шарьяжных структур в форме тектонических покровов, сложенных породами офиолитовых ассоциаций.

На основе данных о возрасте чехла и датировок магнитных аномалий среди мировой системы окраинных морей А.Я. Шараськин (1987) выделяет четыре этапа развития зон тылового спрединга:

1.Раннемеловой – раннепалеоценовый (80 – 60 млн лет) – формирование котловин Тасманова и Карибского морей.

2.Эоценовый (55 – 38 млн лет) – формирование Западно-Филлипин- ской, Целебесской и Новогибридской котловин и котловины Кораллового моря.

3.Позднеолигоценовый – раннемиоценовый (30 – 18 млн лет) – Командорская, Япономорская, Паресе-Веле, Южно-Китайская и ЮжноФиджийская котловины.

4.Позднемиоценовый – современный (моложе 8 млн лет) – развитие трогов Окинава, Бонинского, Марианского и котловин Андоманской, Северо-Фиджийской, Лау и восточной части моря Скотия.

Отмечается, что при этом зоны спрединга и формируемые ими котловины, за редким исключением, направленно смещаются от континентов в сторону океана.

Первичный рельеф окраинных бассейнов неровный, представлен сбросовыми грабенами и трогами, образующими многочисленные узкие седиментационные ванны. На ранних стадиях раскрытия бассейна доминируют мощные толщи обломочных отложений гравитационных потоков, распространённость которых при расширении бассейна ограничивается зонами, примыкающими к его окраинам. В центральных частях превалируют дистальные тонкозернистые турбидиты, сменяющиеся далее наноилами. Первичные неровности рельефа постепенно захороняются под осадками, и на дне крупных зрелых бассейнов могут формироваться обширные абиссальные равнины. Мощность осадков колеблется от первых сотен до 750 м и даже 3000 м в Новокаледонском бассейне, что объясняется проявлением подводных оползневых процессов.

Скорость осадконакопления в разных структурах и их зонах изменяется

вшироких пределах от первых метров до 200 м/млн лет.

Встроении окраинных морей, по Т.И. Фроловой (1995), выделяются три комплекса: 1) фундамент, на котором происходит заложение окраинного моря; 2) вулканические комплексы, отражающие активный период формирования окраинного моря; 3) осадочный чехол, формирующийся после прекращения магматической активности.

Фундамент установлен в значительной части окраинных морей.

Вшельфовых окраинных морях он слагает дно полностью или его большую часть (Охотское, Яванское. Арафуртское, Южно-Китайское).

Вдругих окраинных морях – Японском, Коралловом, северной части Тасманова моря – комплексы фундамента сложены реликтами континентальных поднятий (рис. 6.36)

200 км

1

2

3

4

5

6

7

Рис. 6.36. Строение и история раскрытия Японского краевого моря, по С. Лаллеману, Л. Жоливе (1986), М. Целайя и Р. Мак-Кабе (1987): 1 – континентальная кора на суше (а) и в акваториях (б), показана условно до изобаты 2000 м, массивы Ямато (Я), Оки (О); 2 – спрединг позднего олигоцена, раннего миоцена; 3 – спрединг среднего миоцена; 4 – трансформные разломы; 5 – зоны субдукции (глубоководные желоба): КК – Курило-Камчатский, Яп – Японский, ИБ – Идзу-Бонинский, Н – Нанкай; 6 – палеомагнитные векторы по породам мелового возраста; 7 – изгибы юрской зоны метаморфизма высоких давлений – средних температур

184В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Вбольшинстве случаев фундамент представлен геосинклинальными формациями палеозойского или мезозойского возраста, включающими докембрийские кристаллические массивы, и прорван разновозрастными, преимущественно меловыми и палеогеновыми гранитоидами. Реже комплексы фундамента представлены разновозрастными (от докембрия до мезозоя) образованиями континентальных платформ (ВосточноКитайское, юго-западная часть Японского моря). Так, в основании подводных поднятий последнего обнаружены протерозойские гнейсы и кристаллические сланцы, аналогичные таковым на севере Корейского полуострова. На поднятиях отмечаются орогенные позднемезозойские наземные вулканогенные толщи среднего и кислого состава.

Окраинные моря, сформированные в тылу сейсмофокальных зон в результате процессов рифтогенеза, рассматриваются на примере Филиппинского моря и впадины Лау окраинного моря Фиджи. Большую часть Филиппинского моря составляют глубоководные котловины с океаническим типом земной коры, которые разделены и окаймлены разновозрастными потухшими и активными островными дугами. Обрамляющие Филиппинское море с запада Филиппинские острова сложены геосинклинальными палеозойско-мезозойскими образованиями с континентальной корой мощностью до 30 км, а подводное поднятие Бенхам, расположенное к востоку от острова Лусон, представляет собой недавно погрузившийся остров такого же типа. Это же относится к поднятиям Амами и Урданета в западной части Филиппинской котловины.

Взападной и северо-западной частях Филиппинской котловины обнаружены разнообразные породы, в том числе континентального облика – гнейсы, аркозовые песчаники, риолиты и игнимбриты, а также гранитоиды, что указывает на наличие в этой части моря деструктивной континентальной коры. Также обнаружены зеленокаменные измененные наземные и мелководные известково-щелочные породы, что позволяет предполагать, что здесь имел место субаэральный островодужный вулканизм (хр. Дайто, Оки-Дайто), завершившийся формированием плагиогранитов. Котловины восточной части Филиппинского моря заложились в результате рифтогенеза обрамляющей Филиппинскую котловину островной дуги Кюсю-Палау. Последующий спрединг привел в раннем-среднем миоцене к образованию котловины Паресе-Вела и Сикоку, а в позднем миоцене начала формироваться Марианская котловина. Таким образом, история Филиппинского региона до формирования окраинного моря было сложной и длительной. Скорее всего, это была

система разновозрастных, в том числе и палеозойских окраинных подвижных поясов.

Междуговой бассейн Лау возник в результате спрединга, начавшегося 1 – 2 млн лет назад на раздробленном и погрузившемся древнем основании (рис. 6.37), и имеет основание, сложенное толеитовыми базальтами. На глубине более 5 км от поверхности дна фундамент дуги Тонга, обрамляющей бассейн Лау с востока, сложен наземными высокоэксплозивными риолитовыми туфами с возрастом более 40 млн лет, что свидетельствует о наличии в основании дуги блоков континентальной коры. Котловина Лау, таким образом, образовалась в результате раздвижения дуги Тонга между ныне активной ее частью и остаточной дугой

13

24

Рис. 6.37. Задуговые бассейны юго-запада Тихого океана, по Л.П. Зоненшайну, М.И.Кузьмину (1993): 1 – активные бассейны; 2 – отмершие бассейны; 3 – зоны субдукции; 4 – трансформные разломы

Лау-Колвил. Следовательно, подстилающая котловину Лау океаническая кора является новообразованной. Блоки континентальной коры известны и в других окраинных морях где они подстилают преимущественно океаническую кору (плато Квинсленд и др. в Коралловом море).

Итак, все больше данных указывает на то, что образование современных окраинных морей в пределах Западно-Тихоокеанской активной окраины связано с мезозойско-кайнозойским рифтогенезом, который начался в позднем мелу и наложился на сложно построенный ЦиркумТихоокеанский подвижной пояс, в меньшей степени – на древнюю платформу Азиатского континента.

На западе Тихого океана начало формирования кайнозойского вулканического комплекса чаще всего приходится на конец мела – начало палеогена. В шельфовых морях вулканический комплекс практически отсутствует. В кайнозое выделены три главных этапа формирования глубоководных котловин окраинных морей, сопровождающиеся интенсивным магматизмом и разделенные этапами тектонических перестроек: допозднеэоценовый, дораннемиоценовый и среднемиоцен-голоцено- вый. Вулканический комплекс либо монолитен и полностью соответствует по возрасту одному из этих этапов, либо имеет сложное строение и изменчивый состав из-за неоднократного возобновления вулканической активности.

Третий комплекс окраинного моря представлен осадочным чехлом, мощность которого зависит от типа структуры и расстояния от источника сноса и варьирует от нескольких сотен метров на поднятии и шельфе до нескольких тысяч метров (2 – 4 км) в котловинах, фиксируя интенсивные прогибания последних. В чехле преобладают приразломные дислокации и соляные купола. Первые чаще всего встречаются у подножия континентальных склонов, где связаны с зонами скучивания, и над осевыми долинами зон спрединга. В последнем случае породы осадочного чехла либо нарушены нормальными сбросами, либо над осевыми долинами зон растяжения могут быть разорваны, а в самой рифтовой долине замещены базальтами. В некоторых впадинах внутренних морей (Мексиканский залив и др.) в разрез чехла важную роль играют эвапориты, образуя диапировые купола диаметром до 3 км и высотой в несколько километров. Перекрывающие их осадки формируют складки облекания. В целом породы чехла залегают спокойно, перекрывая и сглаживая сложные тектонические формы акустического фундамента.

Вулканический комплекс повсеместно отделен от фундамента несогласием и перерывом. Он отражает этап эндогенной активности при формировании глубоководной котловины окраинных морей и представляет собой формацию, а не стратиграфическую единицу, варьируя в пределах морей по возрасту и составу. Если в окраинном море имеется несколько глубоководных котловин, то этот комплекс омолаживается по направлению к фронтальным (островодужным) структурам, отделяющим окраинное море от океана.

Магматические породы окраинных морей характеризуются высокой вариативностью состава, что обусловлено характером геоструктур, на которых развивается данное окраинное море, типом подстилающей земной коры, а также этапом развития окраинного моря. Эти породы относятся к следующим петрографическим сериям (в порядке распространения): толеитовая, субщелочная, известково-щелочная и щелочно-базанитовая. Интрузивные породы представлены базит-гипербазитовыми комплексами, совместно с толеитами образующими офиолитовые ассоциации, и малоглубинными дифференцированными интрузиями, близкими по возрасту и составу комагматическим вулканитам. Все перечисленные серии известны в котловинах, в остаточных подводных и современных активных островных дугах, обрамляющих окраинные моря.

Магматические породы котловин и трогов изучены на блоковых поднятиях, осложняющих дно окраинных морей. Они несколько отличаются от магматических серий островных дуг. В соответствии со временем их появления в процессе эволюции магматизма в окраинном море выделяются следующие серии:

Известково-щелочные вулканические породы – развиты ограниченно как в пределах шельфа (Охотское море), так и на подводных хребтах (Японское море), в северо-западной части котловины Лау. В Японском море они залегают с перерывом на разновозрастных отложениях (от позднемеловых до протерозойских) и представляют собой нижние члены вулканического комплекса. Впоследствии они подверглись интенсивной эрозии, о чем говорят находки позднемеловых и более древних гранитоидов при драгировании. Среди них широко распространены наземные туфы и лавы непрерывной базальт-андезит-риолитовой серии с преобладанием кислых пород, в том числе и игнимбритов. Этот комплекс предшествует заложению впадины, однако, появление подводных базальтов в верхах толщи свидетельствует о начале заложения впадины. Кислые породы по сравнению с островодужными характеризуются бо-

лее широким развитием игнимбритов, обилием гидроксилсодержащих минералов, повышенным содержанием Al, Ti и К. Низкокалиевые серии, широко развитые на островных дугах, отсутствуют, в то же время появляются кварцевые латиты и пантеллериты. По этим параметрам они наиболее близки к известково-щелочным породам орогенных поясов и эпиорогенных рифтов.

Породы субщелочной серии – распространены значительно шире. Установлено их залегание на известково-щелочных вулканитах, от которых они иногда отделены перерывом (Японское море). Среди них выделяются недифференцированные базальтовые и дифференцированные базальт-трахиандезит-трахидацит-трахитовые (пантеллеритовые, комендитовые) серии. Первые широко развиты в пределах ряда котловин преимущественно в тыловых частях окраинных морей (котловина Центральная в Японском море, Сикоку в Филиппинском), а также в рифтовых структурах, рассекающих котловины (хр. Окусири, желоб Тояма в Японском море), где они обладают калиевой спецификой. Однако большая их часть относится к калий-натриевому типу и связана переходами с вулканитами нормальной щелочности вышележащей части разреза. В Центральной котловине Японского моря вулканиты представлены уже толеитовыми базальтами, и в северной части котловины Лау – щелочными оливиновыми базальтами. Субщелочные базальты образуются при подводном излиянии, они преимущественно оливиннормативные, а в калиевых подтипах – нефелин-нормативные, и содержат повышенное количество щелочей (до 6 – 7 %), глинозема (до 18 – 20 %), низкое – магния (4 – 5 %). При некотором сходстве с базальтами Е-MORB отмечено повышение содержания Rb, K, Ba. Концентрации Th близки к океаническим базальтам, а отношение Th/Ta и Th/Nb промежуточное между базальтами островных дуг и океаническими E-MORB- базальтами. По спектру РЗЭ они близки к базальтам E-MORB-типа.

Породы толеитовой серии – преобладают в глубоководных котловинах и практически не дифференцированы. В Центральной котловине Японского моря, в Коралловом море, на окраинноморском склоне Гебридского желоба установлено их залегание на субщелочных базальтах. По вещественному составу толеитовые базальты разделены на две группы: одна из них обнаруживает сходство с островодужными толеитами, другая близка к океаническим базальтам.

Близки к островодужным толеитам часть базальтов Марианского трога и базальты восточной части моря Скоша. Это наиболее молодые

проявления внутридугового магматизма и, следовательно, они фиксируют магматизм ранних этапов формирования соответствующих котловин. Высокие содержания MgO (8 – 10 %) и CaO (до 13 %) указывают на их принадлежность к первичным магмам. Содержание щелочей несколько выше, чем в средних океанических толеитах типа N-MORB (до 3,5 вместо 2 – 2,5 %) при более высоких содержаниях К2О (0,25 – 0,30 %). Спектр РЗЭ близок к спектру N-MORB. Таким образом, в базальтах недавно раскрытых котловин сочетаются черты островодужной и океанической природы.

Среди самой распространенной группы толеитовых базальтов, близких по составу к океаническим, выделяются две разновидности: 1) пористые, близкие переходным (Т-MORB), реже обогащенным океаническим толеитам (Е-MORB) и 2) массивные базальты, близкие к N-MORB.

Первый тип установлен в Центральной котловине Японского моря, где они залегают на субщелочных базальтах. В бассейне Вудларк они известны в части, развитой на коре континентального типа, сменяясь базальтами N-MORB в районе развития океанической коры. В бассейнах Вудларк и Лау с базальтами ассоциируют дациты и пемзы, что указывает на тенденцию к образованию серий контрастного типа, не характерных для океанического вулканизма. К особенностям химизма базальтов относятся повышенное содержание калия (до 1,5 %), уровень содержания РЗЭ близок к базальтам, обнаруживающим сходство с островодужными толеитами. Эта разновидность базальтов получила название базальтов островодужных бассейнов (ВАRB).

Базальты, близкие к типу N-MORB, слагают верхние части второго (базальтового) слоя земной коры в наиболее древних бассейнах окраинных морей (котловина Филиппин и Паресе-Вела в Филиппинском море, западная котловина моря Скоша, Командорская котловина Берингова моря, Карибская котловина и др.), где имеют площадное распространение. Дифференциация в этих сериях ограничена базальтовой группой пород переменной магнезиальности. Высокими «мантийными» значениями Кмагн (М>65) обладает небольшое количество пород, что свидетельствует об их большей дифференцированности по сравнению с базальтами N-MORB. Они обладают более высокими содержаниями Al2O3, TiO2, FeО, Na2O, K2O, P2O5, повышенными концентрациями крупноионных элементов-примесей – рубидия, стронция и бария, но более низкими СаО и MgO по сравнению со средними океаническими базальтами. По содержанию РЗЭ сопоставимы с океаническими толеи-

тами. Установлено залегание базальтов этого типа на пористых толеитах предыдущего типа (бассейн Лау Филиппинской котловины). Их распространенность в верхних частях разреза глубоководных котловин, закончивших эндогенную активность и близких к состоянию изостатической компенсации (Филиппинская котловина), свидетельствует о том, что они относятся к завершающему этапу формирования океанической коры.

Щелочные оливиновые базальты и базаниты, местами дифференци-

рованные до трахитов (фонолитов), – пользуются незначительным распространением. Они образуются либо на ранних этапах формирования котловины в рифтогенных структурах, рассекающих континентальную кору, либо на поздних этапах, когда образуются подводные или островные вулканы на уже сформировавшейся океанической коре.

Примером первых являются высокощелочные низкокремнистые базальты Цусимской котловины с калиевой спецификой и спорадическими проявлениями модальных фельдшпатоидов. Они развиты на мощной (до 20 км) коре, переходящей к югу в континентальный шельф Корейского полуострова и острова Хонсю. Эта серия близка по составу к породам континентальных рифтов.

Примером вторых являются породы серии щелочных оливиновых базальтов – гавайитов-муджиеритов – трахитов, образующих изолированные вулканы или их группы типа вулканов Виноградова в Филиппинском море, аналогичных сериям внутриплитного магматизма гавайского типа.

Окраинные моря представляют собой единый класс структур с разной степенью переработки коры, которая зависит от интенсивности эндогенных глубинных процессов под морями. Наименьшая интенсивность этих процессов свойственна шельфовым окраинным морям типа Охотского и Восточно-Китайского. Она увеличивается в окраинных морях типа Японского и Южно-Китайского, где известны многочисленные существенно переработанные блоки континентальной коры среди новообразованной океанической. Конечный этап этого процесса наблюдается в окраинном море типа Филиппинского, который почти полностью подстилается океанической корой.

О.А.Богатиков и др. (2010) задуговые бассейны, вулканические дуги, а также окраинно-континентальные рифты рассматривают в качестве составных частей единых геодинамических систем, формирование которых происходит в целом синхронно и обусловлено воздействием за-