Глубинное строение переходной зоны от Eвразийского континента к Тихому океану

А. Г. Родников, Н. А. Сергеева, Л. П. Забаринская

Геофизический центр РАН, Москва

Содержание

Аннотация

Введение

Современный этап развития наук о Земле характеризуется особым вниманием к исследованию глубинного строения планеты, вызванным необходимостью решения теоретических проблем геодинамики, более эффективного прогнозирования скрытых на глубине полезных ископаемых, изучения вопросов сейсмической опасности, предсказания и уменьшения ущерба от стихийных бедствий, в особенности тех, которые обусловлены землетрясениями и извержениями вулканов, а также изучения проблем, связанных с сохранением окружающей среды.

Рис. 1

Исследование глубинного строения активной переходной зоны от Евразийского континента к Тихому океану выполнено в рамках международного проекта "Геотраверс'' [Родников, 1986; Родников и др., 2000] по трем глубинным разрезам тектоносферы, включающей литосферу и астеносферу, построенным на основе комплексной интерпретации геолого-геофизических данных (рис. 1). Первый геотраверс, проходящий через регион Японского моря, построен совместно с японскими учеными [Rodnikov et al., 1985]. Второй геотраверс, пересекающий регион Филиппинского моря и Северо-Китайскую равнину, был построен совместно с японскими и китайскими специалистами [Геотраверс..., 1991; Родников и др., 1996]. Третий геотраверс проходит через регион Охотского моря [Rodnikov, 2000]. Длина геотраверсов составляет несколько тысяч километров при глубине 100 км.

На основе геотраверсов в 2000 г. в Геофизическом центре РАН создана база данных, включающая глубинные геолого-геофизические разрезы литосферы переходной зоны от Азиатского континента к Тихому океану и сопровождающие их первичные геологические и геофизические данные, результаты батиметрических измерений, гравиметрической и магнитной съемок, измерений теплового потока, глубинного сейсмического зондирования, томографических исследований, сведения о землетрясениях и результаты изучения тонкой структуры сейсмофокальной зоны, отдельные данные о химическом составе пород и их возрасте, результаты глубоководного бурения и драгирования [Родников и др., 2000]. Результаты выполненных работ включены в проект "Global Geoscience Transects'' международной программы "Литосфера'' и представлены в интернете: http://www.wdcb.ru/GCRAS/traverse.html

Регион Охотского моря

Рис. 2

Профиль геотраверса, вдоль которого проводится описание глубинного строения переходной зоны, проходит через мезозойские структуры Сихотэ-Алиня, рифтовую структуру Татарского пролива, кайнозойские образования Сахалина, Курильскую впадину Охотского моря, вулканические структуры Курильской островной дуги, Курильский глубоководный желоб и мезозойскую плиту северо-западной котловины Тихого океана. Протяженность профиля 2000 км. Глубина проникновения в недра Земли составляет 100 км (рис. 2).

Толщина земной коры в Охотском море меняется от 35-40 км под Сахалином и Курильскими островами до 8-10 км под Курильской котловиной [Авдейко и др., 2000; Злобин, 1987; Строение..., 1964; Структура..., 1996]. Осадочный чехол выполняет отдельные глубоководные впадины, мощность которых достигает 12 км (впадина Дерюгина). Он сложен в основном осадочными, частично вулканогенно-осадочными породами позднемелового-кайнозойского возраста. В позднемеловую эпоху накопление осадков происходило в рифтогенных условиях и сопровождалось значительной вулканической активностью. Образовывались глубоководные бассейны, выполненные вулканогенно-кремнистыми отложениями, постепенно сменяющимися вверх по разрезу более мелководными породами [Структура..., 1996]. В кайнозойскую эру образовалась основная часть осадочных бассейнов. Отложения этого времени, сплошным чехлом перекрывающие подстилающие образования, содержат почти все нефтегазоносные комплексы Охотского моря.

Рис. 3

Татарский пролив представляет собой крупный прогиб-грабен (рис. 3), сложенный мощной толщей (до 8-10 км) мезозойско-кайнозойских осадочных образований [Варнавский, 1994; Тронов и др., 1987]. Осадки, выполняющие прогиб, расчленяются на четыре структурных комплекса, отделенных друг от друга региональными стратиграфическими несогласиями и различающихся по структурно-вещественной и физической характеристикам: верхнемеловой, палеогеновой, олигоцен-нижнемиоценовой и средний миоцен-четвертичный. По своей глубинной структуре прогиб Татарского пролива представляет собой рифт шириной около 50 км и глубиной 4 км [Piip, 1996]. Поверхность Мохо расположена на глубине около 30 км. Формирование рифтовой структуры Татарского пролива связано с апвеллингом астеносферы [Rodnikov, 1997]. Рифт является северным продолжением спредингового центра, расположенного в глубоководной котловине Японского моря.

Рис. 4

Курильская котловина Охотского моря относится к задуговым впадинам. Толщина коры составляет 8-10 км, из которых 4 км приходится на осадочный чехол (рис. 4). Осадочная толща залегает на акустическом фундаменте, вероятно представляющем вулканогенно-осадочный слой позднемелового возраста [Туезов, 1975], ниже которого прослеживается третий слой океанической коры толщиной до 5 км в центре впадины. По сейсмическим данным [Снеговской, 1974] осадочный чехол подразделяется на два комплекса отложений. Верхний возможно плиоцен-четвертичного возраста мощностью до 800-1000 м характеризуется тонкой расслоенностью. Отложения нижнего комплекса в центральной части котловины толщиной свыше 3000 м сложены олигоцен-миоценовыми, преимущественно глинистыми породами [Структура..., 1996].

Образование котловины связано, как и всех задуговых бассейнов, с формированием рифтов, следы которых выражены в резко расчлененном рельефе акустического фундамента, обычно отражаемом на сейсмических профилях [Баранов и др., 1999; Структура..., 1996; Piip, 1996]. Высокие значения теплового потока, приуроченные к осевой зоне котловины [Смирнов, 1986], также явились основанием выделения в центральной части котловины осевой зоны спрединга.

Междуговой прогиб расположен между внешней и внутренней островными дугами, контакт с которыми происходит по системе разломов. Ширина прогиба 45-60 км. Сложен он неогеновыми и четвертичными туфогенно-осадочными образованиями. Мощность осадков в осевой зоне превышает 3 км, но сейсмическими исследованиями подошва осадков не прослежена. Распространение вулканогенных пород в отложениях прогиба связано с рифтообразованием, структуры которого в настоящее время перекрыты осадками. Толщина коры под прогибом уменьшается до 20 км.

Рис. 5

Северо-Западная котловина Тихого океана, имеющая по геолого-геофизическим данным самую древнюю кору (около 150 млн лет), покрыта по всей площади сплошным осадочным чехлом средней мощностью 300-400 м (рис. 5). Он сложен, судя по скважинам 303 и 580 [Larson et al., 1975], диатомовыми и радиоляриевыми илами и слоистыми глинами, обогащенными пеплом позднемиоценового-четвертичного возраста, залегающими на цеолитовых пелагических глинах, глинистых наноилах и кремнистых породах. На глубине 211 м эти отложения подстилаются нижнемеловыми пелагическими цеолитовыми глинами, в нижней части разреза с прослоями кремнистых сланцев и нанопланктонных известняков. На глубине 284,75 м осадочные отложения подстилаются подушечными лавами палеотипных базальтов. Толщина коры составляет примерно 6-8 км.

Глубинное строение региона Охотского моря отличается от сопредельных континентальных и океанических областей, кора которых характеризуется сравнительно ровным рельефом поверхности Мохоровичича и толщиной для континента в среднем 35-45 км и океана 6-10 км. Земная кора переходной зоны отличается сильно дифференцированной мощностью от 10 до 40 км, сложным рельефом поверхности Мохоровичича, граничные скорости вдоль которой варьируют от 7,8 до 8,1 км/c [Глубинное..., 1987]. Под глубоководными впадинами поверхность Мохоровичича поднимается и соответственно уменьшается мощность земной коры, а поднятиям соответствуют крупные прогибы в рельефе Мохоровичича.

Рис. 6

Верхняя мантия под Охотским морем характеризуется как горизонтальными, так и значительными вертикальными неоднородностями. Она разуплотнена по сравнению с Тихим океаном [Болдырев и др., 1993; Бурмин и др., 1992] (рис. 6). По данным сейсмической томографии [Андерсон, Дзевонский, 1984; Bijwaard et al., 1998] в верхней мантии под Охотским морем отмечаются пониженные значения сейсмических скоростей как и под Японским и Филиппинским морями, а в Курильской котловине на основе электромагнитных исследований в верхней мантии в интервале глубин 30-65 км выделен слой с удельной проводимостью 0,3-0,5 См/м и интегральной проводимостью около 15000 См [Ляпишев и др., 1987]

Рис. 7

(рис. 7). Природа слоя связывается с частичным плавлением, а его распространение ограничивается пределами котловины. Полученные результаты согласуются с глубинными температурами в верхней мантии, сейсмическими исследованиями и другими геофизическими данными. Под зонами современного вулканизма Курильской островной дуги выявлена низкоскоростная область, уходящая наклонно в направлении континента до глубин 150-250 км [Федотов, Кузин, 1963]. В этой области возникают локальные магматические очаги, питающие многочисленные вулканы Курильской островной дуги. Глубинные температуры на границе Мохоровичича варьирует от 100^o С в Тихом океане до 1000^oС под Татарским проливом. Под Курильской котловиной с тонкой корой они достигают 800^oС. Глубина до кровли области частичного плавления, отождествляемой с астеносферным слоем в верхней мантии, колеблется от 15-25 км под глубоководными впадинами до 100 км под Тихим океаном. Область частичного плавления образует несколько астеносферных диапиров под Татарским проливом, впадиной Дерюгина и Курильской котловиной, обусловливая активный тектонический режим, проявляющийся в вулканической, сейсмической и гидротермальной деятельности. Кроме того, над астеносферными диапирами в осадочном чехле в Татарском проливе и впадине Дерюгина зафиксированы залежи углеводородов [Обжиров и др., 1999; Cruise..., 2000], а в Курильской котловине на вершинах подводных вулканов установлена сульфидная минерализация [Кононов, 1989].

Рис. 8

Изучение глубинного строения региона Охотского моря показывает, что толщина коры меняется от 35-40 км под Сахалином и Курильскими островами до 10 км под Курильской котловиной. Астеносфера образует диапировые выступы под Курильской котловиной и прогибом Татарского пролива, в основании этих структур расположены рифты - спрединговые центры. Подъем астеносферных диапиров к коре обусловил высокий тепловой поток. Формирование прогиба Татарского пролива связано с простирающимся на север спредингового центра, отмеченного в глубоководной котловине Японского моря. Формирование Курильской котловины также связано со спрединговыми процессами, которые имели место в позднем мелу [Баранов и др., 1999]. На рис. 8 показано глубинное строение литосферы под осадочным прогибом Татарского пролива, где выявлено Изыльметьевское газовое месторождение. Осадочному прогибу соответствует поднятие горячего астеносферного диапира, обусловившему расколы земной коры, образование рифтовых структур в основании прогиба, проявление магматической активности и прогрев осадочной толщи. Астеносферный диапир мог быть дополнительным источником углеводородов и флюидных потоков, обеспечивающих активную гидротермальную деятельность.

Регион Японского моря

Рис. 9

Геотраверс проведен через Сихотэ-Алинь, глубоководную котловину Японского моря, Японскую островную дугу (в районе северной части о. Хонсю) и северо-западную котловину Тихого океана (рис. 9). Толщина коры вдоль геотраверса меняется от 35-40 км на юго-восточной окраине Азиатского континента до 12-15 км в глубоководной котловине Японского моря. Мощность коры на о. Хонсю составляет около 35 км. Под океаническими структурами, прилегающими к островной дуге толщина коры не превышает 8 км.

Рис. 10

В Японском море земная кора состоит из трех основных слоев. Верхний, мощностью 1,0-2,0 км, характеризуется скоростью от 1,5 до 3,5 км/с с относительно постоянным градиентом увеличения скорости с глубиной. Ниже расположен промежуточных слой, мощностью 2,0-2,5 км и скоростью 4,8-5,6 км/с. Под ним залегает основной слой, мощностью 8-10 км и скоростью 6,4-6,7 км/с. Скорости в верхней мантии вдоль поверхности Мохоровичича меняются от 7,8 км/с до 8,2 км/с. По геофизическим данным считается, что глубоководные котловины Японского моря имеют океаническое строение [Hirata et al., 1991] (рис. 10).

Рис. 11

Строение осадочного слоя на территории Японского моря известно по данным бурения с борта "Glomar Challenger'' и "JOIDES Resolution'' [Karig et al., 1975; Tamaki et al., 1992]. Скважины, пробуренные в Японском море, показали, что до глубин 500-600 м он сложен глинистыми, диатомовыми илами, песками, песчано-алевролитовыми осадками, глинами с прослоями пеплов. В основании осадочного разреза залегают плотные темно-зеленые алевролиты, песчаники, зеленые туфы, состоящие, главным образом, из девитрифицированного стекла и полевого шпата. В южной части моря скважина 798 прошла среднеплиоценовые-голоценовые породы, сложенные переслаивающимися диатомовыми и терригенными глинами, аргиллитами и илами, содержащими органическое вещество. Отмечался значительный выход метана. Скважины 794, 795 и 797 достигли базальтовых пород, возраст которых 25 млн лет. Осадки от миоценового до четвертичного возраста представлены глинами и песчаниками с прослоями вулканического пепла. Вдоль восточной окраины Японского моря прослеживается узкий прогиб, где мощность плиоцен-четвертичных осадков достигает 2-3 км [Honza, 1979]. Образование прогиба связывается с формированием здесь новой зоны субдукции литосферы Японского моря под Японскую островную дугу, выделенной по сейсмическим данным [Kuge et al., 1996; Uyeda, 1991]. На рис. 11 показано строение новой субдукционной зоны в Японском море. Очаги землетрясений образуют сейсмофокальную зону глубиной до 70 км, погружающуюся под о. Хонсю. Ранее исследования подводного рельефа в восточной части Японского моря у побережья Японских островов [Honza, 1979] показали расчлененность дна моря, простирание вдоль островов прогиба Окусири, ограниченного с запада подводным хребтом Окусири, формирование которых началось около 2 млн лет назад, обусловленное, как считается [Kuge et al., 1996], погружением литосферной плиты Японского моря под островную дугу. К этим структурам приурочены эпицентры землетрясений. Образование Японского моря произошло в результате отделения Японии как островной дуги от материка 25-15 млн лет назад [Jolivet et al., 1995; Maruyama et al., 1997].

Рис. 12

Японский желоб отделяет островную дугу от глубоководной котловины Тихого океана (рис. 12). Под восточным склоном желоба, обращенным к океану, мощность земной коры составляет 10-12 км; под котловиной океана толщина коры уменьшается до 6-8 км. Под западным островным склоном желоба мощность коры возрастает до 23-25 км. Мощность кайнозойских отложений возрастает до 8-10 км. В 1985 г. по французско-японской программе "КАЙКО'' проведены исследования Японского желоба с помощью подводного аппарата Nautile. На континентальном склоне желоба обнаружены большие оползни, образующие активную эрозионную морфологию дна желоба с вертикальными и даже нависающими склонами. Отмечена интенсивная деятельность флюидных потоков [Cadet et al., 1987].

В Тихом океане на участке, прилегающем к Японской островной дуге, мощность земной коры составляет около 8 км, поверхность Мохоровичича неровная, скорости сейсмических волн вдоль нее составляют 8,2 км/с. Мощность осадочного слоя составляет 2-3 км. Разрез 400 м океанических осадков на краевом валу ложа океана вскрывает отложения от меловых до современных. Верхние 300 м представлены глинисто-диатомовыми и туфо-диатомовыми илами с прослоями пепла верхнемиоценового-четвертичного возраста. С глубиной увеличивается количество кремнистых остатков радиолярий и глинистого материала. На глубине 360 м кремнисто-глинистые осадки резко сменяются пелагическими глинами. Накопление всего лишь 18 м пелагических глин укладывается во временной интервал от среднего миоцена до начала палеогена, что свидетельствует о предельно низких скоростях накопления осадков в то время. Под пелагическими глинами вскрыты кремнистые породы, по предварительным данным, мелового возраста. Нередко ниже кремнистых пород встречаются толеитовые базальты [Larson et al., 1975].

Выделенные в регионе Японского моря структурные элементы отчетливо выражены в глубинном строении литосферы. Глубоководным котловинам соответствуют поднятия поверхности Мохоровичича и пониженные значения сейсмических скоростей, а поднятиям - увеличение толщины коры до 30-35 км и нормальные скорости по поверхности Мохоровичича.

Рис. 13

Наиболее важной особенностью строения региона Японского моря является распространение в верхней мантии астеносферной линзы. В переходной зоне, отличающейся повышенным, по сравнению с прилегающими регионами, тепловым потоком, астеносферный слой мощностью свыше 100 км расположен на глубине около 50 км. Под Приморьем и Тихим океаном он расположен на глубине примерно 100 км. Распространение мощной, хорошо проводящей астеносферы в переходной зоне подтверждается магнитотеллурическим зондированием. На разуплотнение верхней мантии под окраинными морями указывают также отрицательные остаточные гравитационные аномалии. Данные сейсмической томографии (рис. 13) подтверждают положение о том, что под Японским морем и западной частью о. Хонсю в верхней мантии на глубине примерно 40 км прослеживается астеносферный диапир, определяющий магматическую деятельность, протекающую в кайнозойскую эру [Hasegawa et al., 1991]. Расчеты глубинных температур также свидетельствуют о распространении под Японским морем в верхней мантии зоны частичного плавления. Наиболее глубокое положение изотерм характерно для структур Сихотэ-Алиня, палеозойских сооружений восточной части о. Хонсю и континентального склона и глубоководного желоба, прилегающих к нему. Глубины залегания зоны частичного плавления (1200^oС) здесь составляют около 100 км. Область резкого подъема изотерм совпадает с глубоководной впадиной Японского моря и зоной "зеленых туфов'' западной Японии. Изотермы 1200, 600 и 300^o залегают здесь на глубинах (от дна) порядка 30-35, 10 и 5 км, соответственно.

В неогене магматическая активность проявлялась лишь в пределах наивысшего подъема изотермы 1200^o С, т.е. в Японском море и западной части о. Хонсю. В Тихом океане (северо-западная котловина) магматическая деятельность (излияния толеитовых базальтов) происходила, в основном, свыше 100 млн лет назад. Положение указанной изотермы не зависит от типа коры и примерно одинаково в Приморье и Тихом океане. Показательно также, что наиболее активная в тектоническом отношении область - Японское море и Японская островная дуга - располагаются между относительно пассивными в настоящее время континентальными и океаническими блоками тектоносферы. Выделяемый в переходной зоне слой с пониженными значениями скоростей сейсмических волн (астеносферная линза) может быть сопоставлен с поднимающимся к коре термальным диапиром, определяющим, по-видимому, эндогенный режим зоны.

Регион Филиппинского моря

Рис. 14

Изучение глубинного строения региона выполнено вдоль геотраверса глубиной 100 км и протяженностью 5000 км (рис. 14). Разрез пересекает Северо-Китайскую равнину, осадочные бассейны Желтого и Восточно-Китайского морей, глубоководные котловины Филиппинского моря, Марианскую островную дугу с междуговым трогом, Марианский глубоководный желоб и северо-западную котловину Тихого океана [Геотраверс..., 1991; Родников и др., 1996].

Северо-Китайская равнина составляет часть древней Китайско-Корейской платформы, кратонизация которой завершилась 1900-1700 млн лет назад [Хуанг, 1984]. Средне-позднепротерозойские отложения образуют чехол переходного типа, кембрийские и ордовикские породы представлены мелководными карбонатными отложениями. Отмечается перерыв в осадконакоплении от позднего ордовика до раннего карбона (примерно 80 млн лет), для которого характерна активизация глубинных процессов, выразившаяся в формировании кимберлитовых тел. В среднем и позднем карбоне проявилась морская трансгрессия с накоплением паралических угольных серий. В раннепермскую эпоху накопились флювиально-озерные отложения, а в позднепермское-триасовое время установились континентальные условия с накоплением красноцветных фаций. Индосинийские движения (Т₂ - J₁ ) характеризовались магматизмом основного, щелочного и, главным образом, кислого состава. Яньшанские движения (J₁ - К₂ ) отличались внедрением гранитных тел и кимберлитов, излияниями эффузивов известково-щелочного состава.

Рис. 15

Древняя докембрийская платформа в кайнозое испытала тектоническую активизацию. Несколько эпох растяжения привели к формированию внутрикратоновых грабенов, выполненных нефтеносными отложениями. Выделены три этапа магматической деятельности. Палеогеновые базальты, в основном эоценовые, представлены толеитами. Неогеновые щелочные оливиновые базальты близки по составу континентальным толеитам. Четвертичные эффузивы представлены пересыщенными щелочными базальтами [Cong and Zhang, 1983]. Система грабенов, контролирующая базальты, выражена в глубинном строении сокращением мощности коры и литосферы, высоким тепловым потоком и локализацией сейсмичности. Пример строения одного из грабенов Северо-Китайской платформы приведен на рис. 15. Система грабенов, контролирующая базальты, выражена в глубинном строении сокращением мощности коры и литосферы, высоким тепловым потоком и локализацией сейсмичности. На рис. 15 показана корреляция между составом и возрастом образования базальтов и строением верхней мантии и изменением состояния астеносферы со временем в Северо-Китайской равнине. Сейсмический разрез дан по [Teng et al., 1982], магматизм и РТ условия образования базальтов по [Cong and Zhang, 1983; Liu and Liu, 1983; Wu et al, 1987]. Толеитовая магма, изливавшаяся в палеогене 60 млн лет назад (глубина образования составляет примерно 50 км), сменилась в неогене более щелочной магмой, соответственно глубина образования ее увеличилась, а в современное время проявились щелочные базальты, образующие отдельные вулканические конусы. Глубина образования магмы составляет свыше 100 км, что и показывает график. Скоростной разрез, помещенный справа, подчеркивает расположение магматических очагов в верхней мантии, о чем свидетельствуют пониженные скорости сейсмических волн. Наиболее низкие значения обнаружены на глубине около 100 км, т.е. на уровне выплавления щелочных базальтов. График показывает остывание литосферы (погружение астеносферы) со временем. Согласно результатам глубинного сейсмического зондирования средняя толщина коры Северо-Китайской равнины около 35 км. Поверхность Мохоровичича неровная с относительными поднятиями под грабенами.

Наиболее изученным районом Северо-Китайской равнины является залив Бохайвань, наиболее важная нефтяная и газовая провинция Восточного Китая. Грабеновые структуры, развитые в палеогеновых отложениях, образовались, по мнению [Li, 1982], в результате корового растяжения, происходившего под действием подъема мантийного вещества. Глубина до Мохо около 30 км, под окаймляющими регионами погружаясь до 35-40 км. Растяжение коры в палеогеновое время привело к извержению базальтовой магмы, лавовые потоки которой распространены в большинстве рифтовых зон и образуют совместно с осадочными породами эоценовые и олигоценовые формации. В неоген-четвертичное время эти рифтовые структуры были перекрыты осадками, бразовав осадочные бассейны Желтого моря.

Структуры Восточно-Китайского моря заложились на сильно денудированной поверхности мезозойских и палеозойских образований [Li, 1982]. Нижняя часть разреза образовалась в результате палеогенового этапа рифтогенеза. Средняя часть разреза образовалась в миоцене, мощность отложений достигает 5000 м. Верхняя часть разреза включает горизонтально залегающие плиоценовые и плейстоценовые образования. Фундамент бассейна нарушен раннепалеозойскими разломами, возникшими в период каледонского орогенеза. Часть раннепалеозойских разломов была активизирована в палеогеновый этап рифтогенеза. Интенсивные движения по разломам происходили в миоцене. Амплитуда смещений по ограничивающим прогибы разломам достигает несколько км.

Трог Окинава представляет собой современную развивающуюся рифтовую систему [Letouzey and Kimura, 1985], ограниченный кайнозойскими разломами, которые являются активными и настоящее время. В центральной части трога установлена современная рифтовая структура, ограниченная раздвигами и заполненная современными основными эффузивами. В центральной части трога Окинава широко развиты современные разломы. В троге Окинава выделяется центральный грабен шириной 20-50 км, лежащий внутри более широкого грабена с поперечником до 200 км. Развитие грабеновых структур трога сопровождается магматической деятельностью. Возраст риолитов, андезитов и базальтов, драгированных со дна трога, не превышает 1 млн лет [Letouzey and Kimura, 1985]. Мощность земной коры незначительная и составляет всего около 17 км.

Западно-Филиппинская котловина в основном образована в эоценовое время. Согласно анализу магнитных линейных аномалий [Hilde and Uyeda, 1983], формирование котловины произошло в результате спрединга вдоль Центрального разлома Филиппинского моря, имеющего северо-западное простирание. Дно котловины сложено толеитовыми базальтами, перекрытыми вулканогенно-осадочными образованиями [Геотраверс..., 1991].

Бассейн Паресе-Вела образовался, как предполагается [Mrozowski and Hayes, 1979], в ходе задугового спрединга, протекавшего в Филиппинском море в раннеолигоценовую-среднемиоценовую эпоху. Осевой зоне этого спрединга соответствует рифт Паресе-Вела. Дно бассейна сложено толеитовыми базальтами, перекрытыми тонким чехлом вулканогенно-осадочных пород. С западного борта рифта Паресе-Вела с глубины 6 км драгированы дуниты, гарцбургиты, лерцолиты, верлиты, анортозиты, троктолиты и оливиновые габбро, а с глубины 4 км - железистые и титанистые океанические толеиты с несколько повышенной щелочностью [Щека и др., 1986].

Марианская островная дуга состоит из Западно-Марианского хребта, Марианского трога и Марианского хребта. Марианский трог образовался примерно 6 млн лет назад. В осевой части трога прослеживается активная рифтовая структура шириной 10-15 км и относительной глубиной 1-2 км, сложенная толеитовыми базальтами, перекрытыми илами, алевролитами и вулканическим песком. Фундаментом трога, по-видимому, служат различные габброиды, вскрытые скважинами [Hussong et al., 1981]. Толщина земной коры не превышает 5-8 км.

Марианский желоб в месте пересечения геотраверсом достигает глубины 8,6 км и почти не содержит осадков. Две скважины, пробуренные на глубинах 6450 и 7030 м, вскрыли разрез на глубину до 150 м. Верхние 20 м представлены позднеплейстоценовыми диатомово-кремнистыми илами с вулканическим пеплом, залегающими на олистостромах, содержащих органические остатки от олигоцена до мела. Кроме осадочных пород встречены обломки метабазитов, метадиабазов и габброидов. Драгированием на склоне желоба были обнаружены миоценовые известняки и кремнисто-глинистые отложения, фосфатные брекчии [Геология дна..., 1980], гарцбургиты, серпентиниты, лерцолиты, габбро и вулканиты от базальтов до дацитов [Bloomer and Hawkins, 1983].

Магеллановы подводные горы исследовались в ходе рейсов НИС "Академик Несмеянов'', НИС "Академик Келдыш'' и НИС "Konrad'' [Васильев и др., 1985; Smith et al., 1989]. С глубин 1400 и 4800 м с юго-восточных и южных склонов подводных гор были драгированы оливин-плагиоклазовые базальты, агломератовые лавы, брекчии и туфы основного состава. Возраст базальтов, драгированных НИС "Konrad'', был определен в 120 млн лет для образцов с подводной горы Химу и в 100 млн лет - для гайота Хемлер [Smith et al., 1989]. Скважина DSDP 452, пробуренная НИС "Glomar Challenger'' в зоне геотраверса на океанической стороне Марианского желоба, прошла неоген-четвертичные пелагические глины толщиной 25 м, которые отложились после длительного перерыва на верхнемеловой глинисто-кремнистой формации, сложенной аргиллитами, кремнями, радиоляритами и порцелланитами [Hussong et al., 1981].

Рис. 16

Для изучения глубинного строения региона использовались различные геофизические и геологические данные, показавшие толщину литосферы Северо-Китайской равнины - 50-100 км, Западно-Филиппинской котловины - 50-80 км, котловины Паресе-Вела - 30 км и Марианского трога - 10 км [Геотраверс..., 1991; Родников и др., 1996] (см. рис. 14). Результаты расчетов глубинных температур вдоль геотраверса [Геотраверс..., 1991] свидетельствуют о том, что чем древнее литосфера, тем глубже расположены изотермы (рис. 16). Наиболее высокое положение изотермы 1000-1200^o С (характерные температуры плавления пород верхней мантии) занимают под современными рифтовыми структурами Марианского трога, достигая здесь уровня земной коры. В пределах миоценовой котловины Паресе-Вела эти изотермы расположены на глубине 30 км, а под древней эоценовой Западно-Филиппинской котловиной они расположены на глубине около 60 км, соответствуя положению зоны возможного подплавления, выделенной по данным о повышенной электропроводности.

Тихоокеанская плита характеризуется параметрами, типичными для древних океанических областей. На глубине около 80 км в мантии выделяется кровля слоя с пониженными значениями сейсмических скоростей ( V_p = 8,4 км/с) и толщиной около 40 км [Asada and Shimamura, 1976].

Рис. 17

Верхняя мантия области Марианской островной дуги имеет в целом аномально низкие значения скоростей сейсмических волн [Seekins and Teng, 1977]. В узкой области вблизи оси трога слой пониженных скоростей, по-видимому, резко поднимается вверх - до глубин около 10 км. Трог представляет собой междуговой бассейн, образованный 6 млн лет назад в результате спрединговых процессов. С рифтовыми структурами связаны излияния толеитовых базальтов и интенсивная гидротермальная деятельность. Отмечаются высокие значения теплового потока [Hobart et al., 1983]. Исследованиями, проведенными американскими учеными на подводном аппарате "ALVIN'' в 1987 г., обнаружены гидротермальные источники с температурой воды, достигающей 185^o С [Craig et al., 1987]. Гидротермальная активность с образованием сульфидов цинка, меди и железа были отмечены во время глубоководного бурения с НИС "Glomar Challenger'' и при драгировании с НИС "Hakuho-Maru'' [Hussong et al., 1981]. Пробы воды показали высокое содержание гелия, водорода и метана. Такие же газы ранее были обнаружены в срединно-океанических хребтах. Трог характеризуется тонкой корой (около 10 км). Горячая астеносфера подступает непосредственно к подошве коры, обусловливая активные тектонические и магматические процессы. На рис. 17 показано глубинное строение Марианской островной дуги. Горячая астеносфера, подступившая 6 млн лет назад к коре, расколола Марианскую островную дугу на две гряды с образованием междугового трога, разбитого разломами на отдельные грабены, вдоль которых отмечается интенсивная гидротермальная деятельность с образованием сульфидов цинка, меди и железа. Марианский трог, вероятно, представляет собой пример начального этапа формирования осадочного бассейна.

Под миоценовым бассейном Паресе-Вела астеносфера расположена на глубине около 30 км, а под эоценовой Западно-Филиппинской котловиной кровля слоя с пониженными значениями сейсмических волн располагаются на глубине около 50 км [Abe and Kanamori, 1970; Seekins and Teng, 1977; Shiono et al., 1980].

В регионе Филиппинского моря наблюдается, как и в других окраинных морях, определенные соотношения между глубинным строением верхней мантии и строением поверхностных геологических структур. Чем выше уровень залегания астеносферы, тем большая плотность теплового потока и более молодой возраст формирования глубоководных котловин и осадочных впадин региона Филиппинского моря. Марианскому трогу с современной тектономагматической активностью соответствует глубина залегания астеносферы 10 км, миоценовой котловине Паресе-Вела - 30 км, а эоценовой Западно-Филиппинской котловине - 50-80 км. Северо-Китайской равнине с ее нефтегазоносными осадочными бассейнами, активизированной в кайнозойское время, уровень залегания астеносферы расположен на глубине 50-70 км.

Указанные общие особенности вероятно отражают единый механизм формирования бассейнов Филиппинского моря - в ходе разновозрастных процессов тылового спрединга, осложненных канализированными восходящими потоками флюидных расплавов [Rodkin, Rodnikov, 1996].

Заключение

Отличительной особенностью строения переходной зоны от Азиатского континентов к Тихому океану является распространение в верхней мантии астеносферного слоя, от которого отходят диапиры горячей аномальной мантии, процессы в которых обусловливают формирование осадочных впадин окраинных морей. Отмечается корреляция между геологическими структурами, тектоно-магматической активностью и строением верхней мантии. Тектонически активным регионам, таким как островные дуги, рифтовые структуры окраинных морей, соответствует мощная наиболее полно выраженная астеносфера, генерирующая магму.

На поверхности поднятиям астеносферы соответствуют рифтовые образования и излияния, в основном толеитовых магм. Они располагаются в зонах растяжения и проявляются на фоне уменьшения мощности литосферы и высокого теплового потока.

Подтверждена связь теплового потока с тектоно-магматической активностью [Грачев, 2000; Смирнов, 1986]. Она выражается в увеличении теплового потока при омоложении возраста тектогенеза, обусловленном внедрением в литосферу астеносферных диапиров, вызывающих тектоно-магматическую переработку. Чем выше уровень залегания астеносферы, тем больше плотность теплового потока и моложе возраст толеитов, перекрывающих глубоководные котловины окраинных морей. Под древними палеогеновыми глубоководными котловинами окраинных морей, такими как Филиппинская котловина, астеносфера залегает на глубине 50-80 км, под неогеновыми котловинами, например, котловиной Паресе-Вела Филиппинского моря или Курильской котловиной Охотского моря, астеносфера установлена на глубине примерно 30 км, а под плиоцен-четвертичными (современными междуговыми бассейнами) астеносфера располагается под земной корой на глубине всего 20-10 км, обусловливая раскол литосферы, образование рифтовых структур, излияние базальтовой магмы и проявление гидротермальной активности. Гидротермальная активность приурочена к рифтовым структурам междуговых молодых трогов, таких как Марианский, Окинава, Курильская котловина, где наблюдается наивысший уровень залегания астеносферы. Отмечается соотношение: апвеллинг астеносферы к подошве коры островной дуги - раскол литосферы с формированием междуговых трогов - образование магматических очагов в коре и мантии - рифтогенез на поверхности с толеитовым магматизмом и гидротермальным проявлением сульфидов.

Осадочные бассейны окраинных морей отличаются аномальным глубинным строением по сравнению с другими районами. Для них характерны: локализация астеносферного диапира под осадочными бассейнами; рифтовые структуры или спрединговые центры в их основании; активный вулканизм в начальной стадии образования, связанный с гидротермальными процессами и формированием сульфидов; высокая плотность теплового потока, обусловленная подъемом астеносферы к поверхности. Вероятно, что астеносферные диапиры с частичным плавлением вещества представляют собой каналы, по которым горячие мантийные флюиды из астеносферы проникают в осадочные бассейны [Родников и др., 2001].

Благодарности

Литература

Авдейко Г. П., Берлин Ю. М., Богданов Н. А. и др., Объяснительная записка к тектонической карте Охотоморского региона, 193 с., ИЛОВМ РАН, Москва, 2000.

Андерсон Д. Л., Дзевонский А. М., Сейсмическая томография, В мире науки, (12), 23-34, 1984.

Баранов Б. В., Дозорова К. А., Карп Б. Я., Карнаух В. А., Геометрия раскрытия Курильской котловины, ДАН, 367, (3), 376-379, 1999.

Болдырев С. А., Гайнанов А. Г., Строев П. А., Плотностные неоднородности литосферы и динамика развития северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса, Морские гравиметрические исследования, с. 106-128, Национальный геофизический комитет, Москва, 1993.

Бурмин В. Ю., Саврина Л. А., Кугаенко Ю. В., Скоростной разрез верхней мантии Охотоморского региона по данным глубокофокусных землетрясений, Вулканология и сейсмология, (2), 64-75, 1992.

Варнавский В. Г., О перспективах нефтегазоносности приматерикового шельфа Татарского пролива, Тихоокеанская геология, (3), 33-44, 1994.

Васильев Б. И., Евланов Ю. Б., Симаненко В. П., К геологическому строению Магеллановых гор Тихого океана, Тихоокеанская геология, 3, 97-101, 1985.

Геология дна Филиппинского моря, Под ред. А. В. Пейве, 262 с., Наука, Москва, 1980.

Геотраверс Северо-Китайская равнина - Филиппинское море - Марианский желоб, Отв. ред.: А. Г. Родников, Иседзаки Н., Сики Ц., Уеда С., Лю Годун, 150 с., Наука, Москва, 1991.

Глубинное сейсмическое зондирование, Данные по Тихому океану (Ред.: И. П. Косминская, А. Г. Родников, Г. И. Семенова), 103 с., Советский геофизический комитет АН СССР, Москва, 1987.

Грачев А. Ф. (ред), Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии, 487 с., Москва, 2000.

Злобин Т. К., Строение земной коры и верхней мантии Курильской островной дуги (по сейсмическим данным), 150 с., Владивосток, 1987.

Кононов В. В., Рудная минерализация подводных вулканических зон острова Итуруп, В кн.: Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту, Отв. ред. Б. И. Васильев, с. 135-138, ДВО АН СССР, Владивосток, 1989.

Ляпишев А. М., Сычев П. М., Семенов В. Ю., Структура электропроводности верхней мантии Курильской котловины Охотского моря, Тихоокеанская геология, 4, 45-55, 1987.

Обжиров А. И., Астахова Н. В., Липкина М. И., Верещагина О. Ф., Мишукова Г. И., Сорочинская А. В., Югай И. Г., Газогеохимическое районирование и минеральные ассоциации дна Охотского моря, 184 с., Дальнаука, Владивосток, 1999.

Родников А. Г., Международный проект "Геотраверс'': задачи, проблемы, перспективы, Вестник Академии наук СССР, (2), 101-106, 1986.

Родников А. Г., Родкин М. В., Строев П. А., Уеда С., Иседзаки Н., Сики Ц., Глубинное строение и геофизические поля вдоль геотраверса Филиппинского моря, Физика Земли, 12, 100-108, 1996.

Родников А. Г., Сергеева Н. А., Родкин М. В., Забаринская Л. П., Глубинное строение переходной зоны от Азиатского континента к Тихому океану, Общие вопросы тектоники, Тектоника России, с. 434-437, ГЕОС, Москва, 2000.

Родников А. Г., Забаринская Л. П., Сергеева Н. А., Глубинное строение осадочных бассейнов в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану, Третьи геофизические чтения имени В. В. Федынского, с. 82, Центр ГЕОН, Москва, 2001.

Смирнов Я. Б., Геотермическая карта северной Евразии и методы анализа термической структуры литосферы, 180 с., Геологический институт, Москва, 1986.

Снеговской С. С., Исследование МОВ и тектоника южной части Охотского моря и прилегающей окраины Тихого океана, 86 с., Наука, Новосибирск, 1974.

Строение земной коры в области перехода от Азиатского континента к Тихому океану, Отв. ред.: Е. И. Гальперин и И. П. Косминская, 306 с., Наука, Москва, 1964.

Структура и динамика литосферы и астеносферы Охотоморского региона, Отв. ред.: А. Г. Родников, И. К. Туезов, В. В. Харахинов, 335 с., Результаты исследований по международным геофизическим проектам, Национальный геофизический комитет, Москва, 1996.

Тронов Ю. А., Харахинов В. В., Кононов В. Е., Пудиков Э. Г., Северо-Татарский нефтегазоносный бассейн, Тихоокеанская геология, 6, 45-49, 1987.

Туезов И. К., Литосфера Азиатско-Тихоокеанской зоны перехода, 232 с., Наука, Новосибирск, 1975.

Федотов С. А., Кузин И. П., Скоростной разрез верхней мантии в области южных Курильских островов, Известия АН СССР, серия геофиз., 5, 67-86, 1963.

Хуанг Идицынь, Новые данные по тектонике Китая, В кн.: Тектоника Азии, с. 11-24, Наука, Москва, 1984.

Щека С. А., Кулинич Р. Г., Высоцкий С. В., Новые данные по геологии разломов Паресе-Вела и Центральный в Филиппинском море, ДАН СССР, 2, 417-421, 1986.

Abe, K., and H. Kanamori, Upper mantle structure of the Philippine Sea. in: Island Arcs and Marginal Seas, M. Hoshino and H. Aoki (Eds.), pp. 85-91, Tokai Univ. Press, Tokyo, 1970.

Asada, T., and N. Shimamura, Observation of Earthquakes and Explosions at the Bottom of the Western Pacific: Structure of Oceanic Lithosphere Revealed by Long-shot Experiment, in The Geophysics of the Pacific Ocean Basin and Its Margin, Geophys. Monogr., N 19, pp. 135-154, Amer. Geophys. Union, Washington, 1976.

Bijwaard, H., W. Spacman, and E. R. Engdahl, Closing the gap between regional and global travel time tomography, Journal of Geophysical Research, 103, (B12), 30,055-30,079, 1998.

Bloomer, S. H., and J. W. Hawkins, Gabbroic and ultramafic rocks from the Mariana Trench: an island arc ophiolite. In: The Tectonic and Geologic Evolution of Southeast Asian Seas and Islands, Part 2, (D. E. Hayes, Ed.), pp. 294-317, Geophys. Monogr., 27, Amer. Geophys. Un., Washington, D.C., 1983.

Burmin, V. Yu., L. A. Savrina, and Yu. V. Kugaenko, Velocity section of the upper mantle of the Okhotsk Sea region with using deep foci earthquakes data, Volcanology and Seismology, (2), 64-75, 1992 (in Russian).

Cadet, J. P., K. Kobayashi, S. Lallemand, L. Jolivet, et al., Deep scientific drives in the Japan and Kuril Trenches, Earth and Planet Sci. Lett., 83, (1-4), 313-328, 1987.

Cong, R., and R. Zhang, Cenozoic basaltic rock series in North China and their bearing on tectonic setting, Geol. Revier, 29, (1), 40-49, 1983 (in China).

Сraig, H., Y. Horibe, K. A. Farley, et al., Hydrothermal vents in the Mariana trough: results of the first ALVIN dives, EOS. Trans. Amer. Geophys. Union, 68, p. 1531, 1987.

Cruise Reports: Komex V and VI, Kuril Okhotsk Sea Marine Experiment, Eds.: Biebow N., Ludmann T., Karp B., Kulinich R., 295 p., Kiel, 2000.

Hasegawa, A., D. Zhao, S. Hori, A. Yamamoto, and S. Horiuchi, Deep structure of the northeastern Japan arc and its relationship to seismic and volcanic activity, Nature, 352, (6337), 683-689, 1991.

Hilde, T. W. C., and S. Uyeda, Origin and evolution of the West Philippine Basin: A new interpretation, Tectonophysics, 102, 85-104, 1983.

Hirata, N., B. Ya. Karp, T. Yamaguchi, T. Kanazawa, K. Suyehiro, J. Kasahara, H. Shiobara, M. Shinohara, and H. Kinoshita, Oceanic crust in the Japan basin of the Japan sea the 1990 Japan - USSR expedition, Geophys. Res. Lett., 19, 2027-2030, 1991.

Hobart, M. A., R. N. Anderson, N. Fujii, and S. Uyeda, Heat flow from hydrothermal mounds in two million year old crust of the Mariana Trough, EOS Trans. Amer. Geophys. Un., 64, 315, 1983.

Honza, E., Sediments, structure and spreading of Japan Sea, in: Japan Sea, no. 10, 23-45, 1979.

Hussong, D. M., S. Uyeda, et al., Init. Rept. DSDP, 60, U.S. Govt. Printing Office, Washington, D. C., 928 pp., 1981.

Jolivet, L., H. Shibuya, and M. Fournier, Paleomagnetic rotation and the Japan Sea opening, in: Active Margins and Marginal Basins of the Western Pacific, B. Taylor, J. Natland (Eds.), Geophys. Monograph., 88, 355-370, 1995.

Karig, D. E., and J. C. Jr. Ingle, et al., Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, Vol. 31, 927 p., Washington, U.S. Government Printing Office, 1975.

Kuge, K., J. Zhang, and M. Kikuchi, The 12 July 1993 Hokkaido - Nansei - Oki, Japan, earthquake: effects of source complexity on surface wave radiation, Bull. Seism. Soc. Am., 86, (2), 505-518, 1996.

Larson, R. L., R. Moberly, et al., Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, Vol. 32, Washington (U.S. Government Printing Office ), 900 p., 1975.

Letouzey, J., and M. Kimura, Okinawa Trough genesis: structure and evolution of a back arc basin developed in a continent, Marine and Petroleum Geology, 2, 111-130, 1985.

Li Desheng, Tectonic frameworks of the Bohai gulf and coastal basins, Acta oceanologica Sinica., 1, (1), 15-27, 1982.

Liu, G., and C. Liu, Structures of crust and upper mantle and their relation to Cenozoic tectonism in northern part of North China, Science Sinica, (B26), 550-560, 1983.

Maruyama, S., Y. Isozaki, J. Kimura, and M. Terabayashi, Paleographic maps of the Japanese Islands: Plate Tectonic Synthesis from 750 Ma to the present, The Island Arc., Vol. 6, Issue 1, March, 91-120, 1997.

Mrozowski, C. L., and D. E. Hayes, The evolution of the Parece Vela basin, Earth and Planet. Sci. Lett., 46, 49-67, 1979.

Piip, V. B., Deep seismic refraction cross sections on Sakhalin (Russia) on the data of reinterpretation using 2-D inversion method, Proc. 30th Int'l Geol. Congr., 20, 11-20, 1996.

Rodkin, M. V., and A. G. Rodnikov, Back-arc basin origin and structure, Phys. Earth Pl. Int., 15, (3/4), 235-246, 1996.

Rodnikov, A. G., Deep structure of the sedimentary basins along the Okhotsk Sea Geotraverse, EAGE Conference, vol. 2, D-022, Geneva, 1997.

Rodnikov, A. G., Geological-Geophysical Studies of the Deep Structure of Sedimentary Basins in the West Pacific, EAGE 62nd Conference and Technical Exhibition, D-01, Glasgow, Scotland, 2000.

Rodnikov, A. G., A. G. Gainanov, B. V. Ermakov, H. Shimamura, T. Kato, V. A. Seliverstov, Ya. B. Smirnov, P. A. Stroev, and Yu. K. Shchukin, Geotraverse across the Sikhote Alin - the Sea of Japan - the Honshu Island - the Pacific, Marine Geophysical Researches, 7, 379-387, 1985.

Seekins, L. S., T. Teng, Lateral variation in the structure of the Philippine Sea plate, J. Geophys, Res., 82, 317-324, 1977.

Shiki, T., and Y. Misawa, Forearc geologic structure of the Japanese Islands, Trench-Forearc Geology: Sedimentation and Tectonics on Modern and Ancient Active Plate Margins, K. Leggett (ed.), Geological Society Special Publication, 10, pp. 63-73, Blackwell Scientific Publications., London, 1982.

Shiono, K., I. S. Sacks, and A. T. Linde, Preliminary velocity structure of Japanese Island and Philippine Sea from surface wave dispersion, in: Carnegie Inst., 79, pp. 498-505, Washington Year Book, 1980.

Smith, W. H. F., H. Staudigel, A. B. Watts, and M. S. Pringle, The Magellan Seamounts: Early Cretaceous record of the South Pacific isotopic and thermal anomaly, J. Geophys. Res., 94, 10,501-10,523, 1989.

Tamaki, K., K. Suyehiro, J. Allan, M. McWilliam, et al., Proceedings of the Ocean Drilling Program, Sientific Results, 127/128, 1992.

Teng, Ji-wen, Wei Shi-yu, Li Kin Shen and Chao Ling Xian, Structure of the upper mantle and low velocity layer of the mantle under the Haingtai earthquake region on the North China plain. Acta Geophys, Sinica, 25, (1), 58-64, 1982.

Uyeda, S., The Japanese Island arc and the subduction process, Episodes, 14, (3), 190-198, 1991.

Wu, L., M. Zhai, X. Zheng, R. Yang, and Z. Huang, Physico-chemical processes involved in Cenozoic volcanism in Eastern China, Geochemistry, 6, (3), 193-215, 1987.