title-icon Статьи о ремонте
title-icon
» » Задуговые (окраинные) бассейны

Задуговые (окраинные) бассейны

Этот тип бассейнов также непосредственно связан с обстановками субдукции. Бассейны либо располагаются в тылу активных вулканических дуг, либо являются океаническими фрагментами, продолжающими активную континентальную окраину, вне явной связи с вулканическими дугами. Их тогда называют также малыми океаническими бассейнами, отличительной чертой которых является то, что глубина их, как правило, на 1 км превышает глубину залегания океанической коры того же возраста за пределами бассейна, хотя тепловой поток одинаков. К малым океаническим бассейнам относят Тасманово (раскрытие которого произошло 76—55 млн лет назад) и Коралловое моря (62—56 млн лет), бассейны Луизиада (60—56 млн лет), Мидлтон (76—65 млн лет), Лopy-Xay (76—65 млн лет) и др. Тогда как задуговые бассейны, как правило, значительно моложе: образовались от 3,5 [море Новогвинейское (Бисмарка) 1 до 36—25 млн лет назад (Южно-Фиджийский бассейн).
Наибольшее число задуговых (окраинных) бассейнов располагается на западе Тихоокеанского кольца. Это — моря Берингово, Японское, Охотское, бассейны Окинава, Сикоку, Паресе-Всла, Марианский, Западно-Филиппинский, моря Южно-Китайское, Андаманское, Сулу, Банда, Коралловое, Соломоново, Тасманово, Новогвинейское (Бисмарка), бассейны Северо-Фиджийский, Южно-Фиджийский, Вудларк и др. Отмечены окраинные бассейны в Карибском регионе и в Средиземноморье (Ионическое морс).
Суммарная площадь окраинных морей, по подсчетам Л.Э. Левина, 39,9 тыс. км2. Это около 11 % общей площади Мирового океана. На шельфе многих окраинных морей открыты крупные месторождения нефти.
Наиболее характерными особенностями структур окраинных морей являются следующие: а) преимущественно океанический тип коры, хотя в ряде случаев их подстилает раздробленная кора континентального типа (Охотское море); б) наличие в осевой зоне морфоструктур спредингового характера, иногда они отсутствуют (Берингово море и др.); в) симметричность в бассейнах с типичным активным спредингом; г) корреляция возраста магнитных аномалий и осадочного чехла; д) отсутствие в осадочном чехле складчатых деформаций; е) рост мощности осадочного чехла в направлении вулканической дуги; ж) наличие во многих задуговых бассейнах действующих подводных вулканов.
Эти и ряд других особенностей позволили геологам подразделить окраинные бассейны на ряд самостоятельных типов. При этом в расчет принимался не только характер их внутреннего строения (тип коры, наличие осевого хребта), но и геодинамическая специфика их развития, касающаяся прежде всего интенсивности процессов спрединга. Дело в том, что инициальные рифты чаще всего закладывались на континентальной коре, затем происходило расширение океанического дна с образованием океанической коры. Причем история спрединга в большинстве окраинных бассейнов кратковременна, а все расширяющиеся бассейны (Бисмарка, Лay, Северо-Фиджийский и др.) связаны с активными вулканическими дугами. Опираясь на эти особенности, С. Уеда предложил разделить окраинные бассейны на две основные группы: а) малые океанические, т. е. части ранее существовавшего океанического пространства, отчлененные островными дугами, и б) образовавшиеся в задуговом пространстве, т. е. непосредственно связанные с субдукцией. К первому типу можно отнести такие бассейны, как Алеутский, Западно-Филиппинский и другие, ко второму — Сикоку, Паресе-Вела, моря Новогвинейское, Скоша и др.
Задуговые бассейны в свою очередь делятся на две группы: не связанные и связанные со спредингом. Последняя группа бассейнов также подразделяется на две: с активным спредингом (Тонга, Марианский, Скоша и др.) и с пассивным спредингом (Японское море и др.).
Есть и другой, более расширенный взгляд на окраинные бассейны, согласно которому к ним относятся, по существу, все разновидности внешних морей как на активных, так и на пассивных окраинах. Для определенных задач такое толкование вполне допустимо, однако для геодинамических реконструкций оно не подходит, поскольку при этом затушевывается связь механизма их образования с процессами деструкции коры. И все же типизация Л.Э. Левина в определенном смысле даже удобнее, чем систематика С. Уеды, поскольку она опирается не столько на геодинамические характеристики, сколько на структурные, а потому более применима при региональных реконструкциях. Так, если отбросить окраинные моря, связанные с современными пассивными окраинами, то все прочие их структурно-тектонические разновидности можно связать со следующими тектоническими обстановками.
1. Внутренние области современных активных окраин (моря Фиджи, Сулу, Сулавеси и др.).
2. Переходная область к современной активной окраине, характеризующаяся деструкцией более древней океанической литосферы с отшнурованием от нее отгороженных островными дугами морей (Филиппинское, Берингово).
3. Переходная область к современной активной окраине, но с деструкцией преимущественно континентальной литосферы, которая привела к возникновению различных типов коры, в частности за счет образования спрединговых осей (Карибское, Охотское, Японское, Южно-Китайское, Андаманское, Скоша).
4. Переходная область, испытавшая в процессе геологического развития трансформацию пассивной окраины в активную (Мексиканский залив, Восточно-Китайское, Коралловое моря и др.).
Главное, что отличает бассейны активных окраин от морей открытого типа на пассивных окраинах, это то, что в первом случае окраинные бассейны являются самостоятельными структурными элементами, возникающими (раскрывающимися) в ходе геодинамической эволюции активных окраин, тогда как во втором они лишь часть общей морфоструктуры пассивной окраины. Время раскрытия окраинных морей устанавливается на основе региональных геодинамических реконструкций с учетом как кинематики взаимодействующих плит, так и магнитных аномалий, возникающих при спрединге.
Проблемы геодинамики окраинных бассейнов для нас интересны прежде всего потому, что от характера становления бассейна зависит и его седиментологическая история, а последовательности (индикационные ряды) осадочных формаций в точности соответствуют этапам его геодинамической истории. По этой причине мы уделим некоторое внимание геодинамическим моделям развития этого класса бассейнов, сосредоточившись главным образом на условиях возникновения спрединговых центров в пределах их акватории.
Первые кинематические модели развития окраинных бассейнов в результате задугового спрединга были предложены Д. Каригом, Г. Клейном, а также Д. Каригом и Г. Муром. Д. Кариг разработал свою модель на геофизическом материале по Филиппинскому морю, Г. Клейн использовал данные глубоководного бурения в Южно-Фиджийском, Новогебридском и Коралловом морях (рейс № 30), а также в районе пересечения Марианской дуги (рейсы № 59 и 60). При этом ключевым вопросом, повторяем, является объяснение механизма спрединга в окраинных морях. Ясно, что спрединг океанического дна должен сопровождаться ростом напряжений растяжения, тогда как в нескольких сотнях километров от центра спрединга фиксируются мощные напряжения сжатия, где идет субдукция океанической литосферы. Эту своеобразную загадку и необходимо объяснить.
Еще Д. Кариг установил, что все задуговые бассейны можно подразделить на две большие группы (впоследствии эту идею использовал в своей классификации окраинных бассейнов С. Усда): с активным спредингом, продолжающимся в настоящее время (Тонга, Кермадек, Марианский, Бонинский, Новогебридский, Скоша и др.) и неактивным (кинематическим) спрсдингом, т. е. не обнаруживающим раздвижения океанического дна в настоящее время (Японское и Охотское моря, Парссе-Вела, Южно-Фиджийский и Алеутский). Более общая схема, как легко понять, должна объяснить механизм раскрытия окраинного бассейна с активным спредингом.
Можно, конечно, высказать различные предположения по поводу возникновения локального спрединга в тылу субдукционной зоны, например считать его реакцией на снятие напряжений регионального сжатия или следствием подъема мантийного диапира, как это трактуется при заложении системы внутриконтинентальных рифтов и т. д. Ho эти толкования ничуть не убедительнее уже предложенной модели Д. Карига. Вероятно, более разумно прежде рассмотреть кинематику взаимодействия континентальной и океанической плит, а уже затем искать физически обоснованные гипотезы причинного характера. Так, А.С. Монин и О.Г. Сорохтин подошли к этой проблеме более реалистично. Они соотнесли две скоростные характеристики: скорость сближения двух плит в зоне субдукции v1 и скорость перемещения самой зоны субдукции в направлении океана v0. Понятно, что, когда v1 > v0, спрединг не отмечается, а островная вулканическая дуга, напротив, продвигается в сторону континента, сокращая пространство задугового бассейна (Северо-Курильская впадина и Японское морс в настоящее время). И лишь когда v1 < v0, возникает спрединг со скоростью vs = v0 - v1.
Последнее соотношение вполне реально при интенсивно протекающем процессе поддвига, когда ось глубоководного желоба перемещается в направлении океана со скоростью, превышающей скорость сближения плит. Мощная континентальная плита как бы отталкивает от себя пододвигаемую океаническую литосферу, что приводит к росту растягивающих напряжений и тылу субдукции и утонению континентальной коры. Основной очаг термальной переработки подастеносферного материала в сейсмофокальной зоне оказывается за островной дугой, вследствие чего разогретый мантийный диапир поднимается к верхним горизонтам коры и возникает локальная конвективная ячея, приводящая к разрастанию новообразованной океанической коры в тылу зоны субдукции. Такой механизм, кстати, вполне согласуется с предложенной нами седиментологически состоятельной моделью субдукции и легко выводится из тектоно-геофизических предпосылок этой модели.
Уже сам факт резкого различия суммарных мощностей осадков в окраинных морях свидетельствует не только о том, что мощность осадков тесно коррелируется с возрастом бассейна, но и о сильном влиянии на интенсивность процессов осадконакопления вулканической деятельности островной дуги и темпов раскрытия задугового бассейна. Так, мощность осадочного чехла, км: в Японском морс составляет в среднем 2, хотя в Татарском проливе возрастает до 4—5 и более; в Южно-Китайском море она достигает 9—10 (Таиландский залив); в прогибе Саравак 8—9; в Охотском морс 2—4; а вблизи Северного Сахалина 5—6; в Беринговом морс еще больше: 9—10; в Тирренском морс 6; в Эгейском 3; в Черном 16 и т. д.
Такие, в целом значительные суммарные мощности осадков при относительно молодом возрасте окраинных бассейнов свидетельствуют, конечно, об интенсивности процессов осадконакопления в задуговом пространстве субдукционных зон, которая выражается прежде всего в том, что ведущими литологическими типами осадочных комплексов здесь оказываются вулканогенно-осадочные и турбидитовые формации. К тому же практически во всех типах окраинных бассейнов скорости аккумуляций осадков возрастают в направлении вулканической дуги.
Итак, геодинамика раскрытия окраинного бассейна, а также интенсивный вулканизм отграничивающей его дуги предопределяют три основные особенности седиментологических процессов в этом типе бассейна. Во-первых, резко асимметричное распределение мощностей, максимум которых фиксируется у основания континентального склона вулканической дуги, где накапливаются в основном вулканогенные коллювиальные отложения, переслаивающиеся с вулканогенно-терригенным (кремнистым) или вулканогенно-карбонатным флишем. Во-вторых, специфическая зональность терригенной седиментации, выражающаяся в том, что на дне моря от береговой линии до глубоководной котловины чередуются зоны активной аккумуляции осадков с практически аседиментогенными. Это связано с характером морфоструктуры дна окраинных морей: с наличием подводных повышенностей и банок. В-третьих, у основания вулканической дуги формируются ПКВ, сложенные главным образом терригенными турбидитами и тефротурбидитами.
Таким образом, тектоно-седиментологическая модель развития окраинных (задуговых) бассейнов представляется следующей.
1. На начальной стадии раскрытия бассейна, т. с. на этапе формирования рифта в пределах островной дуги, основными осадочными комплексами являются грубообломочные турбидиты, образующие подводные конусы у основания бортов рифта, а также пелагические фации, локализующиеся вблизи остаточной дуги. Поскольку на этой стадии расширение дна бассейна происходит медленно, пелагические комплексы накапливаются выше критической глубины карбонатонакопления (КГК), т. е. включают карбонаты, глины и рассеянный вулканический пепел.
2. На следующей стадии определяющими являются задуговый спрединг и активный островодужный вулканизм. Вследствие этих процессов интенсивно разрастается дно бассейна, борта же, напротив, выполаживаются в результате проградационной деятельности суспензионных потоков. Помимо этого, активный вулканизм ведет к накоплению у основания континентального склона вулканической дуги мошной толщи вулканокластитов, расслоенной пелагическими глинами и терригенными турбидитами. Толща, сформированная на этом этапе развития окраинного бассейна, имеет отчетливо циклическое строение и включает в себя значительное количество вулканогенных разностей пород. Латеральные переходы между фациями смазаны, и лишь по мере удаления от вулканической дуги к центру бассейна вулканокластиты сменяются прослоями вулканического пепла, значительное место в разрезе начинают занимать продукты океанского седиментогенеза: пелагические терригенные и терригенно-карбонатные глины разнообразного минералогического состава. Именно на этой стадии раскрытия бассейна механизм его литогеодинамического развития наиболее тесно связан с интенсивностью субдукции.
3. На стадии зрелого задугового бассейна процессы спрединга затухают, зато продолжается активный островодужный вулканизм. Поэтому шлейф вулканогенных накоплений смещается в направлении центральных зон бассейна, где идет преимущественное отложение терригенных пелагических осадков, не содержащих карбонатного материала.
Итак, в первом приближении осадочный чехол задуговых бассейнов можно подразделить на две толщи: вулканогенно-осадочную и осадочную. Главное их различие — в удельном весе вулканогенного материала. Если в первой толще преобладают вулканокластиты, то во второй — пелагические глины, дистальные тонкоритмичные турбидиты с пепловыми прослоями. В бассейнах с неактивным спредингом (Паресе-Вела в Филиппинском морс) с континента терригенный материал поступает в незначительных количествах. Основная часть разреза (скв. 449) представлена наноилами, пелагическими глинами, обогащенными радиоляриями и нанофоссилиями. На восточной окраине бассейна, вблизи Западно-Марианского подводного хребта, в осадочной толше выделяются две генетические единицы (скв. 450): нижняя (средний миоцен), состоящая из глинизированных туфов с редкими прослоями более грубых туфов песчаной размерности, и верхняя (средний миоцен), представленная терригенными глинами с пепловыми прослоями. Мощность разреза, как это и должно быть, возрастает в направлении Марианской дуги.
Таким образом, актуалистический материал по современным задуговым бассейнам позволяет наметить те основные диагностические характеристики, которыми можно пользоваться при реконструкции задуговых бассейнов геологического прошлого. Такими характеристиками являются следующие.
1. Обычно (но не всегда) двучленное строение осадочной толщи. Нижняя — преимущественно вулканогенно-осадочная, верхняя — осадочная. Суммарная мощность разреза 3—6 км. Возрастной диапазон отложений не более одного-двух периодов.
2. Разрез имеет отчетливо циклическое строение. Общая направленность изменения зернистости отложений — демиссионная, т. с. зернистость пород (в среднем) утоняется от основания к кровле толщи, тогда как разрез глубоководных желобов имеет противоположную тенденцию (сублационную), т. с. отложения «грубеют» вверх по разрезу. В составе верхней толщи велик удельный вес турбидитов и тефротурбидитов.
3. В латеральном направлении (вкрсст бассейна) происходит быстрое выклинивание фаций: прибрежно-морские, склоновые и коллювиальные сменяются глубоководными, пелагическими. В этом же направлении уменьшается доля вулканогенного материала.
В процессе геодинамической эволюции активных окраин большая часть задуговых океанических бассейнов разрушается либо сильно деформируется, остается только в покровах коллизионных поясов. Однако приконтинентальная часть этих бассейнов сохраняется почти полностью, но в этом случае вызывает большие затруднения идентификация сохранившихся фрагментов именно с окраинными бассейнами, поскольку последовательность фаций здесь такая же, как на шельфах и континентальных склонах открытых морей.
Например, в юго-западной части Тихого океана деструкция коры окраинных бассейнов продолжается и в настоящее время. Бассейн Соломонова моря поглощается в Новобританском и Бугенвильском желобах, бассейн Вудларк — в Соломоновом желобе, а часть Новогебридского бассейна — в Новогебридском. Причем там, где бассейн замкнулся ранее развития вулканизма активной дуги, его отложения перекрываются литологически разнообразными флишевыми толщами с обильным включением вулканогенного материала. Если же окраинный бассейн вовлечен в субдукционный процесс, то чаще всего сохранившиеся фрагменты осадочного выполнения этих бассейнов имеют структуру чешуйчатых надвигов и меланжа. Реконструировать в этих условиях индикационные ряды осадочных формаций задуговых (окраинных) бассейнов чрезвычайно сложно.

title-icon Подобные новости