/
Автор: Васильев Б.И.
Теги: география геология тихий океан океанология океанография
Текст
Б.И. ВАСИЛЬЕВ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
И ПРОИСХОЖДЕНИЕ
ТИХОГО ОКЕАНА
ВВЕДЕНИЕ
Тихий океан и окружающий его складчатый пояс, тектонически активный до настоя-
щего времени, представляют собой глобальную структуру, которая часто рассматри-
вается как Тихоокеанский сегмент Земли. Он занимает более одной трети поверхности
нашей планеты и по своему строению не имеет аналогов. Анализ имеющихся материа-
лов подтверждает высказанные ранее многими учеными представления об уникальности
Тихоокеанского сегмента Земли. Эта уникальность многогранна: изомстричная в плане фор-
ма Тихоокеанской мсгавпадипы, асимметричное расположение Восточно-Тихоокеанского
поднятия и его существенные отличия от других срединно-океанических хребтов, преиму-
щественное развитие активных окраин с системой глубоководных желобов, островных дуг
и окраинных морей на западе, специфические геофизические характеристики земной коры
и верхней мантии, а также состав базальтоидов, существенно отличающийся от состава
толеитов Атлантического и Индийского оксанов. Кольцевая структура Тихоокеанского
пояса, обрамляющего Тихоокеанскую впадину, имеет свои особенности в металлогении и
радиально-концентрической системе мегаразломов (Радкевич, 1987).
Тихоокеанский сегмент в геологическом отношении изучен крайне неравномерно. В
его наземной части проведено большое количество исследований, позволивших устано-
вить историю ее геологического развития, тогда как дно оксана изучено еще очень слабо,
так как оно покрыто водой и недоступно для прямых геологических наблюдений. Кроме
того, долгое время считалось, что оно сплошь покрыто толстым слоем осадков, экрани-
рующим более древние породы, слагающие фундамент Тихоокеанской мегавпадины. В
связи с этим исследования дна океанов и морей, начавшиеся интенсивно лишь в середине
прошлого века, в методическом отношении существенно отличаются от геологических
исследований, проводящихся на суше.
Главная роль в этих исследованиях принадлежит геофизическим методам, приме-
нение которых позволило изучить характер магнитного поля и поля силы тяжести, мощ-
ность и строение осадочной толщи, тепловой поток и глубинное строение основных мор-
фоструктур Тихого оксана. Методика этих исследований описана в книге Ф.П. Шепарда
(1976) и в Международном геолого-геофизическом атласе Тихого оксана (2003).
При помощи геофизических методов были сделаны важные открытия, в том числе вы-
явлены линейные магнитные аномалии, разработана палсомагнитная хронология, установ-
лены существенные различия в геофизических параметрах земной коры океанов и континен-
тов при равной интенсивности теплового потоки и ряд других, послуживших теоретической
основой для создания новой геотектонической концепции - тектоники литосферных плит,
или плитотектоники, ставшей в последнюю четверть прошлого века господствующей.
Несомненные успехи геофизических методов привели к тому, что они стали глав-
ными и определяющими в морской геологии. Появилось даже представление о том. что
геофизика способна решат!» самостоятельно все геологические задачи без привлечения
прямых геологических методов, что принципиально ошибочно.
Наряду с геофизическими исследованиями в оксане в значительных объемах про-
ведено изучение верхнего слоя осадков на глубину 3—5, реже до 10-20 м при помощи
дночерпателей и грунтовых трубок различных конструкций. Эти работы позволили уста-
новить распределение, состав и возраст осадков и условия их формирования в зависимо-
сти от климата, течений, вулканизма, областей сноса н других факторов (Международный
геолого-геофизический атлас..., 2003).
Затри последних десятилетия в Тихом океане проведены работы по Международным
проектам океанического бурения, значение которых трудно переоценить. Они позволили
изучить состав, возраст и условия формирования осадочной толщи, а в ряде случаев и
верхней части подстилающего фундамента.
Исследования при помощи обитаемых подводных аппаратов позволили геологам
впервые увидеть морское дно и слагающие его горные породы, детально изучить строе-
ние отдельных участков осевой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия, выявить новый
тип сульфидных месторождений, связанный с современными горячими источниками на
морском дне (черные и белые курильщики), обследовать подводные каньоны и гайоты.
Большой объем информации о геологическом строении морского дна дало драгирова-
ние. Этот простой и дешевый метод заключается в отборе образцов горных пород при помощи
цилиндрической драги, которая опускается на стальном тросе при помощи специальной тра-
ловой лебедки. Имеющиеся на современных научно-исследовательских судах (НИС) техниче-
ские средства позволяют вести драгирование на глубинах до 11 км. а спутниковые навигаци-
онные системы обеспечивают довольно падежную плановую привязку станций драгирования.
Конечно, нс все образцы, поднятые драгой, коренные: я северных и даже умеренных широтах
встречаются обломки пород, перенесенные льдами, но их обычно удается отбраковать.
В последние три десятилетия в морской геологии начали применять и геологическое
картирование - основной метод геологических исследований на суше, где все работы, от
рекогносцировочных до детальных, начинаются и сопровождаются составлением гео-
логических карт и разрезов, соответствующих масштабу этих работ. В настоящее время
уже составлены геологические карты дна Японского, Охотского и Берингова морей, двух-
сотмильной экономической зоны вокруг Японских островов и ряда других участков. В
рамках международного проекта Circuit) Pacific составлена серия карт геологического со-
держания, в том числе и Геологическая карта Тихого океана в масштабе 1:10 000 000, на
которой показан состав верхнего слоя осадочной толщи (Geological Мар..., 1983, 1985).
В 2000 г. издана Геологическая карта Мира в масштабе 1:15 000 000, на которой
впервые показано геологическое строение дна океанов, в том числе Тихого океана и его
окраинных морей. При составлении этой карты был собран и проанализирован огром-
ный материал по буровым скважинам, станциям драгирования, геологическому строению
островов, геохронологии и петрохимии магматических пород, геоморфологии, а также
проинтерпретированы геофизические материалы, главным образом сейсмические профи-
ли и данные магнитомсрии.
Описанию геологии, тектоники и петрологии Тихоокеанского сегмента Земли по-
священо много работ, в которых чаще всего в той или иной мерс использованы идеи
плитотсктоники. Исключением, пожалуй, являются монографии автора (Васильев, 1992;
Васильев и др.. 2001; Васильев, Чой, 2001), в которых на большом фактическом материале
доказывается несостоятельность этой модной гипотезы.
Отдельные постулаты плитотсктоники отвергают IO.M. Пущаровский и Н.Н. Мелан-
холика (1992), в частности гипотезу «горячих точек», частично — субдукцию в глубоко-
водных желобах, целостность Тихоокеанской литосферной плиты, спрсдинговую приро-
ду северо-западной части Тихого океана и др. Однако они широко используют гипотезы
террейнов-мигрантов, литосферных плит и спрсдипга, что, на наш взгляд, также бездока-
зательно. В содержательной работе А.А. Маракушсва с соавторами по петрологии и рудо-
носпостн Тихого океана (2000) за основу тектонических построений также принимаются
постулаты плитотсктоники, которые, па наш взгляд, часто противоречат приведенному в
работе фактическому материалу.
Интересные данные по глубинному строению гранитоидных и рудно-магматических
систем Тихоокеанского сегмента Земли приведены в монографии Н.П. Романовского (1999)
Новейшей фундаментальной сводкой является «Международный геолого-геофи-
зический атлас Тихого оксана», изданный в 2003 г.
Таким образом, к настоящему времени накоплен и обобщен огромный материал по гео-
логии Тихоокеанской мегавпадины и окружающего ее подвижного пояса, однако этого мате-
риала все же еще недостаточно для однозначного решения проблемы их происхождения.
Часть 1
ТИХООКЕАНСКАЯ
МЕГАВПАДИНА.
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
Гигантская впадина Тихого океана - самая крупная морфосгруктура Земли. Ее
площадь 165 млн км2 (примерно одна треть поверхности Земли), из которых 68 %
приходится на котловины и 32 % - на подводные возвышенности и горы.
Границы Тихоокеанской мсгавпадины в большинстве случаев проходят по глубо-
ководным желобам и побережью материков (западное побережье Северной Америки
и побережье Антарктиды). Исключение представляет западная приэкваториальная
часть Тихого океана (примерно от 10° с.ш. до 15° ю.ш.), где четкая граница между
ложем Тихого океана и морфоструктурами зоны перехода отсутствует (рис. 1).
Причины и механизм образования Тихого океана являются одной из главных,
если не самой главной, проблемой паук о Земле. Па этот счет существуют различные
гипотезы, часто взаимоисключающие, хотя и базирующиеся на одном и гом же фак-
тическом материале.
На специфичность геологического строения впадины Тихого океана указы-
вал еще А.Д. Архангельский (1941), который полагал, что «характерным отличием
ее является, по-видимому, тонкость сиалической оболочки», мощность которой, ис-
ходя из сейсмических данных, считается равной всего 5 км. Ниже залегает тяже-
лая масса, плотность которой превышает 3 г/см’. В соответствии с этим в пределах
Тихоокеанской области «геолог всюду па островах встречает вулканические породы
только базальтового типа» (с. 338). В связи с этим, по мнению А.Д. Архангельского,
область Тихого оксана располагается «на некотором низшем уровне соответственно
большему удельному весу при преобладании сима» (с. 325)
Специфика верхней мантии Тихого оксана подчеркивается составом улырама-
фитов, представленных в основном гарцбургитами, которые считаются остаточными
продуктами, возникшими в результате выплавки базальтовой магмы при частичном
плавлении вещества верхней мантии. В Атлантическом и Индийском океанах встреча-
ются как гарцбургиты, так и неистощенные перидотиты-лерцолиты (Лазько, 1987).
Следует отметить, что, по мнению некоторых специалистов, «магматические
породы океанов полностью аналогичны магматическим сериям континентальных
рифтовых областей и континентального виутриплитиого вулканизма, за исключенном
специфических для океанов базальтов осевых частей срединно-океанических хреб-
тов (базальты MOR) и специфических для континентов калиевых щелочных серий»
(Шарков, Цветков, 1987). Иногда из этого делают очень важный вывод о том, что со-
став магматических пород не зависит’ от типа земной коры, а состав верхней мантии, в
которой расположены очаги плавления, под океаном и континентами принципиально
не различаются (Орленок, 1985).
Тихоокеанская мегавпадина делится на две части восточную и западную,
различие между которыми выражается в рельефе, геофизических характеристиках,
составе и возрасте пород (табл. 1). Обычно границей между ними считают выде-
ленный Л.И. Красным (1973) «Великий Тихоокеанский геораздсл», проходящий по
Императорским горам, Гавайскому хребту, островной гряде Лайн. С этой границей
совпадает примерно пулевая линия альтиметричсского геоида, к востоку от которо-
го аномалии отрицательны (до -60 м), а к западу положительны (до -1-80 м). Рельеф
восточной части Тихого оксана выше, чем западной, что свидетельствует о меньшей
здесь плотности коры и мантии по сравнению с западной частью. Это подтверждается
и гравиметрическими данными (Гайнапов, 1978, рис. 2,3).
Табяица I. Сравнительная ха рактср и стика запанной и восточной частей Тихого оксана
Основные морфоструктуры и нарамсты Восточная часть Западная часть
Срединно-океанический хребет Есть Нет
Гигантские разломы
Протяженные вулканические цели Нет Есть
Крупные подводные возвышенности — « — - « —
Островные дуги и окраинные моря — « — -« —
Вулканические горы Мало Много
Средняя глубина котловин, км 4,5 5,5
Характер магнитных аномалий Линейные симметричные В основном пзометричные
Возраст базальтового фундамент а Кайнозой Юра-мел
«Опаковый» слой Есть Нет
Средняя глубина границы «М» (общая мощ- ность «геофизической» земной коры), км 11.0 13,0
Среднее значение граничной сейсмической скорости по кровле корового слоя, км/с 5,10 4,60
Аномалия альтиметричсского геоида До - 60 м До -1-80 м
Различия в рельефе дна западной и восточной частей Тихого океана отчетливо
видны также на карте, составленной Б. Хаксби но данным альтиметричсских измере-
ний, выполненных спутником «Сисат» (рис. 4).
В то же время анализ глубинного строения земной коры Тихого океана позво-
лил Г. И. Семеновой (1985) выделить две крупнейшие структуры - Восточно-Тихо-
океанское поднятие и Западно-Тихоокеанскую депрессию, разделенные Центрально-
Тихоокеанской флексурой па поверхности верхней мантии. Эта флексура с амплиту-
дой до 3 км проходит в приэкваториальной части по 140° з.д., изгибаясь на севере и на
юге к западу соответственно до 170 и 180° (рис. 5). Строение земной коры к востоку
и западу от этой флексуры существенно различается (табл. 2).
Таким образом, граница между восточной и западной частями Тихого океана,
проведенная по морфоструктурным признакам, не совпадает с фаницей глубипно-
1'0 раздела. Возможно, последняя моложе и связана с формированием Восточно-
Тихоокеанского поднятия, тогда как морфоструктурная фаница отражает различия,
возникшие на более ранней стадии развития ложа Тихого оксана.
IO.M. Пущаровский и Н.П. Меланхолина (1992) выделяют в пределах Тихо-
океанской мегавпадипы две главные морфоструктуры — Восточно-Тихоокеанское
120" 150’ 180’ 150" 120’ 90’
120 ISO’ 180 150 120’ 90'
Рис. 2. Схематическая карта усредненных по одпоградусным квадратам аномалий силы тяже-
сти Тихого оксана в редукции Буге (б -- 2,67 г/см1), международная нормальная формула Кассионнса
1930 г Изаномалы, мГл (по: Гайнапов, 1978)
поднятие (ВТП) и Западно-Тихоокеанский талассоген, которые «подразделяются па
области второго и более низких порядков» (с. 8). При таком делении вся восточная
часть Тихого океана, кроме ВТП, попадает в «Западно-Тихоокеанский талассоген»,
что, на наш взгляд, неправомерно.
А.А. Маракушев с соавторами (2000) выделяют Восточную и Западную тихооке-
анские суперпровинции, границу между которыми они проводят «по линии главного
геораздела (Императорский разлом, Гавайский хребет и далее на юг вдоль разломной
Рис. 3. Схематическая карта осрелненных по одпоградусным квадратам аномалии силы
тяжести Тихого оксапа в редукции в свободном воздухе, международная нормальная формула
Кассионнса, 1930 г Изаномалы, мГл (но: Гайнапов, 1978)
зоны западнее Центральной котловины, вдоль цепи Маркизских островов, далее по
разлому Истер и хребту Сала-и-Гомес до побережья Южной Америки)» (с. 66). Такая
Гранина южнее Гавайского хребта вызывает недоумение, поскольку она разделяет од-
нот миную по всем признакам восточную часть Тихоокеанской мегавпадины.
Существуют' и другие схемы деления Тихоокеанской мегавпадины, основанные
на различных признаках, причем некоторые границы почти совпадают, а другие - су-
щественно расходятся (рис. 6). Характерно, чго все они заканчиваются примерно на
45° ю in. и далее к югу не прослеживаются.
60°
120е
180’
120'
60°
Рис. 4. Рельеф поверхности Земли по данным альтиметрии: I - океаны; 2 материки; 3 - демар-
кационные разломные юны; изолинии отрицательных (-) и положительных (+) аномалий рельефа
120* 140’ 160* 180* 160’ 140’ 120° 100’ 80’ 60’ 40'
CF1"!. СЯг ЕГ/Зз rsi< СЕТЬ 1‘.Е Е^|в
Рис. 5. Районирование коры ложа Тихого океана (по: Семенова. 1985, с изменениями автора).
1 осевая зона Восточно-Тихоокеанского поднятия; 2 флексура на границе М; 3 контуры райо-
нов с различными сейсмическими параметрами земной коры; 4-7 - мощность коры, км: 4-8,5 -10,5,
5 11-13,5,6 - 20-24,7 - 35-40,8 - глубоководные желоба
Таблица 2. Основные параметры моделей земной коры Тихого оксана
(но Г.И. Семеновой, 1985)
Основные параметры моделей Обобщенная сейсмическая модель Сейсмические модели земной коры крупнейших структур ложа Тихого оксана
коры океанического типа для Тихого оксана Западпо-Тнхо- оксанская депрессия Восточно- Тихоокеанское поднятие Центрально- Тихоокеанская флексура
Среднее значение мощности, км
водного слоя 0,5 4,5 4,3 4,8
осадочного слоя 0,3 0,5 о,з 0,4
переходного (второго) слоя 1.2 2,2 1,2 1,0
океанического (третьего) 4,5 5,5 4,2 5,0
Среднее значение граничной скорости, км/с
по кровле переходного слоя 5,15 4,60 5,10 5,40
по кровле океанического слоя 6.80 6.75 6,80 6,80
по поверхности «М» 8,15 8,25 8,20 8,40
Средняя глубина до границы «М» (общая мощность коры), км 11,0 13,0 10,0 11,2
Рис. 6. Схема границ раздела западной и восточной частей мегавпадины Тихого оксана (по-
Романовский. 1999): I I ранним Тихоокеанского пояса; 2-9. границы раздела, устанавливаемые но типу
гсоморфоструклур дна (2), разви тию трансформных разломов (3), развитию базальтовых океанических
поясов (4), поверхности геоида (5), мощности земной коры (6), составу верхней мантии (7), ссйсмотомо-
графическим данным на глубинах 480-680 км (8), характеру поля тектонических напряжений (9)
Рис. 7. Рельеф поверхности раздела нижняя мантия-ядро земли (Морелли, Дзсвонский, 1990)
I границы тихоокеанского пояса; 2—3 - изолинии отрицательных (2) и положительных (3) отметок
рельефа, км
По-видимому, различия между западной и восточной частями Тихоокеанской
мегавпадины обусловлены глубинными процессами, и в первую очередь рельефом
поверхности жидкого ядра Земли (рис. 7). В связи с этим между ними нет четкой гра-
ницы, а су шествует довольно широкая зона перехода, особенно к югу от экватора.
Это отчетливо выражено па карте аномалий высот геоида (рис. 8), тс северо-
западная и юго-восточная части Тихоокеанской метавпадины с отрицательными
значениями (до 5,3 и —2,7 м соответственно) разделены субмеридионалыгой зоной
положительных аномалий, протягивающейся от экватора до 45° с.ш. между 140е и
160° з.д.
Цир кум-Тихоокеанский пояс на эюй карге проявлен кольцом положительных
аномалий со значениями до +7,1 м в его западной части и до +6 м в восточной, пре-
рывающимся только в Антарктическом секторе (Романовский, 1999).
Весьма существенно различаются западная и восточная части Тихоокеанской
мсгавпадины и по составу верхней мантии под поверхностью «М», определенному
при изучении ксенолитов глубинных пород в лавах вулканов (рис. 9).
В то же время в более общем ваде Тихоокеанская мсгавпадина представляет со-
бой единую глобальную морфострукгуру первого порядка, что отчетливо видно на
WO* 120° 140° 160° 180’ 160° 140° 120° 100° 80”
гоолла, (м) положительного (1) и отрицательного знаков (2); 3 границы Тихоокеанского пояса
картах линсаментов, сос гав ленных поданным батиметрии и альтимст рии (рис. 10, II).
Тренды 3IO3-BCB направления являются современными тонами разломов. Тренды
ССЗ-ЮЮВ направления, впервые выделенные по батиметрическим данным, также
представляю т собой зоны разломов. Тренды ЗСЗ -ВЮВ направления, установленные
только после исследований GEOSAT, -- тго в основном внутриокеанические хребты
с цепочками оетровов (Императорский, Гаванский, Лайн и др.), реже - современные
зоны разломов. Харак терно, что ортогональные яинеамепты пересекаются без каких
бы го ни было горизонтальных смещений.
Основные структурные тренды на континентах (Австралия, Южная Америка и
Корейский полуостров), заложившиеся в протерозое, отчетливо прослеживаются на
океаническом дне, а некоторые из них пересекают Тихий океан и Южную Америку и
продолжаются в Атлантическом океане (зона разломов Клиппертон и линеамент, на-
чинающийся у Императорского разлома, проходящий по хребту Туамото Центральной
Пацифики, далее но восточной зоне разломов и хребту Наска, затем продолжающийся
в северной части Бразильского щита и далее в Атлантике).
Система линсаментов Тихоокеанского сегмента Земли является частью глобаль-
ной сети линсаментов, которая нс зависит о г типов тектонических структур, земной
коры, рельефа и типа разрывных нарушений. В нес вписываются разновозрастные
Рис. 9. Состав верхней мантии под поверхностью «М» (Добрецов, Соболев, 1988). Условные
обозначения см. в таблице к рисунку
структуры вплоть до современных, которые в основном являются унаследованными
(Анохин, Одесский, 2003 г.). Образование этой сети обусловлено ротационными по-
лями напряжений Земли, периодически меняющимися в связи со смешением геогра-
фического и геомагнитного полюсов (Долицкий, 2002).
Земная кора Тихоокеанской мсгавнадины но геофизическим данным состоит из
трех слоев (кроме толщи воды): осадочного - 0,3 км; переходного (второго) - 1,2 км
и океанического (третьего) - 4,5 км. Всего - 11,0 км с учетом толщи воды. Однако с
геологических позиций правильнее выделять нс слои, а геолого-структурные этажи,
или комплексы.
Нижний этаж (третий геофизический слой) изучен очень слабо. Метамор-
фические породы основного состава этого этажа драгированы в зонах разломов и глу-
боководных желобах, а также встречаю гея в виде ксенолитов в лавах вулканов океа-
нических островов.
Этот комплекс представляет собой нижнюю часть разреза земной коры Тихого
оксана, сформировавшейся в результате длительного многостадийного полицикличе-
ского развития, заключавшегося в частичном плавлении мантийного вещества и по-
следующем преобразовании возникавших при этом продуктов.
Рис. 10. Карга структурных i рейдов Тихоокеанской могавпалины. выделенных при обработке
данных альтиметрии системы С EOS AT (Smoot, 1998)
Меланократовая кора в пределах Тихоокеанской мегавпадины образовалась в
результате переработки древней континентальной литосферы. Подтверждением это-
му служат результаты изучения изотопного состава свинца, стронция и ниобия в из-
верженных породах французской Полинезии, Самоа, Гавайских островов, Осзровов
Общества, Маркизских, плато Онтонг-Джава и др., дающие значение возраста суб-
страта, из которого они выплавлялись, до 3,5 млрд лет (Волобуев и др., 1987). Такой
же возраст (3,5 млрд лет ) имеют лерцолиты, встречающиеся в виде ксенолитов в
лавах гавайских вулканов (Morioka, Kigochi, 1975).
Второй □ гаж представлен вулканогенными образованиями, которые почти
сплошным чехлом покрывают ложе Тихоокеанской мегавпадины, образуя второй оке-
анический слой, мощность которого на большей части этого огромного пространшва
составляет 2 -3 км. Лишь под крупными подводными возвышенностями она увели-
Рис. 11. Карта линейных мегатрендов Тихого океана (Чой, 2002). Составлена по морским гра-
виметрическим картам (Haxby, 1987): 1-3 — гравитационные аномалии: 1 - положительные; 2 - от-
рицательные (до -30 мГл); 3 - то же (-30 мГл и ниже); 4 - линеаменты; 5 - подводные горы и др
чикается в 2-3 раза. Подавляющее большинство вулканогенных пород отвечает по
составу толеитам и субщелочным базальтам. Самые древние породы этого этажа,
вскрытые бурением, имеют среднеюрский возраст (примерно 180 млн лет).
Формирование вулканогенной толщи происходило в основном в мелководно-
морских условиях, на что указывают структуры и текстуры пород, характер их вторич-
ных изменений, а также прослои туфов, туфолав, лавобрекчий и туфогенно-осадочных
пород, иногда с окатанным материалом По-видимому, излияния происходили в пре-
делах шельфового моря с архипелагом вулканических островов, с которых сносился
вулканокластический материал. Как это ни покажется невероятным, но такую палео-
географическую обстановку в период формирования рассматриваемой вулканогенной
толщи приходится допускать для всей огромной Тихоокеанской мегавпадины.
Третий геолого-структурный этаж (средняя юра-кайнозой) был
сформирован двумя синхронными процессами: вулканизмом и осадконакоплением,
протекавшими в разных регионах Тихого океана и в разные временные интервалы по-
разному. Различия в характере и интенсивности тектонических движений обусловили
все многообразие морфоструктур Тихоокеанской мегавпадины, а различия в составе
субстрата и разноглубинное™ вулканизма - разнообразие слагающих их пород.
Анализ мощностей и фаций осадочных отложений Тихого океана в совокуп-
ности с геоморфологическими и палеонтологическими данными свидетельствует
о значительных опусканиях, проявившихся в этом регионе начиная с поздней юры.
Опускания носили блоковый характер, причем время, скорость и амплитуда опуска-
ния отдельных блоков были различными.
Раздел I
ЗАПАДНАЯ ЧАСТЬ ТИХОГО ОКЕАНА
Западная часть Тихого океана характеризуется наличием крупных подводных
возвышенностей и многочисленных гор, мезозойским возрастом базальных слоев
осадочного чехла, отсутствием симметричных магнитных аномалий и рядом других
особенностей (см. табл. 1).
Статистические параметры аномального магнитного поля Западной части Тихого
океана, по мнению некоторых ученых, присущи земной коре континентального типа
(Луговенко и др., 1987), причем они отражают пето магнипюе поле, которое суще-
ствовало во время формирования магматических пород, а то, при котором они под-
верглись вторичному прогреву до 300° (Райкевич, 1987).
Земная кора поданным глубинного сейсмического зондирования отличается зна-
чительной вертикальной и латеральной неоднородностью, причем границы участков
с неоднородной корой совпадают с контурами основных м орфоструктур (см. рис. 5)
Главными морфоструктурами западной части Тихого океана являются Северо-
Западная и Центральная котловины с обрамляющими их горными сооружениями-
Импсраторскими горами, Гавайским и Срединно-Тихоокеанским поднятиями и гор-
ными системами Маркус-Уэйк и Лайн; Восточно-Марианская котловина, Западная
приэкваториальная часть, в пределах которой выделяются Западно-Каролинская,
Восточно-Каролинская и Меланезийская впадины, валы Эаурипик и Капингамаранги,
желоб Муссау, плато Науру, островные системы Каролинская, Гилберта и Тувалу
(см. рис. Г).
ГЛАВА I. СЕВЕРО-ЗАПАДНАЯ КОТЛОВИНА
И ЕЕ ОБРАМЛЕНИЕ
Северо-Западная котловина расположена между Идзу-Бонинским, Японским и
Курило-Камчатским глубоководными желобами. Императорскими горами, Северо-
западным звеном Гавайского поднятия и горной системой Маркус-Уэйк - Срединно-
Тихоокеанское поднятие - хребет Пеккер.
Котловина представляет собой абиссальную аккумулятивную равнину, в преде-
лах которой располагаются возвышенности Обручева и Шатского, вал Зенкевича, а
также одиночные подводные горы и гайоты. В котловине выделяется несколько впа-
дин - Папанина, Исакова, Бейлей и Милуоки, огибающих возвышенность Шатского.
Форма котловины в плане треугольная, протяженность ее с севера на юг около
4000 км, ширина от 50 до 100 км на севере и до 3000 км на юге. Глубина котлови-
ны увеличивается с севера на юг от 5000-5500 м до 6000-6200 м. В целом Северо-
западная котловина представляет собой область неравномерного аккумулятивного
первично-вулканического рельефа (Агапова, 1975; Ильин, 1963).
ВПАДИНЫ
Впадина Папанина занимает северную часть котловины к северу и северо-
западу от возвышенности Шатского. Длина ее около 2000 км, ширина до 900-950 км,
средняя глубина 5500-6000 м. Дно ее представляет собой пологоволнистую и мелко-
холмистую равнину, неровности которой обусловлены выступами акустического фун-
дамента, чаще всего конформно облекающимися осадочными отложениями, но ино-
гда обнажающимися па поверхности дна. В северо-восточной части впадины, вдоль
основания Императорского хребта, прослеживается локальный прогиб ту биной до
5800 м, связанный с изостатическим опусканием этого хребта.
В центральной части впадины скважинами 303 и 304 (рис. 12,13) вскрыты толеи-
товые пиллоу-базальгы «второго» слоя, перекрытые нижнемеловыми (до валанжина)
цеолитовыми глинами и нанопланктоппыми илами с кремнями (100 м). Верхние 10 м
этой толщи относятся к сеноману. Выше резко несогласно залегают верхнемиоцен-
плейстоцеиовые пелагические глины и диатомово-радиоляриевые илы (210-235 м).
Почти весь верхний мел, палеоген и большая часть миоцена из разреза выпадают
В северной части впадины, к юго-западу от возвышенности Обручева, скв. 881 (глу-
бина 5905,5 м) вскрыт разрез осадочных отложений (363,8 м) от верхнего миоцена до
плейстоцена включительно, представленный глинистыми диатомовыми и диатомово-
радиоляриевыми илами, в верхней части (0-164 м) с прослоями вулканического пепла
и продуктами ледового разноса (Initial Rcportss..., 1975, v. 32).
Юго-восточнее скважиной 579 (38°37,6Г с. ш.; !53°50,28'в. д., глубина 5736,6 м)
вскрыты только позднемиоцен-плейстоценовые кремнисто-глинистые илы с вулкани-
ческим пеплом (вскрытая мощность 149 м).
Севернее скв. 581 (43°55,62’ с. ш.; 159°47,76' в. д_, глубина 5476 м) на глубине
352 м от дна вскрыты серые афировые базальты, на которых несогласно залегают ми-
оценовые пестроцветные кремни, пелагические глины и кремнисто-глинисгыс илы
Впадина Исакова, расположенная к югу от 38° с.ш., более глубокая и расчленен-
ная. Ее центральная часть, оконтуренная изобатой 6000 м, имеет размеры 900 х 750 км
и глубину до 6800 м. В средней части впалипы располагается группа подводных гор
Гейш, в которую входят горы Рефу, Дайити-Касима, Иваки, Дайпи-Касима, Такуё-
Дайни. Такуё-Дайсан, Эйко, Винтерер, Томас Вашингтон, Исакова и Макарова. В мор-
фологическом отношении все эти горы сходны между собой (табл. 3).
Коническая форма гор свидетельствует об их вулканическом происхождении. По
данным непрерывного сейсмического профилирования (ИСП) рассматриваемые горы
1Л5* ' 1 >50‘ ' ' t»’ ’ ’ М(Г
И.
Рис. 12. Схема расположения буровых скважин в Северо-Западной котловине Тихого океана:
1 скважины глубоководного бурения, 2 - участки детальных работ; 3 - изобаты, км
Рис. 13. Разрезы буровых скважин, пробуренных в северо-западной части Тихого океана.
Осадочные образования: 1) биогенные: 1 - наиоплапктонный ил; 2 - радиолярнсвый ил; 3 -
диатомовый ил; 4 - кремнистый ил; 5 - диатомит; 2) терригенные: 6 пелагическая глина, 7 - гли-
на, 8 - алевритовая глина, 9 песок; 3) кулкапогенные: 10 - вулканический пепел; 4) смешанные:
11 - диатомовая глина, 12 - кремнистая глина, 13 кремни. Магматические породы: 14 породы
основного состава. Прочие: 15 - материал ледового разноса, 16 - цеолит
лишены покрова осадков и представляют собой сейсмоакустический фундамент.
Характеристика выполненных на этих горах драгирований приведена в табл. 4.
На горе Рефу драгирование было проведено в 1966 г. Скриппсовским
институтом океанотрафии США на НИС «Арго». В точке с координатами 36° с. ш
и 145°58' в. д. с Шубины 3000 м были подняты базальты с абсолютным возрастом
72 млн лет (Ozima, Капеока, 1968).
На горе Такуйо-Дайни (Сейко) выполнено три станции драгирования на Шубине
1500-2600 м. Подняты обломки пористых выветрслых щелочных базальтов и галька
пемзы. Здесь же были драгированы муджиериты с абсолютным возрастом 82,1 млн
лег (Ozima et al., 1977).
На горе Иваки, на северном ее склоне дра: ирование проведено нами на трех
станциях горы па глубинах от 2300-2500 до 3400-3200 м. Поднято около 100 кг глыб
(до 40 см) и щебня коренных пород, железо-марганцевые конкреции и корки, галька,
обломки отмерших кораллов.
Таблица3. Морфолш плеская характеристика некоторых подводных гор
к по стоку от Японского желоба
Гора Координаты вершины, град., мин Глубина, м. Высота, м Ширина в основании, км Крутизна склонов. 1рад.
С.1И. В.Д. основания вершины
Рсфу 38,00 146,00 5200 2849 2350 60x100 8-15
Дайни-Касиш 35,47 144,16 5000 1425 2575 20x50 9-14
Иваки 37,1! 145,17 5000 1520 3480 20x40 10-17
Такуйо-Дайни 34,17 144,00 5100 1407 3993 110x120 7—10
Таблица 4. Результаты драгирования пол водных гор Гейш
Гора, станции Координаты, град, мни Глубина, м Характристика материала Судно, рейс, ГОД, организация, источник информации
С. til. в. и.
Рефу 38.0 145,5 3000- 2700 Толеитовые базальты «Арго», 1966,Скриппс, ин-т океанографии (Ozima, Kaneoka, 1968)
Б-55 37,08 145,15 2700-2500 Пористые базальты, железо- марганцевые корки;галька кислых эффузивов гранитов, гранидиоритов. андезитов, песчаников и пемзы «Каллисто», 11-й, 1979, ТОЙ ДВНЦАН СССР (Васильев, Евла- нов, 1982)
Б-56 37.10 145,17 2700-2300 Пористые базальты, железо- марганцевые конкреции, обломки и галька граувак- ковых песчаников, туфо- пссчаников, алевролитов, эффузивов и пемзы Тоже
Иваки К-129 37,11 145,17 3400-3200 1 1орнстые базальты, ла- вобрекчии, туфобрекчии. туфы, туффиты, алевроли- ты, железо-марганцевые конкреции и корки, обломки отмерших кораллов (100 кг) «Каллисто», 15-й, 1981, ТОЙ ДВНЦАН СССР (Васильев, 1986)
Б-58 35,46 144,20 2400-2200 Обломки фосфоритов «Каллисто», 11-й, 1979, ТОЙ ДВНЦАН СССР (Васильев, Евла- пов. 1982)
Дайли Касима К-130 35.47 144,16 3200-3000 Туфы, туфолавы и лавобрск- чии пористых базальтов и андезитов, долсриты «Каллисто». 15-й, 1981, ТОЙ ДВНЦ АН СССР (Васильев, 1986)
Б-7.8 35.46 144,15 5200-3530 Ил с гравием вулкапокла- стических порол и пемзы «Хакухо-Мару», КН 80-3, 1980 (Preliminary report..., 1981)
Такуйо-Дайпи (Ссйко) 34,20 143.50 2700-2500 Муджисриты «Томас Вашингтон», 1971. Скриппс, ин-т океанографии (Ozima el al., 1977)
Б-67 34,15 144,18 1600-1500 Обломки пористых выветре- лых базальтов, галька пемзы «Каллисто», 11-й, 1979. ТОН ДВНЦ АН СССР
Исакова 31,32 151,10 1350-1650 Базальты, андезиты, кислые эффузивы, вулканогенно- осадочные породы «Витязь», 21-й, 1954, ИО АН СССР (Черны- шова, 1984)
Макарова 29,30 53,28 2500-2700 Нефелиновый базальт; базальты, андезиты, кислые эффузивы «Витязь», 25-й, 1955, ИО АН СССР (Черны- шова, 1984)
Примерно 35 % драгированного материала составляют базальты. Они подняты
в виде угловатых, чаще всего изомсгричных обломков размером от 1-2 до 10-15 см.
Поверхность обломков обычно покрыта коричневой пленкой окислов, иногда на них
наблюдаются черные железо-марганцевые корки. На многих обломках видны следы
отрыва от коренных обнажений. Часто наблюдается скорлуповатая отдельность, реже
плитчатая и типа «хлебной корки». Встречаются также скорлуповатые вулканиче-
ские бомбы серых пористых базальтов диаметром 4-6 см, покрытые сверху железо-
марганцевыми корками.
Цвег базальтов обычно красповато-бурый, текстура пузырчатая и миндалека-
менная. Количество пустот от 10-15 до 30-35 %, форма их округлая и неправильная,
размер 1-3 мм. Преобладают пироксеновые порфировые базальты с пилотаксито-
вой, местами пойкилоофитовой и микродолеритовой основной массой, состоящей из
лейст и микролитов плагиоклаза, микрозереп авгита, магнетита и анальцима, корро-
дирующего плагиоклазы. Анальцим заполняет угловатые интсрстиции между лейста-
ми и микролитами плагиоклаза, микрозерпами пироксена и магнетита Небольшая
час ть интерстипий заполнена зеленоватым сапонитом. Микрозерпа пироксена иногда
образуют шлировидные скопления (до 1 мм). Вкрапленники размером 0,5-1 мм (до
20 %) представлены свежим плагиоклазом (лабрадор № 52-67), образующим таблит-
чатые полисинтетические сдвойникованные кристаллы, и зеленоватым авгитом, часто
опацитизированным. По краям кристаллов плагиоклаза наблюдаются изометричные
зерна пироксена, а вкрапленники пироксена окружены мелкозернистым пироксеном,
принадлежащим основной массе и имеющим одинаковую оптическую ориентировку
с вкрапленниками.
Лавобрекчии присутствуют в том же количестве, что и базальты. Они представ-
лены обломками порфиритов Столетовой основной массой и миндалекаменной пу-
зырчатой текстурой. Основная масса базальтов состоит из удлиненных лейст плагио-
клаза, разложенного оливина, микрозерен рудного минерала и хлоритизированного
стекловатого базиса. Вкрапленники - таблицы плагиоклаза, разложенного оливина и
пироксена; плагиоклаз дианортизироваи, цеолит изирован (цеолиты образуют жилко-
ватые выделения). Оливин замещен красно-бурым бовлингитом, пустоты округлой и
неправильной формы (до 30 %), иногда заполнены хлоритоподобиым минералом.
Часто встречаются также туфобрекчии, состоящие из обломков базальтов, це-
ментом которых служит псаммитовый гуффит. Преобладают обломки кристаллов
(0,1-0,3 мм), андезин-лабрадора, авгита, редко базальтической роговой обманки,
лимонит по магнетиту, обломки андезитов и андезито-базальтов. Цемент поровый,
хлорит-гндрохлоритовый, волокнистый.
Несколько реже в виде крупных (до 40 см) глыб и угловатого щебня встречаются:
туфы базальтов желто-зеленые мелкообломочные монтмориллопитизироваи-
пые;
туфы базальтовые розовые iлииоиодобныс с мелкими (3-7 см) железо-марганце-
выми Стяжениями, сильно разложенные;
туфы светло-желтые разложенные глиноподобные с мелкими железо-марганце-
выми конкрециями;
туфы светло-серые гаипоподобпые.
В туфах часто встречаются обломки сильно разложенных (до состояния глины)
пористых базальтов. В гаыбах туфов наблюдаются ожелезпенпые моры беспозвоноч-
ных животных диаметром от 0,5 до 3 см, па их поверхности - железо-марганцевые кор-
ки (от 0,3 до 1,5 см) и остатки отмерших губок, пропитанных железо-марганцевыми
окислами.
Среди более мелких (17 см) остроугольных обломков кроме описанных базаль-
тов и туфов присутствуют следующие породы:
туффит алевритовый, зеленый плитчатый мелкозернистый. Терригенные облом-
ки (до 20 %) размером 0,02-0,1 мм представлены кварцем, базальтической ротовой
обманкой, базальтами, андезито-базальтами. Пирокластические обломки (до 40 %)
имеют тот же состав, но совершенно не окатаны. Цемент базальный кремнисто-
глинисто-хлоритовый с реликтами пепловых частиц, заметенных цеолитами, тонко-
волокнистым хлоритом, гидрохлоритом с пятнами криптокристаллического кварца
(по радиоляриям). Микрослоистость обусловлена чередованием алевритовых и алев-
ропелитовых слойков (0,3-1 мм) и лимонитизированного углистого (?) вещества;
алевролиты зеленые плитчатые, алевропелиты черные углистые, туфопесчаники
черные -мелкозернистые;
гранодиорит светло-серый среднекристаллический пироксен-роговообманко-
вый;
пемза пористая, пропитанная железо-марганцевыми окислами;
железо-марганцевые конкреции диаметром 305 см (около 10 кг).
Кроме угловатых обломков поднято около 5 кг различно окатанной гальки ба-
зальтов и туфов аналогичных вышеописанным, а также несколько галек в виде ве-
трогранников, среди кот орых присутствуют диоритовый порфирит зеленовато-серый,
плагиоклазовый; фельзит-порфир светло-серый с включением кремнистой породы;
кварцевый порфир зеленый с крупными вкрапленниками кварца; гранит светло-серый
среднезернистый биотитовый; апл и г белый сахаровидный; граносиенит гибридный
кагаклазированный.
На горе Дай пи-Касима драгировался южный склон в интервале 3200-
3000 м, поднято 18 мелких (2-5 см) обломков коренных пород и 48 галек ожелезнен-
пой пемзы. С глубины 2200-2400 м подняты только обломки фосфоритов.
Угловатые обломки представлены следующими породами;
туф алевропсаммитовый темно-серый томкопористый миндалекаменный лито-
кристаллокластический. Состоит из мелких обломков и крис таллов (0,5-2,0 мм) пла-
гиоклаза (ацдезин-лабрадор), авгита, роговой обманки, магнетита, обломков андезито-
базальтов, андезитов, пузырчатого основного стекла, частично хлоритизированного и
палагонитизироваппого. Наряду с угловатыми обломками, встречаются полуокатан-
ные и окатанные зерна. Цемент глииисто-хлоритовый с примесью цеолитов. Хлорит
в цементе грязно-серый мелко- и крупночешуйчатый. Цемента очень мало, обломки
плотно соприкасаются друг с другом, ограничения нерезкие. В некоторых шлифах от-
мечаются тонкие псаммитовые прослойки того же состава;
лавобрекчия андезита красновато-бурая, кавернозная, миндалекаменная.
Состоит из обломков андезитов (0,2-6 мм), редко гиалобазальтов. Цемент (70 %) -
бесцветное стекло слабораскристаллизоваиное и каолипизировапное, с небольшой
примесью лейкоксеновой пыли. Единичные микропорфировые выделения представ-
лены зональным плагиоклазом. Многочисленные миндалины выполнены зеленым
делесситом с концентрическим строением. Отмечаются гнезда лимонитизированного
магнетита (до 0,8 мм).
Базальт оливин-пироксеновый черный мелкопористый с крупными (2—3 мм)
вкрапленниками плагиоклаза, редко моноклинного пироксена и оливина. Основная
масса стекловатая, примерно наполовину раскристаллизована в микролиты плагио-
клаза и зерна пироксена.
Базальт коричневато-бурый пористый оливип-пироксеновый мипдалекамепный.
Структура гломеропорфировая, основная масса гиалопилитовая, состоит из микроли-
тов и лейст лабрадора, псевдоморфоз-лимонита по оливину и серпентин-бастита по
пироксену, микрозерен магнетита и стекловатого базиса, замещающегося хлоритом и
палагонитом. Вкрапленники (0,5-2 мм)-таблитчатые кристаллы лабрадора, частично
замещенного делесситом и псевдоморфозы серпентинита по пироксену. Миндалины
(до 20 %) с концентрически зональным строением, выполнены делесситом, хлоритом,
палагонитом и лимонитом. Форма миндалин неправильная, часто удлиненная.
Гиалобазальт бурый, пористый, авгит-гинерстеиовый. В стекловатой основной
массе выделяются редкие вкрапленники лабрадора, гиперстена, авгита, зерна магне-
тита. Вкрапленники (около 5 %) размером 0,3-0,8 мм представлены гломеропорфи-
ровыми сростками лейст плагиоклаза, зернами авгита и гиперстена. Основная масса
перлитовая, состоит из шариков (0,03-0,3 мм), погруженных в анальцимовый цемент
Местами стекло замещается буровато-зеленым волокнистым сапонитом при сохране-
нии перлитовой отдельности.
Долерит зелеповато-серый топкокристаллический скорлуповатый.
Кроме того, подняты туфолавы и туфы базальтов бурые порис тые легкие некреп-
кие и железо-марганцевые корки толщиной до 5 см, оторванные от пористого шлако-
видного базальта.
Такое же строение имеют подводные горы Макарова и Исакова, где
были проведены драгирования в 21-м и 25-м рейсах НИС «Витязь». Здесь были под-
няты обломки базальтов, андезитов, кислых зффузивов и вулканогенно-осадочных
пород (Безруков, 1959; Чернышова, 1984). Возраст нефелинового базальта с горы
Макарова 90,0 млн лет (Ozima ct al., 1977).
Как видно из приведенного описания, горы Гейш сложены в основном базаль-
тами. Пузырчатые текстуры базальтов, обилие пирокластических пород и их крас-
ноцветные изменения свидетельствуют о субаэральных условиях их образования.
Возраст вулканитов меловой - от 65 до 118 млн лет (табл. 5).
Таблица 5. Радиометрический возраст базальтов подводных гор впадины Исакова
Гора Координате! вершин, трал., мин Возраст, млн лет (кол-во определений) Источник информации
сш. в.д.
Зримо 40,8 144,5 74,3-103,9 (6) Ozima ctal., 1970
52,8 Takigami el al., 1986
Рефу 38,0 145,5 71,1; 2,1 Ozima el al., 1970
Макарова 29,5 153,4 93,9 Ozima ct al., 1977
Касима 36,0 143,5 66,0-80,7 (4) Kaneoka, 1971
49,2 Kancoka, 1971
117,8 Takigami ct al., 1986
Сейко 34,3 143,9 101,8 Ozima ctal., 1977
WPDR-5 28,2 148.! 63,5; Oziina ct al., 1970
74,0; 79,2 Ozima ctal., 1970
WPDR-7 27,0 148.3 87,3; 95,5 Ozima et al., 1970
WPDR-8 27,5 147,3 18,2 Ozima ct al., 1970
Следует отметить, что, по-видимому, не все драгированные обломки оторваны
от коренных обнажений. Часть из них могла быть принесена льдами. Это в первую
очередь относится к кайнозойским породам кислого состава, которые нс типичны для
этого региона.
На подводной горе Т а к у ё - Д а й с а и (Сейко) пробурена скважина 879
(глубина до дна 1512 м), вскрывшая базальты (интервал 226,5-183,0 м), перекрытые
псстроцветпыми алевролитами с реликтами вулканических брекчий и прослоями кон-
гломератов (интервал 183,0-170 м), которые представляют собой древнюю кору выве-
тривания. Выше несогласно залегает толша апт-альбских мелководных обломочных
и зернистых органогенных карбонатных отложений с многочисленными остатками
моллюсков, кораллов, донных форамипифер и водорослей (интервал 170-0 м).
Базальты, слагающие нижнюю часть разреза, образовались в результате подво-
дных излияний (Premoli Silva el al., 1993). Вторая скважина (880), пробуренная на этом
гайоте, вскрыла только 18,4 м плиоцец-плейстоценовых отложений - переслаивающих-
ся вулканогенных и фораминиферовых песков с нанофоссилиево-фораминиферовым
илом и вулканическим пеплом.
В западной части впадины базальты фундамента вскрыты скважиной 197 на глу-
бине 300 м (от поверхности дна). Разрез осадочных отложений вскрыт скважинами
194-196. Нижняя его часть представлена известняками, мелом, мергелями и радиоля-
рисвыми аргиллитами нескомас прослоями кремней и порнелланитов (180 м). В скв.
196, по данным НСП, ниже забоя находится пачка осадочных отложений мощностью
около 300 м, которая может иметь юрский возраст. Выше псскома залегают верхне-
меловые бурые цеолитовыс глины с прослоями кремней, мощность которых от 20 до
150 м. Еше выше с размывом залегают верхнемиоцен-плейстоцсновые бурые глины
(100-225 м). Часть верхнего мела, весь палеоген и большая часть миоцена из разреза
выпадают.
Расположенная южнее скважина 52 в интервале 69—54 м вскрыла глины с об-
ломками кремней и прослоями пепла. Эти отложения условно отнесены к мелу.
Выше (54-27 м) залегают немые вулканические псплы и глины, перекрытые миоцен-
плейстоценовыми глинами и псплами с обломками кристаллов полевых шпатов, квар-
ца и слюд.
В самой западной части впадины Исакова, примерно в 100 км от Идзу-Бонинского
желоба (31,3° с. ш.; 143,3“ в. д., глубина около 5800 м), пробурена скважина 1149
(Ludden ct al., 2003).
Этой скважиной вскрыты базальты (интервал 445,2-406,0 м), в верхней части -
пачки брекчировапные, с многочисленными обломками мергеля.
Выше согласно залегают радиоляриевые кремни, норцелланиты, мергели и мел
(интервал 282-406 м), из которых определены комплексы радиолярий валапжина, гот-
терива и раннего баррсма.
Эта пачка согласно перекрыта пачкой апт-альбских радиоляриевых кремней,
порнелланитов и цсолитовых глин (интервал 179-282 м), а самая верхняя часть раз-
реза представлена кайнозойскими пелагическими глинами.
В центральной части впадины скважиной 51 в низах разреза (интервал 126-
120 м) вскрыты альб-раниесантонскис цеолитовыс глины с радиоляриями, форами-
ниферами и кокколитами. Выше согласно залегают среднс-поздпемиоцсповые цео-
литовые глины и диатомовые илы. Интервал 123-114 м обогащен обломками кварца
и слюды (60-70 % всего обломочного материала). Верхи разреза в интервале 32-23 м
представлены позднеплиоцен-раннеплейстоценовыми пеплами и глинами (Initial
Reports..., 1971, v. 6).
Впадина Милуоки расположена между возвышенностями Шатского и южным
звеном Императорского хребта. Она представляет собой абиссальную равнину с глу-
бинами более 5500 м. Центральная часть впадины, оконтуренная изобатой 6000 м,
имеет изометричную форму с размерами 850x750 км. Строение ее сходно со строени-
ем описанной ниже впадины Бейлей.
Впадина Бейлей занимает юго-восточную часть Северо-Западной котловины.
Она вытянута в широтном направлении на 2200 км при ширине около 500 км (по изо-
бате 6000 м) и представляет собой абиссальную равнину с обширными переуглублен-
ными впадинами глубиной более 6200 м. Кроме того, дно впадины осложнено уступа-
ми, ограничивающими узкие (6-10 км) линейные прогибы северо-восточного прости-
рания, а также холмами и подводными горами. Наиболее крупными из них являются
горы Гваделупе и Чирикова, относящиеся к группе подводных Гор Картографов. Они
представляют собой вулканические сооружения высотой до 2500 м и диаметром осно-
вания 30-40 км. Вершины некоторых гор (гора Гваделупе) срезаны абразией.
Драгированием на подводных Горах Картографов установлено, что они сложе-
ны в основном гавайитами и муджиеритами, реже - субщелочными долеритами и
базальтами (табл. 6). На вершинах гайотов вулканогенные образования перекрыты
Таблица б Результаты драгирования подводных Гор Картографов
(«Пегас», 23-й рейс, 1982 г.)
Станция Гора, район Координаты, град., мин Глубина, м Характеристика материала
с ш в.д
П-2310 Энмейкер 27,58 168,51 4500-1200 Обломки базальтов, железо- марганцевые конкреции, глина (500 кг)
П-2311 Гваделупа 27,42 168,45 2300-2000 Рифогенный известняк, железо-марганцевые конкре- ции (70-80 кг)
11-2312 Чирикова 27,57 169,47 3800-3600 Пористые и массивные базальты, пемза, железо- марганцевые конкреции, корки, глина (800 кг)
П-2313 Тоже 26.56 169,47 5900-5500 Эффузивы основного состава, интрузивные породы, железо- марганцевые конкреции и корки
П-2314 Стык Гавайского и Императорского хребтов 27,01 169,05 2500-1800 Железо-марганцевые конкре- ции (1000 кг)
П-2321 То же 29,09 175,35 2500-1800 Обломки пористых и мас- сивных подушечных лав базальтов и агломератов (850 кг)
П-2323 То же 29,36 173,09 2518-1800 Валуны и обломки пористых и массивных миндалекамен- ных базальтов, агломератов, пемзы (4000 кг)
карбонатными рифогепными известняками мощностью до 1 км. Возраст базальных
слоев рифогенной голши па гайоте Гваделупе альбский (Пояркова и др., 1987). В этом
же районе с подводной горы были драгированы базальты, возраст которых но плагио-
клазам определен в 150-170 млн лет.
В западной части впадины фундамент вскрыт скважиной 307, которая прошла
9,5 м по сильно измененным пузырчатым толеитовым базальтам, гиалокластитам и
вулканокластическим брекчиям «второго» слоя (интервал 316-307 м). Выше (интер-
вал 307-103 м) залегают неоком-аптскис доломиты, доломитизированные и известко-
вистые порцелланиты, окремненные глины и пепловые туфы, перекрытые альбскими
кремнями и глинами (интервал 47-37 м). Верхи разреза (9 м) представлены плейсто-
ценовыми цсолитовыми глинами. Почти весь кайнозой из разреза выпадает (Initial
Reports..., 1975, v. 32).
В цен тральной части впадины Бейлей скважиной46 вскрыто 9 м позднеэоцеповых-
ра пне мио цеповых глин с прослоями пеплов и кремней. В глинах содержатся также
меловые радиолярии, вероятно, переотложенные (Initial Reports.... 1971, v. 6).
В самой юго-восточной части впадины скважиной 45 в низах разреза (интервал
95-86 м) вскрыты сеноманские мел и известняки, выше — позднеэоценовые литифи-
цированпыс иеплы (интервал 56-47 м) и олигоценовые цсолитовые глины с прослоя-
ми пеплов (ингервал 8 0 м).
Приведенные данные свидетельствуют о том, что впадины Северо-Западной кот-
ловины начали формироваться в юрс-ранпем меду в результате интенсивных опу-
сканий, последовавших за грандиозными площадными излияниями пл азо-базальтов.
Судя по пузырчатым гекстурам, краснонос [ пому характеру выветривания, наличию
горизонтов туфов и лавобрекчий, эти излияния
м
Рис. 14. Сопоставление теоретической и факти-
ческих кривых, характеризующих вертикальные дви-
жения по скважинам 303, 304 и 307 в течение послед-
них 150 млн лет (по: Рудич, 1984): 1 - теоретическая
кривая для точек 303, 304 (но: Lancelot, Larson. Initial.
Reports, 1975), 2 кривая, показывающая изменение
глубины уровня карбонатной компенсации. Прочие ли-
нии - фактические кривые для скважин 303,304,307
происходили па глубинах, не превы-
шающих 1000 м, а местами, оче-
видно, и в субаэральных условиях.
Опускания начались и южной
части котловины, где предполагает-
ся наличие позднсюрских пелаги-
ческих отложений, что подтверж-
дается и обнаружением среднеюр-
ских отложений в расположенной
южнее Восточно-Марианской кот-
ловине (скв. 801). Разрезы скважин
свидетельствуют о быстром ха-
рактере погружений, что не соот-
ветствует мобилистским представ-
лениям о медленном погружении
плиты по мере удаления се от осп
срединно-океанического хребта
(рис. 14). Несостоятельность этих
представлений убедительно пока-
зана Е.М. Рудичем (1984).
Для меловых отложений ха-
рактерно обилие терригенного
материала, что свидетельствует о
существовании в это время в пре-
делах котловины многочисленных островов, опустившихся ниже уровня моря только
к концу мела, поставлявших обломочный материал. Этим объясняется и значитель-
ная скорость осадконакопления в меловом периоде (3-5 мм/млн лет по сравнению с
1-2 мм/млн лет в кайнозое). Многие острова в позднем мелу представляли собой дей-
ствующие вулканы, что подтверждается обогащением верхнемеловых отложений пи-
рокластическими продуктами основного состава. Пирокластический материал кислого
и среднего состава, присутствующий в верхнемиоценовых-четвертичных отложениях,
поступал из вулканов Японских островов.
ПОДВОДНЫЕ ВОЗВЫШЕННОСТИ
Крупные подводные возвышенност и северо-запада Тихого океана представляют
собой самостоятельный тип океанических морфоструктур, геологическая природа ко-
торых пока не выяснена. Существуют разные представления об их происхождении:
1) образовались в результате «скучивания» океанической коры (Строение дна ....
1984),
2) являются реликтами континентов, подвергшихся океанизации (Резанов,
1985),
3) имеют вулканическое происхождение, и др.
Однако ни одна из этих концепций строго не доказана. В связи с этим представ-
ляется целесообразным проанализировать в совокупности весь имеющийся материал
в целях установления генезиса и времени формирования этих уникальных морфо-
структур, что поможет приблизиться к познанию геологической истории всей северо-
западной части Тихого оксана.
В данной главе рассматриваются подводные возвышенности двух групп: валы,
слабо выраженные в рельефе и имеющие незначительно утолщенную кору, и собствен-
но возвышенности, характеризующиеся значительными превышениями и сравнитель-
но мощной корой, в 2-3 раза превышающей кору океанических котловин. К первой
группе в пределах описываемого региона относится вал Зенкевича. Из второй группы
нами рассмотрены возвышенности Обручева и Шатского и плато Огасавара, имею-
щие в своем ст роении много общего.
Вал Зенкевича был выделен Л.К. Затопским с соавторами (1961) в качестве
одного из звеньев цепи краевых океанических валов, сопряженных с глубоководны-
ми желобами, которые окаймляют впадину Тихого океана. Однако более детальный
анализ геоморфологии переходной зоны показывает, что такой цепи нс существует.
Имеются лишь отдельные поднятия с внешней (океанической) стороны желобов, ко-
торые морфологически мало отличаются от некоторых впугриоксаничсских подня-
тий, например, вала Эаурипик. Это относится и к валу Зенкевича, который протягива-
ется вдоль Курило-Камчатского желоба между 40 и 48° с.ш. (см. рис. 1). Севернее он в
рельефе нс выражен. Здесь имеются лишь отдельные подводные горы, которые также
описаны в настоящей главе.
Ширина вала изменяется от 120-150 км в его юго-западной части до 350-400 км
в северо-восточной, средняя высота 300-500 м. Границами его могут служить изоба-
ты: со стороны желоба - 5500 м. со стороны океана - 5000 м. Над его поверхностью
местами возвышаются отдельные холмы и горы высотой от 100 до 1350 м и шириной
в основании от 5 до 50 -60 км (табл. 7). На склонах гор обнажается сейсмоакустиче-
Таблица 7. Морфологическая характеристика обследованных гор на вале Зенкевича
Станция Координаты, град. мни Длина, км Ширина, км Высота, м Простирание Крутизна склонов, град
С.Ш. в. л.
К III 50,38 162,02 55 20 1350 сев 15-20
К-125 50,03 162,57 20 10 1150 ССЗ 15-30
К-126 49,41 162,06 15 11 1000 ССЗ 15-30
К-127 46,46 157,02 22 11 1120 сев 15-25
2143 40,50 150,21 12 7 900 сев 10-15
2145 42.10 147,50 9 9 1000 св 9
1089 42,31 150,22 20 12 950 сев 15 20
1090 42,44 159,25 15 8 1100 сев 15-20
1112 43.17 157,30 ? 10 900 св 9
12 47,37 157,52 ? 15 ИЗО св 9
H4-I4 44,21 153,32 65 25 700 сз 10-15
ский фундамен т, перекрытый в их вершинной части «шапкой» осадков мощностью до
200-250 м, выклинивающейся по направлению от вершин к склонам.
В пределах вала выделяются две крупные положительные магнитные аномалии,
прослеживающиеся параллельно его простиранию, которые, по-видимому, связаны с
разломами. Глубина верхних кромок магнитоактивных тел 5—7 км, нижних - 10-14 км
(Кочергин, Красный, 1975).
Значения теплового потока на вале песколысо повышены, что указывает на его
тектоническую активность (Строение дна, 1981).
В пределах вала зарегистрированы только мелкофокуспые землетрясения с глу-
биной очагов в несколько километров.
Мощность земной коры, по данным глубинного сейсмического зондирования
(ГСЗ), составляет 4-6 км. На границе «М» скорости сейсмических волн изменяются
от 7,5 до 8,9 км/с. В верхней части разреза земной коры выделяется только одна гра-
ница па глубине от 0,4 до 0,8 км, служащая подошвой осадочной толщи. Скорость для
этой границы составляет 6,7 км/с, что соответствует третьему океаническому слою
Характерно, что второй океанический слой здесь геофизическими методами не фик-
сируется (Ciроение дна..1984).
Вал Зенкевича характеризуется положительными значениями поля силы тяже-
сти, аномалии которого в редукции Фая образуют относительный максимум с ампли-
тудой в 30-70 мГал, что указывает па пескомпенсировашюсть земной коры. Согласно
расчетам, дефицит мощности земной коры в средней части вала Зенкевича составляет
2 км, а равновесие может быть достигнуто погружением его па 400-600 м (Гайнапов
и др , 1974 6).
Вал Зенкевича в целом относится к «спокойной» зоне магнитного поля с пре-
обладанием изометричных низко контрастных аномалий, обусловленных блоковым
строением фундамента.
Верхний слой представлен слаболислопированной осадочной толшей мощно-
стью 350-550 м (при v = 1.6 км/с). Над поднятиями фундамента мощность ее сокра-
щается, местами до полного выклинивания. Закономерных изменений мощности гол-
щи в пределах вала не наблюдается (рис. 15).
Рис. /5. Сейсмоакустический разрез в средней части вала Зенкевича по профилю на траверсе о-ва Итуруп: 1 границы пачек; 2 - границы слоев;
3 кровля фундамента, 4 - разломы
В составе толщи четко выделяются отдельные пачки мощностью 30-50 м, разли-
чающиеся по характеру сейсмической записи и прослеживающиеся на расстоянии до
70 км. Коэффициент отражения от этих пачек значительно ниже, чем от дна, интенсив-
ность записи слабая, в связи с чем вся толща выглядит «полупрозрачно». Слои обычно
залегают конформно кровле сейсмоакустического фундамента, сглаживая ее неровно-
сти и выпояаживаясь снизу вверх по разрезу. Местами поднятия кровли фундамента в
сглаженной форме выражаются и в рельефе дна. Толща разбита немногочисленными
разломами с амплитудой вертикальных перемещений 30-50 м, которые выражены в
рельефе дна в виде уступов высотой 50-200 м. Плоскости почти всех разломов накло-
нены к оси желоба под углами от 30 до 60° Расстояние между ними 1-5 км.
Кровля сейсмоакустического фундамента па лентах ПСП представлена верши-
нами годографов дифрагированных волн, образующими сплошную черную полосу
мощностью до 0,2 с, что при v = 2,8-3,2 км/с составляет 250-300 м. Эта пачка мо-
жет быть выделена как промежуточный слой между осадочной толшей и собственно
сейсмоакустическим фундаментом, в котором сколько-нибудь регулярные отражения
отсутствуют.
Ниже промежуточного слоя на всех профилях, секущих вал Зенкевича, отражаю-
щие границы отсутствуют, за исключением разломов. В ряде случаев эти разломы
проявляются и в рельефе дна в виде горстов и грабенов. Горсты образованы блоками
ссйсмоакустичесого фундамента, поднятыми на высоту от 30—50 до 300-500 м над
поверхностью дна. Ширина их в основании 3-5 км, поверхность ровная или поло-
говыпуклая, форма обычно асимметричная: одни борта круче других. Выделяются
горсты нескольких типов. В одних горстах фундамент поднят на небольшую высоту,
и ограничивающие их разломы не проникают в осадочную толщу, которая реагиру-
ет на поднятие фундамента лишь изгибом слоев. Другая группа горстов ограничена
разломами, секущими осадочную толщу только с одной стороны. Наконец, имеют-
ся горсты, в которых фундамент выведен па поверхность и лишь местами перекрыт
осадками
Грабены встречаются реже. Наиболее крупный из иих зафиксирован на профиле
1 (рис. 16). Ширина его по дну 13 км, по бровке бортов 17 км. Амплитуда сброса по
юго-восточному борту 300 м, по северо-западному 150 м. В основании бортов обна-
жается фундамен т; верхняя часть бортов и днище сложены осадочной толщей.
Кроме горстов и храбенов встречаются их сочетания, а также многочисленные
ступенчатые сбросы, особенно широко развитые на северо-западном склоне вала
(рис. 16, Б, В).
В северо-восточной части региона горсты и грабены приурочены к разломам
северо-западного простирания, секущим желоб и продолжающимся на Камчатке.
Южнее разломы имеют преобладающее северо-восточное простирание, параллель-
ное оси желоба.
Расстояние между этими разломами (вкрест простирания желоба) 6-12 км, пре-
обладающее падение - северо-восточное (от оси желоба в сторону океана), длина
достигает сотен километров. Кроме продольных разломов вал Зенкевича сечется и
поперечными, наиболее крупные из которых приурочены к его флангам (разломы
Тускарора и Парамуширский).
На вале Зенкевича выполнено 17 драгирований (табл. 8), на основании которых
выделяются: комплекс подушечных платобазальтов, надбазальтовая осадочная толща
и группа «экзотических» пород, положение которых в разрезе точно не установлено.
380
390
400
410 км
Рис. 16. Строение грабенов ла вале Зенкевича. 1 осадочная толща; 2 - промежуточный слой;
3 сейсмоакустический фундамент; 4 - разломы; 5 станции драгирования
Комплекс подушечных платобазальтов. Почти на всех драгиро-
ванных возвышенностях, за исключением горы Старинного (ст. К-127), были подняты
в основном совершенно одинаковые подушечные лавы сильно измененных базаль-
тоидов. Петрография и петрохимия этих пород приведены в ряде работ (Васильев,
1981; Васильев, 1988; и др.).
Рассматриваемые базальтоиды - очень однородные породы, в свежем состоя-
нии пепельно-серые, в измененном либо буровато-зеленые, либо (чаще) желтые,
коричневато-красные, кирпично-красные, красновато-серые или красновато-бурые за
счет лимонитизации; причем участки красноватых и зеленоватых топов четко окайм-
ляют внутреннюю серую часть глыб. Иногда между ними наблюдаются постепенные
переходы. Глыбы базальтов изометричпыс, остроугольные, часто с вогнутыми при-
тертыми поверхностями. Па поверхности крупных глыб наблюдается мелкошаровая
отдельность. Породы сильно трещиноваты, брекчировапы. Трещины заполнены крас-
ной тектонической глиной и смектитом. Часто встречаются глыбы с мслконсровной
кавернозной поверхностью, покрытой черно-бурой пленкой гидроокислов железа.
В некоторых глыбах встречаются различные по форме пустоты (13 см) и миндалины
(0,1—3 мм), полностью или частично заполненные цеолитами, смектитом и гидроо-
кислами железа. Крупные миндалины имеют зональное строение: их периферические
части сложены тонковолокнистыми, а центральные - гопкочешуйчатыми агрегатами.
Среди базальтоидов встречаются сильно измененные афировые гиалобазальты,
плагиобазальты, оливин-клинопироксеновые и клинопирокссн-плагиоклазовые ба-
зальты и андезито-базальгы.
Таблица 8. Результаты драгирования на вале Зенкевича
Станция Координаты, град., мин. Глубина, м Характеристика материала Судно, год, организация, источник информации
с. ш. В.Д
П-1089 42,31 150.22 5100-4500 Глыбы и щебень базальтов (800 кг) •‘Пегас”, 1976, СахКНИИ ДВНЦ АН СССР (Васильев и др., 1979)
П-1090 42,44 160.26 4700-4450 Щебень базальтов, галь- ка (200 кг) и железо- марганцевые конкреции Тоже
П-1112 43,18 151,33 4500-4305 Глыбы и щебень базальтов (1200 кг)
П-1071 45,05 155,44 5280-5020 Ил алевритовый желто- серый
П-1072 II-3 45,39 155,02 4350-4250 Железо-маргапцевые кон- креции диаметром до 20 см
50,42 161,58 5000-4100 Глыбы и щебень различных пород, галька (100 кг) “Пегас”, 1977, СахКНИИ ДВНЦ АН СССР (Неверов и др.,1980)
П-12 47,37 157,52 4500-3870 Глыбы базальтов, галька, дресва и щебень (40 кг) То же
П-2143 40,50 150,21 5400-4500 Обломки базальтов, железо- марганцевые конкреции “Пегас”, 1980, СахКНИИ ДВНЦ АН СССР (Красный и ир_, 1981)
П-2144 40,10 149,37 4800-4000 Глыбы, дресва пористых зффузивов (850 кг) То же
П-2145 42,10 147,50 5900-5300 Глыбы и щебень извержен- ных пород (1,5 кг), галечно- песчаный материал
К-Ш 50,38 162,02 5200-4900 Глыбы, щебень базальтов (до 1 т), галька “Каллисто”, 1981, ТОЙ ДВНЦ АН СССР
К-125 50,03 162.57 5600-4300 Глыбы, щебень базальтов (30 кг), галька (2 кг) То же
К-126 49,41 162,06 5200-4800 Глыбы и щебень базальтов и других пород (30 кг), галька, железо-марганцевые конкреции
К-127 46,46 157,02 5200-3800 Одла глыба и одни валуи
К-128 40,40 147,00 2200-2000 Глыбы и щебень пористых базальтов (100 кг), галька, железо-марганцевые кон- креции
Н4-15 44,2 153,17 4840-4880 Плотный зеленый ил (30 кг) “Академик Александр Несмеянов", 1984, ТОЙ ДВНЦ АН СССР
Н4-16 44,30 153,24 5460-5200 Два обломка кристалличе- ских сланцев, 10 галек То же
Н4-30 44,21 153,32 5200-4800 Глыбы и щебень базальтов, песчаников и конгломератов, гальки и валуны (30 кг)
Окончанье табл. 8
Станция Координаты, град., мин Глубина, м Характеристика материала Судно, год, организация, источник информации
с.ш в.д
С-1 38 154,58 3000 Глыбы базальтов “Арго", 1966, Скриппс, ин-т оксаногр. (Локи, Цучи, 1984)
3166 42,43 153,49 5017 Глыбы и щебень авгитовых андезитов “Витязь”, 1955, ИО АН СССР (Чернышова, 1984)
А-1 40,57 144,54 3950 3900 Глыбы и щебень базальтов и других пород, галька “Босей-Мару”, 1962, То- кайский ун-т (Локи, Цучи, 1984)
Л-2 40,53 144,50 4080-4150 Тоже То же
Л-4 40,58 144,54 4010-3960
Х-1 40,55 144,53 4000-3850 Песок с галькой пемзы и аргиллитов “Хакурей Мару”, Геол, служба Японии (Geological invest...,1977)
Х-2 41,17 144,38 4000-4020 Глинистый песок, обломки гранитов и песчаников, галька кремней, гранитов, вулканических пород, песча- ников и роговиков То же
Наиболее раскристаллизоваппые разновидности базальтов состоят из сильно
удлиненных лейст плагиоклаза с расщепленными концами, интерстиции между ко-
торыми заполнены зернами измененного пироксена, агрегатом глинисто-хлоритовых
минералов, пелитовым веществом, точечными выделениями рудного минерала и по-
литизированным калиевым полевым шпатом.
Основная масса в раскристаллизованпых разностях состоит из лейст и микролитов
плагиоклаза, реже пироксена, рудного минерала и, возможно, калиевого полевого шпа-
та, диагностика которого затруднена из-за широкого развития вторичных продуктов.
Структура основной массы варьирует, в зависимости от степени и характе-
ра раскристаллизации - от гиалопилитовой (редко пилотакситовой), зародышево-
вариолитовой, витрофировомикролитовой и интерсертальной в слабораскристализо-
ванных разновидностях до субофитовой (лучистоофиолитовой) в более раскристал-
лизовапных.
Реже встречаются лучше раскристаллизовапныс и более свежие клинопирокссп-
роговообмапковые андезито-базальтовые порфириты и оливип-клинопирокссповыс
базальтовые порфириты, которые, видимо, слагают внутренние части лавовых пото-
ков или подводящие каналы.
Характерная особенность описываемых базальтов - различная степень девитри-
фикации основной массы в пределах одного шлифа, что определяет микрополосча-
гость и зональность базальтов. Мощность полосок (зон) - 1-2 мм, реже - 5-10 мм.
Зоны различаются как по структуре, так и по составу.
Базальты в значительной степени подвергались вторичным изменениям. По вул-
каническому стеклу и пироксену широко развиты топкочешуйчатые зеленые и бурые
гидрослюды (гидробиотит, селадонит), глинистые минералы, хлорит и гидроокислы
железа.
Вместе с глыбами подушечных базальгов на станциях К-Ш, К-125 и К-126 были
подняты крупные (до 30 см) глыбы и щебень глыбовых туфобрекчий и туфов базаль-
тов, иногда с гравием и галькой, а также вулканические бомбы.
Туфобрекчий состоят из угловатых обломков подушечных базальтов (от 2-3 до
2—8 см), аналогичных вышеописанным, заключенных в коричневато-буром легком не-
крепком туфовом цементе. Количество обломков составляет около 20 %.
Туфы желтые, пепловые, иногда тонкослоистые, алсвропсаммитовые, с округлы-
ми железо-марганцевыми конкрециями (2-3 см) и единичными мелкими (2—3 мм) об-
ломками базальта.
Гуфы зеленовато-желтые мелкообломочные псефито-псаммитовые, замещенные
смектитом.
Вулканические бомбы базальгов длиной до 12 см с концентрическим строением,
внутри кавернозные, состоят из вулканического с текла.
Присутствие туфов и туфобрекчий свидетельствует об образовании вулканоген-
ной толши па глубинах нс более 500 м, а наличие окатанной гальки базальтов, в том
числе в туфах, указывает па явления размыва. По-видимому, отдельные горы, сло-
женные породами рассматриваемого комплекса, некоторое время находились в зоне
ли торали или даже возвышались над уровнем моря и подвергались абразии.
По данным термического и рентгено-структурного анализов изученные базальты
характеризуются качественно сходным гидом и близкой степенью вторичных преоб-
разований с преимущественным развитием смектита с примесью смешаннослойного
алюмосиликата типа гидрослюды. Все анализы показывают высокое содержание кон-
ституциошюй воды и большие потери при прокаливании, что объясняется глубоким
перерождением базальтов. Это нарушает соотношение пегрогенных компонентов в
исходных породах.
По петрохимическим характеристикам среди базальтоидов вала Зенкевича выде-
ляется два типа пород: 1) щелочные оливиновые и пирокссп-плагиоклазовые базаль-
ты, 2) высокомагнезиальные субщелочные базальты. Для первого типа характерно
примерно равное содержание Na2O и К2О, для второго - заметное преобладание на-
трия над калием. Содержания магния в обоих типах пород резко различаются. В ще-
лочных базальтах они находятся в пределах от 0,8 до 3 % (в среднем 2 %), а в магне-
зиальных - 4,5 до 6,4 % (в среднем 5 %).
Наличие среди базальтов двух дифференцированных серий, вероятно, объясня-
ется эволюцией вулканизма при разноглубинное™ очагов магмообразования.
В го же время низкие содержания литофильных микроэлементов (Sr, Zr, Ва) и
повышенные количества элементов группы железа (Cr, Ni, Со) типичны для океани-
ческих толеитов.
Сопоставление рассматриваемых базальтов с океаническими толеитами и ще-
лочными оливиповыми базальтами по соотношению ряда элементов, устойчивых к
процессам вторичного преобразования, также показало, что они располагаются пре-
имущественно в полях толеитовых океанических базальтов, существенно отличаясь
от них по соотношениям Rb и К, содержания которых близки к таковым в щелочных
базальтах.
С базальтами тесно ассоциируются гипабиссальиые интрузивные породы: до-
лсриты, габбро-долериты и диабазы, имеющие аналогичный с базальтами состав и
отличающиеся от них только степенью раскристаллизации.
Долериты состоят из мелкозернистой основной массы (плагиоклаз, клинопирок-
сен и оливин) и довольно крупных (до 3-6 мм) таблитчатых порфировидных выделе-
ний плагиоклаза, частично замещенного калиевым полевым шпатом и смектитом.
Диабазы (от мелко- до крупнозернистых, с долеритовой диабазовой и толеито-
вой структурами) состоят из лейст основного плагиоклаза, кристаллов клинопирок-
сена, иногда зеленой роговой обманки и разложенного мезостаза, выполняющего ин-
терстиции. Породы зеленокамеппо измелены с образованием хлорита, актинолита,
серицита, альбита, эпидота, карбонатов, реже биотита, гидробиотита и гранобласто-
вого кварца. Много рудного материала (до 5 %).
Надбазальтовая осадочная го л ш а. Как уже указывалось, сейсмоаку-
стический фундамент па вале Зенкевича и океаническом склоне желоба большей ча-
стью перекрыт осадочной толщей. Мощность ее непостоянна: на ровных участках она
составляет обычно 300-350 м, местами до 450-500 м, на выположеиных вершинах
гор сокращается до 100-150 м, местами до полного выклинивания. Меняется и состав
толщи - от алеврито-глинистого па ровных участках до песчано-конгломератового па
вершинах гор.
Представление о разрезе надбазальтовой осадочной толши дает скв. 436, про-
буренная, судя по данным НСП, в аналогичных условиях к югу от вала Зенкевича
(Honza et al., 1980). В основании разреза этой скважины (интервал 380-397,5 м) вскры-
ты темно-коричневые кремнистые породы мелового возраста, перекрытые черпо-
коричневыми пелагическими глинами (20 м) с марганцевыми конкрециями, нс содер-
жащими руководящих органических остатков. По возрасту этот интервал (360-380 м)
соответствует всему палеогену и раннему миоцену, что свидетельствует либо о выпа-
дении значительной части разреза, либо о крайне низкой скорости осадконакопления
в этот период. Залегающая выше голща включает непрерывный однотипный разрез
от среднего миоцена до плейстоцена включительно. Нижняя его часть (интервал 300-
360 м) представлена среднсмиоцеповыми желтоватыми радиоляриево-диатомовыми
алевролитами, переходящими выше в верхнемиоцеповые диатомовые алевролиты.
Выше 250 м (примерно граница миоцена и плиоцена) литифицированпые отложения
сменяются иелитифицированными зеленовато-серыми глинисто-диатомовыми и ту-
фодиатомовыми илами с многочисленными прослоями (1-10 см) вулканического пеп-
ла. Скорость осадконакопления возрастала от 30 мм/млн лег в позднем миоцене до
70 мм/млн лет в плейстоцене.
Плейстоценовые отложения вскрыты также скважиной 193, пробуренной в се-
верной части вала Зенкевича. Эта скважина глубиной 71 м вскрыла диатомовые глины
и глинистые диатомовые илы с прослоями и гнездами темного вулканического пепла
и эрратическими валунами.
В средней части вала Зенкевича с вершины горы (рис. 17, ст. Н4-30) драгированы
слаболитифицирвавные туфопесчаники, гуфоалевролиты, туфогравслиты, туфокоп-
гломераты и туфы, содержащие гравий, мелкую гальку и угловатоокат аппые обломки
всех вышеописанных пород. Псаммитовая фракция представлена в основном слабоо-
катанными и угловатыми зернами пород (50 %), кварца и полевых шпатов (примерно
в равных количествах). Цемент поровый и базальный туфогенный алевропелитовый,
в различной степени замещен хлоритом.
Туф оа л евролиты м икрослоистые, с тонкими (1-1,5 мм) прослойками алевроп-
саммитового материала. Алевритовая и псаммитовая фракции представлены н основ-
ном обломками кристаллов свежего плагиоклаза (андезина). Иногда встречаются зер-
О S 10 км
Рис. 17. Схема геологического строения подводной возвышенности в средней части вала
Зенкевича: 1 - плиоцси-плсйстоценовые илы; 2 - неогеновые песчаники, гравелиты и конгломера-
ты; 3 - верхнемеловые (?) эффузивы и туфы среднего и кислого состава; 4 - верхнеюрские (?) поду-
шечные базальтоиды; 5 - доверхнеюрские кристаллические сланцы; 6 -- разломы; 7 — геологические
границы (условные); 8 - станции драгирования; 9 - изобаты, м
на кварца и вулканического стекла, а также обломки эффузивов кислого и среднего
состава и их туфов, сильно измененных. Цемент состоит из мелких зерен того же
состава и разложенного вулканического пепла, В цементе встречаются остатки ди-
атомей, которые, по заключению А.С. Пушкаря (1998 г.), характерны для позднего
миоцена--раннего плиоцена.
Туфы отличаются от описанных пород витрокластической полураскристаллизо-
ванной основной массой с кристалликами кварца и политизированного полевого шпа-
та (0,1—1 мм), а также крупными (до 3-4 мм) угловатыми зернами алевролитов.
Группа «экзотических» пород объединяет разнообразные породы,
поднятые в виде угловатых обломков и гальки вместе с подушечными базальтоидами
на всех станциях драгирования (табл. 9). Размер обломков от 1-3 до 30-40 см; многие
из них совершенно не несут следов переноса. Встречаются обломки со свежими по-
верхностями отрыва от коренных обнажений (или более крупных глыб), однако в по-
давляющем большинстве случаев они покрыты железистой пленкой, иногда обросли
железо-марганцевыми корками. Количество таких обломков от 0,5-1 до 15-20 кг на
Таблица 9. Распределение «экзотических» пород
Станция Угловатые обломки Галька и гравий
К-Ш Кварцевые порфиры, фельзит-порфиры, туфы, туфогсиныс алевролиты, туффиты, туфопесча- ники, органогенно-кремнистые породы; крем- нистые породы, анортозит, алевро-аргиллит органогенно-обломочный, мрамор мелкокри- сталлический, 1'ранодиорит порфировидный биотит-амфиболовый, базальтовые порфириты Фельзиты, кварцевые порфиры, туфогенные алевролиты и аргиллиты с остатками растений, органогенно- кремнистые породы, кварциты, кремнистые породы, габбро, граниты, песчаники мелкозернистые поли- миктовые, измененные эффузивы среднего состава
П-3 Туфы розовые тонкослоистые с железо-мар- гаицевыми прослоями, кварциты, эффузивы. осадочные породы, гранит, кварцевые диори- ты, метаморфизованный песчаник, биотитовый роговик, жильный кварц Граниты, кварцевые порфиры, доле- риты, базальты, кремнистые породы
К-125 Дацито-линаритовые порфиры флюидалытые, андезиты, туфопесчаники, гравелиты, алевро- литы, туффиты, кремнистые породы, андези- товые порфириты и их туфы (измененные), алевропесчаники мусковитовыс, диориты, габбро-диориты, [ранит -порфиры Кварцевые порфиры, туфогенныс песчаники и алевролиты, иногда с гравием и углистыми остатками растений, гравелиты, кремнистые по- роды, зеленый сланец, андезитовые и базальтовые порфириты
К-126 Туфы, туффиты, туфогенные песчаники и алевролиты, песчаники, аргиллиты, андезиты свежие, кремнистые породы, андезитовые порфириты измененные Туффиты кремнисто-органогенные, туфогенные песчаники и алевролиты, кварцитовидные песчаники, кремнис- тые породы, андезитовые и базальто- вые порфириты и их туфы, фельзит- порфиры, диоритовые порфириты
К-127 Ксенолава дацитового порфира с обломками аргиллита и лейкоратового гранита Жильный кварц с обломками поли- миктового алевролита(валуи)
П-12 Плитки и дресва кислых эффузивов, туфы, кварциты, жильный кварц, туфотслно-осадоч- ные породы, единичные обломки гранитоидов, метаморфический сланец, кварцит
2143 Диабазы, базальтовые и андезито-базальтовые порфириты, андезитовые порфириты, дацито- вые порфиры, фельзиты (единично), кислые туфы, граниты, гранодиориты, монцонит, лампрофир, туфопссчаник, кварц-альбит- эпидотовый сланец
2145 Диабазы, базальтовые и андезитовые пор- фириты, дацитовые и кварцевые порфиры, кислые и средние туфы, базальты, андезиты, дациты (кайнотиппые), граниты, гранодиори- ты, единичные обломки кварцевого диорита, монцонита, лерцолита, аплита, спессартита, метасоматиты, роговики, метаморфические сланцы
1089 Песчаники, аргиллиты, алевролиты, роговики, кремни, порфирит, диабаз, граниты, аплиты, микродиориты, габбро, габбродиабаз, фельзит, долерит, базальт Туфобрекчий, габбродиорит, песча- ник, диорит, гранодиорит, фельзит, роговик, базальт, алевролиты, аргил- литы
Окончание табл. 9
Станция Угловатые обломки Галька п гравий
1090 Плагиогранит, роговик биотитовый тонко- зернистый, туфопссчаники, аплит, порфирит, кремнистые породы, сланец углисто-глинистый листоватый, песчаники Диоритовые порфириты, аплиты, дациты, роговики, андезиты, туфы среднего и кислого состава, диабазы, песчаники, габбро-диориты
1112 Граниты с шлирами мнкролиорита, грапит- порфиры, фельзиты, микродиориты, диабазы, песчаники, аргиллиты, алевролиты Диоритовые порфириты, грапит- аплиты, роговики
Н4-16 Апопелитовые гранат-биотитовые кристалли- ческие сланцы Фельзиты, гранит-порфиры, кварци- ты, песчаники
114-30 Энидот-амфибол-плагаоклазовый сланец, туфы, лапы андезитов и дацитов; кварцево- полевошпатовые песчаники с гранатом; пегма- тоидные амфибол-биотиговыс граниты Туфы и лавы среднего и кислого состава; гранты, аплиты, фельзиты, кремни, квариитовидпыс песчаники
каждой станции драгирования. Среди них выделяются метаморфические породы, ме-
таморфизованные осадочные, кремнистые, вулканогенные образования смешанного
состава, кайпотиппыс вулканогенные итуфогенпо-осадочные породы кислого и основ-
ного состава, а также интрузивные породы кислого и среднего состава. Некоторые ис-
следователи считают эти породы коренными (Сергеев и др , 1983). Не исключая роли
ледового разноса, можно предполагать, что по крайней мере часть «экзотических»
пород местная. Однако определить эту «часть» крайне трудно. Наиболее вероятно,
что коренными являются метаморфические породы, драгированные в средней части
вала Зенкевича (рис. 17). Они представлены серыми апопелитовыми кристалличе-
скими сланцами, содержащими изометричные зерна граната (0,1-0,15 мм) в тонко- и
мелкозернистой основной массе, состоящей из мелкочешуйчатых скоплений биотита
совместно с графптистым пелвтоморфным материалом, зерен кварца, олигоклаза и
листочков мусковита. Кварц, резко преобладающий в породе, образует' также неболь-
шие линзовидпые обособления, обычно более крупнозернистые, обусловливающие
полосчатость. В этом же районе (ст. Н4-30) был поднят обломок эпидот-амфибол-
плагиоклазового сланца, состоящего в основном из мелкозернистых агрегатов эпидо-
та, зеленого амфибола и среднего плагиоклаза. Темноцветные составляют около 40 %.
В подчиненном количестве присутствуют кварц и сфен. Зеленый амфибол и эпидот
развиваются по более крупным кристаллам роговой обманки исходного эффузива.
В южной части вала Зенкевича были драгированы следующие метаморфические
породы:
сланец кварц-альбит-эпидотовый (ст. 2143). Состоит из эпидота (до 50 %), гнез-
довидных скоплений хлорита, зубчатых зерен кварца и плагиоклаза, зерен сфена и
редко цоизита.
мстасоматиты эпидот-хлорит-альбитовые, эпидог-плагиоклазовые, кварц-эпи-
дот-плагиоклазовые, роговики альбит-биотитовые и плагаоклаз-биотит-актино-
литоные, крисз аллосланцы кварц-альбит-биоти говыс, кварц-альбпт-биотит-амфибо-
ловые, гранат-серицит-амфиболовые (ст. 2145);
крисгаллослапцы гранат-биотит-кварцевые и кварциты с реликтовой обломоч-
ной структурой (ст. 1089).
В северной части вала Зенкевича драгированы кварцево-биотитовый роговик (ст.
12) и мелкозернистый мрамор (ст. К-Ш).
Присутствие метаморфических пород на вале Зенкевича подтверждается нали-
чием граната в развитых здесь неогеновых осадочных породах, а также минеральной
ассоциацией плейстоценовых осадков, включающей гранат, актинолит, эпидот и хло-
рит (определения А.Н. Деркачева).
По-вцдимому, описанные метаморфические породы, как и в Курило-Камчатском
желобе, входят в состав фундамента вала Зенкевича, который подстилаег толщу пла-
тобазальтов и местами обнажается в поднятых тектонических блоках.
Остальные «экзотические» породы, видимо, являются продуктами ледового
разноса, поскольку трудно укладываются в схему геологического строения региона.
Характерно, что южнее, в тропической зоне, где ледового разноса нет, обломки «экзо-
тических» пород практически не встречаются, что подтверждает этот вывод.
Имеющиеся геолого-геофизические данные свидетельствуют о том, что вал
Зенкевича представляет собой скорее всего механическое вздутие океанической коры,
образовавшейся в результате сжатия. На это указывают характер гравитационных и
магнитных аномалий, несколько повышенные значения теплового потока, мелкофо-
кусные землетрясения, несколько утолщенная земная кора и повышенные скорости
сейсмических волн в ней (Строение земной коры.1976), а также повсеместное дро-
бление пород фундамента. Образование грабенов и сбросов, видимо, связано с растя-
жением в кровле свода при его изгибе (арочный эффект), а горсты могли образоваться
в результате выдавливания отдельных блоков при сжатии и локальном подъеме под-
стилающего вещества, находящегося в пластическом («раздавленном») состоянии.
Силы сжатия имели горизонтальный характер и были направлены перпендикулярно
оси вала.
Подводная возвышенное!ь Обручева протягивается в северо-западном направ-
лении параллельно Командорскому звену Алеутской системы дуга-желоб. 11а прости-
рании ее располагается п-ов Кроноцкий с его подводным продолжением на материко-
вом склоне желоба. Желоб в этом месте резко суживается и приобретает V-образный
профиль.
Возвышенность Обручева обычно считается крайним звеном Императорского
хребта, однако она существенно отличается своей формой, размерами и простирани-
ем от остальных вулканических гор этого хребта. В плане опа имеет вид овала ши-
риной до 150 км (по изобате 4500 м) и длиной 350 км. Склоны возвышенности сту-
пенчатые, расчлененные. В юго-восгочной се части располагается обособленная гора
Детройт (минимальная глубина 1615 м). Сводовая часть возвышенности находится на
глубине 3200-2800 м, возвышаясь над ложем океана па 1500-2800 м. К юго-западу от
нее располагается зона поднятий и прогибов северо-западного простирания шириной
около 380 км, состоящая из отдельных гор и хребтов высотой до 1000-1500 м (над
дном), разделенных узкими желобами и овальными в плане впадинами глубиной до
5500-5800 м (от поверхности воды), в основном параллельными простиранию воз-
вышенности Обручева. Гравитационное ноле возвышенности Обручева дифференци-
рованное, аномалии в свободном воздухе изменяются от нескольких десятков до 100
мГал. В редукции Буге аномалии составляют 150-350 мГал. Средние значения тепло-
вого потока составляют около 100 мВт/м2, что почти в 2 раза превышает значения
теплового потока в Северо-Западной котловине (Строение дна.... 1984).
По данным сейсмопрофилирования, в строении возвышенности выделяются
сейсмоакустический фундамент и перекрывающая его осадочная толща мощностью
до 1500 м (рис. 18).
Рнс. 18. Расположение скважин и станнин драгирования на возвышенности Обручева: 1
станции драгирования; 2 буровые скважины. 3 - изобаты, м
Возвышенность ограничена сбросами северо-западного простирания с ампли-
тудой до 1500 м, проходящими в основании ее юго-западного и северо-восточного
склонов, которые выражаются в интенсивных магнитных аномалиях. Фундамент воз-
вышенности разбит серией сбросов на блоки шириной 3-10 км с амплитудой верти-
кальных перемещений в сотни метров. У подножия склонов фундамент прогнут на
200-300 м. Общая конфигурация фундамента напоминает очертания блоков цоколя
Командорских островов (рис. 19). На поверхности фундамента установлено несколь-
ко абразионных поверхностей на глубинах 1800, 3000,4000 и 5000 м.
В северо-западной части возвышенности Обручева фундамент вскрыт скважи-
ной 192. Он представлен подушечными лавами базальтов. Вскрытая мощность 13 м.
Рис. 19. Рельеф ссйсмоакустнческого фундамента возвышенности Обручева: 1 изопахиты,
м; 2 разломы
Внутри подушек базальты хорошо раскрисзаллизованы (с долсритовой структурой),
на периферии они переходят в вариолитовые разности, а с поверхности подушки по-
крыты стекловатой корочкой. Вкрапленники в базальтах представлены зональным
плагиоклазом и редкими зернами оливина, основная масса пирокссн-плагиоклазового
состава. Породы сильно изменены вторичными процессами с новообразованием ка-
лиевого полевого пшата по вкрапленникам плагиоклаза. Первоначально эти породы
были определены как измененные щелочные базалыы и трахибазальты (Creager et al.,
1973), однако их химический состав соответствует толеитам (Строение дна..., 1984).
Изотопные определения возраста базальтов К-Аг и Аг-Аг-мстодами по валовым
пробам и калиевому полевому шлагу дали значения от 22,3 -J 0,7 до 61,9 ±- 5,0 млн лет,
что вызвано сильными вторичными изменениями пород. Учитывая, что базальты не-
согласно перекрыты карбонатными отложениями Маастрихта, их возраст не моложе
70 млн лет. По всей вероятности, они относятся к щитовой стадии формирования воз-
вышенности Обручева.
Подушечные лавы базальтов были драгированы на юго-западном склоне север-
ного массива возвышенности Обручева с глубины 4800-4000 м (рис. 18, ст. 2649).
Здесь же были подняты галыса различных пород и полуокатанные обломки слаболи-
тифицированных осадочных отложений (ст. 2645—2648). Абсолютный возраст базаль-
тов, драгированных на ст. 2649, определенный Rb-Sr методом, равен 49,0 млн лет -
эоцен (Говоров и др., 1993). По химическому составу они относятся к нормальным
толеитам и субщелочпым базальтам.
Положение этих пород в разрезе неясно, поскольку синхронные базальтам эоце-
новые отложения, вскрытые скважиной 192, представлены морскими карбонатными
отложениями без признаков вулканизма.
Вероятнее всего, базальты, драгированные на ст. 2649, являются продуктами ле-
дового разноса.
В юго-восточной части возвышенности расположено плато Детройт, возвышаю-
щееся над ложем океана на 4200 м. В центральной части плато находится конусоо-
бразная гора высотой около 500 м.
Па плато Детройт пробурена скв. 883 глубиной 856,5 м (Rea et al., 1993), вскрыв-
шая оливип-плагиоклазовые голситовые пиллоу-базальты, перекрытые среднекам-
1 шнеки ми (?) палагонитовыми глинами, содержащими обломки этих базальтов
Выше залегают палеогеновые карбонатные отложения (НО м), а сше выше - неоген-
четвергичпые диатомовые илы и глины (620 м). Сходный разрез вскрыт скважиной
884 к северо-востоку от плато. К югу от плато Детройт скважиной 882 вскрыты только
мионеп-четвертичпые диатомовые илы и глины с пеплом (398 м).
В предвершинной части горы выполнено три станции драгирования и одна дно-
черпательная станция. Четыре станции драгирования выполнены к западу от плато
Детройт’ (табл. 10). На каждой станции поднято от 15 до 100 кг глыб и щебня различ-
ных пород, а также галька и гравий.
Среди них встречаются следующие породы:
а) метаморфические породы амфиболитовой фации (гнейсы, гранитогнейсы,
кварциты, амфиболиты, мраморы), сходные с породами колпаковской и ганальской
серий Камчатки;
б) зслспокамешю-измспенные вулканогенные, туфогенно-осадочныс и кремни-
стые породы, сопоставимые с породами ирупсйской свиты Камчатки (верхний мел);
в) осадочные и туфогенпо-осадочные, сходные с породами крапивненской свиты
Камчатки (эоцен-олигоцен);
г) кварцевые порфиры, фельзиты и их туфы, реже андезиты и базальты, вероят-
ный аналог бсрезовской свиты (миоцен);
д) линаритовые порфиры, их туфолавы и ксепотуфы, игнимбриты, туфы, туффи-
ты и туфогенныс органогенно-кремнистые породы с остатками кремнистых и карбо-
натных скелетов микроорганизмов; этот комплекс очень сходен с алнейской свитой
(верхний миоцен-плиоцен);
е) свежие черные и красновато-бурые миндалекамепные базальты, андезито-
базальты, андезитовые порфириты, туфы, туфолавы и лавобрекчии; породы этого ком-
плекса очень сходны с плиоцен-чствсргичными вулканитами Курильских островов и
Камчатки. Кроме того, встречены многочисленные обломки интрузивных и жильных
пород, среди которых преобладают граниты, диориты и их жильные аналоги. В еди-
ничных образцах встречены также габброиды и ультрабазиты.
Очень большое разнообразие порол, поднятых па каждой станции, преобладание
среди драгированного материала мелких обломков без свежих поверхностей отрыва,
а также отсу гствие какой-либо закономерности в распределении различных комплек-
Таблица 10. Результаты драгирования па возвышенности Обручева
Станция Координаты, qja.'i, мин Глубина, м Характеристика материала
с. ш. в л
К-113* 51,05 166,49 4300-3970 Ил с галькой различных пород (30 кг)
К-114* 51,12 167,04 3200-2900 То же
К-115* 51,27 167,26 2850-2460
К-116* 51,28 167,39 1969-1630 Щебень и галька метаморфических, извер- женных и осадочных пород (15 кг)
К-117* 51,31 167,39 1800-1700 Ил со щебнем и галькой песчаников, до- леритов, диоритов и др. (5 кг)
К-118* 51,30 167,40 2280-2000 Щебень и галька осадочных, кремнистых, вулканогенных и интрузивных пород (5 кг)
К-122* 51,31 167,37 1580 Глыбы и щебень осадочных, кремнистых, вулканогенных, интрузивных и метаморфи- ческих пород (100 кг)
К-123* 51,37 166,34 3800-3200 То же (50 кг)
2649** 52,56 163,38 4800-4000 Глыбы и шебень подушечных базальтов (60 кг), галька различных пород
2645** 53,05 163,30 4700 Талька различных пород, обломки слаболи- тифипированпых туфодиатомитов с норами камнеточцев
2646** 53,05 163,31 4700-4500 То же
2648** 53,03 163,31 4630-4300 — « -
•15-й рейс НИС «Каллисто», 19RI г.
♦*22-й рейс НИС «Профессор Богоров», 1986 г.
сов пород как по вертикали, так и по латерали свидетельствуют о гом, что эти обломки
скорее всего являются продуктами ледового разноса. Возможно, среди них имеются
и местные породы, однако достоверно выделить их очень трудно. Не исключено, что
местное происхождение имеют кайнотигшые вулканиты основного и среднего соста-
ва, слагающие вершину горы Детройт, которая в этом случае должна рассматриваться
как молодой наземный вулкан, погрузившийся в сравнительно недавнее время. Это
подтверждается, в частности, присутствием среди драгированного материала коло-
ний (биостромов) отмерших губок со щебнем и галькой, вросших в ryCnaiyio ткань.
Такие колонии характерны для малых глубин.
Осадочная толща, перекрывающая фундамент, имеет максимальную мощность
(до 1800 м) на северо-восточном склоне. В вершинной части возвышенности ес мощ-
ность составляет 540-1000 м, а в нижней части тектонических уступов и на склонах
плато Детройт осадочная толща уменьшается в мощности вплот ь до выклинивания
(рис. 20). В основании разреза скв. 192 на глубине 1044 м (аг поверхнос ти дна), как
уже отмечалось, вскрыты шаровые лавы измененных базальтов предположительно
нижнего Маастрихта. Базальты перекрыт ы карбонатными отложениями (мел) пижне-
средпего Маастрихта мощностью 20 м, формировавшимися в тепловодных (тропи-
ческих) условиях со скоростью 4/6 м/млн лет (числитель - скорость накопления не-
замеренной мощности, знаменатель — с учетом уплотнения осадков)). По всей веро-
ятности, район скважины 192 в Маастрихте находился в зоне тропического климата,
кот орая в это время была значительно шире, чем сейчас (Worslcy, Martini, 1970). На
Рис. 20. Мощность осадочной толщи па возвышенности Обручена: 1 - изопахиты, м; 2 - вы-
ходы ссйсмоакустнческого фундамента; 3 - буровые скважины
период от позднего Маастрихта до раннего эоцена приходится региональный перерыв
в осадконакоплении. В эоцене сформировалась голща известковистых аргиллитов
мощностью 84 м с радиоляриями плохой сохранности.
Вышележащие отложения начиная с олигоцена отлагались в умеренно холодных
и холодных условиях. Примерно 80 % осадочной части разреза скв. 192 сформирова-
лось начиная с конца раннего миоцена, причем около 60 % этого разреза приходится на
терригенный и вулканогенный материал. В табл. 11 приведены скорости накопления
абиш'снного материала в пересчете на теоретическую мощность при нулевой нагруз-
ке. Резкое возрастание скорости в конце раннего-начале среднего миоцена, видимо,
подтверждает предположение о том, что в это время вблизи района скв. 192 появились
крупные массивы суши, служившие областями сноса. Характерно, что в течение все-
го неогена скорость абиогенного осадконакопления была примерно одинаковой.
На основании изучения радиолярий из керна скважины 192 С.В. Точилина при-
шла к выводу о гом, что в палеогене и нижнем-срсднем миоцене в районе возвы-
шенности Обручева существовал мелководный морской бассейн с пониженной со-
Таблица 11. Приблизительная скорость осадконакопления алевролитов и глин в скв. 192
Тип осадка Мощность (неуплотнеи.). м Возраст, млн лет Скорость, м/млн лет
Диатомовые алевритовые глины и вулканический пепел Диатомовые илы 150 150 №,-Q 0,3 N’,-N\ 3-8 * 42 30
Диатомовые глины 165 N,1 ’8-12 4!
Аргиллиты с прослоями мела 170 N\ 12-16 42
Аргиллиты с прослоями мела 300 Pg,-N\ 16-38 7
леностью, на что указывают низкая численность радиолярий (100-120 экз. в 1 г сухой
породы) и очень плохая сохранность раковин в результате их растворения (Точилипа,
1985). Известно, что наиболее интенсивно процесс растворения протекает в верхних
350 м современного океана. На мелководный характер эоценового бассейна указывает
и состав паноплапктопа, представленный единичными особями пяти видов, харак-
терных для шельфовых зон: Cocclithus formosus, Sphenolithus moriformis. Istmolithus
rccurvis и Relicolofenestra umbilica. Лишь с позднего миоцена здесь образовался уме-
ренно глубокий бассейн нормальной солености.
На профилях НСП, пройденных в районе скважины 192, видно, что осадочные
отложения залегают в пологом прогибе фундамена и практически не дислоцированы.
Юго-восточное крыло возвышенности оборвано разломом, в зоне которого отложения
перемяты. В опушенном юго-восточном блоке мощность осадочного разреза возрас-
тает в 1,5 раза (примерно до 1500 м). Можно полагать, что условия осадконакопления
здесь были несколько иными, чем па возвышенности.
По данным сейсмопрофилирования (Buffington, 1973; Ewing el al., 1966), мощная
толща неогеновых осадочных пород образует линзу, которая вытянута от возвышен-
ности Обручева вдоль Алеутского хребта, уменьшаясь в мощности от 2000 до 500 м к
югу от о-ва Ал у. Эго служит убедительным доказательством поступления материала
с Камчатки и Корякского нагорья через Камчатский пролив.
Анализ приведенных данных позволяет сделать вывод о гом, что район возвы-
шенности Обручева в гонение всего изученного промежутка времени (oj Маастрихта
до ныне) не испытывал значительных горизонтальных перемещений, что соответ-
ствует модели Петера с соавторами (Peter et al., 1970) и противоречит мобил истским
моделям, в том числе модели Гавайской «горячей точки» (Shell el al., 1974).
Особенности рельефа, структуры фундамента, аномалий магнитного поля, веще-
ственного состава и возраста пород фундамента и строения осадочного чехла возвы-
шенности Обручева свидетельствуют о ее сходстве с другими крупными возвышен-
ностями северо-запада Тихого океана - Шатского, Хесса и плато Огасавара
Возвышенност ь Шатского раегюлж астся р центральной части региона, пред-
ставляет собой крупное горное сооружение, вы тянутое в северо-восточном направле-
нии на 1700 км при ширине до 600 км, разграниченное глубокими узкими впадинами
на три массива: Северный, Центральный и Южный.
Центральный и Северный массивы находятся на глубине около 3 км. Южный -
2 км, превышение возвышенности Шатского над ложем Северо-Западно!! котловины
3,5-4,0 км.
Между Центральным и Южным массивами находится прогиб субширотпого
простирания шириной 70-80 км, вдоль оси которого протягивается небольшая горная
цепь высотой до 1 км. На протяжении этого прогиба в ложе океана наблюдается си-
стема характерных гребней и впадин, иногда конические горы (вероятно, вулканиче-
ского образования). С востока к Центральному массиву примыкает подводное плато,
расположенное на глубине 4,3-4,6 км. В остальных местах возвышенности ее склоны
полого опускаются к океаническому ложу па глубину 5500-6000 м.
Магнитное ноле над возвышенностью Шатского имеет сглаженный характер с
полосовыми аномалиями амплитудой до 700 нТл и длиной волны от 20 до 130 км
(Сузюмов и др., 1975). Над сводовой частью возвышенности проявляются коротко-
волновые аномалии, источники которых находятся в кровле сейсмоакустического
фундамента ла глубине 4—5 км.
На западном склоне возвышеннос ти проявляются невыдержанные кулисообраз-
пые аномалии интенсивностью 200-500 нТл. У подножия северного склона зареги-
стрированы исключительно интенсивные значения магнитного поля (до 600 нТл).
Система аномалий магнитного поля в зоне перехода от Северо-Западной котловины
к возвышенности Шатского несогласна по отношению к системе линейных анома-
лий котловины. Подобные модели магнитного поля убеждают, что возвышенность
Шатского имеет блоковую структуру и сложена породами, различными по своим маг-
нитным параметрам (Городницкий и др., 1980).
Гравитационное поле на возвышенности Шатского положительное. Аномалии
Фая до нескольких десятков мГал проявляются на фоне окружающих их отрицатель-
ных аномалий Северо-Западной котловины. Аномалии близки к изометричным с не-
которым преобладанием общего северо-восточного простирания гравитационного
поля.
Относительный минимум в аномалиях Буге, приуроченный к возвышенности, с
небольшими пережимами прослеживается па северо-восток до Императорских гор, а
на западе через горы Гейш доходит до Японского желоба. Этот относительный мини-
мум разделяет гравитационное поле региона на две части.
На возвышенности устанавливается небольшой дефицит мощности коры в
2-3 км. Район дефицита мощности коры со всех сторон окружен участками неболь-
шого (до 1 км) избытка мощности, которые компенсируют воздымание подошвы коры
над возвышенностью. Возвышенность Шатского приближается к состоянию изоста-
тического равновесия (Тектоника..., 1983).
Тепловой поток возвышенности изучен относительно слабо. Среднее значение
из 13 измерений составляет 49 мВт/м2, что хорошо согласуется со средней величиной
теплового потока для Северо-Западной котловины. Но в двух точках значения тепло-
вого потока больше: 73 и 96 мВт/м’ (Строение дна..., 1984).
Отдельные модели распределения теплопроводности, рассчитанные по профи-
лям ГСЗ на возвышенности Шатского, показывают резкое изменение конфигурации
изогерм вдоль профиля. Па поверхности Мохоровичича температура изменяется от
170 до 140°°С. Максимальные температуры приходятся на западную часть возвышен-
ности. Под восточным бортом возвышенности располагается зона пониженных тем-
ператур (Строение дна..., 1984).
Результаты геотермических исследований дают основание предполагать наличие
в районе данной возвышенности аномально гонкой (50-60 км) литосферы. Но вме-
сте с тем она характеризуется большой мощностью земной коры, численные данные
о которой противоречивы. Обычно приводятся значения мощности от дна 15-18 км
(рис. 21) или даются неопределенные оценки, что возвышенность Шатского имеет
примерно вдвое большую мощность земной коры, чем Северо-Западная котловина
(Меланхолика, Непрочнов, 1980). Однако имеются данные о том, что она достигает
35 км (Тулина, Ярошевская, 1976). Эти данные заслуживают большого внимания, так
как получены по длинным профилям (интервал регистрации сейсмических волн от
пункта взрыва составляет 200-260 км) и представляются весьма достоверными, осо-
бенно в свете новых результатов и новой интерпретации полученных ранее геофизи-
ческих материалов, выполненных Л.А. Прониным (1973) и Н.К. Буниным (1980) для
различных районов Мирового океана.
Рис. 21. Сейсмоакустический разрез земной коры Южного массива возвышенности Шатского
(no- Den ct al., 1971): I - высокоскоростной горизонт; 2 верхняя мантия, 3 - подошва земной коры;
4 скорости сейсмических волн, км/с
Характерной особенностью верхней части земной коры возвышенности Шат-
ского является ее субгоризошалыю-слоисгое строение на Шубину до 13 км, опреде-
ляющееся наличием дискретных отражающих площадок длиной до 15 км (рис. 22).
Первый слой мощностью до 1,2 км состоит из двух трех пачек со скоростью v от 1,8
до 2,4 км/с, имеющих прерывистое распространение. Местами «первый слой» вы-
клинивается и на поверхность выходит сейсмоакустический фундамент с v = 5,5 км/с,
который обнажается и в обрывис тых склонах возвышенности.
Ниже залегает слой la с v = 3,5-4,5 км/с мощностью от 0,7до 2,0 км, образован-
ный субгоризоатальпыми линзовидными прослоями мощностью до 0,8 км и длиной
5-15 км. Этот слой несогласно перекрывает кровлю «второго слоя», нивелируя ее не-
ровности. «Второй слой» мощностью от 2,9 до 5,8 км делится на несколько пачек с v
от 4,9 до 5,9 км/с, имеющих линзовидпую форму. Такое же строение имеет и «третий
слой», состоящий из двух, местами трех пачек мощностью от 1,5 до 3,0 км с v = 7,0
и 7,4 км/с. Полная мощность «третьего слоя», по данным ГСЗ, достигает 12 15 км.
Этот слой подстилается слоем с v = 8,18,6 км/с, который отождес твляется с грани-
цей «М».
Рис. 22. Сейсмический разрез земной коры возвышенности Шатского но данным ГСП-МОВ
(Коган, 1981): 1,2 отражающие протяженные (1), короткие (2) горизонты, 3 - границы сейсмоком-
плексов; 4 - подошва земной коры; цифры скорость сейсмических волн, км/с
Состав фундамента изучен но данным драгирований (табл. 12). На Северном
массиве он представлен двумя комплексами пород - юрскими няатобазальдами и ба-
зальтоидами щитовых вулканов верхнего мела-палсогена
Таблица 12 Результаты драгирований на возвышенности Шатского
Станция Координаты, град., мин Глубина, м Характеристика материала Судно, рейс, год, организация, источник информации
с ш. в. л.
Н4-1 37,18 165,05 2920 Ожелезненныс обломки пемзы «Академик Александр Несмеянов», 4-й, 1984, ТОЙ ДВНЦ АН СССР
Н4-3 37,17 165,05 37,17 165,03 3080 3000 Обломки туфов андезитов, железо-марганцевые конкреции и корки (20 кг) Тоже
Н4 4 37,20 165,00 37,14 165,01 3600 3400 Железо-марганцевые конкре- ции и корки, в ядрах конкреций обломки базальтов
Н4-5 37.24 165,01 37,22 165,06 4800 4600 Обломки базальтов, железо- марганцевые конкреции и корки (30 кг) - « —
Н4 6 37,24 165,05 37,15 165,02 4200 4000 То же (30 кт) «
Н4 -7 35,11 158,59 35,10 158,58 2960 2800 Жслсзо-маргаппсвые конкре- ции, в ядрах обломки базальтов - « —
Н4-7А 35,14 158,59 35,14 159,00 2720 2640 Обломки базальтов (коренные), жслезо-маргаицевые конкреции и корки (50 кг) - « -
Н4 8 35,18 158,58 35,17 159,00 То же (20 кг) « -
К-85 32,54 158,21 2600 2400 Мелкие обломки измененных базальтов, железо-марганцевые конкреции «Каллисто», 11-й, 1979, ТОЙ ДВНЦ АН СССР
Окончание табл. 12
Станция Координаты. град., мин Глубина. м Характеристика материала Судно, рейс. год. организация, источник информации
С. Щ в. л.
К-86 32,56 158,18 2500 2400 Тоже То же
К-87 32,56 158,21 2400 2100 То же (около 100 кг) - « —
М-1695 37,17 158,11 4500 4300 Жслсзо-марганцсвые конкре- ции, в ядрах обломки базаль- тов, гиалокластитов, пемзы, глина (200 кг) «Дмитрий Менделеев». 21-й, 1978, ИО АН СССР (Рудник и др., 1981)
М-1892 37,21 157,59 4900 4600 То же (100 кг). Одна галька кристаллического сланца То же., 23-й 1982 (Руд- ник и др., 1984)
М-1894 36,25 159,10 400 3800 Железо-марганцевые конкре- ции (2 кг), в ядрах обломки пемзы, редко базальтов - « -
М-1896 36,35 159,09 4200 3200 Глыбы подушечных лав базальтов, обломки пористых базальтов, жслсзо-марганпевыс конкреции, в ядрах обломки пемзы, базальтов, редко гиало- кластитов, зубы акул, эдафо- генная базальтовая брекчия (300 кг) --« —
П-2301 35,14 159,00 3500 3000 То же (2500-3000 кг) «Пегас», 23-й, 1982, СахКНИИДВНЦАИ СССР
B-I9A 32,40 158,00 3020 Пемза, шлак, жслезо-мар- ганпсвыс конкреции с облом- ками измененных базальтов в ядрах, ил «Hakiiho Маги», 1980, Gcol. Surv. Japan (Preliminary..., 1968)
В-19В 32,41 158,03 2600 Жслезо-Mapi анцсвые конкре- ции, в ядрах фосфориты, туфы, базальты, измененные лапилли- евые туфы, пемза, шлак; песок To же
W-2 37,03 165,45 3000 Обломки лав базальтов (72 млн лет) «Арго». 1966, Скрипнс. ип-r OKcanoip.. США (Ozima ctal.. 1977)
S-1 37.07 162,39 2900 Обломки базальтов (45,7-53,0 млн лет) «Хакухо Мару», То- кийский ун-т, Япония (Ozima ct al., 1970j
Комплекс платобазальтов драгирован нами па полигоне 114- 1, где выполнено 6
геологических станций (рис. 23). Станции расположены па удлиненной изолирован-
ной подводной горе, вытянутой с юго-запада на северо-восток. Вершина горы с от-
меткой 2866 м находится в точке с координатами 37°20' с.ш. и 165°01' в.д., подошва
Рис. 23. Схема расположения геологических станций на полигоне II4 1 - дпочсрпатсльная
станция; 2 труитовая трубка, 3 станции драгирования; 4 профиль подводного фотографирова-
ния; 5 изобаты,м
располагается на глубине 5200-5300 м, высота горы над дном около 2500 м Вершина
горы уплощенная, склоны и поверхность горы сложены скальными породами, покры-
тыми железо-марганцевыми корками. Подавляющее большинство драгированных по-
род, поднятых как в виде отдельных обломков, так и в ядрах железо-марганцевых
конкреций, представлено подушечными субщелочными базальтами, претерпевшими
низкотемпературные изменения.
Нижнюю часть разреза (ст. Н4-5, интервал 4800-4600 м) слагают серые пори-
стые пиллоу-лавы оливин-клинопироксеновых базальтов, содержащие значительное
количество стекла. Структура основной массы метельчатая, часто с большим количе-
ством ильменита в виде сагенитовой решетки. Стекловатая основная масса замешена
минералами группы смектита. Поры базальтов также выполнены смектитом, частич-
но баритом и апатитом. Вкрапленники представлены оливином, клинопироксеном и
плагиоклазом, образующими иногда гломеропорфировые скопления (кумулаты) раз-
мером 3-5 мм. Изометричныс кристаллы оливина (до 0.3 мм) нацело замещены боу-
лингитом. Клинопироксен свежий, образует корогкопризматические кристаллы (до
0,2 мм). Вкрапленники плагиоклаза (0,3-0,5 мм) с краев замешены смектитом, в цен-
тре наблюдаю гея выделения калиевого полевого пшата.
Выше ио разрезу (ст. Н4-6. глубина 4200 -4000 м) наряду с вышеописанными ба-
зальтами вс тречены зслснокамешю-измснснпыс пироксеновые базальты, состоящие
из мелких вкрапленников плагиоклаза и клино-пироксена, заключенных в стеклова-
той основной массе, замещенной нумпеллитом и хлоритом. Вкрапленники плагиокла-
за (0,95-2 мм) нацело замещены смектитом Изометричныс и корогкопризматические
зерна клинопироксена с краев замещены хлоритом и нумпеллитом.
В верхней части разреза (ст. Н4-3, глубина 3080-3000 м) драгированы остроуголь-
ные обломки (до 7,5 см) зеленовато-серых псаммитовых лито-кристаллокластических
туфов дацитового состава. Туфы состоят из угловатых обломков андезитов, дацитов,
пелитовых туффитов среднего состава, а также из кристаллов и обломков кристал-
лов кварца, плагиоклаза № 48, калиевого полевого шпата, роговой обманки и био-
тита. Размер обломков пород 0,3-0,5 мм, минералов 0,1 0,3 мм. Цемент поровый и
соприкосновения, алсвропелитовый; сложен мелкими обломками тех же минералов
с примссыо разложенного пелитоморфного вещества. Порода зеленокаменно из-
менена, ио минералам и обломкам пород развиваются хлорит, мусковит и кальцит.
Петрохимические особенности пород, а также высокие содержания бария и стронция
указывают на принадлежность гуфов к известково-щелочной серии.
С подводных гор, расположенных в западной части массива, были подняты об-
ломки базальтов с абсолютным возрастом 72 и 45,7-53,0 млн лет (поздний мел и эо-
цен), которые относятся к более молодому комплексу вулканогенных пород щитовых
вулканов (Ozima el al., 1970).
На Центральном массиве драгированы только плагибазальты. Наиболее деталь-
ные работы были выполнены нами в 1984 г. па полигоне 114-11, который расположен
в районе подводной горы с минимальной отметкой 2640 м (35°14' с. ш., 159° в.д.). Гора
вытянута в меридиональном направлении и имеет три вершины с глубиной менее
3000 м (рис. 24). Крутизна склонов до 10°. Здесь проведено четыре драгирования.
Рис. 24. Схема расположения геологических станций на полигоне 114 2' 1 - станции драгиро-
вания; 2 — изобаты, м
Коренные породы, поднятые па трех станциях (глубина 3900-2600 м), представ-
лены в различной степени измененными щелочными оливин-клинопироксеновыми по-
душечными базальтами, содержащими титанистый амфибол типа керсутита. Базальты
серовато-коричневые, с небольшим количеством пор (до 2-3 мм), заполненных вторич-
ными продуктами; состоя т из вкрапленников плагиоклаза (0,1-1,0 мм), реже титанав-
гита и стекловатой основной массы (до 60-70 %) с микролитами плагиоклаза, зернами
рудного минерала и тонкими игольчатыми кристаллами керсутита. Вкрапленники пла-
гиоклаза в значительной степени замещены калиевым полевым шлагом, что определя-
ет высокое содержание калия. Стекло преобразовано в агрегат вторичных минералов,
среди которых преобладает смектит. Рудный минерал (ильменит) кроме зерен часто
образует сагенитовую решетку, что наряду с наличием тонких игольчатых вкрапленни-
ков плагиоклаза свидетельствует о быстрой кристаллизации пород.
Комплекс минералов, заполняющих поры базальтов, а также слагающих секу-
щие прожилки и отдельные участки, подвергшиеся интенсивной метасоматической
переработке, представлен смектитом, апатитом, калиевым полевым шпатом и флюо-
ритом, иногда рудным минералом
В северной части Центрального массива было выполнено четыре драгирова-
ния в 21-м и 23-м рейсах НИС «Дмитрий Менделеев» (ст. 1695, 1892, 1984 и 1986).
Драгирование проводилось на уступе в восточной стороне массива па глубине 4200-
3200 м. На первых трех станциях подняты только железо-марганцевые конкреции с
обломками базальтов и гиалокластитов, пемз и глины в ядрах. Наст. 1892 обнаружена
также одна галька кристаллического сланца. На ст. 1896 было поднято около 300 кг
обломков полушечных пористых и миндалекаменных базальтов, эдафогенная базаль-
товая брекчия и железо-маргапцевые конкреции (Рудник и др., 1981).
Структура базальтов порфировая. Вкрапленники зонального плагиоклаза (до
15-20 %), реже оливина заключены в микроофитовой или пойкилоофитовой основ-
ной массе. Лейсты и микролиты лабрадора частично заметены альбитом и калиевым
полевым шпатом. Интсрстиции заполнены мелкими зернами авгита и измененным
стеклом. Породы сильно изменены с образованием смектита и селадонита.
Сходный состав имеют и базальты, обнаруженные в ядрах конкреций на станци-
ях 1695, 1984 и 1986 (Кашинцев, Сузюмов,1981).
Южный массив возвышенности Шатского в 1979 г. изучался нами в 11-м рейсе
НИС «Каллисто» на полигоне 4, на котором выполнены батиметрическая съемка и
драгирование.В результате съемки устаовлено, что в подводном рельефе выделяет-
ся двухвершинная возвышенность второго порядка, вытянутая в субмеридиональном
направлении. Подошва морфоструктуры фиксируется на глубине 3000-3100 м, ее вос-
точные склоны более крутые, чем западные. Плоские вершины имеют отметки около
2000 м от поверхности океана.
Драгирование проводилось на глубине от2300 до 2600 м. Выполнено шесть стан-
ций, па трех из них (К-85, 86, 87) на восточном склоне был поднят щебень различных
пород. Анализ каменного материала показывает, что изучавшийся участок возвышен-
ное] и сложен преимущественно базальтами. Среди цнх различаются темно-серые
топкопористые и массивные разности, а также желтовато-коричневые с редкими мин-
далинами диаметром до 0,5 см, выполненными кальцитом, реже цеолитами. Часть
обломков пропитана гидроокислами железа.
Массивные базальты и андезито-базальгы характеризуются порфировыми
структурами с фенокристаллами плагиоклазов, количество которых достигает 10%, и
моноклинного пироксена. Основная масса базальтов микролитовая или с элементами
пилотакситовой структуры.
Другие породы представлены мелкими обломками туфов, туфопесчаников и
вулканогенно-кремнис тых пород; а также железо-марганцевыми конкрециями и фос-
форитами (ст. К-85, 87).
Литокристаллокластические туфы среднего состава представлены мелкими (до
5 см) обломками зеленовато-серого цвета. Туфы содержат обломки кристаллов пла-
гиоклазов и кремнистых пород Туфопесчаники в виде мелких (до 2 см) обломков
имеют среднезернистую размерность кластической составляющей и светло-серый
цвет. Вулканогенно-кремнистые породы (ст. К-85) характеризуются тонкополосчатой
текстурой, обусловленной чередованием тонких (до 1 см) прослоев коричневого и
желтого цвета, образованных криптокристаллическим кремнистым веществом и со-
держащих, по-видимому, вулкапомикговые частицы.
Фосфориты обнаружены па станциях К-85 и К-87 в виде мелких обломков фос-
фатизированных вулканогенно-осадочных пород и ядер в железо-марганцевых кон-
крециях. Они представляют собой плотные массивные желтовато-серые и коричнева-
тые породы с раковинным изломом.
Железо-марганцевые образования подняты на всех станциях драгирования в
значительных количествах. Это шаровидные конкреции или корки, покрывающие об-
ломки пород. Конкреции имеют зональное строение, ядра их часто представлены об-
ломками базальтов, фосфоритов и других пород субстрата.
Вулканические породы принадлежат двум магматическим сериям - толеитовой
и дифференцированной шелочпо-базальтовой. Толеитовыс базальты, залегающие,
по-видимому, в низах разреза, характеризуются невысоким содержанием К2О, Sr, Ва,
Rb, Zr, Р, О5, TiO, и низкими значениями отношений Sr/Ba и La./Sm. Для щелочных
и субщелочных пород, преобладающих среди драгированного материала, свойствен-
ны повышенные содержания щелочей и высокие значения отношений Sr/Ba и La/Sm
(Строение дна..., 1984).
Строение осадочной толщи изучено по данным НСП. Наибольшее распростра-
нение осадочная толща имеет на Южном массиве, где она образует линзовидное тело
с максимальной мощностью до 1 км в его центральной части. На склонах массива
мощность се уменьшается вплоть до выклинивания.
Центральный массив, отделенный от Южного широкой депрессией субширот-
ного простирания, значительно меньше но размерам. Его поверхность также покрыта
линзовидной толщей осадочных пород мощностью 500-1000 м, выклинивающейся на
его склонах. Высота уступов, лишенных покрова осадочных пород, местами досч и-
тает 500-600 м. По-видимому, эти усгупы представляют собой сбросы, выраженные
в рельефе.
Северный массив отделен от Цешралыюго широкой седловиной, на которой
мощность осадочной толши составляет 300-400 м. В сводовой части массива се мощ-
ность возрастает до 600-800 м, а на склонах наблюдаются скальные уступы.
Состав и возраст осадочной толщи изучены только па Южном массиве, где про-
бурено семь скважин (рис. 25, 26). Наиболее древние породы вскрыты скважиной 50
на западном склоне Южного массива возвышенности Шатского на глубине 4487 м.
Это наноплапктонныс карбонатные осадки берриаса с галькой базальтов и облом-
ками гематитовых яшм, которые, по-видимому, принадлежат базальным конгломе-
ратам, залегающим в основании нижнемеловых карбонатных отложений. Вскрытая
мощность берриаса около 5 м. Выше несогласно залегают темные цсолитоюые глины
Рис. 25. Схематическая геологическая карта Южного массива возвышенности Шатского.
Осадочные отложения- 1 кайнозойские кремнисто-карбопатныс органогенные илы; 2 всрхнсмсло-
вые органогенные известняки, мел, мергели и илы; 3 - нижнемеловые органогенные известняки, мел
и мергели; 4 - юрские (?) базальты; 5 - разломы; 6 - буровые скважины; 7 — станции драгирования
неустановленного возраста (около 16 м), а еще выше - плейстоценовые диатомово-
радиолярисвые илы и глины с пепловыми линзами и прослоями, с галькой различных
пород, в том числе содержащих меловую микрофауну. Мощность плейс тоценовых от-
ложений 18 м. Скважиной 49, расположенной в этом же районе, вскрыты карбонатные
отложения неокома (12 м), содержащие обломки кремней, также перекрытые плейсто-
ценовыми цеолитовыми глинами (8 м).
Нижнемеловые отложения с раковинами мелководных моллюсков на Южном
массиве установлены также поданным драгирований (Douglas, Moullade, 1972).
Наиболее полный разрез меловых и кайнозойских отложений вскрыт скважина-
ми 305 (глубина до дна 2903 м) и 306 (глубина до дна 3399 м) в 32-м рейсе «Гломар
Челленджер» (рис. 27): пробурены преимущественно карбонатные отложения от го-
лоцена до берриаса включительно. Основная часть разреза (около 500 м) представ-
лена меловыми отложениями (берриас-маастрихч) - органогенными радиоляриево-
наиопланктоидными известняками, мелом, мергелями и кремнисю-карбонатными
органогенными илами (рис. 28). Наличие в известняках фукоидных нор червей
(скв. 305, глубина 600 м) может служить указанием на мелководный характер отложе-
Скважина 50
Глубина.м 4487
юо
200
300
400
500
боо j
нанофоссилиевый ил; 2 - мел; 3 - из-
вестняки; 4 - кремни; 5 несогласия
7001
ний (Larson et al., 1975). Это подтверждается и наличием обломков призматического
слоя иноцерамов в карбонатных отложениях Маастрихта (скв. 47 и 48).
Кайнозойский разрез сильно сокращен (около 130 м), с несогласиями между
палеоценом и эоценом, средним и верхним эоценом, олигоценом и миоценом. Эчо1
разрез представлен кремнисто-карбонашыми папопланктоаными и форам ин иферо-
выми илами, содержащими в верхней части разреза (0-52 м) до 10 % вулканогенного
и терригенного материала (мелких обломков вулканического стекла, кварца, полевых
шпатов и глинистых минералов), а также мелкую гальку.
История геологического развития возвышенности Шатского может быть восста-
новлена с середины мезозоя, когда в этом районе в субаэральных условиях происходи-
ло формирование мощной вулканогенной толщи базальтового состава. Необычайное
сходство порол этой толщи во всей северо-западной части Тихого океана (возвыше-
иости Шатского, Хесса, Обручева, вал Зенкевича, Северо-Западная котловина) дани
основание считать, что вся эта огромная территория в поздней юре представляла со-
Рис. 27. Колонки буровых скважин 305 и 306 и их
корреляция с сейсмоакустическим разрезом (Seiter. Brown,
1975) (yen. обозначения см. на рис. 26)
бой единое целое — мелководный морской бассейн с многочисленными островками,
в пределах которого происходили площадные вулканические извержения траппового
типа. Верхний возрастной предел вулканогенной толщи на возвышенности Шатского
определяется как домеловой, поскольку на ней с размывом залегают отложения самых
низов мела. Однако продолжительность перерыва между концом ее формирования и
началом отложения нижнемеловых осадков не установлена, в связи с чем нельзя точ-
но определить и возраст верхов вулканогенной толщи. Еще менее определенно можно
Рис. 28. Сейсмический профиль между скважинами 305 и 306
судить о времени начала ее формирования, поскольку не установлена даже её полная
мощность. Условно возраст вулканогенной толщи можно принять юрским.
К началу мела район возвышенности Шатского, видимо, уже сформировался
как крупное поднятие с расчлененным рельефом, возвышавшееся над прилегавшими
участками примерно на 1 км. Об этом свидетельствуют различия в условиях осад-
конакопления на возвышенности и в смежных котловинах, установленные по бен-
тосным форамияиферам; глубина океана над возвышенностью составляла первые
сотни метров, а глубина смежных котловин не превышала 1500 м (Ewing et al., 1966;
Pimm, 1972). Расчленение северо-западной части Тихого оксана, видимо, происходи-
ло путем блоковых опусканий земной коры, причем скорость этих опусканий в раз-
личных блоках была различной. Возвышенность Шагского представляла собой блок,
опускавшийся медленнее, чем смежные блоки, превратившиеся затем в котловины.
Нижнемеловые осадки нивелировали сильно расчлененный рельеф возвышенности,
который нс был абродировап, ло-вцдимому, в связи с довольно быстрым опусканием
этого района. Характерно, что на склонах возвышенности слои нижнемеловых отло-
жений наклонены в гу же сторону, что и склон, но под меньшим углом, в связи с чем
они срезаются склоном.
Максимальной мощности (около 600 м) нижнемеловые отложения, по данным
ИСП, достигают на восточном склоне возвышенности, в районе скв. 306. В сводовой
части их мощность уменьшается, местами до полного выклинивания, что можно объ-
яснить тем, что эти участки находились выше уровня моря. Труднее поддается объяс-
нению выклинивание нижпе.меловых отложений па западном склоне возвышенности
(район скважин 49 и 50). Поскольку они начинаются здесь конгломератами с галькой
базальтов и железистых яшм, можно считать, что они отлагались в прибрежных усло-
виях - па том же уровне, что и нижнемеловые отложения центральной части и вос-
точного склона возвышенности, т.е. кровля фундамента в пределах возвышенности,
на которой происходило отложение нижнемеловых осадков, находилась примерно на
одном гипсометрическом уровне. Впоследствии западный склон опустился относи-
тельно центральной части примерно на 1000 м, что и привело к наклону нижнемеловых
слоев. На восточном склоне опускание было меньше (около 500 м) и имело блоковый
характер. Эти тектонические подвижки произошли скорее всего уже в конце позднего
мела, поскольку верхпемсловые отложения залегают на нижнемеловых согласно, об-
разуя вместе с ними единую в структурном отношении толщу. Формирование верх-
немеловых отложений также происходило в мелководных условиях, на что указыва-
ют локальные перерывы (между нижним сеноманом и cam оном в скв. 305), наличие
призматического слоя ииоцерамов (скважины 47 и 48), биотурбация отложений и ряд
других признаков. Увеличенная мощность верхнемсловых отложений на поверхности
возвышенности по сравнению со склонами, возможно, объясняется эффектом «снеж-
ной шапки»: карбонатные скелеты падали из водной среды, подобно снегу, покрывая
вершинную часть возвышенности более толстым слоем, поэтому здесь они лучше
сохранились от растворения, оползания и переноса течениями.
Кроме выклинивания отмечается и срезание слоев верхнемеловых отложений
склоном, что, по-видимому, вызвано эрозией придонными т ечениями.
В конце мела- начале палеогена в пределах возвышенности Шатского, как и во
всей северо-западной части Тихого океана, проявился региональный перерыв в осад-
конакоплении. Маломощные органогеппо-карбопатпые отложения палеогена, нижне-
го и среднего миоцена развиты спорадически только в сводовой части возвышенности
и отсутствуют на ее склонах. Частые размывы и несогласия, ничтожная мощность
отложений (максимум 40 м в скважине47), их интенсивная биотурбация, обилие кри-
сталлов филиппсита, хорошая сохранность карбонатных скелетов микроорганизмов
и другие признаки указывают на то, что в это время район возвышенности Шатского
все еще оставался мелководным, а отдельные его участки располагались выше уров-
ня моря. Устойчивое осадконакопление началось только в позднем миоцене в связи
с общим региональным опусканием северо-западной части Тихого океана, которое
продолжается до настоящего времени. В настоящее время поверхность данной возвы-
шенности находится на глубине 2-3 км, следовательно, амплитуда опускания можег
быть охарактеризована этой величиной.
Обращает на себя внимание необычный комплекс диатомей, обнаруженный в
средней лейстоненовых отложениях в колонке со ст. 1694. Этот комплекс представ-
лен почти целиком пресноводными и слабосолоиоватоводными видами: Anlacosira
granulala, A. Islandica, Stcphanodiscus asteae и др. Соображения об эоловом происхо-
ждении этого комплекса не менее фан тастичны, чем предположение о существовании
в плейстоцене на месте теперешней подводной возвышенности Шатского отдельных
мелководных участков.
Геологическая природа рассматриваемой возвышенност и трактуется по-разному.
В последние десятилетия многие исследователи пытаются решить этот вопрос в рамках
гипотезы «новой глобальной тектоники», или «тектоники плит» (Larson, Chase, 1972;
и др.). В свете этой концепции возвышенность относя г к зонам тройного сочленения
мезозойской спредипговой системы (Larson el al., 1975), к внутриплитным структу-
рам (Непрочной, 1981) или к зонам «горячих точек» (Менард, 1966). Приведенные
выше данные не подтверждают пи один из этих вариантов, базаруюшихся на чисто
умозрительных заключениях. Первый и третий из вышеприведенных вариантов осно-
ваны исключительно на изгибе магнитных аномалий к юго-западу от возвышенно-
сти Шатского и на стыке Яновских и Гавайских систем над самой возвышенностью.
Однако, как уже отмечалось, над возвышенностью, особенно над Южным массивом,
магнитные аномалии имеют изометричныс очертания и небольшую амплитуду, что
совсем не характерно для спредипговых зон.
Главное же противоречие заключается в увеличенной мощности земной коры, ее
горизонта льно-слоистой структуре, включая «третий слой», и составе вулканогенной
толщи, нс отвечающем комплексу базальтоидов срединных хребтов. Горизонтальная
расчлененность земной коры до границы «М» противоречит и идее «тектонического
скучивапия» (Пущаровский, Мсланхолина, 1981), поскольку в этом случае слои были
бы нарушены. История геологического развития возвышенности Шатского, зафикси-
рованная в слагающих ее отложениях, нс позволяет рассматривать эту структуру и
как тектоно-магматичсское поднятие, да и вообще как поднятие, ибо на протяжении
всей истории своего развития эта возвышенность либо была относительно стабильна
(с конца юры до среднего миоцена включительно), либо опускалась (с позднего мио-
цена по ныне).
Горна» система Маркус-Неккср отделяет Северо-Западную котловину Тихого
океана от Центральной. Она протягивает ся в субширотном направлении на 5200 км
от 145й в. д. до 166" з. д. между 14 и 27" с. ш. от стыка глубоководных желобов Идзу-
Бонинского и Волкано до Гавайского поднятия. В пределах рассматриваемой системы
сосредоточено около 300 подводных гор, в том числе гайотов, высотой 2000-4000 м.
Здесь выполнен большой объем драгирований (табл. 13), позволивший выделить
две магматические ассоциации - анкарамитовую и трахибазальтовую (Говоров и др..
1996).
Таблица 13. Результаты драгирования подводных гор Маркуе-Неккср
Гора, станция Координаты, «рад. Глубина, м Характеристика материала, возраст (млн лет), источник информации Судно, рейс. ГОЛ. организация, источник информации
С.Ш в.д
Ламонт 21,29 159,32 1609 Оливиповый теролит (90,5) (Ozima et al., 1977) «Томас Вашингтон», 1971, Скриппс. ин-т океаногр. (Hcezen et al., 1973)
Скриппс 23,42 159,27 1315 Лимбургиты (86,6) (Ozima et al., 1977) То же
Мантами 21,43 161,53 1378 Лимбургит — « -
Уилд 21,09 163,22 878 Пикритовые лимбургиты, муд- жиериты, трахиапдезиты (90)
Атолл Уэйк 19,15 166,40 Щелочной оливиповый базальт (42 ± 4) (Матвее» ков, Марова, 1975). туфы, туфобрекчии - «-
Сунсетсу Туфы и туфобрекчии базальтов и андезитов, известняки с остатка- ми мелководной фауны мелового - палеоценового возраста, фос- фориты, кристаллокластичсские туфы кислого состава «Хакухо-Мару», 1971, Токийск. ун-т. (Preliminary report..., 1968)
7804 21,31 159,22 1500- 1300 Фосфатизироваппый туф «Калисто», 9-й, 1978-1979, ТОЙ ДВНЦ АН СССР
7807 21.28 159,22 2300 Измененный литокриста ли че- ский туф Тоже
7810 21,34 159,25 1260 Фосфориты и фосфатизировап- ные мелкообломочиыс туфы. В туфах обломки красиоцвстных пород -«-
7821 21,35 159.20 1240 Жслсзо-маргаццевые конкреции с ядрами палагонитовых туфов
7822 21,40 159,12 1500- 1400 Железо-марганцевые корки на палагонитовом туфе -«
7823 21,35 159,11 2030- 1650 Жслезо-маргапцевые корки -«
7824 21.36 159,11 1770- 1700 Жслезо-марганпевые корки, об- ломки фосфорита и фосфатизи- рованпого туфа - « -
7828 21,27 159,16 3200- 2800 Валун базальта с вкрапленника- ми темноцвет пых, туфобрекчии баэал ьтов, седима iTaimoii i ian брекчия измененных базальтов, сцеме!ггнроваиных фосфат!iо- карбопагиым веществом - « -
Продолжение табл. 13
Гора, станция Координаты, град Глубина, М Характеристика материала, возраст (млн лет), источник информации Судно, рейс. год, организация, источник информации
CIU DJ1-
7829 21,30 159,14 1970- 1960 Обломки базальтов с железо- марганцевыми корками, разло- женные до глип базальтоиды «Калисто», 9-й, 1978-1979, ТОЙ ДВИЦ АН СССР
7832 21,32 159,31 1320- 1300 Щебень базальтов, единичные обломки осветленных базальтои- дов с зеркалами скольжения То же
7833 21.30 159,26 1320 Железо-марганцевые конкреции, туфобрекчий базальтов, щебень базальтондаых пород — « —
7834 21,32 159,26 1320 1279 Крупная глыба измененной эффузивной иороды основного состава, обломки седимента- ционной брекчии, состоящей из туфов основного состава, сцеметироваиных фофатным ве- ществом и железо-марганцевыми гидроокнелами — « —
WPDR 5 28,22 148,14 2000 Щелочной олившювый базальт (25) «Арго», 1966, Скриппс ин-т океаногр. (Ozima, Kancoka, 1968)
WPRD-7 27.03 148.39 1000 Толситовый базальт (74) То же
WPRD 8 27,57 147,37 2000 Толситовый (?) базальт (79)
6364 21,10 163,13 3000 Щелочные олиш (новые базальты, трахибазальты и трахиандезиты (42) «Витязь», 43-й. ИО АН СССР, 1973 (Матвеси- ков, Марова, 1975)
6367 23,32 157,23 1400- 1410 Трахиандезит - « -
II 30 21,18 159,39 2500- 2000 Туфобрекчий, известковые брекчии, карбопитизированиыс туфы, мергели, туффиты, мел, кремнистые иоролы.толеитовыс и нефелитовые базальты, трахи- базальты, нефелепиты, лейциты «Пегас». 7-й. 1975-1976. СахКНИИДВНЦАН СССР
П- 35 23,11 155,51 1430 Оолитовый песчаник Тоже
II 36 23,37 157,19 2000 Железо-марганцевые конкреции — а —
П-37 23,48 159,13 2000 Брскчировапные эффузивные карбонатные и глинисто- карбопатные породы - « -
11-38 22,41 160,52 1180 Эффузивные породы и железо- марганцевые конкреции -« -
П-39 22,38 160,50 2500 2000 Толситовые и щелочные ба- зальты, шлаки, реже песчаники, туфы, мел, гидротермально из- мененные породы - « -
К-95 27,43 145.54 2200- 2100 Угловатые обломки базальтов «Каллисто»,11-й, (II этап), 1979, ТОИДВНЦАНСССР
Окончание табз. 13
Гора, станция Координаты, •рал. Глубина, м Характеристика материала, возраст (млн лет), ИСТОЧНИК информации Судно, рейс. год. организация, источник информации
С IU в.д.
К-98 27,54 145,55 2200- 2100 Обломки известняков То же
Банка Рампало Н4- 77 27,18 145.19 2200- 2160 Глыбы и щебепь щелочных ба- зальтов. туфов, фосфоритов, железо-марганцевые корки (15 кг) «Академик Александр Несмеянов», 4-й, 1984, ТОЙ ДВНЦ АН СССР
114 - 78 27,18 27,18 145,20 145,18 1850- 1200 Обломки органогенных извест- няков То же
1-14 - 79 27.18 27,18 145,11 145,14 1200 То же - « -
H4-8I 27,19 27,18 144,58 145,14 4800- 4400 Обломки железо-марганцевых корок (0,5 кг) - « —
Н4 75 27,19 27,21 145,27 145,29 4860 4720 Несколько обломков пемзы и оса- дочных пород - « —
H4 - 76 27.18 145,26 3680- 4320 Обломки подушечных лав, базальтов и осадочных пород, пемзы, железо-маргапневые конкреции (70 кг) - « -
Гайот Батиса (914) 156,25 20,12 2375 Глыбы и щебень анкарамитов «Геолог Петр Антро- пов», 1990-1991, (Говоров и др., 1996)
932 156,39 20,10 25,50 Обломки океанитов и анкарами- товых океанитов То же
494 В 155,57 20,29 30,45 Обломки трахибазальтов -«-
944 Л 156,43 20,07 26,85 — « - — « -
975 156,34 19,59 15,75 Обломки фонолитов и мслафо- политов -« -
Гайот Мэлона 551/1 157,29 20.59 37,25 Обломки океанитов и анкарами- тов -« -
6002 21.40 170,53 4670- 1800 Олнвиновые базальты (100-150. по мет одике Е.В. Курепцова, по плагиоклазмам) «Витязь». 43-й, 1969, ИОАН СССР (Матвеепков, Маро- ва, 1973)
6343 20.06 169,03 4400- 4100 Плагпоклазовын порфирит «Витязь», 48-й, 1976, ИО АН СССР (Рудник, Матвеепков, 1978)
6348 18,31 175,06 2500 Роговообмаиковыс тра xirai i дс- зиты (69); щелочные авгитовые базальты (33) То же
6352 Хорайзн 18,19 178.20 1630 Щелочной базальт, оливи новые базальты - « -
Анкарамитовая ассоциация представлена океанитами (пикритами), апкарамитов-
ми океанитами (высокоизвестковистыми пикритами), анкарамитами и ферроапкара-
митами. Эта ассоциация по петрохимическим характеристикам сходна с габброидами
расслоенных интрузивов типа Бушвельд и Скерг аард, а также с базальтами лунных
морей.
В трахибазальтовой ассоциации выделяются анкаратриты, ферролимбургиты,
трахибазальты (субшелочпые и щелочные базальты, включая нефелиновые), ферро-
трахибазальгы, тристаниты, фонолиты и щелочные трахиты, характерные для конти-
нентальных структур (табл. 14).
Излияния происходили в мелководных и наземных условиях. Вулканогенные об-
разования перекрыть! рифогенными известняками мелового возраста.
Возраст анкарамитов и трахибазальтов, определенный изотопным Rb-Sr мето-
дом, равен 133±16 млн лет - граница юры и мела, что подтверждается и палеонтоло-
гическими данными.
Широкое развитие этих пород дает основание считать, что они выплавлялись из
погруженных блоков докембрийской континентальной платформы, где сформирова-
лись расслоенные интрузии чипа Бушвельд и Скергаард. Имеются и более молодые
датировки (25 и 42 млн лет), однако палеонтологически они нс подт верждепы. Следует
отмстить, что некоторые датировки, приведенные ранее (Матвсенков, Марова, 1975),
впоследствии не подтвердились (Ozima et al., 1977).
В западной части гряды драгированы толеитовыс базальты с возрастом 74 и
79 млн лег (станции W-7 и W-8). Соотношения их со щелочными вулканитами неяс-
ны. Обычно толеитовые базальты считаются более древними, по данные абсолютного
возрас та этому противоречат:
Осадочный чехол, перекрывающий вулканогенные образования, представлен
преимущественно карбонатными отложениями рифогенных фаций, в значительной
степени фосфатизировапных, мощность которых достигает 1000 м.
Рассматриваемая система обычно делится на две части. Западная ее часть выде-
ляется как горная система Маркус-Уэйк, восточная - как Цен трально-Тихоокеанское
поднятие и хребет Неккер.
Горная система Маркус-Уэйк. От стыка глубоководных желобов Идзу-
Бопинского и Волкапо до Срединно-Тихоокеанского поднятия в субширотпом на-
правлении протягивается гряда подводных гор, разделяющая Северо-Западную и
Восточно-Марианскую котловины. Длина гряды около 2200 м, ширина 300-600 км.
В ней насчитывается около 80 гор, две из которых образуют атоллы Маркус и Уэйк
(Мельников, 2005).
Горы располагаются па общем валообразном поднятии, возвышающемся над
дном смежных котловин па 300-400 м и часто отделенном от них четкими уступами вы-
сотой 150-300 м. Подошва его находится на глубине 5000- 5250 м. Кроме того, отдель-
ные группы гор (по 3--4) имеют общий цоколь высотой до 1000-2000 м. Большинство
гор - это гайоты, вершины которых располагаются на глубине от 0 (атоллы) до 3500 м,
диаметр их в основании от 5-10 до 40-45 км.
Поднятие Маркус-Уэйк характеризуется слабыми отрицательными аномалиями
гравитационного поля, на фоне которого местами выделяются небольшие положи-
тельные аномалии. В целом можно считать, что поднятие изостатичсски уравнове-
шено.
Магнитное поле поднятия в северной части спокойное, в основном положитель-
ное с напряженностью 100-200, редко до 350 нТл. В южной части поднятия преоб-
ладают интенсивные отрицательные аномалии северо-западного простирания с на-
пряженностью 550-1600 нТл.
Таблица 14 Средний состав основных типов вулканических пород гор Маркус-Неккер (Говоров и др., 1993)
1(2) 2(3) 3(8) 4(22) 5(13) 6(2) 7(3) 8(5) 9(8) 10(2) 11(1) 12(2) 13(1) 14 IS
SiO, 43,32 37,62 43,86 41,71 41,57 36,51 38,46 43,46 43,12 46,11 48,83 52,63 57,20 45,6 46,2
TiO, 1,66 4,01 2,77 3,41 3,56 5,00 3,72 3,21 2,64 0,80 0,93 0,34 1,12 2,9 3,4
А1,О, 7,22 12,85 10,09 12,53 14,94 16,42 11,21 13,80 15,11 15,92 19,62 20,37 18,50 10,5 14,7
Fc,O, 4,26 9,07 7,50 9,28 9,53 14,51 7,42 9,61 12,76 5,00 4,53 2,70
FeO 7,97 5,37 4,81 4,36 4,24 3,89 6,85 2,55 1,36 0,75 3,18 1,79 3,13 12,0 11,9
MnO 0,20 0,22 0,21 0,19 0,20 0,33 0,23 0,18 0,20 0,00 0,32 0,31 0,16 0,2 0,2
MgO 21,05 9,64 11.31 8,26 6,00 5,20 11,20 8,15 3,43 3,75 1,53 1,02 10,7 11,8 8,7
CaO 8,83 12,00 13,28 12,46 11,39 6,50 11,84 8,30 8,00 8,37 4,25 1,78 2,65 13,8 8,8
Na,0 1,63 1,58 1,74 1,67 1,93 2,08 2,53 3,08 2,98 4,22 7,22 8,59 6,30 1,8 3,3
K,0 0,75 0,99 0,83 1,03 1,24 1,38 1,41 1,71 2,45 5,02 5,56 4,63 4,71 0,9 1,8
P,O< 0,49 0,81 0,47 0,82 0,91 0.96 0,77 0,91 1,77 4,56 0,63 0,50 0,21 0,5 1,0
H,O' 2,30 5,72 2,87 4,14 4,16 7,05 4,14 4,66 5,72 4,44 3,19 5,10
F 0,05 0,10 0,10 0.14 0,18 0,16 0,13 0,21 0,26 0,68 0,06 0,08
Сумма 100,20 99,92 99,78 99,94 99.74 99,89 99.83 99,70 99,64 99,21 99,79 99,79 99,05 100,0 100,0
f, ат, % 23,8 44,0 36,2 46,1 54,3 64,3 40,2 43,3 67,5 43,7 72,5 69,7 61,8 36,2 43,3
Rb 24 61 55 31 50 45 64 24 53 73 250 204 117 55 25
I Sr 273 569 516 508 642 757 701 779 528 465 2090 325 980 515 780
i Ba 168 272 261 293 395 275 473 629 380 1698 1830 537 1950 260 630
Zr 122 268 228 243 325 456 287 321 226 595 1000 1112 610 230 320
! мь 26 68 45 60 91 99 73 56 38 59 215 178 45 55
! Y 25 42 38 40 61 80 46 37 61 211 90 83 40 40
j Ni 770 268 295 274 135 345 313 345 264 25 72 35 20 295 345
Co 77 57 66 58 47 69 103 52 66 3 10 21 24 65 50
Cr 1400 532 112) 673 187 110 593 697 545 440 120 75 7 1120 700
V 125 149 ESI 207 209 175 230 184 162 29 31 35 10 180 185
Примечание. I - океаниты (гора Мелони. Батиса); 2 - анкарамитовые океаниты (гора Батиса), 3 - 5 - породы гор Ламонт, Мелони, Батиса, Ледд, Майами: 3
мангоанкарамиты. 4 - жслсзисто-магнсэиальныс анкарамиты, 5 - ферроамкарамитьГ, 6 ферролимбургиты (гора Батиса): 7 - анкаратриты (гора Батиса): 8 - трахибазальты
магнезиальные: 9 - трахибазальты железистые; 10 тристаниты (гора Ледд): ! 1.12 - фонолиты; 13 - щелочной трахит (район атолла Уэйк); 14-15 - предполагаемые составы
исходных магм: анкарамитовой (14) и трахибазальтовой (15). Окнелы в мае, %, микроэлементы в г/т; значение суммы дано с учетом поправки О = 2F; в скобках указано ко-
личество анализов
В пределах системы Маркус-Узйк наиболее изучена ее западная часть - плато
Огасавара, банка Рамано, хребет Михельсона и гайот Ламонт.
Илаю Огасавара расположено в зоне сочленения глубоководных желобов Идзу-
Бонинского и Волкано.
В 1984 и 1986гг. здесь нами были проведены комплексные геолого-геофизические
исследования, результаты которых уже час тично опубликованы (Васильев, 1992).
Плато состоит из двух массивов — Западного и Восточного, расположенных на
обшем поколе. Общая длина плато (с запада па восток) 380 км, максимальная ширина
(по долготе 144°) 230 км. Подошва его отбивается по изобатам 4500-5000 м
Западный массив, самый крупный, имеет в плане овальную форму. Массив четко
обособляется от цоколя плато по изобате 3000 м, имея диаметр в основании около
50 км. Поверхность массива расчлененная, наклонена с северо-запада па юго-восток
(1,5-2°), в связи с чем глубина ее изменяется от 500 до 950 м. В северной части мас-
сива наблюдается конусообразная вулканическая постройка. Склоны имеют крутизну
10-15°, местами - до 12° (западный склон).
Восточный массив отделен от Западного широкой (40 км) перемычкой. Массив
вытянут с северо-запада па юго-восток на 135 км при ширине до 45 км (по изо-
бате 2500 м), поверхность его полого (0,5—1°) наклонена л том же направлении.
Минимальная глубина около 500 м. Крутизна склонов в верхней части до 20°, в ниж-
ней 5 10е. Более крутой южный склон прорезан каньонами.
Цоколь плато, на котором расположены вышеописанные массивы, погружается
от2500-3000 до 4500-5000 м в виде террасовидных ступеней, разделенных уступами,
на севере - крутыми, па юге — более пологими.
В строении плато Огасавара принимают участие два комплекса пород, слагаю-
щие соответственно вулканогенный фундамент и осадочный чехол.
Строение фундамента изучено с помощью драгирования па 12 станциях (табл. 15;
рис. 29 и 30).
Нижняя часть разреза представлена типичными для западной части Тихого океа-
на подушечными лавами толеитовых базальтов, для которых характерны оливин во
вкрапленниках, меланократовый состав основной массы, определяющий высокие со-
держания железа; присутствие титанистых разностей моноклинных пироксенов.
Наиболее полный разрез нижней части фундамента изучен на Восточном масси-
ве (снизу вверх):
I) анкарамиты плагиоклазовые и клипопирокссн-плагиоклазовые базальты
(ст. В7-50);
2) трахибазальты, анкарамиты, плагиоклазовые, оливиновые, оливин-плагио-
клазовые и оливии-клипопирокссн-плагиоклазовые базальты (ст. В7-18);
3) оливин-клинопироксеповые базальты (ст. В7-51);
4) оливиновые базальты (ст. В7-24);
5) плагиоклазовые, реже оливин-плагиоклазовыс базальты (ст. В7-20 и В7-26).
Плагиоклазовые и клинопирокссн-плагиоклазовые базальты низов разреза - се-
рые порфировые, реже - афировые породы с вкрапленниками зонального плагиоклаза
(1-2 мм), представленного в ядрах лабрадором, в краевых зонах - андезином. Иногда
встречаются и вкрапленники клинопироксена (до 1 мм). Основная масса интерсер-
тальная, реже гиалонилитовая, состоит из лейст зонального плагиоклаза (до 30 %),
призм титанавгита (40-50 %), рудных минералов (3-5 %) и смсктитизироваппого
стекла. В долерито-базальгах стекло заключено только в интсрстициях между кри-
сталлами (5 %).
Таблица 15. Результаты драгирования на плато Огасавара
(НИС «Академик Александр Виноградов», 7-й рейс 1986 г.)
Станция Район Координаты, |рад. мин Глубина, м Характеристика материала
C.III ВЛ.
137-18 Восточный массив, северо-восточный склон 26,26 145,25 4140—4100 Осадочные брекчии базальтов и дезинтегрированный материал брек- чий; щебень базальтов (80 кг)
В7-20 То же 26,20 145,23 3550-3250 Глыбы и обломки осадочных пород с железо — марганцевой коркой, мел- кие обломки базальтов (7-10 кг)
137-21 - « - 26,16 26,14 145,20 145,20 2800-2360 Осадочные породы, известняки, пемза (1 кг)
В7-22 - « - 26,14 26,14 145.20 145,19 17320-1330 Осадочные породы с железо-мар- ганцевыми корками, известняки, брекчии (50 кг)
В7-24 То же, южный склон 25,45 25,46 145,58 145,57 3700-3080 Базальты с подушечной отдель- ностью, осадочная порода с же- лезо-марганцевой коркой, железо- марганцевые конкреции (10 кг)
137-25 - « - 25.47 25,47 145,49 146,00 2480-2160 Обломки рифогешгых известняков с железо-маргаппсвыми корками (3 кг)
137-26 То же, северный склон 25,53 25,53 146,00 146,00 3100 Базальты, органогенные извест- няки , с лабо-лнтиф иц ирова н 11ыс осадочные породы, пемзы, железо- марганцевые конкреции (5-6 кг)
137-50 То же, южный склон 25,46 145,17 4700-4500 Базальты, осадочные породы, брек- чии, железо-марганцевые корки, пемза
B7-5I - « 25.49 25,51 145,20 145,20 4040-3450 Осадочные породы, фосфориты, железо-марганцевые корки,обломок базальта
137-36 Западный массив, южный склон 25,55 25,55 144,06 144,07 1440-1200 Базальты, фосфориты, известняки, жслсзо-марга паевые корки (65 кг)
137-37 То же 26,07 26,07 144,09 144,09 1110-900 Обломки пемзы, смектита (2 кг)
137-38 То экс, северный склоп 26,15 26,13 144,09 144,09 2560-2000 Мелкие обломки осадочных терри- генных пород, известняков, пемз (Зкг)
Залегающие выше базальты отличаются большим разнообразием. Это серые и
буровато-серые порфировые породы, содержащие редкие порфировые выделения
лабрадора, оливина и реже клинопироксена, сочетания которых позволяют выделять
несколько типов. Вкрапленники лабрадора свежие и частично замешенные калиевым
полевым шпатом и смектитом. Оливин замешен агрегатами смектита и гидроокислов
железа. Основная масса гиалопилитовой, интерсертальной и метельчатой структуры
содержит лейсты и микровкраплепники плагиоклаза (до 25-30 %), призматические
кристаллы клинопироксена (до 30-40 %), редкие псевдоморфозы по оливину, заклю-
ченные в буром смектитизироваппом стекле. Наблюдаются мелкие поры, заполнен-
ные частично смектитом и железо-марх анценым веществом.
144'
145*
1 I V 3 V [ 2 1 . 1з U 4 КВ 5 lJLAII 6 {^.<1 7 I —.1 в —5500 ~ 9
Рис. 29. Схематическая геологическая карта плато Огасавара: 1 плейстоценовые органо-
генные илы, 2 плноцсн-плсйстопеновые (?) вулканогенные образования основного состава; 3 -
некгеновые туфогенно-осадочяые отложения, 4 - верхнемеловые существенно карбонатные отло-
жения рифовых фаций; 5 - меловые пелагические карбонатно-кремнистые отложения; 6 - юрские
(пиллоу-лавы) и туфы субщелочпых и щелочных базальтов; 7 разломы; 8 станции jipai нрования;
9 - изобаты, м
Оливип-клипопироксеновые базальты - меланократовые порфировые поро-
ды. содержащие до 10 % вкрапленников оливина, нацело замещенного смектитом, и
клинопироксена (12 мм) в интерсертальной основной массе. Она состоит из лейст
лабрадора (30-40 %), зерен клинопироксена (40-50 %), псевдоморфоз смектита по
оливину (до 5 %), зерен рудного минерала и стекла (около 10 %).
Оливиновые базальты содержат-1-2 % ромбовидных псевдоморфоз смектита по
оливину (до 2 мм) в интерсертальной основной массе, состоящей из зерен моноклин-
ного пироксена (30-40 %), редких псевдоморфоз смскгита по оливину, мелких зерен
рудного минерала (1- 3 %) и стекла, нацело замещенного смектитом.
Плагиоклазовые субщелочные базальты — серые порфировые миндалекаменные
породы с вкрапленниками плагиоклаза размером 1-2 мм (2-5 %), нацело замешен-
ного калиевым полевым шпатом и смект игом. Иногда наблюдаются псевдоморфозы
смектита и i идроокисяов железа по оливину. Структура основной массы варьирует от
гиалиновой до интерсертальной. Обычно она состоит из смекгигизированного стекла,
в котором хаотично расположены лейсты плагиоклаза, замешенного калиевым поле-
вым шпатом и смектитом, зерна моноклинного пироксена, псевдоморфозы смектита
по оливину, скелетные кристаллы рудного минерала (5-7 %). Наблюдаются поры раз-
Рис. 30. Геологические разрезы плато Огасавара (условные обозначения см. на рис. 29)
мерой 0,5-1,5 мм, обычно заполненные смектитом, апатитом и железо-марганцевым
веществом.
Нижняя часть разреза вулканогенной толщи также обнажается в каньоне на юж-
ном склоне цоколя плато Огасавара между Западным и Восточным массивами (ст. В7-
44 и В7-45). Наиболее распространены здесь оливиновые и оливин-плагиоклазовые
пористые базальты с интерсертальной структурой основной массы и содержанием
вкрапленников до 10 %. Встречаются плагиоклазовые, клипопирокссн-плагиоклазовые
и афировые разности. Общими для них являются преобладание во вкрапленниках
оливина и плагиоклаза, зональность вкрапленников и лейст плагиоклаза, их кислый
состав (ядра вкрапленников имеют основность N 52-55), меланократовый состав
основной массы, интенсивное замещение плагиоклаза калиевым полевым пшатом.
Эти особенности позволяют отнести рассматриваемые породы к группе голеитовых
базальгов гавайского типа.
Значительно распространены на ст. В7-44 также порфировые долсрито-базальты
с редкими крупными (до 5-6 мм) вкрапленниками плагиоклаза (в ядрах N 60-70).
Породы имеют' долеритовую структуру и состоят из длиннопризматических кристал-
лов зонального плагиоклаза (30-45 %) размером 1-1,5 мм, псевдоморфоз смехгита
по оливину (10-15 %), призматических кристаллов титан-аигита (25-40 %), рудных
минералов (2-5 %) и смсктитизировапного стекла (до 10 %). Плагиоклазы, как и в
базальтах, замещаются калиевым полевым шпатом, поры заполнены смектитом или
смектитом и апа гитом.
Разрез вулканогенной толщи наращивается нлагиоклазовыми базальтами с ин-
терсертальной, реже гиалопилитовой структурой основной массы, иногда флюидаль-
ными (ст. В7-45).
К еще более высоким частям разреза вулканогенной толщи относятся полу-
шечные оливиновые базальты, драгированные на южном склоне Западного массива
(сг. В7-36). Самая внешняя зона подушек (около 5 см) представлена темно-серым сте-
кловатым оливиновым базальтом. Промежуточная зона (6-10 см) отличается наличи-
ем крупных пор неправильной формы, на стенках которых имеются щетки прозрачных
кристаллов кальцита; небольшое количество пор приурочено к границе с внутренней
зоной подушек. Иногда наблюдается перлитовая отдельность. Внутренняя часть поду-
шск сложена порфировыми оливиповыми базальтами с лучше раскристалл изолан ной
основной массой, в стекле которой наблюдаются скелетные и решетчатые выделения
рудных минералов. Характерно отсутствие бурых стекловатых корок закаливания,
обычных для продуктов подводных излияний.
Такими же базальтами сложен и субширотный хребет, расположенный к северу
от Западного массива.
При низком содержании щелочей эти базальты имеют повышенное содержание
титана, иногда фосфора, а также повышенные и высокие, свойственные щелочным
базальтам концентрации стронция, бария, циркония, ниобия. От толеитов Гавайских
островов и Императорского хребта они отличаются главным образом значительно бо-
лее высокими содержаниями калия. Ио генетическое значение этого различия неясно,
так как породы претерпели сильное вторичное изменение, которое могло сопрово-
ждаться привнсснием калия. Породы имеют темпо-серую, иногда черную окраску, об-
условленную цветом преобладающего в основной массе стекла. Иногда встречаются
разности с обильными крупными (до 3 мм) открытыми порами, обросшими по стен-
кам каемками смектита. Обычно же поры мелкие, редкие, заполненные смектитом. В
стекловатой основной массе беспорядочно распределены лейсты и микролиты пла-
гиоклаза, тонкопризматические кристаллы клинопироксена, округлые зерна оливина,
замешенные красно-бурым смектитом. Среди вкрапленников преобладают клинопи-
роксен и оливин (псевдоморфозы смектита), часто образующие гломеролорфировые
выделения размером до 5 мм, реже встречается плагиоклаз, изредка - базальтическая
бурая роговая обманка.
Вместе с вулканогенными породами почти па всех станциях были драгирова-
ны обломки туфогенно-осадочных пород — слоистых туфов, туффитов, туфобрекчий
с обломками базальтов, туфогенпых песчаников и- алевролитов. В ряде случаев на-
блюдается интенсивная фосфазизация и смсктитизация. По-видимому, эти породы
чередуются с эффузивами, образуя единую вулканогенно-осадочную толщу. Возраст
описанной толщи домеловой (скорее всего юрский), поскольку на пей несогласно за-
легают кремписто-карбонатлые отложения, датированные в смежном с юга районе
(островной склон желоба Волкано) рапним-поздним мелом от валанжина до Маа-
стрихта включительно. Видимая мощность толщи до 3000 м.
Осадочный чехол плато Огасавара изучен НСП, драгированием и отбором проб
грунтовыми трубками. В нем выделяются следующие фации:
рнфогенныс и гуфогенпые отложения вершинной части Западного и Восточного
массивов;
пелагические кремписто-карбопатпые отложения юго-западной части плато;
туфогешю-осадочпыс отложения цоколя плато;
осадочные отложения котловин.
Фация риф о генных и туфогенно-осадочных отложений
мощностью до 1200 м полого залегает на выровненной поверхности вулканогенной
толщи, расчлененной на блоки крутопадающими сбросами, движения по которым
проходили после накопления основной части осадочной толщи. Установлены и ред-
кие конседиментациопные сбросы (Восточный массив). Комплекс резко обрывается
на краях массивов без заметного коневдемептациошюго утонения слоев, что харак-
терно для возвышенностей Шатского, Обручева п Хесса. Особенности строения рас-
сматриваемого комплекса мшутбыть объяснены седиментацией на выровненной пла-
тообразной поверхности.
Большая часть рассматриваемой фации (до 1000 м) имеет меловой возраст. Она
представлена в основном карбонатными породами, среди которых выделяются сле-
дующие разности:
известняки органогенно-обломочные белые, желтоватые, светло-серые, розо-
ватые массивные, иногда плитчатые, слаболитифицированныс, часто с многочис-
ленными норами камнеточцев диаметром до 1 см и длиной до 5 см, заполненными
пелитоморфным глинисто-карбонатным или фосфатным материалом. Они состоят из
обломков кораллов, раковин моллюсков, панцирей ежей, планктонных и бентосных
форамипифер, сцементированных пелитоморфным карбонатным материалом;
известняки белые оолитовые, фосфатизированные, состоящие из мелких ооли-
тов с концентрическим строением, сцементированных пелитоморфным карбонатным
материалом;
брекчии карбонатные, состоящие из угловатых и полуокатанных обломков из-
вестняков и фосфоритов, сцементированных фосфатизированным карбонатным це-
ментом.
На северном склоне Восточного массива плато Огасавара (ст. В7-22, глубина
1720-1330 м) в известняках С.П. Плетневым определены меловые бентосные фора-
миниферы Haplophragmoides sp_, Pseudobolivina sp. и Anomalmoides sp. В известняках
на северном склоне Западного массива (ст. В7-39, глубина 2000-1400 м) встречены
остатки раковин двустворчатых моллюсков мелового возраста отряда Rudistae, близ-
ких родам Plagioptyhus и Durania (определение В.Д. Худика), а па южном склоне этою
массива (ст. В7-36, глубина 1440-1200 м ) известняки содержат остатки раковин га-
стропод мелового облика.
Верхнюю пачку слагают верхнемиоцеп-нижнеплиоцеповые отложения мощно-
стью до 200 м, которые разви гы на поверхности и склонах Западного и Восточного
массивов. Они представлены следующими породами:
конгломераты мелкогалечниковые, состоящие из полуокатанных обломков
сильно измененных базальтов, сцементированных фосфатизированным известково-
глинистым материалом;
алевролиты и аргиллиты известково-глинистые, слаболитифицированные,
светло-серые, с ходами беспозвоночных животных;
туффиты алевритовые некрепкие,
ракушняк, состоящий из обломков раковин моллюсков (до 5 см), слабо сцемен-
тированных карбонатно-фосфатным материалом;
мергель светло-серый неслоистый;
брекчии известково-фосфатныс, фосфатно-песчаниковые и фосфатно-аргил-
литовые, состоящие из угловатых обломков (до 7 см) названных пород, слабосцсмеп-
тироваппых известково-глинисго-фосфатным материалом;
туфопесчапики и песчанистые ту фо алевролиты некрепкие буровато-серые.
Из алевритов, драгированных па станциях В7-38, 21, С.П. Плетневым опреде-
лен комплекс планктонных и бентосных форамипифер, характерных для позднего
миоцена-ранпего плиоцена, а из известковистых алевролитов со станций В7-38, 39
М.Г. Бирюлина определила комплекс кокколитофорид такого же возраста.
Верхнеплиоцсновые-нижнеплейстоценовые отложения представлены двумя фа-
циями, развитыми на поверхности и на склонах плато.
Осадочная фация представлена нанофораминиферовыми илами и туфогенными
алевритами, из которых определены комплексы кокколитофорид, планктонных и бен-
тосных форамипифер, подтверждающих указанный возраст этих отложений.
Породы вулканогенной фации, слагающие коническую постройку северной ча-
сти Западного массива, представлены черным шлаком, пемзами, эффузивами.
На поверхности Восточного массива обнаружена кора выветривания на базаль-
тах (ст. В7-49), вскрытая трубкой на 63 см. Сверху (0-10 см) она представлена очень
плотным темпо-бурым мелкозернистым железистым песком, состоящем из обломков
окисленного вулканического стекла основного состава, кристаллов плагиоклаза и
редко зерен кварца (возможно, эолового происхождения). Глинистая фракция пред-
ставлена смектитом (48 %), гидрослюдами (22 %) и филлипситом (30 %). Содержание
железа в песке 10,22 %, марганца - 0,90 %, меди и никеля - 0,02 %. На глубине 10 м
от поверхности встречен обломок железо-марганцевой корки на сильно выветрелом
базальте. Ниже залегает слой темно-бурой очень плотной дресвы, состоящей из об-
ломков (до I см) сильно выветрелых базальтов, заключенных в пссчапо-гаинистом за-
полнителе, образовавшемся за счет разложения основного вулканического стекла, пре-
вращенного в смектит и филлипсит. Содержание железа в интервале 50-63 см возрас-
тает до 15,86 %. Еще ниже залегает щебень выветрелых пористых базальтов (1—3 см).
На Западном массиве также вскрыта кора выветривания на эффузивах, превра-
щенных в желтую глинистую массу, состоящую почти напело из смектита (ст. В7-98,
глубина 720 м). Образование выветривания происходило в наземных условиях.
Фация пелагических кремнисто-карбонатных отложений
развита в юго-западной части плато и на перемычке, разделяющей глубоководные
желоба Идзу-Бонинский и Волкано. Акустически проницаемая толща этого района
отличается от толщи, распространенной па Западном, Восточном массивах и банке
Рамапо наличием протяженных уверенно прослеживающихся отражающих границ,
разделяющих акустически прозрачные пачки, и отсутствием четкой поверхности аку-
стического фундамента. Она сложена н основном меловыми слаболитифицирован-
ными форамипиферо-кокколитовыми известняками с желваками и линзами кремней
Реже встречаются глинистые известняки и мергели. Породы массивные, иногда со
слабовыражсиной горизонтальной линзовидной слоистостью. Состоят из раковин
планктонных фораминифер и радиолярий различной сохранности, рассеянных в мел-
козернистой кальцитовой массе. Полости раковин иногда выполнены халцедоном.
В составе пород преобладает низкомагнезиальный кальцит. Встречаются кольцевые
формы кокколитов, халцедон, иногда неорганический опал и алевритовые частицы
(до 1 %) плагиоклазов вулканических стекол и кварцита. Присутствуют также кар-
бонатные брекчии (калькарениты), состоящие из угловатых и угловато окатанных
обломков известняков размером 0,1-0,2 мм, сцементированных микрозернистым и
мелкозернистым кальцитом. Обломки частично представлены фрагментами створок
моллюсков и панцирей иглокожих. В цементе встречаются остатки раковин форами-
нифер - эллиптические пеллеты, сложенные темным микрозернистым кальцитом.
Среди кремниевых пород рассматриваемой фации преобладают серые кремни,
встречающиеся в виде желваков неправильной формы размером до 30 см в поперечни-
ке, а также линз и не выдержанных по мощности (0,5-7 см) прослойков. Наблюдаются
переходы от кремней к известнякам в виде окремнения известняков и появления за-
тем известковистых и известковых кремней с остатками фораминифер, радиолярий и
карбонатных пеллет. Вследствие слабой литификации известняков кремни при драги-
ровании часто вымываются.
Кремни обычно пятнистые и липзовидно-слоистыс вследствие неравномерно-
го окремнения в биотурбированном карбонатном или кремнисто-карбопатном осад-
ке. Породы микрозернистые (0,001-0,005 мм), с участками коллоидально-зернистых.
В минеральном составе пород преобладает кварц, в подчиненном количестве - каль-
цит. Встречаются также гидроокисям железа, мелкие зерна гематита (в яшмах),
железо-марганцевые микроконкреции и хлопьевидные выделения, единичные кри-
сталлы пироксенов и агрегатные скопления смектита. Полости раковин, трещины
и норы беспозвоночных животных заполнены агрегатами мелких зерен кальцита и
кварца либо только кварца. Иногда наблюдаются глобулы халцедона с концентриче-
ским строением.
Известковистые и известковые кремни, представляющие переходную группу от
известняков к кремням, содержат от 5 до 50 % кальцита, остальной объем приходится
на халцедон. Текстуры, структуры и состав этих пород позволяют считать, что пер-
вичный осадок представлял собой известковистые турбидиты.
В известняках, драгированных на ст. В7-34, В.Д. Худаком определены двуствор-
чатые моллюски Lopha ex gr. cariuata (Lamark) и Aucella sp, а также брюхоног ие мол-
люски родов Pseudomesala и Vanika opsis, характерные для меловой биоты, обитавшей
в мелководных условиях тропических и субтропических районов Тихого океана и
Средиземноморья. Присутствуют также виды родов Criphae и Parvammssiim. Первый
род распространен от юры до палеогена, второй - от юры доныне. Меловой возраст из-
вестняков подтверждается комплексом рапнесенопских фораминифер, определенных
С.П. Плетневым из образцов, драгированных на ст. В7-32: Archeoglobigcrina boscuensis
Pcssango, A. blovi Pcssango, Globigermelloides sp. (планктонные формы), Cibicides sp.,
Marginalina sp.. Darbiolla sp., Amonaliuoides sp. (бентосные формы). В этих же образ-
цах встречены меловые кокколитофориды: Arkhangelskiella cymbifonnis, Ligodiscus
sp.. Biscutumcousious, Watznaveria baruesae, Ligodiscus spiralis.
Меловые отложения перекрыты маломощным (вскрытая мощность 20-30 см)
чехлом нижнеплейстоценовых очень плотных алевритовых песков и супесей. Пески
биогенно-вулканомиктовые, состоят из раковин фораминифер, угловатых зерен ба-
зальтов, осколков сильно измененного основного вулканического стекла, плагиокла-
зов. реже амфиболов и глинистого заполнителя. Содержание СаСО3 от 40 до 58 %.
Супеси содержат меньше биогенного карбонатного материала (5-6 %) и значительно
больше глинистых частиц.
На перемычке между желобами Идзу-Бопинским и Волкано (ст. В7-56) отложе-
ния описываемого возраста представлены очень плотными несортированными осад-
ками, состоящими из раковин фораминифер и примерно равного количества псамми-
товых, алевритовых и пелитовых частиц, в том числе до 3 % пеплового материала.
Возраст отложений установлен по комплексу планктонных фораминифер, в котором
резко преобладают Globorolalia tnincatulinoides и Gl. infiata, присутствуют также
Globorotalia tosaensis, Gl. hessi и Gl. viola (определения С. П. Плетнева).
Фация туфогенно-осадочных отложений цоколя плато Огасавара
распространена широко. Залегает па выровненной поверхности вулканогенного фун-
дамента, сложенного подушечными лавами юрских (?) базальтов, разбитого серией
постседимептационных субвсртикальпых сбросов с амплитудой от 50-100 до 500-
800 м. Подошва фации, по данным НСП, устанавливается в значительной степени
условно по подошве пачки, ниже которой отражения реверберационного слоя плавно
затухают с глубиной.
Фация представлена очень неравномерной по мощности (от 0,1 до 0,4 с) толщей,
образованной слоями, дающими интенсивные отражения, крайне не выдержанные
по простиранию. В основании сбросовых уступов мощность толщи увеличивается,
и здесь отражения приобретают хаотический характер, свидетельствующий об ин-
тенсивных, вероятно, гравитационных деформациях толщи. К краям террас мощ-
ность толщи уменьшается. Входящие в состав фации породы драгированы вместе с
базальтами на северном склоне Восточного массива (ст. В7-18,20) и в каньоне между
Западным и Восточным массивами (ст. В7-44,45). Они представлены верхнсмиоцен-
нижнеплиоценовыми, всрхпсплиоцен-плейстоценовыми и средпеплейстоцен-голоце-
новыми отложениями
В состав первой группы входят следующие породы:
брекчии осадочные, состоящие из угловатых обломков базальтов и долеритов
(3-10 см), сцементированных коричневым песчанистым туфоалевролитом. Обломки
покрыты корками железо-марганцевого вещества толщиной от 1-3 мм до 1,0 см, со-
держащими включения фосфатного материала в виде дендритов;
туфоалсвролиты песчанистые, аналогичные цементу брекчий, с прослоями
железо-марганцевого вещества (0,5-0,3 см) и более плотными темными глинистыми
прослоями (до 5-6 см). Состоят из алевропсаммитовых зерен пузырчатых базальтов,
вулканического стекла и плагиоклазов. Реже встречаются зерна пироксенов, кварца,
эпидота, амфибола и глауконита. Цементирующая масса - глинистое вещество, обра-
зовавшееся в значительной мере за счет разложения вулканического пепла;
туфопесчаники коричневые, среднезерпистые, массивные, местами пятнистые,
иногда слаболитифицированные. Состоят из угловатых зерен вулканического стек-
ла, пористых базальтов, обломкоп кристаллов плагиоклазов и темноцветных. Изредка
встречаются зерна кварца и эпидота;
цемент алевропелиговый пепловый. В некоторых образцах наблюдаются вол-
нистые прослои железо-марганцевого вещества, к которым приурочены включения
округлых и уплощенных железо-марганцевых конкреций размером 3-8 см, в ядрах
которых содержатся обломки глинистого или фосфатного вещества (1-4 см), заме-
щающего базальты.
В туфоалевролитах и эуфопесчаииках наблюдаются норы беспозвоночных жи-
вотных, заполненные фосфатным и глинистым материалом.
В описанных породах изредка встречаются остатки раковин Globigerina
nepentlius (станции В7-18, 21), характерных для позднего миоцена-раннего плиоцена
(определения С.П. Плетнева). Комплекс кокколитофорид этого же возраста опреде-
лен М.Г. Бирюлиной из известковых зуфоалевролитов со ст. В7-38 (северный склон
Центрального массива).
Верхпеплиоцсновые-нижнеплейстоценовые отложения представлены туфоген-
ными и известковистыми алевролитами, сходными с вышеописанными В них об-
наружены остатки планктонных фораминифер Globorotalia humerosa Так. et Saito, С.
undulata, Globigeri-noides extremus Belli et Berm. (ст. B7-45), а также кокколитофорид
(ст. B7-22).
Среднсплейстоценовые-голоценовые отложения вскрыты трубкой на склоне
между Западным и Восточным массивами (ст; В7-46), где они имеют следующий раз-
рез (снизу вверх):
1) средний плейстоцен - алевритовые и псаммитовые миктиты, очень плотные,
буровато-серые, слабоизвестковистые и известковистые, фораминиферовые, с облом-
ками вулканического стекла и пепловых частиц. Вскрытая мощность 140 см (интер-
вал 185—245 см).
2) верхний плейстоцен, рисс-вюрм - мелкозернистые пески и пелитовые мик-
титы, очень плотные, слабоизвестковистые (СаСОз от 12 до 30 %), с тонкими пе-
пеловыми прослойками и примесью обломков базальтов, кристаллов плагиоклаза и
темноцветных. Мощность 85 см (интервал 100-185 см):
а) ранний вюрм - миктиты и алевропелиты плотные, несортированные, форами-
ниферовые, известковистые (СаСО3 от 22 до 40 %), с примесью туфогенного материа-
ла; глинистые минералы в алевропелитах представлены смектитом (90 %), хлоритом
и каолинитом (в сумме 10 %). Мощность 27 см (интервал 73-100 см);
б) средний вюрм - алевриты и алевропелиты очень плотные, с примесью вулка-
нического пепла и стекла. Мощность 37 см (интервал 40-75 см);
в) поздний вюрм - известковистые форамипиферовые пески и миктиты, плот-
ные, с примесью туфогенного материала. Мощность 28 см (интервал 22-40 см)
3) голоцен - песок мелкозернистый фораминиферовый мягкий, светло-серый,
слоистый, переходящий в верхней части разреза в псаммитовый алеврит. Мощность
22 см (интервал 0-22 см).
Возраст отложений установлен по данным фораминиферового анализа.
Фация осадочных отложений абиссальных котл о вин изучена
южнее и севернее плато Огасавара Подошва ее выделяется условно по кровле «опа-
кового» слоя, характеризующегося высокоин гепсивными низкочастотными отраже-
ниями, плавно затухающими с глубиной. Ниже этого слоя не получено никаких от-
ражающих границ.
Поверхность условного акустического фундамента имеет пологий рельеф и, ве-
роятно, седиментационную природу. Залегающая выше осадочная толща достигает
максимальной мощности (до 800 м) севернее Восточного массива, где опа разделя-
ется на две части. Верхняя часть представлена мощной (свыше 300 м) акустически
полупрозрачной пачкой слоев со слабыми параллельными и субпараллельными от-
ражающими границами, выклинивающимися к подошве по схеме прилегания в се-
верном направлении, в котором мощность пачки уменьшается. Подошва пачки очень
полого наклонена к югу - в сторону Вост очного массива.
Нижняя часть разреза мощностью до 500 м (до 0,45 с) также утоняется к северу.
В ней выделяются средне- и низкоинтепсивпые протяженные параллельные и субпа-
раллельные границы, интенсивность которых несколько возрастает к подошве толщи.
Слои слабо деформированы.
К югу от Восточного массива осадочная толща имеег мошноегь до 700-800 м (до
0,7 с) и гоже делится на две части. Верхняя акустически полупрозрачная маломощная
пачка слоев перекрывает нижнюю расслоенную пачку с протяженными отражающи-
ми границами разной интенсивности, нарушенными сбросами.
Во впадине к северу от Западного массива осадочная толща имеет меньшую
мощность - до 350 м (0,2-0,3 с).
Вещественный сост ав и возраст осадочных отложений ко тловин могут быть изуче-
ны только с помощью бурения. Можно предполагать, что эти отложения одновозраст пы
с отложениями, перекрывающими Западный и Вост очный массивы плато Огасавара,
но представлены не карбонатными, а преимущественно кремнисто-глинистыми по-
родами, отлагавшимися в абиссальных условиях па больших глубинах.
Исследования позволили установить основные закономерности геологического
строения и развития плато Огасавара, сходного с другими крупными возвышенно-
стями северо-запада Тихого океана - Обручева, Шатского и Хесса, но в то же время
обладающего и некоторыми отличиями.
Общими для всех этих структур является наличие вулканогенной толщи, по-
видимому, домслового возраста и перекрывающего ее существенно карбонатного
осадочного чехла платформенного типа.
Подстилающие вулканогенную толщу образования не изучены. Можно предпо-
лагать, что на плато Огасавара под вулканогенной толщей имеется меланократовый
офиолитовый фундамент, слагающий третий слой океанической коры. Вышележащие
вулканогенные образования относятся кталассотрапповой формации, сложенной по-
душечными лавами голеитовых базальтов, переходящими вверх по разрезу в щелоч-
ные разности.
Анализ мощностей и фаций осадочного чехла показывает, что к началу мела
плато Огасавара уже существовало в виде горного сооружения, возвышавшегося
над поверхностью траппового плато на несколько километров. Оно состояло из двух
групп насаженных на общий цоколь вулканических гор, образовавших Западный и
Восточный массивы. Эти вулканы сформировались в заключительную стадию ме-
зозойского траппового вулканизма, проявившегося во всей северо-западной части
Гихого океана.
В начале (?) мела регион испытал погружение, вершины вулканов были среза-
ны абразией и па них началось рифообразовапис, а на пологом юго-западном склоне
Западного массива -- формирование пелагических кремнисто-карбопатпых осадков.
На крутых склонах горных массивов осадки практически нс отлагались, а в глубоких
понижениях между ними осадконакопление, видимо, шло очень медленно.
Палеогеновые, ранне- и срелнемиоцсновыс отложения на плато Огасавара не уста-
новлены. По-видимому, они из разреза выпадают, хотя не исключено, что часть из них
присутствует, но пока не обнаружена. Этот перерыв обусловлен особыми условиями,
неблагоприятными для осадконакопления, которые господствовали во всей северо-
западной части Тихого океана. Возможно, это было вызвано значительным пониже-
нием уровня моря (или соответственно поднятием региона). В то же время в пределах
внешней зоны Бонинской дуги в палеогене в наземных и мелководно-морских усло-
виях происходили вулканическая деятельность, формирование туфогенно-осадочной
толщи и рифогенпых известняков (Сибэ, 1979; Уидзиэ, Мацумару, 1977).
В позднем миоцене па поверхности массивов возобновилось рифообразование,
а на их склонах началось отложение туфогенпых осадков за счет пирокластического
материала, пос тупившего с Бонинской вулканической дуги.
В позднем плиоцене-рапнем плейстоцене (?) па поверхности Западного и
Восточного массивов в наземных условиях произошли излияния базальтов, об-
разовавших маломощные покровы и конусообразное сооружение в северной части
Западного массива. Затем на поверхности этих покровов образовались красноцветные
коры выветривания.
Начиная со среднего плейстоцена регион испытал значительное неравномер-
ное опускание - 70-90 м в районе банки Рамано, 1000-1200 м в районе Западного и
Восточного массивов и до 3000 3500 м в западной части плато, в районе перемычки
между желобами Идзу-Бонинским и Волкано.
Банка Рамано расположена к северу от плато Огасавара. Это типичный гайот
(рис. 31).
Рис. 31. Схематическая tcojioi ическая карта (А) и разрез (Б) банки Рамано. I четвертичные
opiантенные илы; 2 - верхний мел: оргапогевно-детритовые известняки рифовых фаций; 3 - верх-
няя юра-нижннй мел (?): нефелиновые фонолиты и трахиты, 4 - юра (?) пиллоу-лавы субщелочных
базальтов; 5 - линия геологического разреза; 6 - станции драгирования; 7 - места находок фаций;
8 изобаты
По данным драгирований здесь нами составлен довольно детальный разрез
Нижняя часть вулканогенной толщи представлена здесь подушечными лавами
субщелочных оливиновых базальтов гавайского типа, характеризующихся низким со-
держанием щелочей при повышенном содержании титана, иногда фосфора, а также
повышенным содержанием стронция, бария, циркония и ниобия. Породы томно-серые,
в выветрелом состоянии, буроватые, иногда с крупными (до 3 см) порами. Мелкие
поры обычно заполнены смектитом. Вкрапленники — клинопироксен и оливин - ча-
сто образуют гломеропорфировые сростки (до 5 мм). Реже встречают ся вкрапленники
плагиоклаза и роговой обманки. Основная масса стекловатая, с лейстами и мелкими
зернами плагиоклаза, клино-пироксена и оливина, замещенного смектитом.
Верхняя часть разреза вулканической толщи, изученная на банке Рамапо, пред-
ставлена щелочными эффузивами - нефелиновыми фонолитами и трахитами.
Нефелиновые фонолиты предшавляюг собой серые плотные породы порфиро-
вой и афировой текстуры, поднятые в виде крупных глыб (до 25 х 25 х 12 см) с поверх-
ностями свежего скола и многочисленных обломков. В шлифах эго породы с гиалопи-
литовой основной массой, сложенной светло-серым в проходящем свете изотропным
стеклом, и распределенными в нем микролитами и лейстами кислого плагиоклаза,
короткопризматическими зернами щелочного амфибола тина арфведсонита (с пле-
охроизмом в сине-зеленых и желтых тонах), квадратными табличками калиевого
полевого шпата. Вкрапленники представлены этими же минералами, а также нефе-
лином. Призматические зерна плагиоклаза и амфибола достигают 1 1,5 мм в длину,
изометричныс зерна калиевого полевого шпага и нефелина — 0,2-0,4 мм в попереч-
нике. Вкрапленники нефелина имеют в сечении характерную шестиугольную, ква-
дратную или округлую форму, умеренно корродируются анальцимом и канкринитом.
Присутствие нефелина и особенности химизма пород в части как петрогенных окис-
лов, так и микроэлементов дают основание относить их к нефелиновым фонолитам.
Трахиты по внешнему виду не отличаются от фонолитов. В шлифах обнаружива-
ется типичная т рахитовая структура пород, при которой редкие вкрапленники кислого
плагиоклаза и клинопироксена (длиной до 2 мм) находятся во флюидальной основной
массе, состоящей из субпараплелыю ориентированных лейст кислого плагиоклаза, за-
жатых между ними участков буроватого стекла и большого количества изометричных
зерен рудного минерала - по-видимому, магне тита. Химические анализы показывают,
что рассматриваемые породы отличаются от нефелиновых фонолитов более высоки-
ми содержаниями окислов кремния, титана, кальция, натрия и особенно железа при
пониженных содержаниях алюминия, магния и калия. Эги особенности состава обу-
словливают в целом более кислый, железистый и менее щелочной характер трахитов
по сравнению с нефелиновыми фонолитами. По химическому составу трахиты банки
Рамано близки к бепмореитам желоба Волкано, отличаясь от них трахитовой структу-
рой и очень высоким содержанием бария, циркония, ниобия, аналогичным их содер-
жанию в гораздо более кислых, чем они, трахитах и трахидацитах желоба Волкано.
Таким образом, трахиты банки Рамано имеют более щелочной характер, чем трахиты
желоба Волкано.
Осадочный чехол на банке Рамано имеет мощность около 1200 м. Он полого
залегае т па ровной абрадировашюй поверхности вулканогенной толщи и резко обры-
вается на склонах банки без заметного уменьшения мощности слоев. Большая часть
разреза (до 1000 м) представлена карбонатными отложениями мелового возраста - бе-
лыми и желтоватыми органогенными известняками, состоящими из обломков раковин
моллюсков, кораллов, панцирей ежей, раковин фораминифер, сцементированных тон-
козернистым карбонатным материалом, часто замещенным фосфатом. Встречаются
также белые оолитовые известняки и карбонатные брекчии.
В известняках из нижней части разреза осадочной толщи (ст. Н4-78, глубина
1850-1200 м) обнаружены неопределимые до вида остатки брюхоногих моллюсков
рода Siphonalia и мелкие ядра двустворчатого моллюска рода Griphae, который характе-
рен для бентосных ассоциаций позднемелового времени (заключение В.Д. Худика).
Верхняя часть разреза сложена органогенно-детритовыми известняками, козо-
рые покрывают вершину банки Рамапо, где наряду с известняками была поднята и их
хорошо оказ анная галька (ст. И4-79, Шубина 120-250 м). По заключению О. А. Ткалич,
в известняках присутствует комплекс планктонных фораминифер видов Globigerina
nepenthes, Globigerinita glutinata, G. uvula, Globigerinoides ruber, G. conglobatus,
Globorotalia margarilac, Globoquadrina humerosa. Этот комплекс характерен для самого
позднего миоцепа-ранпего плиоцена.
К западу от банки Рамапо расположен хребет, вдающийся в Идзу-Бонинский же-
лоб. Длина хребта 95 км, высота до 5000 м. Он сложен пиллоу-лавами субщелочных
базальтов, типичных для океанических склонов глубоководных желобов, реже - низ-
котитапистыми толеитами, аналогичными ферротолеитам плаго Огасавара.
Хребет Михельсона расположен к востоку от плато Огасавара, представляет со-
бой субширотное поднятие, на котором находится несколько подводных гор. Нами
изучены две из них - Поллукс и Кастор (рис. 32).
Рис. 32. Схематические геологические разрезы гайотов Кастор (Л) и Поллукс (Б): 1 плиоцен-
плейстоцен, органогенные илы; 2 верхний мел, рифогенные известняки, 3 - верхняя юра-нижний
мел О, базальты и их брекчии
Гора Поллукс - это типичный гайот со срезанной вершиной, перекрытой толщей
верхнемсловых рифогенных известняков мощностью до 1 км. Возможно, известняки
развиты и глубже, экранируя вулканические породы, слагающие основание гайота.
Последние представлены сильно измененными оливин-пироксеповыми и оливиновы-
ми базальтами и их брекчиями
Вершина горы Кастор осложнена вулканическими конусами и лишь частично пе-
рекрыта рифогенными известняками (Маастрихт). Гора сложена в основном базальта-
ми и их брекчиями. Среди базальтов выделяются оливииовые,оливин-плагиоклазовыс
и пироксен-плагиоклазовые разности, а также пикробазальты, долсритобазалы ы и
туфы.
В западной части хребта Михельсона на гайоте MY'l (Шубина 1337 м) скв. 878
вскрыты субаэральные щелочные базальты и брекчии (интервал 907,8-722,5 м), не-
согласно перекрытые толщей мелководных апт-альбских органогенно-обломочных,
зернистых и оолитовых известняков с горизонтами вупканокластических брекчий,
прослоями пепловых туфов и алевролитов (инт ервал 722,5-3,2 м). Размытая поверх-
ность этих отложений покрыта железомарганцевой коркой, конкрециями и наиофос-
силитовым илом с остатками микрофауны позднего альба, сантоиа-кампапа, нижнего
эоцена и позднего палеоцена. Самый верхний интервал (1,5 м) представлен гшиоцен-
плейстоценовым фораминиферово-нанофосилитовым илом и железомарганцевыми
конкрециями (Pzcmoli Silva el al., 1993).
Гайот Ламонт расположен в центральной части горной системы Маркус-Уэйк,
сходен по строению с банкой Рамано. Нижняя часть разреза вулканогенной толщи
Здесь также представлена толситовыми оливиповыми и оливип-плагиоклазовыми ба-
зальтами и долеритами и их вероятными дифференциагами - лейкобазальтами, имею-
щими ограниченное распространение. Верхняя часть сложена анкарамитами, трахи-
базальтами и ассоциирующимися с ними пироксенитами, которые, видимо, являются
кумулятивной фацией анкарамитов. Осадочные породы, залегающие на вулканоген-
ной толще, представлены алевролитами, аргиллитами, песчаниками, гравелитами и
органогенно-детритовыми известняками эоценового возраста (Meezen ct al., 1973).
На других гайотах рассматриваемой горной системы кроме приведенных выше
пород драгированы лимбургиты, муджиериты, трахиандезиты, оливиновые -геролиты,
а также их гуфы и зу фо брекчии (Матвее нков, Марова, 1975).
Возраст вулканогенной голши в основном не моложе позднего мела, что под-
тверждается радиометрическим возрастом вулканитов (табл. 16) и возрастом пере-
крывающих эту толщу рифогенных известняков.
Таб.'/ш/и 16 Радиометрический возраст вулканитов гайотов системы Маркус-Уэйк
(Ozima cl al., 1977)
Гайот Координаты. град Возраст, млн лет К/Аг; *'Ar/”Ar
С.Ш. вл
Вильде 21,2 163.4 86±1,9
Ламонт 21,5 159,6 86,6*3.7
Скриппс 23,7 159,5 97,5±3,О
Не исключено, что па некоторых горах вулканизм продолжался вплоть до ранне-
го миоцена.
Срединно-Тихоокеанское подпитие (СТП) и хребет Неккср протягиваются
в широтном направлении па 2100 км Ширина его в западной части до 1000 км, в
восточной она уменьшается до 400 - 450 км. К северо-востоку от СТП располага-
ется узкий хребет Неккср, связывающий его с Гавайским поднятием. Подошва СТП
окоптуривается изобатой 5000 м, глубина смежных частей котловин 5300-5700 м. На
СТП насчитывается около 50 гор, сгруппированных в массивы и хребты, имеющие в
западной его части преобладающее субширотпое простирание, в восточной - северо-
восточное. Вертины гор располагаются на глубинах от 30-50 до 3000-3500 м, часто
они срезаны абразией. Мощность земной коры в восточной части поднятия, по дан-
ным ГСЗ, более 8 км.
Драгированиями и бурением установлено, что горы сложены вулканогенными
породами - оливиповыми и щелочными базальтами и трахибазальтами, изливавшими-
ся в мелководных и наземных условиях (Рудник, Матвеенков, 1978). Лбрадированныс
вершины гор покрыты рифогсиными известняками, часто фосфатизированными.
мощность которых обычно превышает 500 м (рис. 33). Возраст известняков от аль-
ба до эоцена включительно. Па глубоко опушенных горах рифогениые образования
перекрыты фораминиферовыми илами (до 100 м).
В срединной части СТП на гайоте Рсзолюшсн скв. 463 в нижней части разреза
(338-822,5 м) вскрыты отложения верхнего сспомава-баррема - известняки с про-
слоями кремней и биогенных илов, с глубины 737,5 м — с прослоями карбонатных
брекчий, детритусовых и оолитовых известняков. Детригусовые известняки состо-
ят из обломков раковин моллюсков (Initial Reports..., 1981, v. 62). Выше залегают
Рис. 33. Геологическая карта восточной части Срединно-Тихоокеанского поднятия (сост Г. А. Саенко): I плиоцен -плейстоцен, фора мин иферовые
пески и алевролиты. 2 мел. рифогенные известняки; 3 - нижний мел, гравелиты, конгломерато-брекчии, песчаники, алевролиты: 4 юра- нижний мел,
базальты, гиалокластаты. лавобрекчии, 5 то же под маломощным покровом осадочных отложений. 6 - разломы; 7 - геологические границы
раннесантопские-раннетуронские отложения - мел с прослоями кремней и известня-
ком (235,5-338 м), перекрытые маастрихт-кампанскими карбонатными отложениями
- Пановыми и нанофорам иниферовыми илами с прослоями мела (50-233,5 м). Такими
же осадками представлены и кайнозойские отложения (эоцен-плейстоцен) мощно-
стью 47 м с перерывами между средним маастрихтом-нижним эоценом, средним
эоценом- олигоценом и олигоценом и верхним миоценом.
На этом же гайоте скважинами 866, 867 и 868 на глубине 1352-1385 м были
пробурены мелководные альбскис органогснно-дстритусовыс известняки; вскрытая
мощность до 76,8 м (Sager et al., 1993).
Восточнее на гайоте Аллисон на глубине 1518 м пробурена скв. 865 глубиной
870,9 м, которая вскрыла позднсальбскис органогенно-обломочные глинистые из-
вестняки рифовых фаций, несогласно перекрытые палеогеновым фораминиферово-
напофосс и лиевым илом (140 м). В основании разреза вскрыто три базальтовых силла
Судя но данным НСП, меловые известняки подстилаются базальтами, слагаю-
щими основание гайота (рис. 34), а самая верхняя часть гайота перекрыта миопсн-
четвергичнымн илами (рис. 34, 35).
В восточной части СТП скв. 313 в интервале 598-616 м вскрыты щелочные ба-
зальты с радиометрическим возрастом 74-75 млн лет, содержание К,О в которых со-
ставляет 2,41 6,22 % (Larson et al.; 1975).
Рис. 34. Схематическая геологическая карта вершины гайота Аллисон (Sager et al., 1993): I
кайнозойские отложения лагунных фаций; 2 - верхнемеяовые орг аиогашо-обломочные глинистые
известняки рифовых фаций, 3 - базальты; 4 - вулканические конусы; 5 - изобаты, м
1 9
Рис. 35. Сейсмоакустический профиль осадочной «Шапки» гайота Аллисон (А) и его геологи-
ческая интерпретация по результатам бурения скважины 865 (Б) (по: Sager et а!., 1993); 1 - четвер-
тичные пелагические илы; 2 — миоцен-плейстоцен: фораминиферовый песок и фораминиферово-
нанофоссилиевый ил; 3-5 - палеогеновые фораминиферово-нанофоссилиевые илы; 6 — верхний
мел: рифогенные известняки
Базальты перекрыты кампанскими туфопесчаниками, туфоалевролитами и из-
вестняками (588-569 м), кампан-маастрихтскими туфопесчаниками, туфоалевролита-
ми и туфобрекчиями с прослоями известняков (569-419 м) и маастрихтскими карбо-
натными отложениями (419-232 м). Выше несогласно залегают кайнозойские отло-
жения позднеолигоценовые биогенные илы, мел и кремни (232-73 м), плиоценовые
радиоляриевые и фораминиферовые илы (45-35 м) и плейстоценовые цеолитовые
глины с переотложенной миоценовой микрофауной (8-0 м).
Скважиной 171, пробуренной на гайоте Хорайзн, на глубине 479 м вскрыта пач-
ка пузырчатых оливинплагиоклазовых базальтов (толеиты островов и гайотов), пере-
крытых сеноманскими известняками с пирокластическим материалом (479-433 м).
На глубине 135- 145 м от забоя в этой пачке вскрыто два внутриформационных потока
пузырчатых базальтов, а в ее верхах - прослой гиалокластического туфа, перекры-
тый конгломератом, состоящим из гальки базальтов и известняков (Initial Reports—,
1973, v. 17).
Выше залегают тур онпоз дискам панские туфогенные песчаники, алевролиты и
аргиллиты (333—285 м) и позднекампан-позднемаастрихтские карбонатные отложения
(285-155 м). Кайнозойские отложения, залегающие на верхнемеловых с перерывом,
представлены среднеэоценовыми напофораминиферовыми илами (155-129 м), олиго-
цеповыми биогенными илами (129-64 м) и миоцен-п лейстоцеповым и илами (64-0 м).
Скважиной 44 вскрыты эоценовые нановые илы и мел с глауконитом (76-49 м),
перекрытые раннемиоценовым мелом. Нанопланктон, определенный из этих отложе-
ний, характерен для прибрежных и шельфовых зон (Initial Reports..., 1971, v. 6). Таким
образом, все скважины, пробуренные на СТП, вскрыли мелководные отложения.
Наличие горизонтов базальтов в верхнемеловой осадочной толще (скв. 171) еще
раз свидетельствует о ненадежности отнесения базальтов, вскрытых на забое сква-
жин, ко «второму слою». Совершенно ясно, что ио крайней мерс часть из них являет-
ся такими же внутриинформационными потоками и силлами, под которыми продол-
жается разрез осадочной толщи. Корреляция по лалсомагнитным данным не спасает
положения, поскольку линейные магнитные аномалии связаны не с покровами, а с
дайками, о чем свидетельствуют многочисленные и надежные факты. Нельзя полно-
стью полагаться и на данные определений абсолютного возраста, который обычно
проводился К-Аг методом из валовых проб базальтов. Сейчас от этого метода для
океанических базальтов практически отказались, поскольку в них, как правило, очень
мало калия и к тому же они сильно изменены вторичными процессами. Поэтому для
суждения о возрасте базальтов надо пользоваться главным образом обшегеологиче-
скими критериями на основе структурно-формационного анализа.
Применение этого метода к району Срединно-Тихоокеанского поднятия (СТП)
показывает наличие здесь двух магматических комплексов, что отмечалось и раньше
(Матвееиков, Марова, 1975). К первому комплексу относятся толеитовые оливиновые
базальты, слагающие цоколь поднятия, сформировавшиеся в юре-раннем мелу в ре-
зультате площадных трещинных излияний, происходивших в мелководных условиях
Определения абсолютного возраста этих пород, произведенные оптическим методом
по плагиоклазам, дали значения до 150 млн лет (Матвеенков, Марова, 1975). Второй
комплекс сформировался в основном в мелу. Он представлен щелочными базальтои-
дами, трахибазальтами, грахиандезитами, лимбургитами и их туфами, слагающими
вулканические горы и их массивы. Почти па всех гайотах вулканогенные образования
перекрыты рифогенными известняками мелового возраста (табл. 17).
Таким образом, СТП по своему строению и истории геологического развит ия
очень сходно с горами Маркус-Уэйк, плато Огасавара и другими подводными возвы-
шенностями центральной части Тихого океана.
Таблице 17. Возраст карбонатных пород Срединно-Тихоокеанского поднятия
по палеонтологическим данным (Summary..., 1987)
Гайот Координаты,грал Возраст, млн лет Источник информации
cm. В.Д.
Хорайзн 19,1 190,5 91-97 98-113 Winterer et al., 1973
Хесс 17,8 185,8 90-117 Hamilton, 1956
Ренард 17,8 176,1 50-55 Heczen et al., 1973
/Джонстон 17,1 182.8 87-118 38-50 Hamikon, 1956
Шепард 14,2 180,4 88-97 To же
Жаклин 19,3 176,8 97-147 - « -
Менард 20,8 172,8 92-112 - « —
Дарвин 22.1 171.6 90-105 Ladder al., 1974
Хребет Неккер существенно отличается от СТП. Это узкий прямолинейный горст
северо-восточного простирания, расположенный на юго-западном склоне Гавайского
поднятия. Юго-западная часть хребта Неккер изгибается в широтном направлении и
служит границей между СТП и Гавайским поднятием. Ширина хребта около 30 км,
крутизна склонов 20-25°, относительное превышение до 3000 м. К северо-западу от
пего прослеживается еще один подводный хребет такого же простирания, но более
короткий и низкий. Видимо, эти хребты контролируют разломы северо-восточного
простирания, перпендикулярные островным системам Лайн и Гавайской (Тектоника
плиты..., 1988). Хребет Неккер сложен верхпемеловыми вулканогенными породами,
сходными с вулканитами СТП. Радиометрический возраст базальта из точки СЗ-6 с
координатами 21,5°с.ш.; 167,9°в.д. равен 82,4 ± 3,7 млн лет (Saito, Ozima, 1976), с
гайота Ренард - 88,5 J: 9,5 млн лет (Ozuna et al., 1977).
Анализ данных бурения и драгирований показывает, что в раннем мелу район
СТП представлял собой вулканический архипелаг с многочисленными островами, в
пределах которого глубины океана по превышали 2000 м (рис. 36 А). После готсрива
начались интенсивные опускания, и к гуронскому веку глубины на флангах поднятия
увеличились до 3700 м (рис. 36 Б). В последующее время опускания продолжались, од-
нако отдельные острова, видимо, продолжали существовать до олигоцена. Опускания
носили дифференцированный блоковый характер и были связаны с вертикальными
движениями по крутопадающим нормальным сбросам (Рудич, 1984).
Императорские горы. Цепь Императорских юр представляет собой подво-
дный хребет, который протягивается в меридиональном направлении от северо-
западной оконечности Гавайского хребта до возвышенности Обручева па 2600 км
(Баз име Iрическая карта..., 1977). Он состои т из плосковершинных гор (гайотов) высо-
той 4-5 км, объединенных в линейно вытянутые массивы длиной 450-600 км и шири-
ной до 150 км, разделенные глубокими (5500-6000 м) участками дна. Минимальные
глубины вершин гор от 90 до 1245 м (табл. 18).
Обычно северным звеном Императорских гор считают возвышенность Обручева,
однако, как было показано выше, эта возвышенность имеет другую геологическую
природу.
Рис. 36. Палеогеографическая схема акватории западной части подводных гор Маркус-Неккер
(Рудич, 1984). Л конец готернвекого века; Б - вторая половина зуронского века; В современная
батиметрия: 1,2- острова готерива (1), турона (2); 3 точки глубоководного бурения; 4 -- граница
акватории, показанной па схемах Л, Б; 5 - изобаты, м
Северное звено Императорского хребта между 45 и 49° с.ш. с обеих сторон
окаймлено котловинами глубиной до 6700 м и шириной до 130 км (по изобате 6000 м).
Магнитное иоле Императорского хребта характеризуется знакопеременными анома-
лиями, приуроченными к вулканическим массивам (Fujimoto, 1976). Поле силы тяже-
сти в редукции Фая отличается значительно повышенными аномалиями, а в редукции
Буге — относительно пониженными (Гайнапов и др., 1974 б; Watts, 1978).
Мощность земной коры, по данным ГСЗ, в пределах хребта резко меняется от
20-21 км под крупными горами до 8-10 км между ними. Дефицит мощности земной
коры под хребтом составляет 5-7 км.
С запада и востока хребет ограничен линейными зонами с избытком мощности
коры до 3—4 км, компенсирующими дефицит мощности коры под хребтом (Fujimoto,
1976).
На Императорских горах пробурено шесть скважин и выполнен довольно боль-
шой объем драгирований (табл. 18).
Наиболее детально изучена гора Суйко, расположенная в средней части хребта.
На северо-западном склоне этой горы (глубина 1874 м) пробурена скв. 433, нижняя
часть разреза которой (387,5 м) представлена толщей базальтов, состоящей из 90 ла-
вовых потоков, иногда разделенных корами выветривания. Подошва и кровля потоков
окислены, а сами базальты имеют пузырчатую текстуру. Эти признаки характерны
для наземных излияний. Нижняя часть вскрытого разреза представлена толеитовыми
базальтами, три потока над ними — переходными разностями от толеитовых к ще-
лочным, восемь следующих - пикрит-базальтами и три самых верхних - щелочными
базальтами. В промежутках между верхними лавовыми потоками залегают пляжевые
вулканокластические коралловые пески. Абсолютный возраст толеитовых базальтов
66,1 ± 3,6 млн лег., щелочных — 63,0 ± 1,5 млн лет (Initial Reports..., 1980, v. 55).
Вулканогенная голша перекрыта карбонатными отложениями лагунных фаций
среднего палеопспа-олигоцена (ПО м), а начиная с миоцена стали отлагаться фора-
миниферовые илы (62 м). Внезапное прекращение рифообразования, видимо, связано
с быстрым погружением горы в начале миоцена.
С плоской вершины гайота Суйко драгированы гавайизы, метаморфизованные
базальты и андезиты (Ozima et al., 1970; Saito, Ozima, 1976).
На гайоте Коко пробурены скважины 308 и 309. Скважиной 308 пройдено 65,5 м
раннеэоценовых биогенно-вулканогенных песчаников и алевритов, несогласно пере-
крытых четвертичным измененным вулканическим пеплом (3 м). По скв. 309 получе-
на очень скудная информация - всего несколько граммов осадков с остатками круп-
ных фораминифер позднеолигоценового возраста. Со склонов гайота Коко драгиро-
ваны вулканогенные породы с радиометрическим возрастом 46 млн лет (табл. 18).
Осадки, вскрытые скв. 308, по составу и текстурам очень сходны с осадками, кото-
рые сейчас образуются вокруг Гавайских островов на глубине от 0 до 150-200 м.
Палеонтологические данные указывают, что эти осадки образовались на глубине око-
ло 60 м. Таким образом, начиная с олигоцепа гайот опустился па 1300 м.
Сходное строение имеют и остальные горы Императорского хребта. Все они
представляют собой вулканы, извергавшиеся в основном в палеогене (в северном зве-
не - с конца мела) в наземных условиях (табл. 19). По составу вулканиты относятся к
серии т итанистых толеитов и субщелочной дифференцированной базалы-'грахит овой
субсерии и очень сходны с вулканитами Гавайских островов (McDonald, 1968), но
несколько отличаются от них значительно большим развитием субщелочных и ще-
лочных разностей.
Таблица 18. Характеристика гайотов и результаты драгирования на Императорских горах
Гайот, район Координаты вершины, град, МИН Глубина вершины, м Высо- та, м Характеристика материала (возраст, млн лет) Судно, рейс, год. организация. № скв. б/е «Гломар Челленджер», источник информации
с.ш. в.д
Джимму 46,01 169,35 1244 4756 Туфопесчаиники, андезитовые и дацитовые туфы, андезиты, реже базальты, порфириты, песчаники и сланцы (возможен ледовый разнос), кремни, трахибазальты, долериты «Спенсер Д. Берд», 1953, Скриппс, ии-т оксакогр. Интервал драгирования 5100-4850 м (Kuno Н. et al., 1956)
Суй ко 44 30 170.10 949 5050 Метамофизованный базальт (41,8); андезиты (40,4 и 21,3); гавайит (50 = 0,6) (Saito, Ozima, 1976; Ozima, Kanioka, 1970); муджиериты (59,6) [Fujii, 1973] «Хакухо-Мару», 1968, Токийский ун-т (Preliminary reports, 1968), скв. 443. Интервал драгирования 1200-950 м (вершина горы)
Иотмей 42,10 170,30 980 4020 Скв. 431
Нинтоку 41,00 170.30 920 5080 Скв. 432
Джингу 38,50 171,10 768 5214 Муджиериты (54,7 ± 0,8; 55,4 ± 0,9) (Saito, Ozima, 1976) Ст. 24
Оджи и 38,00 170.30 1000 5000 Ст. 24
Кинмей 35,40 171,05 91 4909 Оливиновые базальты (38,9 ± 1,2), муджиериты, трахиакдезиты, трахиты (Claque et al., 1975) «Томас Вашингтон», 1971, Скриппс. ик-т океакогр. (Claque et al.' 1975)
Коко 32,40 172,00 292 4708 Базальты, диабазы, муджиериты, трахиты, не- фелиновые фонолиты, брекчии, рифогенные известняки, базальт (48,4 ± 0,8); метаморфизо- ванный базальт (24,8 ± 0,8) (Claque, Dabremple, 1973). Возраст осадочных пород 50,5 ± 3,5 (Claque et al., 1975) То же
Горы Милуоки Камму 31,50 173,05 248 4782 Муджиериты, трах и андезиты, оливиновые базальты (37,5-43) (Niino, 1961, Claque, Jarrard, 1983): осадочные породы с мелководной неоге- новой фауной (Claque, Jarrard, 1983) - « -
Юриаку 32,43 172,12 292 4718 Базальт (42,3 ± 1,6), трахиакдезиты, коралловые известняки (Claque et al, 1975; Claque, Jarrard, 1983) «Томас Вашингтон», 1971, Скриппс ин-т океаногр. (Claque et а!., 1975)
Дякакуджи 29,09 175,12 292 4718 Базальт (42,3 ±2,2) (Claque etal., 1975) То же
Стык Гавайского и Им- ператорского хребта 30,90 175,90 Пористые и массивные подушечные лавы базаль- тов и агломераты «Пегас», 23-й, 1982, СахКНИИ ДВНЦ АН СССР, ст. 2322, глубина 1800-2500 м
Гайоты в южной части Императорских гор (горы Милуоки) 29,36 173,09 7800 4000 Валуны и обломки пористых массивных минда- лекаменных базальтов и агломератов. Кислые эффузивы, туфы, пемзы, оливиновый базальт, песчаники, яшмы То же ст. 2323, глубина 2500 - 1800 м «Витязь»,1954, 19-й, ИО АН СССР (Чернышова, 1984)
Таблица 19. Возраст вулканогенных пород, драгированных па Императорских горах
Гора Координаты, грал. Возраст, млн лет К/Ar; *Arf»Ar Источник информации
Ч> с.ш. 1в.д.
Суйко 44,4 170 21.2(1) 40,4-58,1 (7) 60,4-66.0 (8) 101,8(1) Dalrymple et al.. 1980; Ozimaetal., 1977; Saito, Ozima, 1976; Ozimaetal., 1970
Нинтоку 41,2 170,2 53,8-56.6(6) Dalrymple et al., 1980
Джингу 38,4 171,2 47,1-55,4(14) Dalrymple, Garcia, 1980
Оджнп 37,5 170,3 52,0-59,3(10) Dalrymple et al., 1980
Коко 34.4 171,4 42,8-48.4(13) Clague, Dalrymple, 1973
Киммст 33,7 171.6 38,9; 39,9; 29,7; 30,7 Dalrymple, Clague, 1976
Юриаку 32.7 172,1 40,6-49,1 (7) Clague et al.. 1975
Дякокуджи 32,1 172,3 42,4; 42,4 Dalrymple, Clague, 1976
Камму 32,1 172,8 37,5 Sachs/OT, CLAG/JAKK, 1973
Колохан 30,9 175,9 38.6 Duncan, Clague, 1984
Аббот 31,8 174,3 38,7 — «-
Примечание. Большой разброс значений, возможно, вызван ледовым разносом
Горы Милуоки (рис. 37), являющиеся южным звеном Императорского хребта
(гайоты Камму, Юриаку и Дякокуджи), сложены двумя комплексами магматических
пород. В основании гор развиты пиллоу-лавы базальтов, в средней и верхней части
лавы и субвулкаиические тела. Оба комплекса представлены титанистыми толеитами
гавайского типа и субшелочными дифференцированными базальтами. Породы вто-
рого комплекса отличаются более высокой щелочностью (более низкое содержание
кальция и более высокое - натрия, калия, стронция и бария). Это, видимо, обуслов-
лено двухстадийным развитием магматизма с углублением очагов плавления, а также
дифференциацией толеитовых магм в промежуточных очагах в условиях спокойной
тектонической обстановки (Васильев и др., 1996). Ранее на горах Милуоки были дра-
гированы муджиериты, трахиандезиты, коралловые известняки и осадочные породы
с мелководной неогеновой фауной (Clague et al., 1975). Приведенные особенности
указывают па отсутствие прямой связи между горами Милуоки и Гавайским хребтом,
а также на некоторую обособленность этих гор от остальной части Императорского
хребта.
Гора Дженкинс, расположенная к югу от гор Милуоки, сложена дифференциро-
ванными субщслочными базальтами, близкими по составу к базальтам второго ком-
плекса гор Милуоки. Некоторое различие заключается в гораздо более низком содер-
жании железа и повышенном содержании калия, бария и циркония, а также в более
значительных вторичных изменениях, сопровождающихся фосфатной минерализаци-
ей. Это различие даст основание относить вулканогенный комплекс горы Дженкинс
к самостоятельной субщслочной дифференцированной серии, не связанной с толси-
товой магмой.
Гора Колохан резко отличается по составу от вышеописанных гор. Здесь были
драгированы только лавы анкарамитов и породы субвулканических тел, представлен-
ные трахитами, близкими по химическому составу к стандартному типу (табл. 20).
Рис. 37. Строение подводных гор в зоне сочленения Императорского и Гавайского хребтов: I - пелагические кайнозойские отложения; 2 - верхний
мел-палсоген (?): известняки рифовых фаций, 3-4 - юра- нижний мел (?); 3 - субщелочные базальты, мулжиериты, трахиандезиты; 4 - титанистые толеиты
и субшелочные базальты; 5 пермь- триас (?) - анкарамиты и трахиты
Таблица 20 Химический состав (масс. %) образцов пород горы Колохаи
(175°5Г с.111., 31°0Г в.д., глубина 1600 м)
№ пп. № про- бы S1O, ТЮ, А1,О, 1-0,0, FcO МпО Mgo СаО Na,O К,О Р,О, Н,О’ Сумма
1 19/11 39,54 2,75 12,63 11,22 2,94 0,11 4,35 14,49 2,51 0,81 3,88 4,00 98,95
2 19/14 38,92 2,97 11,90 12,03 1,84 0,15 4,17 14,32 2,62 1,02 4,45 3,67 98.72
3 19/6 35,52 5,65 12,40 9,65 5,46 0,28 6,55 11,70 1,44 1.Н 2,48 7,08 99,13
4 19/8 35,57 4,98 11,91 14.22 1,96 0,67 6,64 12,80 1,48 1,07 2,53 5,51 99,16
5 19/3 60,18 0,71 19,30 3,54 1,38 0,36 1,33 1,42 5,78 3,06 0,76 1.45 99,26
б 19/1 59,59 0,67 19,07 3.11 1J7 0,41 1,74 1,28 5,92 3,78 0,76 1,33 99,41
П р и м с ч а и и с. 1.2 -анкарамиты оливии-плагиоклазошлс; 3.4 - аикарами гы олпвиновые. 5.6—трахиты
(Говоров и др., 1996 г).
Возраст трахитов г. Колохаи, определенный Rb--Sr методом, 133 млн лет, анка-
рамитов - 425+203 млн лет (Говоров и др., 1996). Такой большой разброс значений
возраста (от 222 до 628 млн лет) авторы объясняют недостаточным набором виртуаль-
ных точек, однако, но их мнению, возраст пород в любом случае не может быть менее
220 млн лет (ранний триас). Это самый древний известный возраст коренных пород
фундамента Тихоокеанской мегавпадины (не считая ксенолитов в лавах вулканов).
Происхождение этого редкого для гайотов Тихого океана комплекса связано с
ликвацией магм гавайского тина в спокойной тектонической обстановке и условиях
специфического флюидного режима
Бимодальный анкарамит-трахитовый комплекс нс характерен ни для Импера-
торских гор, ни для Гавайского хребта. Более вероятно его присутствие па подводной
возвышенности Хесса. Не исключено, что гора Колохан представляет собой западную
чаегь этой возвышенности, на которую наложился более молодой вулканический хре-
бет Императорских гор.
Таким образом, эти данные не дают основания считать Императорские горы про-
должением Гавайского поднятия. Более вероятно, что это - две различные структу-
ры, что подтверждается и их геоморфологическими особенностями.
Драгированные со склонов Императорских гор обломки песчаников, сланцев,
кремней, порфиритов, диабазов, яшм, а также гальки андезитов, гранитов и песчани-
ков, встречающиеся в керне скважин в плейстоценовых отложениях, обычно счи-
таются продуктами ледовою разноса и нс изучаются. Однако не исключено, что
хотя бы часть этого материала является местной и характеризует фундамент; подсти-
лающий вулканогенную голшу. Сформировавшиеся на этом фундаменте в позднем
мслу-палеогепе вулканы представляли собой островную гряду. Вслед за прекра-
щением вулканизма последовали опускание и образование на абрадировапных
вершинах гор, лагун и коралловых атоллов. Интенсивные опускания начались в
позднем миоцене в связи с общим опусканием всей северо-западной части Тихого
океана и продолжаются до настоящего времени.
Гавайское поднятие протягивается в запад-северо-западном направлении па
2600 км при ширине до 850 км (по изобате 5000 м). Его осевая зона представляет
собой хребет, образованный 50 вулканами, имеющими общий цоколь. Ширина
этого хребта в основании (по изобате 4000 м) около 100 км, высота над цоколем
до 8 км (вулкан Маиуа-Кеа на о-ве Гавайи 4213 м). Хребет с обеих сторон окайм-
лен прогибами шириной до 80 км и валами шириной 150 200 км, более отчетливо
выраженными па северо-восточном склоне поднятия. Эти морфоструктуры счи-
таются компенсационными, образовавшимися в связи с гравитационным опуска-
нием вулканического хребта.
В продольном направлении Гавайский хребет делится на три звена: юго-вос-
точное, среднее и северо-западное.
Большинство островов находится в юго-восточном звене, в том числе и
самый крупный остров Гавайи (диаметр около 100 км). На нем имеется два дей-
ствующих и три потухших вулкана, начало извержения которых приходится на
палеоген Вес острова юго-восточного звена гористые (Мауи, Кахоолаве, Лакай,
Молокаи, Саху и др.) с хороню сохранившимися вулканическими постройками.
Среднее самое протяженное звено состоит из низменных островов и банок,
представляющих собой денудированные вершины вулканов, иногда увенчанные
коралловыми рифами. Наиболее крупные острова среднего звена - Нихоа, Неккср,
Гарднер и Лисянского.
Северо-западное звено, отделенное от среднего проливом глубиной более
5000 м, также состоит из атоллов, банок и отмелей. Самый крупный остров этого
звена - Мидуэй.
Геологическое строение Гавайских островов изучено довольно детально.
Слагающие их вулканиты выделены в самостоятельный гавайский тип. Большая их
часть (около 90 %), слагающая основание вулканов, изливалась преимущественно в
подводных условиях. В последующие стадии происходили субаэральные извержения
лав субшелочной дифференцированной базальт-трахитовой субсерии, которые по
объему занимают резко подчиненное место (менее 10 %).
В развитии Гавайского поднятия выделяется восемь фаз (Лпродов, 1982):
подводные извержения толеитовых лав, пеплов и пемз, сформировавших осно-
вание поднятия;
мощные трещинные излияния жидких олнвин-базальтовых толеитовых лав, об-
разовавших надводную часть щитовых вулканов;
образование кальдер на вершинах вулканов и сбросов па их склонах;
постепенная смена толеитовых лав щелочными, образование новых вулканов на
склонах первичных щитов,
разрушение вулканов и сокращение их активности;
общее погружение, образование коралловых рифов и террас;
оживление вулканической активности, образование экструзивных куполов;
продолжение общего погружения.
Бурением на о-ве Оаху вскрыты выветрелые базальты (интервал 160-330 м),
перекрытые толщей базальтовых песков, алевритов, глин и рифовых известняков с
линзами конгломератов и брекчий, состоящих из обломков этих же пород. Скважиной
па острове Мидуэй вскрыта такая же по мощности (160 м) толща коралловых извест-
няков, залегающая на вулканическом основании (Вуллард, 1970).
Возраст последних проявлений вулканизма возрастает с юго-востока па северо-
запад от современного до раипемиоценового (габл. 21).
Вблизи северо-западного окончания Гавайского поднятия скв. 311 в интервале
37-70 м вскрыты раннсмиоцсповыс карбонатные туфонссчаники, туфогепныс глины
и алевролиты, перекрытые цсолитовыми пелагическими глинами (Initial Reports...,
1975, v. 32). Резкое сокращение
количества пирокластического
материала в верхней части олиго-
Таблица 21. Время затухания вулканизма
на островах Гавайского поднятия
Остров Время зэтухаиня вулканизма, млн лет
Гавайи Современным период (Q)
Мауи 0,8-1,5 (N,-Q)
Оаху 2,2 3,4 (N,)
Кауаи 3,8-5,6 (N,)
Никоя 7,0 (N,)
Неккер 10.0 (N1,)
Фрепч-Фригейт 12,0 (N',)
Мидуэй 18,0 (N,)
ценового разреза свидетельству-
ет о затухании вулканической
деятельности в этом районе.
Время начала вулканиче-
ской деятельности на Гавайском
поднятии точно не установлено.
Имеются миоценовые радиоизо-
топные датировки вулканитов
на островах Оаху (6,2-16,1 млн
лет) и Кауаи (11,3 млн лет), оли-
гоненовые - на о-ве Мидуэй
(27,7 млн лет) и к востоку от
пего (25,6-27,6 млн лет), эоценовые и верхнемеловые - па горе Вентворт (52,8-71,0
млн лог), расположенной на стыке Гавайского поднятия с Императорским хребтом
(Clague, Dalrymple, 1975).
Верхнемеловыми и вулканогенными образованиями сложены также горы
Геологов, расположенные к югу от юго-восточного звена Гавайского подня тия, и горы
Музыкантов, расположенные к северу от пего. Это даст основание считать, что уже
в позднем мелу в районе Гавайского поднятия существовал архипелаг вулканических
островов.
Вулканизм продолжался и в кайнозое, постепенно затухая в зого-восточном на-
правлении. Существование мелководных условий в эоцене в пределах юго-нос точной
части Гавайского поднятия установлено находками фаупистически охарактеризован-
ных отложений этого возраста к югу от о-ва Кауаи и восточнее о-ва Гавайи (Schreiber,
1969).
Очень важное значение для понимания геологической природы Гавайского под-
нятия имеет изучение ксенолитов, содержащихся в лавах вулканов. Среди них выде-
ляется два комплекса.
К первому относятся метаморфические породы щелочной и нефелиновой се-
рий, представленные дунитами, лерцолитами, верлитами, гранатовыми перидотита-
ми и нироксенитами со следами пластических деформаций. Возраст лерцолитов по
изотопам свинца определен в 3,5 млрд лет (Молока, Kigoshi, 1975). Формирование
и метаморфизм этих порол происходили при высоких гемнерагурах и давлениях
(Jackson, 1968; Frey, 1980). Обычно они считаются ксенолитами мантии (Строение
дна..., 1984), однако не исключена их принадлежность к нижним горизон там земной
коры. Аналогичные породы драгированы в глубоководных желобах Идзу-Бонипском,
Волкано, Муссау, в зоне разлома Эл т анин и в ряде других мест'.
Второй комплекс представлен породами толеитовой серии, среди которых преоб-
ладают гипабиссальные габброиды с долеритовой и субофиговой структурами. Кроме
того, присутствуют ксенолиты кумулятивных интрузивных пород улыраоспошюго и
основного состава, образующих ритмы: апортозит-трокголиг-клинопироксеновые и
оливин-пирокссновые габбро-дуниты-верлиты и гарцбургиты. Реже встречаются веб-
стериты и двупироксеновые габбро.
Аналогичные породы довольно широко распространены в разрезах земной
коры Тихого океана (глубоководные желоба запада Тихого океана, желоб Муссау,
Императорский разлом, трог Ново-Каптон и др.). Они формировались в магматиче-
ских камерах на глубине не менее 5-8 км (от кровли земной коры) при стабильном
тектоническом режиме (Jackson, 1968).
Приведенные данные, наряду с геофизическими данными о мощности земной
коры до 15-20 км (Furumolo et al., 1973; Wool lard, 1975), свидетельствуют о древности
Гавайского поднятия, представляющего собой, скорее всего, реликт континентальной
коры.
ВЫВОДЫ
Приведенные выше данные говорят о сложном строении Северо-Западной кот-
ловины и ее обрамления.
Самым дискуссионным является вопрос о ранних стадиях развития этого регио-
на, поскольку доюрские образования, кроме горы Колохац, здесь достоверно не уста-
новлены. На основании изучения ксенолитов и по аналогии со смежными регионами,
в частности с желобом Муссау, можно полагать, что нижняя часть разреза земной
коры состоит из метаморфических пород элидот-амфиболитовой фации и серпен-
тинизироваппых интрузивных пород ультраосновного состава, слагающих «третий
слой» (мстаультрабазитовый комплекс). Прямых данных о возрасте этого комплекса
нет, поскольку в связи с вторичными преобразованиями пород определения абсолют-
ного возраста ненадежны. О г вышележащего габбро-долерит-базальтового комплекса
он значительно отличается более высокой степенью метаморфизма и наличием сле-
дов пластических деформаций, что может служить указанием на его более древний
возраст (палеозой, а возможно, и докембрий).
В юре (возможно, с триаса) в рассматриваемом регионе, как и на большей ча-
сти Тихоокеанской мегавпадины, сформировались базит-ультрабазитовый и габбро-
долерит-базальтовый комплексы, имеющие повсеместное площадное распростране-
ние. Нижний комплекс сложен преимущественно расслоенными интрузиями основ-
ного и ультраосновного состава, а верхний - долеритами и пиллоу-базальтами талас-
сотрапповой формации. По составу все породы этих комплексов близки между собой
и относятся преимущественно к толеитовым сериям, что указывает на их генетиче-
ское единство. В верхней части разреза появляются субщелочные разности.
Исключение представляет протягивающийся от плато Огасавара до горы Колохан
субширотный пояс, в котором развиты породы анкарамитовой и трахибазальтовой ас-
социаций. По всей вероятности, этот пояс трассирует реликты древнего, скорее всего
докембрийского фундамента, сложенного расслоенными интрузиями типа Бушвельда,
служившими субстратом при выплавке анкарамитовой и трахибазальтовой лав.
По мнению И. А. Говорова с соавторами (1996), этот пояс мог протягиваться до
Америки, что исключает механизм формирования земной коры Тихоокеанской мегав-
падины по модели плитотектоиики (енрединг и субдукния).
В поздней юрс-раннем мелу на поверхности базальтового плато сформирова-
лись вулканические горы и их массивы (возвышенности Обручева, Шатского, плато
Огасавара, СТП), которые сохранились в рельефе до настоящего времени. Древний
вулканический рельеф этих возвышенностей был частично снивелирован абразией,
начавшейся в конце юры-начале мела. Впоследствии на абрадированных верши-
нах гор сформировалась шапка карбонатных отложений. Позднее, в мелу и палео-
гене, в результате субаэральной вулканической деятельности сформировались горы
Гейш, Маркус-Уэйк и Императорские горы, а также горы в зоне сочленения Курило-
Камчатского и Японского глубоководных желобов.
Начиная с поздней юры в южной части рассматриваемого региона началось про-
гибание, сопровождавшееся осадконакоплением, которое в мелу распространилось
на весь регион. Наиболее интенсивные опускания, фиксирующиеся распространени-
ем глубоководных осадков, начались в позднем миоцене и продолжаются до настоя-
щего времени.
Опускания носили дифференцированный характер. Днища впадин опускались
раньше и быстрее, чем возвышенное ги, а последние тем раньше, чем раньше закон-
чился па них вулканизм. Таким образом, подтверждается подмеченная Е.М. Рудичем
(1984) связь прогибаний с вулканизмом, имеющая генетическую основу. Прекращение
вулканизма характеризует смену эндогенного температурного режима литосферы -
начало ее остывания, что и приводит к прогибанию поверхности земной коры.
Особо обращает на себя внимание тот факт, что в южной части Северо-Западной
котловины почти полностью отсутствуют кайнозойские отложения (Геологическая
карта..., 2000), а в ее северной части из разреза выпадают отложения палеогена, в
го время как в окраинных морях и островных дугах они имеют мощность до 2000-
3000 м. По-видимому, это вызвано прекращением выноса в Тихий океан терригенно-
го и карбонатного материала с Азиатского материка в связи с образованием системы
окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов, в которых осаждался
весь этот материал.
ГЛАВА 2. ЗАПАДНАЯ ПРИЭКВАТОРИАЛЬНАЯ ЧАСТЬ
ТИХОГО ОКЕАНА
Этот регион существенно отличается по строению от других регионов Тихого
океана. Он включает Восточно-Марианскую котловину, Магеллановы горы, впадины
Западно- и Восточно-Каролинскую и Маланезийскую, разделенные валами Эаурипик
и Капипгамаранги. С севера регион ограничен горами Маркус-Уэйк, с востока -
островами Маршалловыми, Гилберта и Тувалу, с юга - желобами Ново-Гвинейским и
Западно-Меланезийским, Соломоновыми островами и желобом Вигязя, отделяющим
его от Северо-Фиджийской впадины (см. рис. 1).
Восточно-Марианская котловина расположена между глубоководными жело-
бами Волкано и Марианским па востоке, горами Маркус-Уэйк на севере, Каролинскими
островами на юге и Маршалловыми на западе. Система Магеллановых подводных гор
делит ее на две части.
Северная часть (впадина Минамитори) характеризуется сильно расчлененным
рельефом с многочисленными подводными горами, гайотами, высокими холмами, ко-
роткими желобами и впадинами. Средняя глубина впадины 5500-6000 м, высота гор
оз-1-1,5 до 4,5-5 км (минимальные отметки вершин около 700 м).
В западной части впадины аномалии силы тяжести в свободном воздухе изменя-
ются от—50 до +100 х 10"5м/с2 при преобладании положительных значений. В юго-
восточной части гравитационное поле спокойное, слабоотрицательное. Впадина от-
носится к «зоне спокойного магнитного поля» (Карасик и др., 1981). Мощность зем-
ной коры, по данным ГСЗ, в северо-западной части впадины 7-8 км.
Южная часть котловины (впадина Сайпан) имеет менее расчлененный рельеф.
Здесь выделяется широтная система пологих прогибов с глубиной более 6000 м, раз-
деленных такими же пологими валами. В целом дно ее представляет собой волнистую
равнину. Максимальные глубины (до 6671 м) приурочены к западной части впадины.
В северной части Восточно-Марианской котловины (впадина Пигафетта) скв.
801 были впервые в Тихом океане вскрыты юрские вулканогенные образования.
Координаты скважины 18°38,52‘ с.ш.; 156°21,58' в.д., глубина до дна - 5682 м (Premoli
Silva et al., 1993).
Верхняя часть разреза (0-56 м) представлена третичными и кам панскими гли-
нами, которые подстилаются кампан-туроискими кремнями и порцелланитами (56-
118 м). Ниже залегают сеноман-альбские вулканокластические турбидиты с редкими
прослоями радиоляритов в нижней части пачки (118-310 м), валанжин-оксфордские
радиоляриты и кремни (310-435 м) и келловейские радиоляриты и аргиллиты, сильно
обогащенные гематитом (435-453 м) Это. видимо, указывает на гидротермальную
активность во время или сразу же после накопления осадков.
Нижняя часть разреза, вскрытого скв. 801 (интервал 453-503 м), представлена
в основном базальтами с прослоями кремнистых аргиллитов. Всего было пробурено
14 пачек, состоящих из переслаивания лавовых потоков, тонких силлов и кремнистых
аргиллитов, встречающихся по всему разрезу.
Самые древние датированные осадочные отложения определены из нижнего ин-
тервала с глубины 465 м. В них был обнаружен комплекс радиолярий зоны Т. сопеха,
аналогичный радиоляриевому комплексу из низов разреза скв. 534, возраст которой
был переопределен как граница между келловеем и батом (примерно 170 млн лет).
Отсутствие карбонатных отложений, а также экваториально-палеоширотные осадоч-
ные фации указывают на то, что поздне-среднеюрский суперокеан характеризовался
исключительно низкой карбонатной продуктивностью и (или) очень плохой сохран-
ностью карбонатов.
В самой нижней части разреза были вскрыты две пачки базальтов, отличающих-
ся пиллоу-струкхурами со стекловатыми корками, вариолитовыми текстурами и ми-
крокристаллической основной массой.
В 2000 г. скв. 801 была добурена до глубины 935,7 м. В этом интервале были
вскрыты пиллоу-базальты с кремнистыми прослоями, из которых был определен
среднеюрский комплекс радиолярий, что подтверждается радиометрическим возрас-
том базальтов - 166,8 + 4,5 млн лет.
В северо-западной части котловины пробурена скв. 800 (21°55'с.ш.; 152° 19,37' в.д_,
глубина воды 5686 м), которая в интервале 500-545 м вскрыла свежие хорошо рас-
кристалли зова иные клинопироксеновые базальтовые долериты, кровля которых со-
поставляется с сейсмоакусгическим фундаментом. Долериты перекрыты красны-
ми аргиллитами с редкими округлыми включениями красных кремней (450-500 м).
Возраст этих отложений по радиоляриям определен от баррема-готерива (вверху
интервала) до валанжипа-берриаса (внизу). Выше по разрезу (229-450 м) залегают
литифицировапные вулканокластиты с редкими аптскими радиоляриями, очевидно
снесенными с подводной горы Химу, расположенной в 40 милях к северо-востоку от
скважины. Радиометрические определения возраста базальгов с этой горы - 120 млн
лет (апт-баррем). Вулкапокластиты содержат включения турбидитов и обломки пород
с градационными текстурами, косой слоистостью и консидементационными дислока-
циями. Эти отложения перекрыты аптскими кремнистыми известняками (210-229 м),
альб-сеноманскими кремнями и окремнелыми известняками, переходящими в осно-
вания пачки в мел (72-210 м), верхнемеловыми красными кремнями и порцелланита-
ми (38-78 м) и цеолитовыми глинами с кампанскими кокколитами в основании пачки
(0-38 м). Весь кайнозой в разрезе этой скважины отсутствует.
В центральной части Восточно-Марианской котловины пробурено четыре сква-
жины.
Вблизи гайота Ита-Май-Таи скв. 585 вскрыт разрез осадочных отложений мощ-
ностью 893 м (до акустического фундамента скважина недобурена). Нижняя его часть
(230 м) представлена нижнемеловыми (апт-альб) вулканомиктовыми песчаниками и
брекчиями с прослоями детрита рифогенных известняков, редко - аргиллитов. Выше
согласно залегают верхнемеловыс отложения (от сеномана до Маастрихта включитель-
но): известняки, кремни, порцеллапи гы, глины и аргиллиты с прослоями цеолитовых
глин и ралиоляриевых илов (170 м) Чакими же отложениями представлен и палеоцен-
средний эонен. Верхние 250 м, приходящиеся на средний эоцен-плейстоцен, пройде-
ны без отбора керна (Initial Reports..., 1985, v. 89).
Скважиной 199 (Initial Repoils..., 1973, v. 20), пробуренной северо-.западнее это-
го i айота на глубине 6090 м, в основании разреза вскрыты литифицированные цеоли-
голые туфы (456-447 м), перекрытые ка мп ан-ран немаастрихтски ми мелом и туфами
(447-437 м) и нозднемаасгрихтскими-поздненалеоцсновыми известняками, туфами
и кремнями (437-285 м). Выше с размывом залегают миоценовые пески, глины с
галькой, алевриты и радиоляриевые илы с переотложенной эоценовой микрофауной
и остатками растений (209-57 м). Таким образом, мелководные условия с областями
размыва в районе скв. 199 существовали по крайней мере до позднего миоцена вклю-
чительно (Initial Reports..., 1973, v. 20).
В этом же районе, несколько южнее на глубине 5910 м пробурена скв. 802,
которая в основании разреза (560-576 м) вскрыла эффузивные равномернозерни-
стые базальты с многочисленными стекловатыми корками, без включений осадков.
Базальты образовались в результате площадных извержений, о чем свидетельствуют
встречающиеся иногда пиллоу-структуры. Зона закалки между кровлей базальтов и
перекрывающими их осадками отсутствует. Вышележащая осадочная толща пред-
ставлена меловыми и кайнозойскими отложениями, преимущественно вулканокла-
стическими:
ал ьб-сеноман: аргиллиты, известковистые аргиллиты, радиоляриевые извест-
няки и вулканокластические турбидиты с растительными остатками в верхах пачки
(516-460 м);
кампан: вулканокластические турбидиты с глиной, аргиллитами, алевритовыми
аргиллитами, порцеллапитами и обломками лавовых потоков (460-348 м);
Маастрихт: цсолитовые пелагические аргиллиты (348-330 м);
поздний палеоцен: неновый мел (330-254 м);
эоцен-миоцен: туфы, мел, аргиллиты, вулканокластические турбидиты и облом-
ки лавовых потоков (254-159 м);
миоцен: туфы, состоящие из литифицированных и хорошо сохранившихся гиа-
локластитов и вулKaiюкластических турбидитов (189-15 м);
неоген: коричневые пелагические глины (15-0 м).
Обращает на себя внимание обилие переотложенного грубообломочного вулка-
покластического материала по всему разрезу скважины. Можно предполагать, осо-
бенно для мелового периода, наличие вулканических островов непосредственно в
районе скважин 199 и 802, одним из которых мог быть гайот Ита-Маи-Таи.
Вдоль западного борта Восточно-Марианской котловины протягивается под-
водный хребет, расположенный к востоку от средней части Марианского желоба.
Ширина его 140-270 км, высота отдельных подводных гор на нем до 2000 м. В южной
час ти этого хребта скв. 61 вскрыты стекловатые миндалекаменные пузырчатые ба-
зальты, перекрытые верхнемеловыми (кампан-сантон) цеолитовыми радиоляриевы-
ми аргиллитами с прослоями кремней и примесыо вулканического пепла (10-15 м).
Выше несогласно залегают ни жнем иоцен-плейстоценовые бурые глины и радиоля-
рисвые илы (80 м) По данным НСП, базальты, вскрытые в забое скважины, могут
быть внутриформационным покровом в осадочной толще.
Скважиной 59, расположенной в этом жерайоне, вскрыты палеоцен-олигоненовые
цеолитовыс глины с окатышами глины и прослоями песков (136-132 м), перекрытые
олигоцеп-миоценовыми пеплами и глинами (132-87 м), а в интервале 61—51 м вскры-
ты четвертичные диатомиты и глины (Winterer et al., 1971).
Таким образом, и в юго-западной части Восточно-Марианской котловины, по
крайней мере, до олигонепа включительно, сущеегвовали мелководные условия.
Магеллановы горы. Гряда Магеллановых гор протягивается от стыка желобов
Марианского и Волкано в юго-восточном направлении на 1200 км. Глубина вершин
гор 800-1500 м, высота 4500-5000 м Магеллановы горы изучены довольно детально
в связи с их рудоносностыо (Мельников, 2005). Наиболее детально изучен гайот Ита-
Май-Таи. По данным исследований с применением обитаемых подводных аппаратов,
его склоны сложены комплексом дифференцированных щелочных базальтов, сход-
ных с породами океанических островов, соответствующими посткальдерной стадии.
Высокая пористость пород и наличие гиалотуфов указывают на субаэральный харак-
тер излияний. На вершине гайота Ита-Май-Таи пробурены скв. 200,201 и 202 (Initial
Reports..., 1973, v. 20). Скважина 202 в интервале 125—115 м вскрыла коралловые пески,
перекрытые оолитовыми косослоистыми известняками с остатками губок и гастропод
(106-74 м). Возраст этих отложений не установлен. Выше залегают среднеэоценовые
форам иниферовые илы (74—65 м) и плиоценовые форамипиферовые пески (58—0 м).
В скв. 200 А пройдены раннсэоцсповые глобигериповые песчаники (132-122 м), а в
скв. 200 разрез наращивается глобигериновыми песками раннего миоцена (114-85 м),
позднего миоцена (76-28 м), плиоцена (18-9,5 м) и плейстоцена (9,5-0 м). Эти дан-
ные показывают, что гайот Ига-Май-Таи, вершина которого сейчас располагается на
глубине около 1500 м, еще в четвертичное время находился в зоне волнового воздей-
ствия, т. е. не глубже 200 м.
В 1979 г. в самой северо-западной части гряды нами выполнено 10 драгирований в
интервале глубин 1900-3000 м (табл. 22). Были подняты обломки пористых щелочных
базальтов, фосфатизированпых известняков, туфов, фосфоритов и железо-марганцевые
корки. Установлено, что склоны гор сложены вулканогенными породами основного со-
става и слабоуплот! генными осадочными отложениями. На поверхности выположен-
ных участков склонов обнаружены железо-марганцевые конкреции (рис. 38).
/аЬлица 22. Результаты драгирования некоторых гайотов на Магеллановых горах
Координаты Глубина, м Характеристика материала Судно, рейс, город, организация, источник информации
гора 1рад. мин.
Н2-3 16,49 150,53 4800- 4700 Слабоуплотненные алевриты, железо-марганцевые конкреции «Акадамик А. Несмеянов», 2-й рейс, 1982-1983, ТОЙ ДВНЦ АН СССР
112-4 16,50 150,44 31-60 Глыбы базальтов, агломерато- вых туфов, лавобрекчий, туфы основного сост ава (50 кг) Тоже
Н2-5 16,55 150,38 1450- 1400 Железо-марганцевые конкре- ции, в ядрах обломки базаль- тов и туфов - « —
Н2-6 17,06 149,47 4320 Тоже
К 104 20,60 148,35 2200- 2100 Обломки известняков с железо- марганцевыми корками «Каллисто», 11-Й рейс, 1979, ТОЙ ДВНЦ АН СССР
К-110 20,32 148,18 2800- 2300 Щебень известняков и базаль- тоидов Тоже
Kill 20,32 148,19 2600- 2400 Щебень известняков, фосфори- тов и гальки базальтоидов - « -
К-112 20,31 148,14 2600- 2000 Единичные обломки базальтов и корки -«-
К-113 20,30 148,16 3000- 1900 Отдельные обломки туфов, корки -»-
К-120 20,40 147.57 2400- 2200 Около 15 -20 кг обломков ба- зальтов, фосфоритов, известня- ков, корок « -
Вулканические породы представлены базальтами, агломератовыми лапами, авто-
брекчиями и туфами основного состава. Интервал распространения обломков корен-
ных вулканических пород 4300- 1450 м. Большинство обломков базальтов имеет раз-
меры от 2 до 10 см в поперечнике и покрыто тонкими (1-2 мм) железо-марганцевыми
корками. Обнаружены плотные массивные породы и пористые базальты с порами
размером о г 0,1 до 5 мм. Это оливин-плагиоклазовые породы с гиалиновой, гиало-
Рис. 38. Схематический геологический разрез гайота в средней часта Императорских гор: 1
обломочные породы, покрытые желсзо-марганцсвыми корками, 2 - верхний мсл-палсогсл: извест-
няки рифовых фаций; 3-4 — юра-нижний мел (?): 3 - туфы, гиалоиластиты и брекчии; 4 - базальты
пилитовой или пилотакситовой структурой основной массы. В небольшом количе-
стве присутствуют оливин-пироксен-плагиоклазовые и пироксен-плагиоклазовые
базальты с интерсертальной (участками толситовой) структурой основной массы.
Относительно редки гиалобазальты. Оливин-плагиоклазовые базальты различаются
количественными соотношениями вкрапленников плагиоклаза (10-40 %), оливина
(2-5 %) и вулканического стекла (20-70 %). Плагиоклаз (андезин-лабрадор) образу-
ет идиоморфные таблитчатые и лейстовидные кристаллы размером 0,05-0,2, иногда
до 1,5 мм. Некоторые зерна плагиоклаза имеют ясно выраженное зональное строе-
ние. В ядрах зерен может быть заключено вулканическое стекло. Оливин образует
характерные кристаллы ромбовидных очертаний размером 0,1-0,2, иногда до 1,5 мм.
Присутствует он как во вкрапленниках, гак и в основной массе. В большинстве слу-
чаев оливин нацело замещен вторичными минералами: гидроокислами железа, че-
шуйчатыми отчетливо плеохроируюшими хяорит-гидрослюдистыми минералами,
боулингитом. В других образцах наряду с оливином присутствуют мелкие единичные
зерна титаи-авгита, различимые по характерной струкзуре песочных часов.
Основная масса оливин-плагиоклазовых базальтов состоит из бурого и темно-
го ыепросвсчиваюшего стекла, но которому широко развиты вторичные минералы.
В отдельных случаях процессы вторичного изменения стекла заключаются лишь в
интенсивном развитии палагонита. Чаще стекло замешено гидроокислами железа,
высокомагнезиальным смектитом и минералами хлорит-гидрослюдистого состава.
В стекле наблюдаются многочисленные пустоты размером 0,2-0,5 мм, выполненные
радиально-лучистыми и фестончатыми хлорит-гидрослюдистыми минералами, реже
глауконитом (?) и кальцитом. По трешинам иногда развиты цеолиты.
Среди базальтов встречаются гавайиты порфировой структуры, содержащие
вкрапленники оливина и моноклинного пироксена. Пироксен (титан—авгит) образует
идиоморфные кристаллы размером 0,5-1 мм и практически не подвержен вторичным
изменениям. Основная масса состоит из микроли тов плагиоклаза, рудной (магнетито-
вой) пыли, некоторое количество которой заключено в кристаллах пироксена и пла-
гиоклаза, и небольшого (не более 30 %) количества вулканического стекла. Структура
основной массы интерсертальная.
Пироксен-плагиоклазовые базальты состоят из лейстовидных кристаллов пла-
гиоклаза (60-65 %), таблитчатых кристаллов моноклинного пироксена (до 2 %),
рудной пыли (магнетита), небольшого (до 30 %) количества вулканического стекла
Стекловатый базис и заключенные в нем минералы пронизаны игольчатыми скелет-
ными кристаллами титаномагнетича
Агломератовые лавы и туфы базальтов слагают нижние части разреза централь-
ных и южных отрогов Магеллановых гор (глубины 4200-4000, 3160 м). В драге со ст.
Н-1 преобладают глыбы (размеры от 10-15 до 30-45 см) и щебень агломератовых лав и
лавобрекчий основного состава темно-серого, зеленовато-серого и красновато-серого
при выветривании цвета, плотные. Обломки пород с поверхности покрыты тонкой
железо-марганцевой коркой. Обломочная часть агломератов состоит из оплавленных
или остроугольных кусков базальтоидов, достигающих 5—15 см в поперечнике.
Туфы преимущественно основного (реже андезитового) состава обнаружены в
единичных обломках. Они представлены или псаммитовыми литокристаллическими,
или алевропелитовыми разностями. На ст. Н-5 обнаружены туфы с признаками сла-
бой фосфатизации.
Петрохимические данные свидетельствуют о принадлежности магматических
пород Магеллановых гор щелочно-базальтовой серии океанических островов. Они со-
поставимы с щелочно-базальтовыми сериями Гавайских островов, а также поднятий
Хесса, Шатского и Маркус-Неккер. Принадлежность пород к щелочно-базальтовой
серии подтверждается распределением в них элементов группы железа. Высокие со-
держания бора и халькофильных элементов в базальтах свидетельствуют об обога-
щении магмы летучими компонентами, что отличает их от щелочных базальтоидов
Гавайского типа.
Наряду с вулканогенными породами на всех станциях драгирования подводных
возвышенное гей Магеллановых гор подняты вулканогенно-осадочные и осадочные
породы, представленные туфопесчаниками, алевропелитами и пелитами.
Туфопесчаники и вулканомиктовые песчаники обнаружены в единичных об-
ломках. Это мелко- и среднезернистые слабоуплотмениые породы, состоящие из изо-
метричных зерен ожелезиенного вулканического стекла основного состава, реже из
округлых зерен и обломков кристаллов плагиоклазов, а также рудного минерала и
кремнистой породы.
Вышеизложенные результаты в общем согласуются с данными, полученными ра-
нее отечественными и зарубежными исследователями по геологическому строению и
вулканизму северо-западной части Тихого океана. Подтверждается генетическое род-
ство вулканогенных образований Магеллановых гор с крупными поднятиями той же
зоны, где формировались серии субщелочного и щелочного типов. Петрографические
и петрохимические характеристики базальтоидов свидетельствуют о подводном (и
частично островном) вулканизме на сравнительно небольших глубинах, проявившем-
ся в меловое время.
Вулканогенные образования, по данным НСП и бурения, перекрыты рифогенны-
ми карбонатными отложениями верхнего мела-палеоцена мощностью 500-550 м, на
которых залегают форамипиферовые пески и илы эоцена-плейстоцена (100-150 м).
Каролинская система ограничивает Восточно-Марианскую котловину с юга.
Опа состоит из более чем 900 островов общей площадью 1194 км2, большинство из
которых представляют собой гайоты и атоллы. В пределах системы выделяется три
звена: западное, центральное и восточное.
Западное звено, входящее в систему островных дуг и глубоководных желобов
восточного обрамления Филиппинского моря, описано в следующем разделе.
Центральное наиболее крупное звено представляет собой поднятие широт-
ного простирания длиной около 1350 км, шириной до 400 км (по изобате 4000 м) и
высотой 2000-2500 м, над которым возвышаются горные хребты, массивы и отдель-
ные горы высотой до 1500-2000 м. Часть их образует атоллы. Поднятие осложнено
прогибом северо-западного простирания глубиной до 5000 м, переходящим в узкий
желоб, отделяющий это поднятие от вала Эаурипик.
На поднятии пробурено четыре скважины, три из них — в его осевой зоне (скв.
55, 56 и 57) и одна - па северном склоне (скв. 58). Всеми скважинами вскрыты оли-
гоценовые, неогеновые и четвертичные отложения, которые в скв. 57 подстилают-
ся интрузивными долеритами, а в скв. 58 - пористыми базальтами (Initial Reports...,
1971, v. 6). В скв. 56-57 олигоценовые отложения представлены карбонатными илами
и мелом (30-40 м), иногда с прослоями пеплов и галькой пемзы (скв. 56); неогеновые
и четвертичные отложения состоят из ианофорамипиферовых илов (100-300 м). В
скв. 58 олигоценовые отложения имеют более грубый состав (галечники, пеплы и
мергели), а в неогеновых и четвертичных карбонатных отложениях присутствует мел-
ководная фауна (ежи, бентосные фораминиферы и пелециподы).
Восточное звено Каролинской островной системы состоит из горных массивов
и отдельных гор, разделенных широкими глубоководными участками. Массивы вы-
тянуты преимущественно в север-северо-западном, реже - субширотном направле-
ниях. Наиболее крупные острова этого звена - Трук, Номок, Понапе и Кусайе - пред-
ставляют собой вершины вулканов высотой до 629 м (вулкан Крозер на о-ве Кусайе).
Острова сложены в основном миоцеп-плиоценовыми оливиповыми и нефелиновыми
базальтами, андезито-базальтами, андезитами, трахиандезитами, трахитами и пиро-
кластическими продуктами этих пород (табл. 23) По составу они относятся преи-
мущественно к субшеяочной дифференцированной базальт-трахитовой субсерии,
реже - к труппе титанистых толеитов (Yagi, 1960; Stare, 1963).
Таблица 23. Возраст вулканогенных пород Каролинской островной системы
Остров Координаты, трал Возраст, млн лет Источник информации
фС.Ш. Хв.д
Кусайе 5,3 163,0 1,2-2,6 (5) Keating et al., 1984
Понапе 6.9 158,2 0,92-2,1 (4) 3,0-8,7(10) Mattey, 1974 Keating et al., 1984
Нал Модсл 6,9 158,3 4,8-6,0(3) To же
Трук 7.3 151.8 4,0 -5,4 (6); 7,2-14,8 (24) Keating et al., 1984
Каролинское вулканическое поднятие уже существовало в раннем мелу, о чем
свидетельствует снос вулктанокластического материала с этого поднятия в Восточно-
Марианскую (скв. 802) и Меланезийскую котловины (скв 462). В дальнейшем
вулканическая деятельность на нем продолжалась (возможно, с перерывами) вплоть
до плейстоцена.
Западно-Каролинская котловина расположена в западной части рассмагривас-
мого региона, имеет изометричную в плане форму (800-700 км по изобате 4000 м).
Северо-западная ее часть имеет сложно расчлененный холмистый рельеф, южная и
восточная представляют собой пологоволнистую равнину. Средняя глубина котлови-
ны 4500-5000 м, местами до 5500 м. Холмы ее северной части имеют высочу от 100 до
500 м, а отдельные горы - до 1500-2000 м. Северная часть котловины пересечена же-
лобом и сопряженным с ним хребтом восток-северо-восточного простирания длиной
около 400 км. Ширина желоба 10-20 м, глубина вреза 500-600 м, превышение верши-
ны хребта над днишем желоба до 1500 м. В самой южной часа и котловины находится
о-в Мапия, представляющий собой вершину высокой (около 4000 м) конической горы
вулканического происхождения.
Мощность земной коры в котловине, по данным ГСЗ, составляет 6—7 км, ано-
малии силы тяжести в свободном воздухе в северной части от 0 до -40 х 10 s м/с3, в
южной - от 0 до + 80 х 10 5 м/с2.
Осадочные отложения перекрывают расчлененную поверхность акустического
фундамента, нивелируя ее неровности. Мощность осадочной толщи увеличивается с
запада на восток от 0,3-0,4 с до 0,6-0,7 с у подножия вала Эаурипик (рис. 39 А). Под
кровлей фундамента отражающие границы отсутствуют, что указывает па его одно-
родное строение.
В осадочной толще выделяются дне лачки. Нижняя пачка заполняет неровно-
сти фундамента, верхняя с локальными несогласиями перекрывает пологоволнистую
кровлю нижней пачки, а местами — выступы фундамента, которые иногда возвыша-
ются над дном до 300-5С0 м. С одного из таких выступов в западной части котловины
(ст. В7-92, 3°45' с.ш.» 137°38 в.д., глубина 4800- 4300 м) нами драгированы пиллоу-
лавы пироксен-плаги-оклазовых базальтов, осадочные брекчии, состоящие из облом-
ков базальтов, сцементированных фосфато-глинисто-жслезо-марганцевым цементом,
и псаммитовые туфы.
Вал Эаурипик протягивается в субмсридионалыюм направлении от среднего
звена Каролинских островов на севере до Западно-Мслапсзийского желоба на юге,
разделяя Западную и Восточную Каролинские котловины. Длина вала 800 км, ширина
до 300 км (по изобате 4000 м), высота до 2500 м Глубина вершин гор на поверхно-
сти пала до 1600 м, одна из них (атолл Эаурипик) достигает поверхности океана. От
поднятия Каролинских островов вал отделен узким желобом. Мощность осадочного
чехла на вале 400-700 м (Den et al., 1971). Мощность земной коры 1114 км.
В южной части вала скв. 62 па глубине 581 м вскрыт интрузивный базальт (1 м),
над которым располагаются олигоценовые доломиты и доломитовые пески (580-
575 м). Выше залегают миоценовые карбонатные отложения - мел, лаповые илы, из-
вестняки (500-120 м), плиоценовые (120-45 м) и четвертичные (45-0 м) биогенные
илы (Initial Reports..., 1971, v. 7). Поскольку вскрытые на забое скважины базальты
являются интрузивными, под ними может продолжаться осадочный разрез. Для оли-
гоцсиа в районе скв. 62 можно предполагать сравнительно мелководные условия
В средней части вал асимметричен, его восточный склон круче, чем западный.
Поверхность акустического фундамента имеет сглаженный рельеф, но па восточном
склоне он осложнен малоамплитудными сбросами. Осадочная толща (0,5-0,7 с) не-
согласно залегает на поверхности акустического фундамента, плавно выклиниваясь
к подножию восточного склона (рис. 39 Б). На западном склоне она деформирована,
причем рельеф ее поверхности значительно более контрастен, чем рельеф акустиче-
ского фундамента. Возможно, это связано с оползанием.
Восточно-Каролинская котловина располагается между валами Эаурипик и
Капингамарапги, сходна по строению с Западно-Каролинской. Дно се представляет
собой в центральной части пологоволнистую, местами холмистую равнину с глуби-
нами 4500-5000 м. В прибортовых частях котловины рельеф более расчлененный,
высокохолмистый (высота холмов до 400-500 м). Холмы представляют собой подня-
тия акустического фундамента, обычно конформно облекающиеся осадочной толщей,
которая нивелирует его неровности, в связи с чем мощность ее изменяется от 0,1 до
0,7 с (рис. 39 В).
Скважина 63, пробуренная в центральной части котловины, вскрыла базальты с
ксенолитами сред! icon иго ценового мела (566- 560 м), выше - напомел и мергели того
же возраста (560-350 м), миоценовые напомел и наноилы (240-27 м), плиоценовые
папомергелистые илы (271-18 м) и четвертичные пелагические глины (18-0 м).
В восточной половине котловины располагаются два прямолинейных субмери-
диопальпых желоба - Лира и Муссау, разделенные сопряженным с ними подводным
хребгом.
Желоб и хребет Муссау изучены довольно детально (Васильев и др., 1987).
Длина желоба 380 км, максимальная глубина 7208 м, крутизна западного склона 5-7°,
восточного - 10-15°. Хребет, расположенный к востоку от желоба, представляет со-
Рис. 39. Примеры профилей НСГЕ А - через Западно-Каролинскую впадину; Б - через вал
Эаурипик; В - через Восточно-Каролинскую впадину
бой подводную гряду, состоящую из конусовидных гор, расположенных на общем
цоколе, находящемся на глубине 2200-2500 м (рис. 40,41).
Проведенным нами поиитервальным драгированием склонов желоба и хребта
Муссау установлено, что низы обнажающейся здесь части земной коры представле-
ны метаморфическими породами эпидот-амфиболитовой фации - амфиболовыми и
эпидот-амфиболовыми кристаллослапцами, эпилоговыми амфиболитами и хлорит-
тальковыми породами, с которыми ассоциируются апогарцбургитовые серпентини-
ты. Метаморфические породы образовались из пород базальтовой толеитовой серии.
Более высокое положение в разрезе занимает комплекс расслоенных основных и
ультраосновных интрузий, включающих кумулятивные дуниты и верлиты, трокто-
литы и пиро ксе ниты. Породы этого комплекса, также относящиеся по составу к то-
Рис. 40. Расположение профилей ПСП (1) и станций драгирования (2) б желобах Муссау и
Западпо-Мелансзийском; изобаты (3), м
Рис. 41. Схематический геологический разрез желоба Муссау по профилю 4 па рис. 40: 1
плиоисн-плейстопсн. нслитификпрованпыс осадочные отложения: 2 - палеоген-миоцен. литифи-
цнрованиыс карбонатные и терригенные отложения; 3 - кайнозойские базальты; 4 юра-нижний
мел О измененные породы габбро-долерит-базальтового комплекса; 5 - расслоенные интрузии
основного и ультраосповного состава; 6 - метаморфические породы; 1 - разломы
понтовой серии, кристаллизовались при температуре около 1200° на глубине более 5
км от земной поверхности, на что указывают их полнокристаллические структуры.
Впоследствии эти породы были метаморфизованы при температуре 540-630° и дав-
лении 2 кБар, а затем выведены на поверхность в результате тектонических движений
и денудации.
С этим комплексом гесно связан габбро-до лерит-база л ьговый комплекс, состоя-
щий из габброидов, обычно брекчированных и кагаклазироваппых, диабазов, габбро-
диабазов, долеритов, измененных пиллоу-базальтов, долерито-базальтов, их автомаг-
матических брекчий и гиалокластитов. Кристаллизация этих пород происходила при
температуре 1200-1300°.
Вулканогенные образования, слагающие самую верхнюю часть рассматриваемого
комплекса, приурочены к вершинной части хребта Муссау, где они образуют построй-
ки цен трального типа. Особенности их состава указывают на принадлежность этих
пород к толей говой серии.
Они характеризуются нормальным (умеренным) содержанием щелочей, кальция,
железа и повышенным содержанием глинозема. Среди рассматриваемых пород выде-
ляются две группы с различным содержанием титана — высокотитанистые и низкоти-
танистые, различающиеся и по другим параметрам. Так, высокотитанисгые базальты
и долериты отличаются от низкотитапистых более высоким содержанием Si, Mg, Na,
Р, V и Sr и низким содержанием А1,О3, К, Сг, Ni, Со и Си. Кроме того, высокотитани-
сгые вулканиты подверглись более интенсивным вторичным изменениям.
Осадочные отложения, резко несогласно перекрывающие метаморфические и
магматические образования, представлены карбонатными, терригенными и туфоген-
ными породами. Начало их формирования относится к раннему палеоцену. Из этого
следует, что возраст подстилающих образований не моложе мела.
Обращает на себя внимание большое сходство разреза фундамента системы
желоб -хребет Муссау с разрезами островных склонов дуг Идзу-Бонинской и Волкано,
а также с разрезами, изученными в зонах разломов Кларион, Элтаиин и в Галапагосском
рифе, а верхняя часть разреза фундамента (габбро-долерит-базальговый комплекс),
по-видимому, присутствует почти во всех морфострукгурах Тихого океана.
Вал Каиингамаранги разделяет Восточно-Каролинскую и Меланезийскую
котловины, вытянут в меридиональном направлении от восточного звена Каролинских
островов на севере до желоба Санта-Исабель на юге. Длина вала 1600 км, ширина до
900 км (по изобате 4000 м), глубина сводовой части от 1600 м на юге до 3000 м на
севере Южная часть вала выделяется как плато Онтонг-Джава. На нем имеется не-
сколько вулканических гор, вершины которых представляют собой атоллы, которые
образуют гряду северо-западного простирания. Вулканические горы имеются и на за-
падном, более крутом склоне вала (в том числе атолл Капингамаранги)
Ровная поверхность акустического фундамента вала перекрыта осадочной тол-
щей мощностью до 1500 м, а общая мощность земной коры плато Онтонг-Джава оце-
нивается в 35-42 км (Furumoto et al., 1976; Hussong et al., 1979), что является исклю-
чением среди всех остальных морфосгруктур Тихого океана.
На плато пробурено 8 скважин (рис. 42).
В средней части вала (глубина воды 2206 м) скв. 289 вскрыт фундамент в ин-
тервале 1275-1262 м. Он представлен толеитовыми базальтами. На фундаменте
залегают верхнеаптскис известняки и витрокластические туфы (32 м), кампан-
среднемаастрихтские радиолярисвые известняки и мел (89 м), эоценовые известняки,
мел и гуфы (130 м). Верхняя часть разреза (970 м) представлена карбонатными био-
генными илами и мелом от олигоцена до плейстоцена включительно.
Скважина 64, расположенная южнее, вскрыла эоценовые кремни и известняки
(958-910 м), олигоценовые мел и известняки (850-660 м) и неоген-четвертичные мел
п пановые илы (620-0 м).
В северной части плато Онтонг-Джава, на его восточном склоне на глубине от
2520 до 3861 м, пробурены скважины 803-806 (Kroenke et al, 1980). Самый полный
разрез вскрыт скв. 803:
656,0-630,4 м - сеноман (?) или древнее, пиллоу-лавы толеитовых базальтов
афировых, хорошо раскристаллизованных. иепористых; покровы базальтов разделе-
ны прослоями известняков, что указывает на перерывы в излияниях; в кровле базаль-
тов - кора выветривания:
626,3- 621,8 м - верхний мел-средний эоцен: аргиллиты и глинистые алевроли ты
с редкими прослоями, обогащенными радиоляриями;
621,8- 563,7 м - средний-верхний эоцен: напомсл, радиоляриевый наномел, ред-
кие прослои кремней и нанорадиоляритов;
563,7- 217 м - верхний эоцеп-средний миоцен: паномел и фораминиферовый па-
номел;
217-0 м - средний миоцеп-плейстоцсп: наноил и панофораминиферовый ил.
Кайнозойские отложения в различной степени биотурбировапы Между мелом и
палеогеном фиксируется перерыв с выпадением из разреза палеоцена и всего нижнего
эоцена. Второй важный перерыв наблюдается в раннем миоцене. В остальных сква-
жинах (804, 805 и 806) вскрыта только верхняя часть разреза осадочной толщи:
- олигоцен-срсдний миоцен: наномел и фораминиферовый паномел, вскрытая
мощность от 130 до 437 м;
— средний миоцен: наноил и фораминиферовый напоил, мощность от 180 до
340 м.
150°B 'l55° 160° 165е
Рис. 42. Схема расположения буровых скважин на плато Онтонг-Джава. Изобаты через 500 м
Отложения в различной степени биотурбированы, в отдельных прослоях содер-
жат аутигенный пирит и сероводород.
На северном склоне плато Онтонг-Джава на глубине 2805 м пробурена самая
глубокая скважина (807), вскрывшая следующий разрез (снизу):
1528-1380 м - апт-альб: пиллоу-лавы измененных толеитовых базальтов с про-
слоями известняков;
1380-1351 м - верхний апт-альб-нижний сеноман: аргиллиты, алевролиты с
различным содержанием радиолярий и известняки;
1351-968 м - верхний кампан-верхний эоцен: известняки, кремни, наномел,
радиоляриевый наномел;
968-0 м — верхний эоцен-плейстоцен: нанофоссилиевые илы и мел с форамини-
ферами.
В известняках, залегающих среди базальтов, встречаются тонкие прослои ви-
трокластических туфов, зерна кварца и глауконита, а в гонких прожилках в базальтах
- кристаллы пирита и примазки окислов меди.
Нижняя часть верхнемелового разреза отсутствует. Скорость осадконакопления
уменьшилась от 1-2 мм/1000 лет в позднем Маастрихте до менее чем 0,5 мм/1000 лет
в раннем палеоцене.
Большая часть отложений палеоцена-среднего эоцена уплотнена, за исключе-
нием части верхнего палеоцена, где скорость осадконакопления досгигала 3 мм/1000
лег. Сохранность органических остатков в отложениях древнее верхнего эоцена в
основном плохая. Скорость осадконакопления, будучи в раннем-среднем эоцене (0,1
мм/1000 лет), в конце среднего эоцена опять возросла до 3 мм/1000 лет.
В палеогене наблюдается три перерыва в осадконакоплении: два в среднем эоце-
не и один в среднем олигоцене. Разрез неогена полный. Скорость осадконакопления
составила' на границе олигоцена и миоцена -- около 30 мм/год, в раннем миоцене -
1,5-2 мм/1000 лет, в позднем миоцене - более 4 мм/1000 лет, в плейстоцене - около
1,5 мм/1000 лет. Примерно такая же скорость осадконакопления зафиксирована и в
скважинах 805 и 806.
Плато Науру - восточное ответвление вала Капингамараыги, имеет сходное с
ним строение. Это крупное изометричное в плане поднятие, оконтуренное изобатой
4000 м, центральная часть которого осложнена хребтом занад-северо-западпого про-
стирания с минимальными глубинами менее 2000 м.
Скважина 288А, пробуренная на плато Науру на глубине 3030 м, вскрыла преи-
мущественно карбонатные отложения от апта до плейстоцена включительно-
апт-альб: известняки, цеолитовые песчанистые алевролиты с глауконитом, кар-
бонатные илы, глауконит-полевошпатовые и глауконитовые известняки с обломками
вулканических стекол и раковин иноцерамов 988-932 м;
сеноман: известняки и кремни 922-884 м;
турон: глаукопит-цеолитовые алевролиты, шаукопитовые и нанофоссилиевые
известняки 884-818 м;
коньяк-кампан: песчанистые алевролиты, глины, известняки, кремни и мел
818-647 м;
средний Маастрихт: карбонатные илы, глины, кремни и ракушники 647-560 м;
нижний палеоцен-нижний олигоцен: мел 560-457 м;
верхний олигоцен: глины, кремни, карбонатные илы, бронированные известня-
ки и мел 428-267 м;
миоцен: илы и мел 238-86 м;
плиоцен: пепловые илы 76-12 м;
плейстоцен: форамиииферово-нановые илы и мел 12-0 м.
Присутствие олигоценовых ракушняков указывает па мелководные условия в
районе скважины, сохранявшиеся до конца палеогена.
Меланезии скан коз лови на делится на две части. Большая часть, расположенная
к северу от плато Науру, представляет собой волнистую, местами попогохолмистую
равнину с глубинами от 4000 до 4500 м. Лишь самая северная часть, расположенная к
западу or островов Ради, имеет глубину свыше 5000 м. В котловине имеется несколько
вулканических гор, в том числе два небольших острова Науру и Ошен - высотой 65 и
81 м, со скалистыми берегами, окаймленными рифами. Мощность земной коры 12 км
Южная часть Меланезийской котловины, расположенная к югу от плато Науру,
меньше, но глубже, чем северная. Центральная ее часть, оконтуренная изобатой
5000 м, представляет собой холмистую абиссальную равнину с одиночными подво-
дными горами высотой до 3000 м.
Осадочные отложения, перекрывающие неровную поверхность акустическо-
го фундамента впадины, имеют небольшую мощность - 200-300 м, возрастающую
у островов Гилберта до 700 м, что, видимо, обусловлено сносом материала с этих
островов.
Скважины 462 и 462А, пробуренные в центральной части котловины, вскрыли
наиболее полный разрез раннемеловых вулканогенных образований в западной части
Тихого океана (Initial Reports..., 1981, v 61). Скважиной 462 А в интервале 1068,5-
558,5 м пройдена толща базальтовых пиллоу-лав и силлов с прослоями пирокласти-
ческих и осадочных пород с микрофауной от альба до готерива. Нижняя часть толщи
(1068-930 м) сложена силлами диабазов, разделенными прослоями косослоистых пе-
сков с галькой базальтов и алевролитов и прослоем конгломерата на глубине около
1000 м, состоящего в основном из гальки базальтов. Конгломерат залегает на песча-
нистых алевролитах с косой слоистостью и агглютинированными раковинами фора-
минифер. Диабазы по составу сходны с базальтами MOR. но отличаются от них по
содержанию А1,Оа и FeO.
Средняя часть толщи (930-730 м) состоит из силлов и покровов пиллоу-базальтов
с абсолютным возрастом 110 ± 3 млн лет (образец с глубины 739 м), а верхняя (730-
558,5 м) отличается от нее наличием прослоев туфогенпых аргиллитов и алевролитов.
В одном из силлов обнаружены ксенолиты гранофиров с кварцем, калиевым нолевым
шла! ом и двумя амфиболами.
Выше залегают туфогепные осадочные отложения: альб-сеноман (558,5-549,5 м)
и коньяк-сантон (549,5-540,5 м): аргиллиты и мергели; аргиллиты и вулканокласти-
ческие песчаники неустановленного возраста (540,5-522,5 м); кампап-маастрихт
(522,5-437,5 м): известняки, глины, мергели и аргиллиты с прослоями вулканокла-
стических брекчий, пеплов, конгломератов, песчанистых известняков, вулканомик-
товых песков и песчаников. Выше залегают маастрихт-эоцеповые известняки и мел
с прослоями илов и кремней (437,5-314 м) и эоцсн-чствертичные радиоляриевые,
фораминиферово-нановыс и пановые илы с прослоями глин и алевритов с тремя про-
слоями пепла и обломками щелочных базальтов (314—0 м).
В кампанских, маастрихтских и олигоценовых отложениях имеются остат-
ки мелководной фауны, которая обычно считается переотложенной (снесенной с
Маршалловых островов). Однако, по мнению Е.М. Рудича (1984), это справедливо
только по отношению к олигоцену. Кампанская и маастрихтская фауна, скорее всего,
является автохтонной и наряду с косослоистыми текстурами пород свидетельствует о
мелководных условиях того времени. В палеогене произошло углубление днища впа-
дины Науру до 3000-3500 м, а с неогена до настоящего времени - еще на 1600 м.
Система Маршалловых островов прсдсгавляет собой крупное поднятие, ко-
торое включает три группы островов - Эпивстак, Ралик и Ратак. Последняя является
северным звеном островной гряды Рагак-Гилберта-Тувалу, ограничивающей рассма-
триваемый регион с востока. Примерные размеры поднятия 400x500 км (по изобате
4000 м). Многочисленные острова и подводные горы рассматриваемой системы пред-
ставляют собой атоллы и гайоты, в том числе самые крупные в Тихом океане, являю-
щиеся абрадированными вершинами вулканов, имеющих высоту до 3500^4-000 м и
диаметр в основании до 30-50 км (рис. 43).
Гайоты покрыты шапкой пелагических осадков мощностью от 0 до 150 м, ко-
торая коррелируется с возрастом и размерами гайотов: максимальна она на больших
гайотах, испытавших длительное погружение.
В западной части системы Маршалловых островов, на атолле Эниветак, скважи-
ной вскрыты оливиновые базальты, перекрытые мощной (1270 м) толщей мелковод-
ных карбонатных органогенно-обломочных отложений от верхнего эоцена до плей-
стоцена включительно (верхний эоцен - 420 м, миоцен - 660 м, плиоцен-голоцен -
190 м). Со склонов атолла драгированы палеогеновые базальты (37,5-59,0 млн лет).
В 182 км юго-восточнее атолла Эниветак, на гайоте Ло-Ен (глубина 1084 м) скв.
872 вскрыты базальты (интервал 144-192,5 м), трещины в которых заполнены фора-
миниферовыми известняками (ранний сантон или древнее). На них с размывом за-
легают конгломераты, состоящие из гальки базальтов, известняков и мела с карбонат-
ным цементом (интервал 140-144 м), в котором содержатся бентосные фораминифе-
160’В 164° 168’ 172’
Рис. 43. Схема расположения буровых скважин в районе Маршалловых островов (Premoli et
al., 1993). Изобаты через 1000 м. Цифры в скобках - возраст, млн лет
ры кампана, раннего палеоцена и среднего эоцена. Верхняя часть разреза (140-0 м)
представлена пелагическими фораминиферовыми и нанофораминиферовыми илами
(поздний олигоцен-плейстоцен).
Восточнее, на атолле Бикини, входящем в группу островов Ралик, осадочный
чехол, но данным бурения, имеет такое же строение. С нижней части склона это-
го атолла драгированы базальты с радиометрическим возрастом 37,5-53,5 млн лет
(олигоцен-палеоцен).
В 83 км к югу от этого атолла скв. 869 вскрыт следующий разрез (Sager et al.,
1993):
796-208 м - сеноман—Маастрихт: вулканокластические песчаники, алевролиты,
аргиллиты, прослои карбонатных аргиллитов, радиоляритов, мела и вулканических
брекчий;
208-88 м палеоцен-эоцен: радиоляриево-нанофоссилиевые илы с прослоями
порнелланитов и кремней;
88-0 м - олигоцен-миоцен: радиоляриево-нанофоссилиевый ил.
На этой же гряде на гайоте Водейебато (Сильвания) пробурены скважины
873-877 (Premoli Silva el al., 1993). Глубина поверхности гайота 1350-1410 м. Все
скважины на глубине 180-190 м от дна вскрыли базальты и вулканогенные брекчии
неустановленного возраста, перекрытые пачкой кам панских красноцветных желези-
стых глин и аргиллитов мощностью от 15 до 25 м. В скважинах 875 и 876 эта пачка
отсутствует.
Выше с размывом залегает толща маастрихтских мелководных зернистых и
органогенно-обломочных пористых известняков, формировавшихся на поверхно-
сти гайота в волноприбойной зоне. Мощность этой толщи от 90 до 165 м (скв. 874).
В скв. 873 она несогласно (с размывом) перекрыта палеоцеи-эоценовыми карбонат-
ными конгломератами с карбонатно-фосфатным цементом и железо-марганцевыми
корками (5 м), на которых залегают среднемиоценовые-плейстоценовые пелагиче-
ские нанофоссилиевые и форамипиферовые илы (55 м). В остальных скважинах эти
отложения отсутствуют и прямо па поверхности дна обнажаются маастрихтские из-
вестняки (рис. 44). В то же время со склонов гайота драгированы эоценовые базальты
(51,0-53,3 млн лет).
В южной части островной гряды Ратак, на гайоте Харри (Ламмалок) на глубине
1255 м» пробурена скв. 871, вскрывшая следующий разрез (снизу):
500—451,6 м - верхний мел (?): базальты;
451,6-422,9 м - пестроцветные глины, в отдельных прослоях биотурбирован-
ные, с обломками и галькой относительно свежих базальтов в верхней части и много-
численными обломками сильно измененных вулканических пород в подошве пачки;
422,9-413,0 м - верхний палеоцен: зернистая карбонатная порода (packstone) с
большим содержанкам фораминифер, моллюсков, карбонатных фрагмен гов и пирита;
413,0-374.3 м - верхний палеоцен: родолитовые зернистые известняки с много-
численными остатками красных водорослей;
374,3-316,7 м — верхний палеоцен: коралловые зернистые известняки с много-
численными фрагментами фораминифер и водорослей;
316,7-184,9 м — нижний-средний эоцен: бентосные форамипиферовые зерни-
стые известняки и ваккиты; плотные карбонатные алевролиты с обломками раковин
моллюсков; белый мел в интервале 250-290 м;
184,9-153,2 м - средний эоцен: фораминиферовые (милиолидовые) зернистые
известняки с пустотами и прослоями фораминиферовых (милиолидовых) ваккитов;
СКВ
о
100
200
300
400
500
600
• 700
- 800
-900
- 1000
. 1200
462 871 872 873 874 875 876 877
232
Рис. 44. Разрезы скважин, пробуренных в районе Маршалловых островов. Осадочные
образования: 1) биогенные: 1 - наноплан ктонный ил, 2 фораминиферовый ил, 3 - нано-
форам иниферо вы й, фораминиферо-нанопланктонный ил, 4 - нано план ктонный писчий мел,
5 известняк, б - биокластовые карбонатные осадки, 7 - радиоляриевый ил. 8 - диатомовый
ил, 9 кремнистый ил, 10 - диатомит; 2) терригенные: 1! - пелагическая глина, 12 - глина,
13 - алевритовая глина, 14 - песок, 15 конгломерат; 3) Вулканогенные: 16 - вулканиче-
ский пепел, 17 - вулканическая глина, 18 вулканом иктовыЙ песчаник, 19- вулканобрекчия;
4) смешанные: 20 - диатом ово-нанопланктонный ил, 21 карбонатно-кремнистый ил, 22 -
диатомовая глина, 23 - радиоляриевая глина, 24 кремнистая глина, 25 кремни, 26 мергель.
Магматические породы: 27 - породы основного состава. Прочие обозначения. 28 - материал
ледового разноса: 29 ••• цеолит, 30 марганец, 31 глауконит, 32 - фосфат
869
J
153,2- 133,7 м - средний миоцен: бентосные фораминиферовые зернистые из-
вестняки и ваккиты, сильно пористые (5-10%); в кровле - фосфатизированная железо-
марганцевая корка (несогласие);
133,7— 26,5 м - пижний-средний миоцен: фораминиферовый ил; размыв, несо-
гласие;
26,5-0 м - плейстоцен: панофоссилиевый фораминиферовый ил.
Со склонов эгого гайота драгированы палеогеновые базальты (37,0-54,0 млн
лет).
Таким образом, геолого-геофизические исследования, включая бурение, показа-
ли, что все атоллы и гайоты системы Маршалловых островов представляют собой
вулканические постройки, сложенные базальтами, на абрадированной поверхности
которых залегают мелководные карбонатные отложения.
Возраст вулканогенных пород, по данным бурения, в основном верхнемеловой
или древнее. В то же время большинство драгированных базальтов, поданным радио-
метрического анализа, оказалось палеогеновым (табл. 24)
Таблица 24 Радиометрический возраст вулканогенных пород Маршалловых островов
Гора Координаты, град. Возраст, млн лет Источник информации
C.I1I. в.д.
Бикини П,6 165,4 37,5-53,5 Emery ctal., 1954;
Сильвания 12,0 164,9 51,0-53,3 Hamilton, Rex, 1961;
Энивсток П.5 162.3 37,5-43,0 57,0+5,0; 59,01-2,0 Cole, 1957; Kulp. 1963;
Хари 5.6 172,4 37-54 Schtangei et al., 1984;
Ялуит 6.0 169.6 16-22,5 Yabc,Aoki, 1992;
Вон Вальиср 7,3 172,4 79-89 Schlanger et al., 1984;
Островные гряды Гилберта и Тувалу. Гряда Гилберта имеет длину
950 км и ширину от 50 до 100 км (по изобате 4500 м). Они состоят из многочисленных
подводных гор и островов, разделенных проливами. Все острова представляют собой
коралловые атоллы на срезанных абразией вершинах вулканов.
Островная гряда Тувалу имеет такое же строение. Длина ее около
800 км, ширина - порядка 200 км. На атолле Фунафути скважиной вскрыто 340 м
четвертичных известняков и доломитов. Общая мощность осадочных отложений на
атоллах, поданным ГСЗ, превышает 1000 м.
ВЫВОДЫ
Рассматриваемый регион характеризуется наличием специфических морфо-
структур (вал Капингамаранги, плато Науру, система желоб-хребет Муссау), не име-
ющих аналогов в других регионах Тихого океана. Некоторые из них сходны с морфо-
структурами расположенными южнее Тихоокеанско-Австралийской зоны перехода.
Возможно, ото сходство имеет генетическую основу. Мощная (35-42 км) земная кора
вала Капингамаранги и плато Пауру указывает на принадлежность их к структурам
континентального типа, что подтверждается и составом вулканических образований
фундамента, сходных с континентальными траппами.
Не типично для океана и строение впадин, особенно Западно-Каролинской, оса-
дочный покров которых, как и в Филиппинском море, подстилается палеогеновыми
базальтами. Не исключено, однако, что под ними имеются и более древние магмати-
ческие образования, аналогичные обнажающимся в желобе Муссау. Многочисленные
данные свидетельствуют о том, что рассматриваемый регион или по крайней мере его
положительные морф о структуры в мезозое представляли собой сушу. Об этом сви-
детельствуют следующие факторы.
1) исключительно ровная поверхность возвышенностей и «второго слоя»;
2) мелководный характер залегающих на них осадочных отложений, особенно
базальных слоев;
3) наличие в осадочных отложениях смежных впадин терригенного материала,
областью сноса которого служили рассматриваемые возвышенности;
4) наличие в желобе Муссау полнокристаллических пород, кристаллизовавших-
ся на I дубине не менее 5 км, а затем выведенных на поверхность в результате денуда-
ции пород кровли
Эволюция магматизма в рассматриваемом регионе была такой же, как и в смеж-
ных регионах.
Первая фаза, во время которой сформировался габбро-долерит-базальтовый ком-
плекс толеитового состава, закончилась в конце юры (около 150 млн лет назад).
В барреме начался вулканизм второй фазы, сменившийся в апте внедрением сил-
лов субщелочных базальтов. Эта фаза продолжалась до Сайгона включительно. Она
сопровождалась общим поднятием региона, которое охватило всю центральную часть
Тихого океана.
В кампапе-маастрихте проявилась третья фаза магматизма, в результате которой
были сформированы вулканические сооружения островных гряд и подводных гор, сло-
женные породами субщелочной дифференцированной базальт-трахитовой субсерии.
К четвертой, заключительной фазе относится палеогеновый вулканизм, завер-
шивший формирование фундамента Западно-Каролинской и Восточно-Каролинской
впадин и вулканических сооружений островных цепей. С олигоцена началось общее
интенсивное опускание региона, сопровождавшееся карбонатным осадконакоплени-
ем, которое продолжается и в настоящее время.
Обращает на себя внимание четкое север-ссверо-восгочное простарание основ-
ных структур региона, параллельное, с одной стороны, структурам Центральной кот-
ловины, а с другой - структурам Австралийской зоны перехода, что является отраже-
нием единой системы разломов раннего (очевидно, мезозойского) заложения.
ГЛАВА 3. ЦЕНТРАЛЬНАЯ КОТЛОВИНА
Эта сравнительно небольшая, но сложно построенная котловина является связу-
ющим звеном между морфосгруктурами западной, восточной и южной частей Тихого
океана. Она расположена между Срединно-Тихоокеанским поднятием на севере,
островной грядой Лайн на востоке, островами Ратак, Гилберта и Тувалу па западе
и островами Токелау и Общества па юге (18вс.ш.-18°ю.ш; 169°в.д.-153°з.д.). Длина
котловины около 5000 км, ширина 2000-2500 км (по изобате 5000 м), средняя глуби-
на 5500 м. Основные морфоструктурные элементы Центральной котловины - срав-
нительно небольшие впадины Магеллана, Северная Пальмира, Кемпбелл, Гарднера,
Северная Токелау, Пенрин и Самоанская, плато Манихики, подводная возвышенность
Магеллана и вал Хауленд. В южной части котловины располагается протяженная гор-
ная 1ряда, образованная островами Токелау, Феникс и Хауленд, параллельная обрам-
ляющим котловину основным цепям Лайн-Ратак-Гилберта-Тувалу. Поперечными
к ним являются вал Хауленд и зона разломов Нона-Кантон, секущая котловину в ее
южной половине.
ВПАДИ IIЫ
Впадина Магеллана, расположенная в северной части котловины, вытянута в
северо-восточном направлении па 2500 км при ширине от 400 км на северо-востоке
до 1400 км на юго-западе (по изобате 5500 м). Дно ее представляет собой холмистую
равнину, полого погружающуюся с севера на юг, с многочисленными подводными го-
рами и горными массивами, особенно широко развитыми в северной части впадины.
В южной части впадина рассечена системой узких желобов субширотного и северо-
западного простираний, из которых наиболее отчетливо выражен желоб Магеллана.
Длина его 350 км, ширина 20-30 км, глубина до 6500 м. Он окаймлен островершин-
ными хребтами высотой до 1500 м, создающими перепад глубин до 2500 м. Узкий
желоб и сопряженный с ним хребет субмеридионалыюго простирания, расположен-
ные в юго-западной части впадины, отделяют ее от поднятия Маршалловых островов.
Мощность земной коры 6,3-9,3 км.
В северо-западной части впадины пробурены скважины 168, 169 и 170.
В скв. 169, расположенной вблизи Маршалловых островов, вскрыты трещино-
ватые пиллоу-базальты (238-230 м), которые по составу относятся к нормальным то-
леитам, сходным с базальтами MOR. Пузырчатые текстуры указывают на глубину их
излияний не более 400 м (Initial Reports..., 1973, v. 17). Базальты рассечены многочис-
ленными кальцитовыми жилами, указывающими па гидротермальную деятельность
после излияния лав.
Выше залегают альб-туронские аргиллиты, кремни, мел и алевролиты (225-
192 м), над которыми вскрыт силл щелочного долерита мощностью 20 м с абсолют-
ным возрастом 58 ±2 млн лет, сходного но составу с базальтами океанических остро-
вов. Выше вскрыты верхнемеловые аргиллиты и кампан-позднемаастрихтские глины
и кремни (172—95 м).
Верхняя часть разреза, пробуренная скв. 168, представлена эоценовыми радио-
ляриевыми и цеолитовыми глинами и кремнями (75-29 м).
В скв. 170, пробуренной в 600 км восток-ссверо-восточнее, на глубине 5800 м
в основании разреза вскрыты толеитовые базальты (196-192 м), перекрытые альб-
среднекампанскими алевролитами с прослоями витрокласгических туфов, известня-
ков, аргиллитов и мела. В этих породах встречаются обломки кремней и пузырчатых
щелочных базальтов, видимо сносившихся с существовавших в то время в этом райо-
не вулканических островов или Срединно-Тихоокеанского поднятия. Выше залегают
кампан-маастрихтские мел и известняки с прослоями глии и алевролитов (129-15 м),
олигоцен овые радиоляриевые и цеолитовые глины (15-1 м). Таким образом, кайно-
зойские отложения здесь практически отсутствуют.
В юго-западной части впадины, в желобе у северо-западной оконечности вала
Хауленд скв. 65 вскрыты в нижней части эоцен-олигоценовые турбидиты с прослоя-
ми кремней и радиоляриевых илов (60 м), выше - непрерывный разрез от олигоцена
до голоцена включительно, представленный радиоляриевыми илами (127 м).
В турбидитах нижней части разреза присутствуют переотложенные меловые и
эоценовые радиолярии и фораминиферы, обломки вулканогенных пород и аргилли-
тов. Это свидетельствует о размыве находившихся поблизости гор, сложенных ме-
ловыми и палеогеновыми породами. В 1970 г. в 48-м рейсе НИС «Витязь» в север-
ной части Центральной котловины (примерные координаты 12°10'с.ш. и 179°47'в.д_,
глубина 6450 м) были подняты железо-марганцевые конкреции. В ядре одной из них
был обнаружен обломок микроклинового гранита, который «может представлять де-
зинтегрированный материал более крупных блоков пород аналогичного или сходного
состава» (Прокопцев, 1975, с. 203).
Впадина Северная Пальмира, расположенная к востоку от впадины Магеллана,
отделена от нее узким подводным валом северо-западного простирания, являющимся
ответвлением островной системы Лайн. Ширина вала до 120 км, относительные пре-
вышения 200-250 км, поверхносз ь его грядово-холмистая. Таким же рельефом харак-
теризуется и большая часть впадины, особенно в ее северной части.
Осадочные отложения на восточном склоне впадины изучены по скв. 165, харак-
теристика их дана при описании островной системы Лайн.
Впадина Кемпбелл (Западная Пальмира) находится к юго-западу от впадины
Северная Пальмира, от которой она отделена подводным ответвлением островной си-
стемы Лайн. Дно впадины расчленено довольно слабо, особенно в ее северной части.
Однако здесь имеются два узких желоба глубиной более 6000 м, разделенных невы-
сокими хребтами. В южной части впадины имеются поднятия и понижения шириной
50-100 км с относительными превышениями 100-300 м.
В юго-восточной части впадины скв. 66 (глубина 5300 м) вскрыты выветрелые
пузырчатые толеитовые базальты, перекрытые верхнемеловыми (докампанскими)
глинами с прослоями вулканомиктовых псаммитов и псефитов в основании пачки
(20 м). Выше с размывом залегают олигоценовые радиоляриевые глины с прослоя-
ми кремней (16 м), перекрытые неоген-плейстоценовыми радиоляриевыми глинами
и илами (150 м).
Скорость осадконакопления в позднем мелу составляла всего 0,5 мм/1000 лет, в
неогене — до 5 мм/1000 лет.
Впадина Нова находится к югу от центральной и восточной частей вала Хауленд.
С юга она ограничена зоной разломов Нова- Кантон. Дно впадины доволг>но сильно
расчленено. Здесь выделяются отдельные поднятия и горы высотой до 2-3 км, обычно
ориентированные в субширотном и северо-восточном направлениях.
Впадина Гарднера находится в юго-западной части котловины В ее пределах
выделяется несколько желобов и пологих прогибов общего северо-восточного про-
стирания с глубинами более 6000 м. Восточная ее часть пересечена горной грядой
Хауленд-Суэйпс, протягивающейся в север-северо-западном направлении на 1500 м
при ширине от 75-100 до 450 км (в средней части). В пределах этой гряды насчитыва-
ется 35 гор, в том числе 8 островов и 3 рифа. Высота гор достигает 5,5 км
Впадина Северная Такелау, расположенная восточнее, сходна по морфоло-
гии дна с впадиной Гарднера. Длина впадины 900 км, ширина до 150 км, глубина до
6000 м. Над дном впадины поднимается несколько подводных гор, свидетельствую-
щих о его расчлененном характере.
Впадина Пенрин расположена между возвышенностью Манихики и островной
системой Лайн. Средняя глубина впадины 5300-5500 м, местами до 6600 м. Дно впа-
дины представляет собой абиссальную равнину с отдельными коническими горами-
вулканами, две из которых возвышаются над уровнем моря (о-в Старбак и атолл
Пенрин). В южной части впадины имеется несколько пологих поднятий и прогибов
северо-восточного простирания с относи тельными превышениями 100-300 м
Самоанская впадина расположена в самой южной части Центральной котлови-
ны, к югу от возвышенности Манихики. Иногда ее рассматривают как северное зве-
но Южной котловины (Головинский, 1985). Впадина вытянута в субмеридиональном
направлении на 1500 км при ширине около 1000 км (по изобате 5000 м). Дно впадины
холмистое, с одиночными коническими горами, одна из которых (риф Беверидж) под-
нимается над уровнем моря. Данные о геологическом строении впадины отсутствуют.
ВОЗВЫШЕННОСТИ
Вал Хауленд протягивается в восток-северо-восгочном направлении от остро-
вов Гилберта до среднего звена островной системы Лайн на 2500 км, разделяя
Центральную котловину па две почти равные части. Ширина вала увеличивается от
200-400 км на востоке до 500-800 км на западе (по изобате 5500 м), средняя глубина
поверхности 4500 м. Над валом возвышаются отдельные горы, две из которых- атол-
лы Хауленд и Бейкер - достш ают поверхности океана. В средней части к северу от
вала Хауленд ответвляется широкий пологий выступ, на продолжении которого на-
ходится возвышенность Магеллана. К востоку от вала располагается сопряженный с
ним желоб глубиной более 6000 м.
Базальтовый (толеитовый) фундамент вскрыт в средней части вала Хауленд скв.
166 (глубина воды 4962 м). Он перекрыт нижнемеловыми (готерив-апт) известкови-
стыми и окремненными аргиллитами с прослоями туфов (28 м), па которых залегают
аптские аргиллиты (10 м), альбские туфопссчаники, алевролиты и аргиллиты (50 м)
и сеноманские цеолитовые глины с прослоями кремней и мела (несколько десятков
метров). Выше с размывом залегают эоценовые (52 м), олигоценовые (56 м), миоце-
новые (95 м) и плиоцен-плсйстоцсновые радиоляриевые глины и илы, в нижней части
разреза с прослоями кремней (5 м). В желобе у северо-западного окончания вала скв.
65, пробуренной на глубине 6130 м, вскрыта пачка среднеэоцсповых турбидитов с
топкими прослоями кремней и радиоляриевых илов (60 м). Выше залегают олигоцен-
голоцен овыс радиоляриевые илы (127 м).
Возвышенность Mai силана расположена в южной части одноименной впа-
дины, вытянута в северо-восточном направлении на 380 км при ширине 200 км (по
изобате 5000 м). Ее относительное превышение около 3000 м, минимальная глубина
3200 м. Слаборасчлененная поверхность возвышенности полого наклонена на северо-
восток (3 -5°) и еще более полого - в поперечном направлении.
Фундамент возвышенноеги, вскрытый скв. 167 (глубина воды 3176 м), пред-
ставлен вывезрелыми пористыми толеитовыми базальтами (1185-1170 м), сходными
по составу с базальтами скв. 169 (Initial Reports.., 1973, v. 17). Базальты перекрыты
мошной осадочной толщей, которая начинается пачкой (Юм) верхнетитонских-
нижнеберриасовых известняков с кремнями, пирокластическим материалом и об-
ломками базальтов, свидетельствующими о размыве фундамента во время отложения
известняков. Выше залегают нижнемеловые (песком—альб) известняки с многочис-
ленными прослоями кремней и более редкими прослоями глин, гуффитов и алеврито-
вых туфов (310 м). Еще выше с постепенным переходом залегают верхнемеловые из-
вестняки и мел с прослоями кремней (185 м). Кайнозойские отложения представлены
палеогеновыми нано- и нанофораминиферовыми известняками и мелом с кремнями
(416 м) и неоген-плейстоценовыми нанофораминиферовыми илами (260 м). Из разре-
за выпадают верхний и нижний палеоцен, часть среднего эоцена. Скорость осадкона-
копления составляла (мм/1 ООО лет): нижняя и средняя часть мелового периода - 4-10,
поздний мел - 20, палеоген - 4, конец олигоцена - 25.
Текстура базальтов указывает на незначительную глубину их излияния. Это
подтверждается присутствием в титон-берриасовых отложениях обломков подсти-
лающих базальтов, бентосных фораминифер и обломков раковин аммоноидей. Таким
образом, возвышенность Магеллана уже существовала в поздней юре как вулканиче-
ский остров. В титоне-барриасе вслед за прекращением вулканической деятельности
началось опускание и превращение его в атолл. Литоральные глубины существовали
здесь до конца сеномана или конца турона. Затем произошло опускание на глубину
около 2500 м, фиксирующееся сменой известняков мелом.
Возвышенность Манихики расположена в южной части Центральной котло-
вины, имеет длину 1050 км и ширину 720 км (по изобате 5000 м). Она состоит из
четырех массивов (плато) - Высокого, Северного и двух Западных, разделенных про-
гибами глубиной 300-400 м относительно ложа. Возвышенность Манихики характе-
ризуется повышенной мощностью коры 22,5-3,5 км (Hussong et al., 1979) и осадочных
отложений (более 1 км), что сближает ее с подводными возвышенностями Шатского
и Хесса.
Скважиной 317, пробуренной па глубине 2600 м, вскрыты пузырчатые толеи-
товые базальты (945-910 м), сходные с базальтами плато Онтоиг-Джава (скв. 289).
Среди базальтов встречаются прослои туффитов. Абсолютный возраст базальтов от
97,2 т 4,3 до 114 ± 7,5 млн лет. По заключению Э. Джексона и С. Шлангера, эти ба-
зальты изливались на глубинах менее 400 м, а частично - и в субаэральных усло-
виях (Initial Reports..., 1975, v. 30). Выше залегают немые вулканомиктовые песча-
ники с прослоями сапропелевых песчаников, алевролитов, аргиллитов, реже глин,
перекрытые баррем-аптскими микритовыми известняками и вулкапокластическими
песчаниками (910-647 м). Разрез наращивается апт-маастрихтскими микритовыми
известняками, в том числе фукоидными, с мелководной фауной и мелом с прослоя-
ми аргиллитов (647-537 м); маастрихт-миоценовым Пановым мелом (537-303,5 м) и
миоцен-четвертичными органогенпо-карбонатными илами и мелом (303,5-0 м).
Нижнемеловые вулканокластические образования с сапропелем отлагались
на шельфовых глубинах (нс более 200 м) в пределах вулканического архипелага с
многочисленными островами и атоллами, поставлявшими обломочный материал.
Позднемеловые отложения формировались, по-видимому, в условиях умеренно глу-
бокого моря, а кайнозойские - па глубинах, близких к современным. Таким образом,
возвышенность Манихики существовала уже в раннем мелу, и с тех пор вершина ее
погрузилась на 3000-3500 м. Наиболее интенсивные опускания произошли в конце
мела-начале палеогена.
В основании северного склона возвышенности драгированы неогеновые радиоля-
риевые илы, в нижней части западного склона - палеогеновые глины, а в центральной
части возвышенности - палеогеновые карбонатные илы (Geologic Мар..., 1983, 1985).
Зона разломов Иова-Кантон протягивается в восток-северо-восточном направ-
лении (70°) через всю Центральную котловину от северной оконечности островной
i-ряды Тувалу до среднего звена островной системы Лайн на 2400 км.
В средней, наиболее изученной части з га зона представлена узким желобом глу-
биной свыше 8000 м и шириной 10-20 км. В восточной части желоб с обеих сторон
окаймлен хребтами, в западной - только с одной. Перепад глубин достигает 5 км.
Крутизна склонов желоба 15-20°, а местами и больше. К северу от желоба распола-
гаются параллельно ему несколько горстов и грабенов, а южнее находится пологое
поднятие, отделенное от желоба узким грабеном.
По данным НСП, днище желоба заполнено осадочными отложениями мощно-
стью до 200-300 м. В результате драгирований, проведенных с НИС «Махи» и «Арго»
на глубине 7100-7200 м, были подняты обломки субщелочных толеитовых базальтов,
гиалокластитов с абсолютным возрастом 70 млн лет, крупнозернистых диабазов и
пегматоидных кумулятивных габбро (Rosental et.. 1975).
Островная система Лайн протягивается в северо-западном направлении от се-
верной части Полинезийского свода до хребта Неккср почти на 4000 км. Состоит из
грех звеньев.
Северо-западное звено образовано коническими горами, вытянутыми в виде ли-
нейных гряд, разделенных глубокими прогибами (до 5300 м). Ширина гор в их осно-
вании 10-35 км, а ширина всей системы Лайн местами достигает 350 км. Одна из гор
в северной части звена образует атолл Джонсон.
Среднее звено (между 0 и 8° с. ш.) представляет собой очень пологое поднятие
шириной до 1000 км (по изобате 5000 м), в осевой части которого располагается вул-
канический хребет шириной до 200 км (по изобате 4000 м). Он состоит из отдельных
гор и горных массивов, часть которых образует рифы и атоллы: Кингмен, Пальмира,
Вашингтон, Фаннинг и Рождества размером от 2—3 до 15—20 км и высотой до 18 м над
ур. моря. Поднятие с обеих сторон окаймлено прогибами, заполненными осадочными
отложениями мощностью до 1200 м.
Юго-восточное звено состоит из отдельных гор, четыре из которых образуют
мелкие острова Молден, Восток, Каролайн и Флин г.
Горы островной системы Лайн сложены в основном верхнемеловыми и палеоге-
новыми эффузивами, которые установлены драгированием и бурением (табл. 25).
По составу они относятся преимущественно к щелочным дифференцирован-
ным субсериям, включая кварцевые трахиты и фонолиты. С четырех гор драгиро-
ваны калиевые нефелиниты, сходные с калиевыми мафическими породами Восточно-
Африканских рифтов. Такие же нефелиниты драгированы на горах Уэйк, располагаю-
щихся на продолжении хребта запад-северо-западного простирания, пересекающего
островную систему Лайн примерно па 10° с. ш. При одном драгировании в северо-
западной части системы подняты голеитовые и щелочные базальты, а эффузивы,
вскрытые скважинами 165 и 315, относятся соответственно к субшелочиой диффе-
ренцированной базальт-трахитовой субсерии и группе титанистых толеитов островов
и гайотов. Таким образом, наблюдается эволюция магматизма от Телешовых магм,
изливавшихся в подводных условиях и образовавших цоколь поднятия Лайн, до суб-
щелочных и щелочных дифференцированных пород, включая калиевые нефелиниты.
По-видимому, это связано с углублением очагов магматизма.
Разрезы осадочных отложений, залегающих на вулканогенной толще в проги-
бах, окаймляющих среднее звено островной системы Лайн, существенно различны.
Таблица 25. Возраст вулканогенных пород островной системы Лайн
Станция Координаты,град Возраст, млн лет Источник информации
С.Ш. зл.
STU 9,2 150,0 52,3 Ozima et al., 1977
137 14,4 169.0 54,3-56,3 (3) Тоже
134 Ю,1 168,0 45,3
133 12,0 165,5 84,4 ±0,9; 72,8 ±1,3
7-TOW-142D 18,0 169,0 128±5,0
128 9,1 160.4 49,0 ± 9,0; 78,8 ± 1,3; 48,0 ± 0,6
130 D 8,2 164,2 71,5 ±3,1
133 D 12,0 165,5 84,4 ± 0,9
143 19,3 169,0 88,1 ±0,4; 73,7 ±0,8 Schlangeretal., 1984
142 18,0 169,0 93,4 ±1,3, 93,4 ±1,3 То же
63 16,2 168,1 86,0 ±0,9; 5,0 ±0,6
59 12,3 167,0 68,1-89,3 (6) Sager, Pringle 1987
61 14.5 166,2 81,4; 82,6, 59,8 ±0,6 Schlangeretal., 1984
33 8,1 161,5 39,3 ± 1,5; 23,5 ±0,3 Тоже
123 5,5 160,4 76,4 ±0,5; 44,5 ±0,5 - -
6 2,3 158,3 69,8 ± 1,0. 61,2 ±0,6
41 2,0 157,2 35,5 ±0,9; 25,3 ±0,3
43 0,4 S 155,1 59,0 ±0,8; 37,0 ±0,4
44 7,3 S 151,3 71,9 ±1,4; 1,4 ±0,5
45 9,0 S 150,4 70,5 ± 1,1; 45,2 ±0,6; 59,0 ±0,7
52 15,0 S 149,0 47,4 ± 0.9; 41,8 ± 0,9; 25,1 ± 0.4
Примечание. Здесь и палее в таблицах в скобках показано количество измерений
В северо-западной части звена па его подводном цоколе скв. 314 вскрыты эоценовые
порцелланиты (45-35,5 м). В интервале 35,5-7,5 м отбор керна нс производился, а
верхние 2,5 м сложены цеолитовыми глинами с переотложенной меловой, палеогено-
вой и миоценовой микрофауной (Initial Reports..., 1976, v. 33)
Юго-восточнее, на абиссальной равнине, к западу от гряды, скв. 165 вскрыты
пузырчатые щелочные оливиновые базальты (490-480 м), перекрытые кампапски-
ми вулканом иктовыми алевролитами с покровом пузырчатых толеитовых базальтов
мощностью около 8 м (480-446 м). Выше залегают кампан-маастрихтскис вулкано-
кластические брекчии, конгломераты, песчаники и алевролиты, в верхней части - пач-
ки с прослоями известняков (446-256 м). В этой пачке присутствуют переотложенные
мелководные бентосные фораминиферы и обломки раковин моллюсков, перекрытые
эоценовыми мергелями и карбонатными илами (256-142 м), олигоценовыми нано- и
паиорадиоляриевыми илами с переотложенной мелководной фауной рифовых фаций
(142-5 м), миоценовыми (5,0-1,5 м) и четвертичными (1,5-0 м) карбонатными илами
(Initial Reports..., 1973, v. 17).
В районе среднего звена пробурены две скважины 315 и 316. Скважиной 315
восток-северо-восточпее атолла Фаннинг в основании разреза вскрыты выветрелые
субщелочные базальты с абсолютным возрастом от 62,2 ± 3,3 до 91 ± 2,7 млн лет
(Initial Reports..., 1977, v. 39). Вскрытая мощность базальтов 40 м. Они перекрыты
кампанскими ожелсзненными пестроцветными косослоистыми вулканом иктовы ми
песчаниками оз тонко- до грубозернистых, аргиллитами и алевролитами с прослоя-
ми известняков (мощность 85 м). В верхней части этой пачки присутствуют обломки
раковин крупных фораминифер, водорослей, мшанок, что свидетельствует о размыве
рифовых известняков. Выше с размывом залегают отложения от нижнего Маастрих-
та до среднего олигопена (верхний Маастрихт и нижний палеоцен, по-видимому, вы-
падают), представленные известняками, в том числе фукоидными, вулканомиктовыми
аргиллитами и кремнями (мощность 134 м). Еще выше располагается мощная (654 м)
толща среднеолигоценовых-плиоценовых пестроцветных нанорадиоляриевых и на-
нофораминиферовых илов (вверху) и мела с прослоями фукоидных известняков и
фораминиферовых песков с переотложенной меловой палеогеновой фауной (внизу).
Верхние 56 м разреза представлены плейстоценовыми карбонатными илами.
Сходный разрез вскрыт скважинами 316 в 215 км к югу от о-ва Рождества, од-
нако до базальтов она недобурена (по данным НСП, примерно па 70-150 м). Нижняя
часть разреза (257 м) представлена здесь кампан-маастрихтскимитуфопесчаниками и
брекчиями с прослоями нанофораминиферовых известняков. Выше залегают палеоге-
новые наноилы и нанорадиоляриевый мел с кремнями (190 м), неоген-плейстоценовые
нанофораминиферовые и нанорадиоляриевые илы (390 м). Суммарная мощность
вскрытой части разреза 837 м, а общая мощность осадочной толщи около 1 км (Initial
Reports..., 1976, v. 33).
Таким образом, имеющиеся данные свидетельствуют о том, что островная гря-
да Лайн представляет собой цепь вулканов, сформировавшихся в позднем мелу на
более раннем (юра-ранний мел) платобазальтовом основании, которое вскрыто сква-
жинами в смежных котловинах и, видимо, является общим для всего Тихого океана
Линейное расположение вулканов контролирует зону разлома север-северо-западпого
простирания, являющегося составной частью системы океанских разломов. Характер
магматизма свидетельствует о глубинности этой зоны, дренировавшей субшелочные
и щелочные магмы, очаги которых обычно располагаются на глубине 40-60 км. Еще
более глубинными были секущие разломы субширотного (запад-северо-западного)
простирания, с которыми связаны калиевые нефелиниты. Коническая форма вулка-
нов, характер вулканитов и наличие меловых рифогенных известняков свидетельству-
ют о том, что вулканы формировались в субаэральных условиях. Рост вулканических
сооружений происходил на фоне общего опускания региона. Сносившийся с остров-
ной гряды обломочный материал накапливался у ее основания (вулканомиктовые
турбидиты в скважинах 165, 315 и 316), заполняя компенсационные прогибы, обра-
зовавшиеся в связи с гравитационным опусканием островной гряды. В палеоцене,
по-видимому, произошло поднятие региона, вызвавшее перерыв в осадконакоплении
на значительной площади Тихого океана. Новое опускание привело к накоплению в
основании гряды кайнозойских органогенных карбонатных и кремнисто-карбонатных
отложений мощностью до 750 м. Это опускание было дифференцированным: остров-
ная гряда опускалась медленнее и в течение всего кайнозоя служила барьером между
Центральной и Северо-Восточной котловинами, что подтверждается различным стро-
ением осадочной толщи по обе стороны гряды (перерывы, выклинивания, размывы и
т. п., установленные сейсмопрофилированием).
Следует подчеркнуть, что никакой миграции вулканизма во времени вдоль
островной гряды Лайн не наблюдается, что опровергает гипотезу «горячей точки».
выводы
Приведенные данные показывают, что Центральная котловина имеет много об-
щего с Северо-Западной: характер рельефа, наличие крупных подводных возвышен-
ностей и фундамент, представленный габбро-дол ер ит-базальтовым комплексом.
В Центральной котловине породы этого комплекса драгированы в желобе Нова-
Кантон (диабазы, пегматоидные кумулятивные габброиды и толеитовые базальты) и
вскрыты скважинами 165, 167,317 (измененные базальты и брекчии, иногда с просло-
ями туффитов). Верхний возрастной предел этого комплекса определяется несоглас-
ным залеганием на них нижнемеловых, а возможно, и верхнеюрских (скв. 167 на воз-
вышенности Магеллана) отложений. В дсйствигельности этот комплекс древнее, по-
скольку между окончанием излияния базальтов и началом формирования осадочной
голщи имел место перерыв, в течение которого породы рассматриваемого комплекса
подвергались значительной денатурации. Таким образом, наиболее вероятное время
формирования габбро-долерит-базальтового комплекса в Центральной котловине, как
и в Северо-Западной, - юра.
Такому выводу не противоречат и данные бурения скважинами 169 и 170, где
базальты перекрыты верхнемеловыми отложениями. Дело в том, что эти базальты
отличаются по составу от базальтов скважин 166 и 167 повышенной щелочностью и
скорее всего относятся уже к следующей фазе вулканизма, проявившейся в позднем
мелу. По-видимому, скважины 169 и 170 недобурены до второго слоя габбро-долерит-
базальтового комплекса, который здесь должен быть значительно древнее (Initial
Reports..., 1976, v. 33; Условия образования..., 1987).
Магматизм первой фазы (юра) имел площадной характер, причем вулканизм про-
исходил в относительно мелководных, а временами - в субаэральных условиях, о чем
свидетельствуют пузырчатые текстуры и характер вторичных изменений базаль-
тов.
Магматические породы первой фазы сходны по составу с толеитами MOR, но не-
сколько отличаются от них повышенным содержанием щелочей и отсутствием квар-
цлормативных разностей. Некоторые исследователи считают, что базальты, вскрытые
скважинами на возвышенности Манихики (скв. 317) и плато Онтонг-Джава (скв. 289),
аналогичны по составу континентальным траппам (Щека, Курен нова, 1981).
В конце юры-начале мела (титои-берриас) в центральной части котловины на-
чалось опускание и формирование осадочной толщи, представленной в нижней части
мелководными отложениями, содержащими обломки подстилающих пород и раковин
моллюсков (скв. 317). Дальнейшее опускание привело к формированию относительно
глубоководных отложений (ниже уровня карбонатной компенсации)
В конце раннего мела (альб) началась вторая фаза вулканизма, которая наи-
более интенсивно проявилась в позднем мелу (сантон) Вулканизм этой фазы был
приурочен в основном к линейным зонам разломов и носил центрально-трещинный
характер. В это время были сформированы в основном вулканические гряды обрамле-
ния котловины и ее средней части, а также отдельные подводные горы и внутриформа-
дионпые лавовые и пирокластические горизонты и силлы в верхнемеловой осадочной
толще центральной части котловины (скв. 169 и 170). Эволюция магматизма второй
фазы проходила от толеитов океанических островов до щелочных пород вплоть до
трахитов. Особый интерес представляют калиевые базальты и нефелиниты остров-
ной системы Лайн, аналогичные породам Восточно-Африканских рифтов. Можно по-
лагать, что и в рассматриваемом регионе они имеют такую же рифтовую породу и
такой же по составу субстрат. Этот вывод подтверждает представления ряда исследо-
вателей о том, что мантия на глубине 60-100 км под океанами и континентами имеет
одинаковый состав, а различия между ними реализуются только в самой верхней
части литосферы.
Вулканический рельеф, сформировавшийся в позднем мелу, сохранился в общих
чертах до настоящего времени. Существование высоких горных цепей, горных мас-
сивов и отдельных вулканических гор обусловило пестроту и контрастность палеофа-
циальных обстановок на протяжении всего последующего геологического развития
региона. Во впадинах отлагались сравнительно глубоководные осадки, в предгорьях
- мелководные, с многочисленными перерывами. Региональный перерыв, как и в дру-
гих регионах Тихого океана, приходится на палеоцен, что, очевидно, является прояв-
лением какого-то глобального события. Последовавшее затем региональное опуска-
ние имело дифференцированный характер: быстрее опускались участки современных
впадин, тогда как опускание положительных форм рельефа происходило медленнее,
что, по-видимому, объясняется неоднородностями земной коры: под впадинами она,
очевидно, тяжелее, чем под возвышенностями, в силу большего насыщения мафиче-
ским и ультрамафическим материалами.
Весьма характерна система линейных структур Центральной котловины и ее
обрамления, ориентированных в северо-западном (320°), меридиональном (355-0°),
во сток-севере-во сточном (70°) и перпендикулярных к ним направлениях. Эта система
является частью системы разломов, общей для большей части Тихого океана, образо-
вавшейся в результате неоднократной разрядки единого глобального поля напряже-
ний (Условия образования..., 1987).
Разломы зоны Нова-Кантон, выраженные в рельефе в виде линейной системы
желобов и хребтов, образовались в позднем кайнозое вследствие активизации верти-
кальных движений по разломам более раннего заложения.
Характерной особенностью Центральной котловины является, судя по приведен-
ным выше разрезам буровых скважин, отсутствие отложений палеоцена, ничтожная
мощность эоцена и олигоцена (15-60 м), а на значительной площади котловины почти
полное отсутствие кайнозойских отложений (Геологическая карта.... 2000). Этот фе-
номен пока не имеет удовлетворительного объяснения.
Раздел II
ВОСТОЧНАЯ ЧАСТЬ ТИХОГО ОКЕАНА
Основные морфоструктурные элементы восточной части Тихого океана - глу-
боководные котловины: Северо-Восточная, Южная, Чилийская и Перуанская, разде-
ленные поднятиями Восточно-Тихоокеанским (ВТП) и Южно-Тихоокеанским (ЮТП)
и рассеченные многочисленными гигантскими разломными зонами. Ответвления
ВТП составляют Чилийский свод с одноименным рифтовым хребтом, Центрально-
Американское поднятие с рифтовым хребтом Колон, хребет Наска и Полинезийский
свод. К северу от 40° с.ш., вблизи побережья Америки, располагаются рифтовые горы
Горда и Хуан-де-Фука (см. рис. 1).
Земная кора восточной части Тихого океана имеет в целом меньшую мощность
по сравнению с западной и характеризуется более низкими значениями граничной
скорости по кровле второго слоя (см. табл. 2), а также четко выраженными линейны-
ми магнитными аномалиями. Породы фундамента в восточной части Тихоокеанской
мегавпадины обнажаются в основном в зонах разломов. Разрез этих образований
включает:
1) метаморфические породы - амфиболиты, кристаллические сланцы и гранули-
ты, реже - гранитоиды и гнейсы;
2) серпемтинизированные перидотиты;
3) габброиды;
4) долериты и базальты.
По заключению Т.Н. Савельевой (1990), все гипербазиты характеризуются низ-
кими отношениями А1/Сг и Ti/Cr и относительно высокой хромистостью акцессорных
хромшпинелидов, что резко отличает их от ультраосновных пород Атлантического и
Индийского океанов. По ес мнению, это является следствием планетарной неоднород-
ности верхней мантии (Савельева, 1987).
Базальты и долериты, слагающие верхнюю часть разреза, отличаются большим
разнообразием химического состава. Среди них выделяют толеиты N-, Т- и Р-типов
MORB, щелочные базальты, ферробазальты и др., указывающие на различные геоди-
намические условия их образования. В целом приведенный разрез сходен с офиоли-
товыми разрезами континентов.
ГЛАВА 1. СЕВЕРО-ВОСТОЧНАЯ КОТЛОВИНА
Северо-Восточная котловина - самая крупная морфо структура Тихого океана. Ее
северной границей служит Алеутский глубоководный желоб, восточной - побережье
Северной Америки, с запада она ограничена Императорским хребтом, с юго-запада
Гавайским поднятием и островной грядой Лайн, с юга — Полинезийским поднятием.
Котловина имее т общее север-северо-западное простирание, что подчеркивается
ограничивающими ее Императорскими горами и прибрежными хребтами Кордильер
Северной Америки.
Поперечными структурами являются зоны разломов Чинук, Сервсйер, Мен-
досино, Пайонир, Меррей, Молокаи, Кларион, Клиппертон, Галапагосского и Мар-
кизского, которые делят Северо-Восточную котловину на ряд впадин, различающихся
по своему строению.
Для Северо-Восточной котловины характерно увеличение глубины с востока (от
Американского побережья) на запад от 2000-3000 до 5500-6000 м. В этом же направ-
лении увеличивается расчлененность рельефа и сокращается мощность осадочных
отложений.
Впадина Чинук. Северная часть Северо-Восточной котловины, к северу от раз-
ломной зоны Мендосино выделяется под названием впадины Чинук.
Ее длина более 5000 км, ширина около 1700 км. Днище впадины полого накло-
нено с востока на запад, в связи с чем глубина ее возрастает в этом же направлении от
2000-3000 до 5500-6000 м. Западная часть впадины Чинук (Северная равнина) имеет
почти горизонтальное дно с холмистым рельефом, характерным для районов с незна-
чительной мощностью осадочных отложений. Впадина рассечена двумя крупными
зонами разломов - Императорской и Чинук.
Мощность осадочных отложений, прерывистым чехлом перекрывающих вулка-
ногенные образования па большей части впадины, видимо, не превышает 220-300 м.
По данным драгирований, к северу от разломной зоны Чинук они представлены в
верхней части разреза неогеновыми глинами, а к юго-востоку от Императорского раз-
лома - неогеновыми карбонатными илами (Geologic Мар..., 1983)
Императорская зона разлома протягивается в северо-западном направлении на
2000 км при ширине 50-150 км. Зона состоит из чередования узких хребтов и же-
лобов с глубинами до 7900 м и перепадами глубин до 3500 м. Наибольшую глубину
имеет осевой грог, а наибольшую высоту - расположенный к северо-востоку от него
хребет. В днище трога имеется толща осадков мощностью до 600 м, а в бортах, по
данным драгирований (Глубинные разломы..., 1984), вскрывается разрез, представ-
ленный внизу метаморфическими породами зпидот-амфиболитовой стадии метамор-
физма: метагаббро и эпилоговыми амфиболитами, состоящими из роговой обманки,
сильно соссюривизированного основного плагиоклаза, эпидота и хлорита. Выше по
склону драгированы габброиды, среди которых выделяются габбро-нориты, габбро и
роговообманковые габбро. Верхняя часть разреза представлена долеритами, пиллоу-
лавами базальтов и гиалокл ас штамп (рис. 45). По химическому составу все породы
относятся к океаническим толеитам. Вариации состава связаны с кристаллизацией в
малоглубинных очагах. Этот разрез типичен для всех зон разломов северо-восточной
части Тихого океана и, видимо, отражает состав и строение ее земной коры.
Зона разлома (трог) Чинук длиной около 1300 км и шириной 100-250 км пере-
секает Северную равнину в восток-северо-восточном направлении. Рельеф ее типи-
Рис. 45. Поперечный профиль и места опробо-
вания в районе Императорского разлома (Глубинные
разломы..., 1984): 1 - базальты, 2 - долериты; 3 -
габбро; 4 интервал опробования и помер станции
(23-й рейс НИС «Дмитрий Менделеев»); 5 - граница
«второго» и «третьего» слоев
чен для зон трансформных разломов
это чередование узких хребтов и
желобов глубиной до 7150 м с пере-
падом глубин до 2000 м. Можно пред-
полагать, что в бортах желобов обна
жаются те же породы, что и в зоне
Императорского разлома: габброиды,
долериты и пиллоу-базальты. Данных
о возрасте этих пород нет. По анало-
гии с расположенной южнее подво-
дной возвышенностью Хесса можно
считать, что они не моложе верхнего
мела. Вблизи трога Чинук пробурены
скважины 885 и 886 (глубина до дна
5725 м), вскрывшие базальты типа
океанических островов, перекрытые
5 верхпемиоцен-плейстоценовыми
диатомовыми илами и глинами мощ-
ностью 55 65 м (Rea el al., 1993).
Базальты, по всей вероятности, явля-
ются пластовыми интрузиями
Возвышенность Хесса. Между
зоной Императорского разлома и
одноименным подводным хребтом располагается крупная подводная возвышенность
Хесса, сходная по строению с уже описанной возвышенностью Шатского. Она состо-
ит из двух массивов - Южного (1300 х 400 км) и Северного (800x250 км), разделен-
ных глубоким прогибом. Превышение массивов над днищем прилегающих котловин
1-2 км, поверхность и склоны их неровные, с многочисленными скальными выхода-
ми фундамента, разделенными линзами осадочных пород мощностью от 400^50 м
(Строение дна..., 1984). Возвышенность располагается в зоне спокойного магнитного
поля и характеризуется незначительными по величине магнитными аномалиями.
Гравитационные аномалии в редукции Буге и Фая положительные и соответству-
ют мощности земной коры Южного массива около 18 км (Гайнанов и др., 19746).
Величина теплового иотока нормальная для океанических котловин.
На возвышенности Хесса пробурены четыре скважины (рис. 46), вскрывшие су-
щественно карбонатные разрезы от альба до голоцена с многочисленными перерыва-
ми в кайнозое. Вулканогенный фундамент возвышенности, представленный базальта-
ми и трахитами, вскрыт скважинами 464 и 465 (0.16 и 64,5 м) (Initial Repons..., 1981.
v. 62). Пилотакситовые структуры эффузивов. наличие миндалин, заполненных каль-
цитом. доломитом и баритом, красионвстныс вторичные изменения пород и интен-
сивное развитие вторичных глинистых минералов свидетельствуют об их излиянии в
субаэральных или мелководных условиях.
К низам разреза, видимо, относятся толеитовые базальты, вскрытые скв. 464,
представленные афировыми разностями с интерсертальной и вариолитовой струк-
турами. Выше, по данным драгирований, залегают подушечные лавы щелочных ба-
зальтов, гналокластиты и муджиеричы. Наиболее полно эта часть разреза изучена
170*471. 180 175*
Рис. 46. Батиметрическая карта и схемы расположения скважин и сташшн драгирования на
возвышенности Хесса (изобаты, м): 1 - буровые скважины; 2 станции драгирования
драгированием в южной части возвышенности Хесса в 23-м рейсе НИС «Дмитрий
Менделеев» (Рудник и др., 1981). Здесь на крутом (до 20°) уступе высотой около
2000 м выполнено 5 станций драгирования в интервале глубин 1850-3750 м (табл. 26,
рис. 45). Все породы сильно пористые, иногда шлакоподобные, поры частично или
полностью выполнены смектитами, нагролитом и кальцитом.
Верхи разреза вулканогенной толши, вскрытые скв. 465, представлены пузырча-
тыми трахитами и трахитовыми вулканобрекчиями. Суммарная мощность изученной
части разреза около 2 км. По химическому составу вулканогенные породы возвышен-
ностей Хесса и Шатского очень сходны.
В скв. 464, пробуренной в северо-западной части возвышенности, на эффузивах
с размывом залегают нижнемеловые (не древнее анта) кремни с примесью вулкаио-
кластического материала (308.5-222.0 м), перекрытые альб-сеиоманскими кремнис-
тыми пановыми известняками, кремнями, лорнелланигами и кремнистыми мергелями
(222-89 м). Сильно сокращенный кайнозойский разрез представлен пелагическими
цсолитовыми глинами миоцена (89-60 м) и плиоцена (51-10 м) и плейстоценовыми
туфогеппыми гл инами и радиолярисвыми илами (10-0 м).
В южной части возвышенности Хесса в скв. 465А вулканогенные образования
перекрыты альб-сантоиской толщей кремней и известняков (419-229 м) с прослоями
Таблица 26 Результаты драгирования на возвышенности Хесса, полученные в 23-м рейсе
па судне «Дмитрий Менделеев» (Рудник и др., 1981)
№ стан- ции Район Координаты, град. МИН Интервал глубин, м Объем ма- териала. кг Описание образцов
C.UI. ИД.
1897 Западное ограничение северного блока 36°06.0’ 174°55.Г 4700-4000 200 Fe-Mii-конкрецин. В ядрах - пемза и реже обломки базальтов. Две глыбы базальтов, покры- тые рудной коркой
1912 Южное ограни- чение южного блока 33° 15.0' 179-32.7' 2400-2200 250 Фрагменты полушечных и шаровых лав базальто- идов. обломки базальтов. Глыбы и обломки базаль- товых игиалокластито- вых брекчий, иногда с фосфатизировапным цементом
1922 Тоже 33° 10.5’ 179°31.7' 3750-3550 700 Базальтовые пиллоу, фрагменты подушечных и шаровых лав. Глыбы и обломки гиалокластито- вых и базальтовых брек- чий. Fc-Мп-конкреции
1923 « 33°15 5’ 179°28.5’ 1900-1600 700 Фрагменты и целые подушки и шары лав базальтоидов. Глыбы и обломки грубообломоч- ных вулкапомиктовых пород, иногда с фосфат- ным цементом
(1 м) трахитовых пеплов и доломитов в основании. В породах этой толщи присутству-
ют сапропель и гумус, свидетельствующие о мелководных условиях осадконакопле-
ния. Выше залегают кампан-маастрихтские нанофораминиферовые илы с прослоя-
ми и линзами кремней (229-63 м), палеоценовые наиовые илы (63-10 м), палеоген-
эоценовые и плиоцен-четвертичные фораминиферовые илы (10-0 м).
Сходный разрез вскрыт скв. 466.
Наиболее полный разрез верхнемеловых и кайнозойских отложений вскрыт
скв. 310, пробуренной в средней части возвышенности (Larson et al., 1975). Вскрыты
позднеальбские-сеноманские мергели с прослоями мела (352-343 м), перекрытые не-
новыми илами, кремнями, мелом и глинами верхнего мела (343-98 м). Выше несо-
гласно залегают эоценовые илы и глины (89-80 м) и эоцсн-плейстоценовые карбонат-
ные илы и глины (80—0 м).
Приведенные разрезы указывают на то, что формирование вулканогенной гол-
ши, как уже отмечалось, происходило в субаэральных условиях, а залегающие на них
с размывом альбские осадки с сапропелем и гумусом (скв. 465) оглагались в преде-
лах неглубокого шельфа. Такая обстановка сохранялась на юге возвышенности (район
«Оман лет
Рис. 47. Палеогеографические схемы акватории возвышенности Хесса (ио: Руднч, 1984): Л
начало антского века; Б сантонский век; В середина палеоценовой эпохи; I современная баги-
мстрил; 1 суша; 2 точки глубоководного бурения; 3 - граница акватории, показанной на схемах
А, Б. В; 4 -- и юбаты, м
ски. 465 и 466) и в позднем мелу, на что указывают остатки мелководной нанофлоры и
бентосных фораминифер, рас тительный детрит и обломки раковин моллюсков (Initial
Reports..., 1981. v. 62). В центральной и северной частях возвышенности Хесса (скв.
310 и 464) альбскос морс было глубже, чем на юге (1000-2000 м), а в позднем мелу
глубина его достигла 2500 м. Опускания носили блоковый характер и осуществлялись
по системе субвертикальных сбросов, хорошо выраженных на сейсмических профи-
лях. По материалам 32-го и 62-го рейсов «Гломар Челленджер» Т. Валлиер с соав-
торами (Initial Reports..., 1981. v. 62) составили палеогеографические схемы района
возвышенности Хесса для четырех временных срезов (рис. 47).
Согласно этим авторам, в конце ап га в южной части возвышенности существова-
ла островная гряда субширотного простирания, на которой происходили извержения
базальтов и трахитов, а у подножия островов в альбе накапливались мелководные
осадки. Севернее, примерно в пределах контуров современной возвышенности, рас-
полагалась обширная зона с глубинами менее 2000 м (рис. 47 А). В конце альба — на-
чале сеномана начались интенсивные блоковые опускания, в результате чего к концу
гурона- началу коньяка почти все острова погрузились ниже уровня моря, а в средней
и северной частях района глубины возросли примерно до 2500 м (рис. 47 Б). В конце
мела — начале палеогена произошло новое опускание, в результате которого глубины
в южной части возвышенности достигли 2000 м, а в центральной или северной, види-
мо, превысили 3000 м (рис. 47 В). В олигоцене глубины продолжали возрастать (рис.
47 Г). Глубины, близкие к современным, возникли в районе возвышенности, видимо,
в плейстоцене.
АБИССАЛЬНЫЕ РАВНИНЫ
Алеутская равнина располагается северо-восточнее Северной равнины и отли-
чается от нее более выровненным рельефом и меньшими глубинами (от 4500 м на вос-
токе до 5000 м на западе), а также большей мощностью осадочного чехла, особенно в
ее северной части, примыкающей к Алеутскому желобу. Пробуренная здесь скв. 183 на
глубине 516 м вскрыла щелочные оливиновые базальты (очевидно, силл), а над ними
кайнозойские отложения от нижнего эоцена до плейстоцена включительно. Эоценовые
отложения (около 250 м) представлены в основном песчано-глинистыми турбидита-
ми, областью сноса которых служила суша, сложенная гранитно-метаморфическими
породами (Creager et al, 1973). Выше залегает толща олигоцен-плейстоценовых пе-
лагических отложений с вулканическим пеплом и эрратическими валунами (около
250 м).
По данным НСП, мощность турбидитов возрастае т от 200 м на юге равнины до
800 м на севере, а мощность пелагических отложений - от 50 до 250 м. Мощность
осадочных отложений изменяется в том же направлении — от 500 до 800 м (Hamilton,
1973).
Южная часть равнины рассечена разломной зоной Сервейер, простирающейся
в восток-северо-восточном направлении почти на 1500 км и имеющей типичный для
трансформных разломов рельеф. В северо-восточной части равнины располагается
несколько подводных гор, по-видимому, вулканического происхождения.
Аляскинская равнина занимает Аляскинский залив и акваторию к югу от
него примерно до 50° с. ш. Северная часть равнины представляет собой поверхность
огромного конуса выноса, прорезанную руслами турбидитиых потоков.
Мощность миоцен-плейстоценовых турбидитов, по данным бурения скв. 178,
достигает 742 м (Kulm et al., 1973). Пористые порфировые базальты, вскрытые в забое
этой скважины, по составу близки нормальным толеитам MOR. Базальты перекрыты
миоценовыми алевритовыми глинами, алевролитами и глинистыми сланцами (777-
716 м), плиоценовыми глинами, диатомитами, мелом, песками, алевритами и диато-
мовыми илами (690—195 м) и плейстоценовыми диатомовыми илами и алевритовыми
глинами с галькой и вулканокластическим материалом кислого состава (195-0 м).
Обращает на себя внимание наличие в плиоценовых отложениях конгломератов
с галькой и валунами базальтов, кремнистых сланцев, диоритов, кристаллических
сланцев и кислых изверженных порол. Снос, по-видимому, происходил с Аляски
Скважина 179, пробуренная южнее, у подножия гайота Джакомиии, вскрыла
пузырчатые стекловатые базальты, близкие по составу к андезитам (MacLeod, Pratt;
нит. no: Kulm et al., 1973). Па них залегают четвертичные детритовые и алевритовые
глины, пески, диатомовые глины, алевриты и псплы с прослоями галечника и базаль-
товой брекчии. Мощность этих отложений 109 м. В них содержатся мелководные бен-
тосные фораминиферы, глауконит и обломки раковин моллюсков. Считается, что этот
материал был снесен с вершин гайота (Ingle; лит. по: Kulm et al., 1973).
В пределах Аляскинской абиссальной равнины расположено много округлых
в плане подводных гор, коротких хребтов и горных цепей. Простирание хребтов
северо-восточное, глубины вершин гор увеличиваю гея с севера на юг от 230-710 до
2800-3300 м. По данным драгирований, проведенных в северной и восточной частях
равнины, горы представляют собой затопленные вулканы, сложенные в основном
миоцсн-плейстоценовыми базальтами (габл. 27). Имеется и несколько позднеолиго-
ценовых датировок (горы Паттон, Меррей, Миллер). Таким образом, вулканические
извержения в рассматриваемом ре-
гионе начались, по крайней мере, в
олмгоцепе и продолжались вплоть
до плейстоцена. По-видимому, в это
время здесь существовал обширный
вулканический архипелаг, а глубины
океана были меньше современных.
В восточной части массива под-
водных гор Паттон-Меррей пробурена
скв. 887 (Rea et al., 1993), вскрывшая
олигоценовые базальты (373-285 м),
перекрытые глинами и-диатомовыми
илами миоцена-плейстоцена, в верх-
ней части с вулканическим пеплом
(285-0 м).
Вдоль северо-восточного борта
Аляскинской впадины, в основании
континентального склона, прослежи-
вается желоб Королевы Шарлотты,
почти нацело заполненный осадка-
ми, который, возможно, является се-
верным продолжением Вашипгтон-
Орегоиского желоба (Shell et al.,
1974).
Таблица 27. Радиометрический возраст
вулканогенных порол подводных Юр
северной части Северо-Восточной котловины
(Summary..., 1987)
Юра Координаты, град Возраст, млн лет
с.ш. вл
Кобб 46,7 130,8 0.48 1,7-0,3 (4)
Бови 53,5 135,6 0,018; О,О75±О.1О
Ходгкинс 53.5 136,0 2,70 3,06 (4); 6,4- 6,8(2); 13,2 15,7(2)
Дикинс 54,6 136,9 2,05-4,07 (5)
Велкер 55,0 140,2 14,3-14,9(3)
Миллер I 55.3 144,2 23,2 27,8 (3) 24,9 27,6(4)
Миллер 11 53,2 144,2 7,6- 8,7 (3)
Меррей 53,6 148,3 22,5-27,5 (7)
Паттон 54,3 150,3 26.2-32,0 (8)
Патфиидер 50,6 143,2 22,9 -23,8 (9)
Кодьяк 56,9 149.2 21,6 -24,8 (7)
Гликомин и 56,5 146.6 19,7-21,4(8)
Денсон 54,0 137.4 8,1; 16,8; 19,7 (3) 17,4
Давидсон 53,7 136,5
Хортон 50,3 142,6 9,4-23,2 (10)
Равнина Тафта находится к югу от Аляскинской равнины и сходна с ней по
строению. Имеет довольно ровное дно, полого наклоненное на запад. Глубина воз-
растает с северо-востока на юго-запад от 3800 до 5200 м. В северной части равни-
ны имеются русла 1урбидитпых потоков и цепи вулканических гор юго-восточного
простирания. В отличие от Алеутской равнины здесь почти весь разрез осадочных
отложений, по данным НСП, представлен турбидитами, мощность которых местами
достигает 335 м (Hamilton, 1973). Турбидиты подстилаются маломощной (до 50 м)
пачкой пелагических отложений. В южной части равнины прослеживается в субши-
ротном направлении продолжение разломной зоны Сервейер.
Скважина 37, пробуренная в самой южной части равнины, к северу от зоны раз-
лома Мендосино, вскрыла базальты, перекрытые маломощной пачкой (31 м) неоге-
новых цеолитовых глин с редкими прослоями вулканического пепла. По-видимому,
базальты образуют силл, под которым продолжается разрез осадочных отложений
(McManus et al, 1970).
Скважина 36, расположенная восточнее, вскрыла стекловатые базальты, которые
перекрыты среднемиоценовыми красными глинами (115-110 м) и нановыми илами.
Выше залегают нозднемиоиеновые-плейстодеповые алевролиты и вулканические пе-
плы с прослоями карбонатных илов (McManus et al., 1970).
Провинция гряд и желобов. Располагается к востоку от абиссальной равни-
ны Тафта и представляет собой систему гребней и желобов север-северо-восточного
простирания, а также включает многочисленные конические горы вулканического
происхождения, развитые главным образом в вос точной части провинции. Основные
структурные элементы рифтовые хребты Горда и Хуан-де-Фука, разделенные зоной
разломов Бланке и смешенные друг относительно друга на 500 км. По морфологии эти
хребты очень сходны с Срединно-Атлантическим хребтом, что отчетливо видно на ле-
гальной карте, составленной по материалам съемки с использованием сонара «Глория»
(Atlas..., 1986). Судя по этой карте, субпараллсльныс протяженные гребни представля-
ют собой, вероятно, дайки, а понижения между ними - излившиеся базальты.
В осевой части хребтов имеются трога глубиной до 1000-1500 м со ступенчаты-
ми бортами, сложенными, но данным драгирования, свежими ниллоу-базальтами, со
стекловатыми корками на поверхности. По химическому составу базальты отвечают
низкокалиевым толеитам. Днище грогов заполнено плейстоценовыми терригенными
осадками, мощность которых местами превышает 400 м (скв. 35 в осевой зоне хреб-
та Горда). Эти отложения накапливались на глубинах, близких существующим в на-
стоящее время, при существенной роли мутьевых потоков (McManus et al.; цит. по:
McManus et al., 1970). По обеим сторонам от рифтовой зоны расположены вулканы,
количество и размер которых возрастает по мере удаления от ее оси. Возраст вулканов
изменяется от 3,4 до 9,0 млн лет (Menard, 1969).
В межгорной депрессии северной части Провинции гряд и желобов у северной
оконечности хребта Пол Ровер скв. 177 вскрыты плиоцен-плейстоцсновыс отложе-
ния, представленные в нижней части разреза (интервал 383-507 м) наноилами, алев-
ритовыми глинами и песчаниками (в основании разреза) с силлом толеитовых базаль-
тов (интервал 378-383 м). В верхней части разреза (интервал 0-378 м) преобладают'
турбидитовые пески, алевриты и глины. Вскрытая мощность осадочных отложений
507 м, а полная их мощность, видимо, превышает 1000 м.
Анализ разреза скв. 177 показывает, что в позднем плиоцене в этом районе су-
ществовали литоральные условия, сохранившиеся до начала плейстоцена. Затем
произошло опускание на глубину, превышающую 2500 м, сменившееся во второй по-
ловине поднятием до современного уровня (Ingle, Schrader; цит по: Kulp et al, 1963).
Знакопеременные движения хребта Пол Ривер синхронны с блоковыми движениями
прибрежных хребтов Калифорнии (Ingle; цит по: Kulp et al., 1963).
Изучение турбидитов в пределах хребта Хуан-де-Фука позволило установить,
что рельеф фундамента и поперечные разломы образовались в позднечетвертичное
время (Late Quaternary..., 1972)
Равнина Каскадия находится между Провинцией гряд и желобов и Вашиштон-
Орегонским материковым склоном. Опа представляет собой ровную поверхность ко-
нусов выноса Астория и Нитинат, сложенных плейстоценовыми глинами, алевритами
и турбидитовыми песками (до 450 м), перекрывающими плиоценовые абиссальные
тонкослоистые алевриты, известковистые илы, пески и глины (вскрытая мощность в
скв. 174 составляет 600 м). Фундамент, по данным НСП, залегает на глубине 910 м.
Плейстоценовые отложения до глубины 284 м содержат остатки мелководных (менее
50 м) фораминифер, очевидно снесенные мутьевымн потоками (Ingle; цит по: Kulp et
al., 1963).
Впадина Мепдосипо-Кларион занимает среднюю часть Северо-Восточной
котловины и также имеет довольно сложное строение. Глубина впадины возраста-
ет с востока на запад от 3500 до 6000 м. Основные морфоструктурные элементы в
сс пределах составляют: Горы Музыкантов, расположенные в ее наиболее глубокой
северо-западной части; Горы Геологов, подводные горы провинции Калифорнийского
полуострова на вос токе, зоны поперечных разломов Мендосино, Меррей, Молокаи и
Кларион.
Горы Музыкантов представляют собой сложную горную систему, протягиваю-
щуюся от Гавайских островов в северо-западном направлении на 1200 км при ши-
рине 300-400 км. Опа состоит из пяти широтных хребтов на юге, горста па севере
и расположенных между ними 35 изолированных изометричных в плане подводных
гор высотой 3 4 км и диаметром в основании 25-80 км. Хребты Музыкантов имеют
длину до 325 км при высоте около 2 км и ширине около 20 км (хребет Баха). Горст
Музыкантов, ограниченный с севера и юга уступами высотой до 2 км, имеет длину
550 км при ширине около 100 км, минимальные глубины вершин гор в северной части
горста 1200-1500 м. Горст окаймлен депрессией глубиной 100-200 м. На одиннадца-
ти подводных горах были драгированы базальты позднемелового возраста (табл. 28).
Можно предполагать, что и остальные горы предст авляют собой вулканы, сложенные
такими же породами.
К ioi-у от Гор Музыкантов скв. 67 вскрыты 60 м эоценовых слоистых вулканомик-
товых песчаников и аргиллитоподобных глин. По данным НСП, мощност ь осадочных
отложений здесь достигает 180—200 м. Предполагается, чт о нижняя част ь разреза име-
ет меловой возраст. В этом же районе с подводных гор Паумакуа и Каулуакалана дра-
гированы верхнемеловые базальты (абс. возраст соответственно, млн лет: 62,3-5,2;
73,8-8,6; 80,5-1,6 (Sager, Pringle, 1987).
Юго-западная часть впадины Мепдосипо-Кларион (Южно-Гавайская впа-
дина) расположена между северным звеном островной гряды Лайн на западе, под-
водным хребтом Неккер на севере и южным звеном Гавайской островной гряды на
северо-востоке. С юга впадина ограничена разломной зоной Кларион.
Глубина впадины 5000-5500 м, в южной части до 5700 м. В пределах внадины,
особенно в ее постоянной части, много подводных холмов и гор высотой до 700-800 м
Таблица28. Радиометрический (41lAr-”Ar и К-Ar) возраст базальтов,
драгированных на Горах Музыкантов
Гора Координаты,град Возраст, млн лет Источник информации
С.Ш ЗЛ-
Хачатуряна 28,1 162.3 65,2-81,8 (8) Clagnc, Darymplc, 1975
Брамса 28,1 162,3 88,9-89,2 (4) Sager, Pringle, 1987
Мендельсона (Восточная) 31,2 162,1 77,0 Тоже
Мендельсона (Западная) 25,1 161,7 78,1-88,2 (9)
Хребет Баха (центральная часть) 26,5 160,5 70,2-73,8 (5)
Шумана (Западная) 25.7 160,2 69,3-82.2 (5)
Рахманинова (Западная) 29,6 163,4 84,2-88,0(2)
Рахманинова (Восточная) 25,7 160,2 85,6-88,6 (8)
Гайдна 26.6 161,3 72,7-81,9 (5)
Листа 26,6 161,3 81,5-89,9(5)
Мольера 31.8 165,0 84,5-89,6 (7)
(горы Геологов)- Па четырех горах (Кросс, Маккол, № 7, № 9) драгированы в основ-
ном верхпемеловые базальты (габл. 29). Можно полагать, что и остальные горы сло-
жены такими же породами.
В южной части впадины на абиссальной равнине пробурена скв. 164, являющаяся
опорной для этого региона (Winterer et al, 1971). Этой скважиной вскрыты пузырчатые
базальты (274—260 м), перекрытые баррем-альбскими глинистыми илами с обломка-
ми кремпей (260-238 м), немая пачка илов, глин, аргиллитов и кремней (238-192 м),
сеноман-туронских глин, алевролитов и кремпей (192-164 м), кампан-сеноманских
глин, с прослоями и обломками кремней и аргиллитов (104—70 м). Выше несогласно
залегают нижпеэоценовые радиоляриевые илы с рассеянным песчано-гравийным ма-
териалом (70-61 м), средиеэоценовые (61-43 м) и раннсолигоценовые (43-34 м) глины.
Верхняя часть разреза представлена раннемиоценовыми цеолитовыми глинами (34-14
м). Меловые отложения содержат значительную примесь пирокластического материа-
ла, поступавшего, по-видимому, с вулканических островов, существовавших в то вре-
мя (Bass et al.; цит по: Winterer el al., 1973). Обильное содержание рассеянного гипса
в эоценовых отложениях объясняется сносом с аголлов, образовавшихся па вершинах
этих островов после их погружения (Zemmcls, Cook; цит no: Winterer et al, 1971).
Таблица 29. Радиометрический возраст вулканогенных пород Гор Геологов
Гора Координаты.град Возраст, млн лет Источник информации
C.II1. З-Д.
№7 18,4 158,1 78,8- 85,5 (5) Dymond, Windon, 1968
№9 18,8 161,4 40,0-89,1 (6) То же
Кросс 18,8 158,0 80,3-87,7 (4) Sager, Pringle, 1987
Маккол 18,8 157,2 82,4-83,1 (1) То же
Скважиной 68, пробуренной в западной части впадины, вскрыты только бурые
цеолитовыс глины и радиоляриевые илы среднего эоцена (14 м), а скв. 43 у юго-запад-
ной оконечности Гавайского поднятия - немые алевриты, аргиллиты и глины (9 м).
В ентральной части впадины драгированы палеогеновые глины.
Центральная часть впадины характеризуется холмистым рельефом, крайне
незначительным распространением осадочных отложений и палеогеновым возрас-
том вскрытых скважинами базальтов (скв. 39,41, 172). По составу базальты сходны с
базальтами хребта Хуан-дс-Фука (MacLeod, Pratt цит.по Inittial Reports... 1970, v. 5).
Осадочные отложения представлены преимущественно эоцеп-олигоценовыми буры-
ми цеолитовыми глинами с прослоями папофораминиферового ила, нанопланктон-
пым и радиоляриевым илом, нанонлаиктоппым мелом, радиоляриевыми и цеолито-
выми глинами (скв. 40 и 41). Мощность этих отложений от 15-35 до 133 м. Под ними в
скв. 40 вскрыты раннеэопеновые кремнистые илы, кремни и алевролиты с прослоями
пемзы континентального генезиса (Vallier; цит. но: Initial Reports.... 1970, v. 5) с боль-
шим содержанием обломков кварца. Это указывае т па существование в эоцене остро-
вов, в строении которых принимали участие породы кислого сосгава.
Драгированием в ряде мест также установлены палеогеновые и неогеновые гли-
ны (Geologic Мар..., 1983). К северу и югу от зоны разлома Кларион, в ее средней ча-
сти, эоценовые и олигоценовые глины, залегающие прямо на поверхности дна, подня-
ты с помощью трубок па трех станциях (ст. 83, 89 и 97). Кроме того, на четырех стан-
циях в красных глинах, возраст которых, по палеомагнитным измерениям, оказался
плейстоценовым, присутствует большое количество олигоценовых, реже эоценовых
лидов радиолярий и нанопланктопа хорошей сохранности. Эти глины имеют очень
небольшую мощность (15-20 см) и залегают на олигоценовых глинах, а микрофауна
в них является переотложенной.
Базальты по химическому составу относятся к калиевым титанистым феррото-
леитам, однако принадлежность их ко «второму океаническому слою» твердо не уста-
новлена. Возможно, это внутриформациоппые покровы в вулканогенно-осадочной
толще.
В пределах внадины расположены отдельные конические подводные горы, оче-
видно, вулканического происхождения, образующие в ряде мест гряды и короткие
хребты преимущественно субширотного простирания (Безлунные горы к югу от
центральной части разлома Меррсй). Ширина таких хребтов 100-120 км, длина до
600 км, глубина отдельных вершин 1500-3000 м.
К югу от разломной зоны Молокаи наблюдается большое количество изолиро-
ванных впадин глубиной 300-500 м, вытянутых в восгок-северо-восточпом направле-
нии параллельно зоне разлома.
Восточная часть внадины имеет глубину 3500-4500 м и довольно сильно рас-
члененный рельеф, особенно в пределах провинции подводных гор Калифорнийского
полуострова. В этой провинции прослеживаются многочисленные одиночные горы
и горные цепи северо-западного простирания высотой до 4000 м. Одна из гор возвы-
шается падур. моря па 137 м, образуя о-в Гваделупа, сложенный позднемиоценовы-
ми щелочными базальтами, реже андезито-базальтами и трахитами (субщелочная
дифференцированная базальт-з ракитовая субсерия). Радиометрический возраст вул-
кацитов 5,8-6,9 млн лет (Engle, Engel, 1970). Можно предполагать, что нижняя часть
разреза подводных гор сложена более древними голситовыми базальтами.
В северной части рассматриваемой провинции скважинами вскрыты базальты
(скв. 32) и андезиты, сходные с лавами Каскадного хребта (скв. 173), перекрытые
олигонсн-миоценовыми пелагическими глинами, алевритами, диатомитами и диато-
мовыми (100-180 м) и плиоцен-плейстоценовыми диатомовыми глинами и алеврита-
ми с признаками гурбидитного осадконакопления (130—140 м). Мощность осадочных
отложений возрастает по направлению к подножию магерикового склона от 200 до
600 м.
Еще больше (до 800 м) мощность осадочных отложений к востоку от описанной
провинции, вблизи материкового склона п-ова Калифорния. Здесь скв. 471 на глубине
823 м вскрыты базальты (130 м), перекрытые толщей неогеновых отложений (Initial
Reports..., 1981, v. 63). Нижняя часть разреза (около 400 м) представлена пелагически-
ми глинами с прослоями песков и алевритов, средняя — пачкой порцелланитов (130 м),
верхняя - диатомовыми илами (150 м) Выше залегают плейстоценовые глинистые
отложения (30 м).
Впадина Клариоп-Клинпсртоп. Эта южная часть Северо-Восточной котлови-
ны ограничена с севера и юга разломными зонами Кларион и Восточной, с запада -
островной грядой Лайн, с юго-запада - поднятием Туамоту, а с востока - Восточно-
Тихоокеанским поднят ием (ВТП).
В западной ее части в северо-западном направлении протягивается хребет Купер
и система субпараллельных ему желобов и поднятий, па востоке она ограничена
Горами Математиков. На остальной части преобладает полого-холмистый рельеф с
отдельными подводными горами высотой до 1 км. Эта часть впадины довольно хоро-
шо изучена с помощью бурения и драгирования.
Па западе, примерно от 150° з. д., базальты второго слоя, по данным бурения
(скв. 163), имеют позднемеловой возраст (74 млн лет) и относятся к внутриплитным
толеитам (van AndeL; цит по: Initial Reports..., 1973, v. 16). Они перекрыты кампан-
маастрнхтским папомелом с кремнями (120 м) и палеогеновыми цеолитовыми гли-
нами и глиписто-радиоляриевыми илами (150 м). Неогеновые и четвертичные отло-
жения здесь практически отсутствуют.
В средней части (примерно между 130 и 150° з.д.) развиты в основном палео-
геновые отложения — цеолитовые глины, радиоляриевые и напорадиоляриевые илы,
залегающие на базальтах с абсолютным возрастом 44 и 49 млн лет (скв. 161 и 162)
Мощность осадочных отложений от 100 до 250 м. К югу от разломной зоны Кларион
олигоцеиовыс глины в полосе шириной до 350 км обнажаются прямо на поверхности
дна (скв. 163, 42, ст. 88, 99 и 100).
К востоку от 130° з. д в разрезе осадочной толщи (скв. 159) преобладают
позднеолигоцен-раннсмиоценовые наиомергелисзые илы (40 м) и миоцен-плейсто-
ценовые известковистые и пелагические глины (70 м). Абсолютный возраст подсти-
лающих базальтов 23 млн лет. Базальты по составу относятся к ферротолеитам (скв.
159 и 160) и примитивным внутриплитным толеитам (скв. 161).
Интересные данные получены с помощью многочисленных драгирований, от-
бора проб дночерпателями и фотографирований, проведенных в рассматриваемом
районе ПО «Южморгеология» по регулярной сети наблюдений (Условия образова-
ния..., 1987). В результате этих работ было установлено, что коренные выходы базаль-
тов наблюдаются на всей исследованной площади, особенно в зоне длиной 1500 км
и шириной 150-200 км, ориентированной субпараллельно разломной зоне Кларион.
Кроме базальтов на двух станциях здесь были подняты обломки габбро и ультраба-
зитов. Зафиксированы также многочисленные коренные выходы литифицированных
слоистых осадочных пород. Поверхность таких выходов испещрена ходами илоедов
и имеет сложный микрорельеф.
Можно предполагать, что габбро и ультрабазиты, а также часть выходов базаль-
тов принадлежат фундаменту, выведенному на поверхность в приподнятых блоках.
Однако имеются и очень молодые лавовые потоки, залегающие на поверхности рых-
лых осадков, покрытой железо-марганцевыми конкрециями, и вызывающие прикон-
тактовые изменения в осадках. Все исследованные образцы лав представлены щелоч-
ными оливиповыми базальтами, по составу близкими к гапайитам. Таким образом,
в рассматриваемом районе выделяется два типа магматических пород: а) пироксен-
luiai иоклазовые толеиты и ферротолеиты фундамента и ассоциирующиеся с ними
габбро и ультрабазиты; б) оливин-плагиоклазовые щелочные базальты, перекрываю-
щие осадочную толщу и, видимо, образующие в ней силлы и дайки. Возраст самых
молодых потоков этого комплекса современный
Наличие базальтов второго тина свидетельствует о современной тектоно-
магматической активности рассматриваемого района.
Особый интерес представляют данные, приведенные в отчетах НПО «Севмор-
геология» о результатах тралений, выполненных в рейсах НИС «Хийуранд» (1982-
1983 гг.) и «Морской геолог» (1983-1984 гг.). и в статье С.М. Табунова с авторами
(1989 г.), которые выделили здесь четыре возрастных комплекса:
1) докембрийский гранито-метаморфический комплекс: а) гранулитовой фации
ми аморфизма - гранатовые гнейсы, двунироксен-плагиоклазовые кристаллические
сланцы, эндербиты, амфиболигизированные трапат-пироксеп-плагиоклазовые кри-
сталлические сланцы; б) амфиболитовой фа! щи ме таморфизма—амфиболиты, биотит-
мусковитовые гнейсы, амфибол-плагиоклазовые кристаллические сланцы; в) уль-
граметаморфические породы - катаклазироваиные гранитогнейсы, окварцованные
биотит-мусковитовые гранитогнейсы, биотитовые граниты, аплитовые и порфировые
граниты, диориты и др.; г) метасоматические породы - магнетит-грапат-плагиоклаз-
пироксеповый скарн, магнетит-эпидот-хлорит-плагиоклазовая порода;
2) меловой геосинклинальпый вулканогенно-кремнисто-осадочный комплекс:
кристаллокластичсские туфы, конгломераты, полимиктовые и кварцевые песчаники,
алевролиты, кремнистые и кремнисто-глинистые породы, глинистые сланцы, а также
гранодиориты и кварцевые диориты В кремнистых породах присутствуют радиоля-
рии мелового возраста;
3) доэт/еновый океанический базальтовый комплекс, базальты, плагиоклазовые
базальты, вулканическое стекло, интрузивные метадолериты;
4) эоцен-миоценовый андезит-базалып-риолитовый комплекс, риолиты, альби-
тофиры, туфы и туфолавы кислого и среднего состава, кварцевые порфиры, фельзиты,
фельзит-порфиры, базальты.
По мнению авторов, угловатые обломки этих пород являются подводным элю-
вием коренных пород, обнажающихся в горстах и сбросовых уступах, а галька и ва-
луны элювием конгломератов, которые входят в состав маломощного (0-25 м) эоцен-
миоценового осадочного чехла.
Есть все основания считать, чго при проведении детальных геологических
исследований подобные породы будут обнаружены и на других участках ложа
Тихоокеанской мсгавпадины.
В западной части впадины, расположенной между западными окончаниями зон
разломов Кларион и Клиппертоп, в точке с координатами 10°28,4' с.ш. и 152°21,5* з.д.
с глубиной 5200 м, дночерпателем был поднят угловатый обломок нлагиогнейса весом
5 кг (Корсаков и др., 1983). Порода состоит из крупных порфиробластов плагиоклаза в
мелкочешуйчатой сланцеватой кварц-биотитовой массе. О.Д. Корсаков с соавторами
считаю!, что этот обломок не является продуктом ледового разноса, а принадлежит
коренному обнажению, подтверждением чему служил обилие биотита и других слюд
в пелитовых илах, развитых на этом участке. По всей вероятное ги, плагиогнейсы вхо-
дят в состав пород, слагающих западную часть древней континентальной платформы,
претерпевшей океанизацию.
Горы Математиков расположены в восточной части рассматриваемого райо-
на. Это горная система субмеридионального простирания, состоящая из коротких
хребтов, отдельных гор и их массивов, разделенных желобами и впадинами. Длина
ес 700 км, ширина 50-100 км. Высота гор 1000-1500 м, глубина вершин 2500-2600
м, ।дубина разделяющих их впадин 3600 3800 м. В северной части системы две горы
возвышаются пал уровнем моря - это о-ва Соккоро и Сан-Бенедикто архипелага
Рсвилья-Хихедо. Острова имеют высочу от 300 до 1300 м (о-в Соккоро), сложены
они плионен-нлейстоценовыми породами калиевой щелочнобазальтовой дифферен-
цированной субсерии — щелочными базальтами, трахитами, пантеллеритами, комен-
датами, андезито-базальтами и риолитами. Можно предполагать, что такие же породы
слагают верхнюю часть подводных гор, тогда как для нижней части разреза более
вероятен толеитовый состав базальтов. Па о-ве Can-Бенедикто имеется активный вул-
кан. Южнее были драгированы габброиды (Vanko. Batiza, 1983).
Основными морфоструктурами средней части Северо-Восточной котловины
являются поднятие Гагарина и впадина Клиппертоп-Галапагос.
Расположено поднятие Гагарина между разломными зонами Клиппертон и
Галапагос в западной части рассматриваемого региона. Оно вытянуто в субширотном
направлении на 2800 км при ширине до 700 км и представляет собой чередование
широких пологих хребтов, разделенных узкими впадинами. Вершины хребтов нахо-
дятся па глубине 3800-4200 м, глубина впадин - до 4500 м. Несколько гор на западе
поднятия (горы Гагарина) имеют глубину менее 2000-2200 м.
Осадочный чехол в восточной части поднятия, по данным бурения и драгиро-
ваний, представлен внизу эоценовыми окремненными известняками и мелом, выше -
олигоцен-плейстоценовыми органогенными папорадиоляриевыми и нанофорами-
ииферово-радиоляриевыми илами мощностью от 300 м (скв. 73) до 588 м (скв. 71).
Базальты, подстилающие осадочную толщу, в скв. 77 имеют абсолютный возраст
36 млн лет (Initial Reports..., 1972, v. 8).
Впадина Клиннер гоп-Галапагос находится к востоку от поднятия Гагарина,
между одноименными разломами. Дно впадины сравнительно ровное, глубина от
4000 до 4500 м. В восточной части впадины имеется несколько конических подво-
дных гор, по-видимому, вулканического происхождения.
Базальты, вскрытые скважинами, имеют неогеновый возраст, омолаживаясь с за-
пада на восток от 21 млн лет (скв. 79) до 7 млн лет (скв. 82). В этом же направлении
вдвое сокращается мощность осадочных отложений (от 414 до 214 м), представлен-
ных в основном неогеновыми органогенными карбонатными (внизу) и кремнисто-
глинистыми (вверху) илами. Плейстоценовые отложения имеют очень небольшую
мощность (до 10 м), местами отсутствуют.
Следует отметить, что отнесение базальтов, вскрытых в забое скважин, ко вто-
рому слою, т.е. к фундаменту, подстилающему осадочную толщу, весьма спорно. Так,
в скважинах 77, 78 и 79 наблюдаются горячие контакты между базальтами и осадоч-
ными породами, свидетельствующие об интрузивном характере базальтовых тел. По-
видимому, они слагают силлы в осадочной толще, а местами служат подводящими
каналами молодых эффузивов, хороню изученных севернее - между разломными зо-
нами Кларион и Клиппертон. Поэтому возраст фундамента может оказаться более
древним.
К южной часта рассматриваемой котловины относятся Полинезийская впадина,
Галанагос-Маркизская, Тики и Маркизское поднятие.
Расположена Полинезийским впадина в западной части рассматриваемого ре-
гиона между Галапагосской и Маркизской разломными зонами. С запада опа грани-
чит с поднятием Лайн, с востока - с Маркизским поднятием. Длина впадины по изо-
бате 5000 м более 800 км, ширина до 400 км. Дно впадины довольно ровное, глубина
от 4500 до 5700 м. Геологическое строение впадины не изучено
Расположено Маркизское поднятие примерно в пределах 4-10° 15' ю.ш. и 135-
144° з.д. и вытянуто в северо-западном направлении па 850 км при ширине около
600 км (по изобате 4500 м). В центральной части поднятия находятся вулканические
Маркизские острова, представляющие собой вершины конических гор, имеющих
общее основание па глубине 3000-4000 м (рис. 48). Острова сложены в основном
плиоценовыми вулканогенными образованиями, сформировавшимися в три этапа.
Вначале произошли излияния лав слабодифференцировапных базальтов, затем -
дифференцированных лав субшелочпой базальт-трахиговой, калиевой и калиево-
натровой щелочно-базальтовой субсерий, представленных фонолитами, трахитами и
риолитами. В заключительный этап произошло внедрение даек и силлов от базаль-
тового до трахитового состава (Пропин, 1977). Возраст пород от 1,3 до 4,2 млн лет
(табл. ЗС), и только па самом южном острове Эйао развиты более древние вулканиты
с возрастом до 8,7 млн лет. Цоколь островов сложен палеоценовыми (?) оливиновыми
базальтами.
Галанагос-Маркизская впадина находится между одноименными зонами
разломов к востоку от Маркизского поднятая. С востока опа ограничена Восточно-
Тихоокеанским поднятием. Дно впадины пологохолмистое, с востока на запад глубина
возрастает от 4000 до 4700 м. В восточной части впадины находится поднятие Галлего
широтного простирания длиной 950 км и шириной около 250 км с относительными
превышениями 200- 300 м. Осадочный чехол в западной част и впадины (скв. 74) прсд-
ставлен эоцеп-олигоценовыми паноилами (60 м) и миоцен-плиоцеповыми радиоляри-
евыми илами (42 м). Базальтовый фундамент имеет доэоцеповый возраст. В восточной
части впадины (скв. 80) базальты перекрыты неогеновыми отложениями мощностью
200 м, нижняя часть разреза которых состоит из нанофораминиферового мела (около
100 м), а верхняя - из радиоляриевого и ианорадиоляриевого ила (100 м).
Впадина Тики — это самая южная часть Северо-Восточной котловины, распо-
ложенная к востоку от поднятия Туамоту между разломными зонами Маркизской и
Пасхи. Дно впадины холмистое, глубина 4000-4500 м, высота холмов до 300^400 м.
Осадочные отложения, залегающие па базальтах (скв. 75), представлены опигоцен-
нижнемиоценовыми паноилами с прослоями глин (80 м).
Геофизическими работами и бурением в юго-восточной час ти Северо-Восточной
140'
Рис. 48. Вулканы па Маркизских островах (Лпродив, 1982)
котловины выявлен пологий широтный прогиб в кровле фундамента, расположенный
к югу от зоны разлома Кларион между 100 и 170° з.д. Прогиб выполнен кайнозойски-
ми отложениями, подразделяющимися на зри формации (рис. 49). В западной части
прогиба в оснований разреза осадочной толщи развиты верхнемеловые цеолитовые
глины, кремни, мел, известняки и доломиты, вскрытые скв, 163 (van AndeletaL, 1973).
Эти обложения, датированные кампан—Маастрихтом, подстилаются пластовыми тела-
ми сильно выветрелых трещиноватых экструзивных базальтов с абсолютным возрас-
том 47,9-51,9 млн лет (Dymond; цит по: Initial Reports... 1973, v. 16).
Меловые отложения перекрыты эоценовой формацией Лайн, представленной
кремнистыми и карбонатными органогенными илами, известняками и мелом с просло-
Табчицс/ 30 Радпомез рнческий возрасэ вулканогенных пород Маркизских островов
Гора Координаты, град Возраст, млн лет Источник информации
IO U1 зл
Фату-Хива (Maicjuiaiia) 10,5 138,6 1,30-1,36 (5) Duncan, McDougall, 1974
Тахуата (Санта-Кристина) 10,0 139,1 1,78 2.04(5) То же
Хнва-Оа 9,8 139,0 1,58-2,48(10)
Уа-Хука 8.9 139,5 2,71 2,78(5)
Пуку-Хива 8,9 140,1 2,99-4,23(13)
Эйао 8,0 140,7 5,14-8,72(6) Broussc, Bellon, 1974
Рис. 49. Структура осадочного чехла юго-восточной части Северо-Восточной котловины
(Ewing et al., 1968; van Andel cl al., 1973)’ I - осевая зона Восточно-Тихоокеанского поднятия; 2,3
скважины, вскрывшие базальты (2), прочие (3), 4,5 — восточная и южная границы распространения
отложений формаций Маркизской (4), Лайн (5); 6 — область развития отложений меловой системы;
изогипсы проведены через 100 м
ями глин, мергелей (скв. 162), алевритов и карбонатных брекчий (скв. 77). Мощность
формации от 3—5 до 87 м (скв. 162). К востоку от скв. 163 отложения этой формации
залегают прямо па базальтовом фундаменте.
Формация Лайн перекрывается и частично фациально замещается Маркизской
формацией (олигоцен-средний миоиен), которая состоит преимущественно из кар-
бонатных отложений с прослоями радиоляриевых илов и глии. В скв. 80 вблизи Вос-
точно-Тихоокеанского поднятия па глубине около 110 и 130 м встречены прослои рио-
литовой и андезитовой пемзы (Hays et al.; цит по: Initial Reports..., 1972, v. 9), в скважи-
нах 70 и 71, пробуренных в нриоссвой части прогиба, в отложениях Маркизской фор-
мации содержится большое количество обломков кварца, калиевого волевого шпага и
слюд (Cook, Zcmmels; цит по: Initial Reports..., 1971, v. 8), что указывает на близость
источников сноса, сложенных породами кислого состава. Мощность Маркизской
формации максимальна (336 м) в центральной части прошба (скв. 71), уменьшается к
его бортам до 40-50 м, местами вплоть до выклинивания (скв. 76,81 и 82).
Наибольшим площадным распространением пользуется вышележащая форма-
ция Клшшертон (средний миоцен-плсйстоцсп), развитая преимущественно южнее
одноименного разлома. Она состош в основном из глин, Пановых и фораминиферо-
вых илов, реже — мела. Мощность формации изменяется от 2 м (скв. 75) до 408 м (скв.
82), чаше всего от 15 до 70 м. Следует oi мстить. что выделение этих формаций в зна-
чительной мере условно, поскольку существенных различий между ними нет.
ТРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ КОТЛОВИНЫ
Как уже отмечалось, Северо-Восточная koi ловима рассечена гигантскими ио про-
тяженности разломными зонами, получившими в литературе название трансформных
разломов. Длина таких зон достигает 6000 км, ширина - до 200-300 км, а перепады
глубин - до 3000 м. Описанию этих зон посвящено большое количесгво работ, что по-
зволяет нам ограничиться лишь краткой характеристикой основных из них. Общими
для всех этих зон являются восгок-севсро-восточное простирание и существенные
различия в строении их северных и южных бортов, обычно разделенных глубокими
узкими желобами и крутыми уступами
В северной части котловины рассматриваемые зоны прослеживаются на западе
до Гор Музыкантов (Пионер и Меррсй) и Императорского разлома (Мендосино), па
востоке — почти до основания континентального склона Северной Америки. В юж-
ной части котловины западным ограничением этих зон служат поднятия Гавайское и
Лайн, восточным - западный склон Восточно-Тихоокеанского поднятия.
Зона разлома Мендосино — одна из самых протяженных и отчетливо выражен-
ных. Состоит из двух частей, разделенных перемычкой между 152 и 155° з.д., где она
в рельефе не выражена. Западная часть зоны существенно отличается от восточной;
по существу, это две разные зоны (GEBCO, 1984). Она имеет восток-ссверо-восточное
простирание н представлена желобами глубиной более 6000 м и разделяющими их
хребтами (5000-5500 м), иногда сменяющими друг- друга по простиранию. К вос-
току от 152° з.д. зона разлома Мендосино прослеживается примерно на 40° с.ш. в
виде крутого уступа, по которому северный блок поднят относительно южного на
1000-1500 м. Глубины в северном блоке уменьшаются с запада на восток от 4500 до
3000 м, в южном - от 5500 до 4500 м. В самой восточной части зоны наблюдаются
узкие гребни и желоба с перепадом глубин до 1500 м. Существует мнение, что зона
разломов Мендосино продолжается па Американском континенте. Однако анализ то-
пографических и геологических карт не подтверждает этих представлений.
В 1988 г. в 42-м рейсе НИС «Дмитрий Менделеев» были проведены исследо-
вания на двух полигонах в западной и восточной частях зоны разлома Мендосино
(Мелапхо.тина и др., 1994).
В западной части зола разлома состоит из ряда хребтов и желобов. Северный
борт ее субширотного прост ирания расположен па глубине 5100-5200 м, южный -
на глубине 5800-6000 ы и имеет извилистые очертания. Драгированием в интервале
глубин 5500-5200 м были подняты пузырчатые базальты и пемзовые туфы, свидетель-
ствующие о субаэральных условиях извержений. На базальтах залег агот мелководные
отложения позднего турона-раннего Маастрихта, поднятые грунтовой трубкой. Выше
(интервал 5200-3400 м) четырьмя драгами подняты в основном эффузивные базальты
и в небольшом количестве долериты и габбро-долериты. Встречаются также мало-
мощные (до 4 см) линзовидные прослои литовитрокластических туфов.
В восточной части зоны разлом Мендосино выражен в виде уступа с относи-
тельно поднятым северным бортом. Южный борт более расчлененный, с хребтами
и впадинами, ориентированными под углом к основной зоне. С северного борта дра-
гированы базальты, а с подводной горы вблизи южного борта - пузырчатые лавы и
туфы базальтов, извергавшиеся в субаэральных условиях.
К югу от описанной зоны располагается зона разломов Пионер, сходная по
морфологии с вышеописанной, по менее протяженная и хуже выраженная в рельефе.
Зона разлома Меррей четко прослеживается в восток-северо-вос точном направ-
лении между 162 и 125° з.д. в виде системы узких (5-10 км) протяженных хребтов и
разделяющих их желобов, иногда расположенных кулисообразно. Глубина желобов в
западной части зоны свыше 6000 м, в восточной — около 5000 м, превышение гребней
хребтов над днищами желобов до 1000 м. В восточной части зоны (к востоку от 148° з.д.)
южный блок поднят относительно северного примерно на 500 м. К востоку от 125° з.д.
рассматриваемая зона в рельефе дна не выражена. По-видимому, она здесь затухает.
Примерно в средней части рассматриваемой зоны были проведены детальные
геолого-геофизические исследования» в результате которых был изучен разрез верх-
ней части земной коры (рис. 50).
Рис. 50. Батиметрическая схема и разрез разлома Меррей (Глубинные разломы..., 1984)- I -
базальты, 2 габброиды
По-видимому, к самым низам разреза относятся метаморфические породы
эпидот-амфиболитоной фации метаморфизма - метагаббро, драгированные с нижней
части южного борта. Породы состоят из роговой обманки, основного плагиоклаза,
хлорита, эпидота и реликтов клинопироксена.
Несколько выше по склону драгированы полнокристаллические габброиды -
габбро, габбро-нориты и роговообманковые габбро. Породы катаклазированы, места-
ми зелеиокаменно изменены. Из средней части драгированы долериты и базальты, из
верхней - базальты. Породы относятся к толеитам с низким содержанием К,О, Sr, Ва,
Pb, Zr и с повышенным содержанием Ст. Характер разреза свидетельствует о много-
фазности внедрения и излияния базальтовых потоков, фракционированных в мало-
глубишюм очаге (Глубинные разломы..., 1984)
В 1988 г геолого-геофизические исследования были проведены и в восточной
части зоны. Здесь на южном борту зоны выделяется ряд узких хребтов и желобов, а на
северном - поднятия фундамента. Зона хорошо трассируется широтными линейными
гравитационными аномалиями. С северного и южного бортов с глубины 4600-3960 м
драгированы эффузивные базальты, долериты и гиалокластиты. Породы сильно из-
менены вторичными процессами и, по данным петромагнитного анализа, не могут
обеспечить амплитуды наблюдаемых магнитных аномалий. Поэтому при палеомаг-
нитиых реконс трукциях необходимо учитывать влияние пород «третьего слоя».
Зона разлома Молокаи протягивается в восток-севсро-восточпом направле-
нии на 4100 км от южной части Гавайского поднятия до Провинции подводных гор
Калифорнийского полуострова. К запалу от 140° з.д. она представлена чередованием
малоградиенгных по высоте широких кулисообразно расположенных желобов и
хребтов (глубина 5000-5500 м, ширина до 100 км). В восточной части зоны желоба
и хребты становятся уже и короче, а перепады глубин достигают 1000 м при общем
уменьшении глубины на такую же величину. В средней части зоны наблюдается под-
нятие северного блока относительно южного на 300-500 м.
Наиболее изучены самая западная часть зоны и се продолжение, секущее юж-
ную часть Гавайского поднятия, где оно выражено системой линейных магнитных
аномалий Анализ материалов показывает отсутствие здесь значительных сдвиговых
перемещений (Головинский, 1985).
Зона разлома Кларион в геологическом отношении наиболее изучена. Она пре-
тят ивается в вост ок-северо-восточном направлении от северной части поднятия Лайн
до средней части западного склона ВТП на 5700 км при ширине от 30 до 70 км. Самая
западная часть зоны представлена уступом широтного простирания высотой 400 м,
переходящим к востоку в желоб того же простирания глубиной до 600 м, окаймлен-
ный с севера и юга хребтами с относительными превышениями 150-200 м. Средняя
часть зоны образована системой хребтов и разделяющим их асимметричным жело-
бом восток-северо-восточного простирания (80-85°) глубиной до 6000 м и шириной
20-30 км с пологим северным и крутым южным бортами. Перепады глубин здесь до-
стигают 1000 м. Вост очная часть зоны, рассекающая западный склон ВТП, представ-
ляет собой систему субширотиых островершинных хребтов шириной около 140 км и
разделяющих их желобов с перепадом глубин до 200 м.
В западной части рассматриваемой зоны в 28-м рейсе НИС «Дмитрий Менделеев»
было проведено драгирование в интервале глубин 6000-4700 м, позволившее соста-
вить разрез земной коры (Меланхолика и др., 1983). В его основании развиты апо-
перидотитовые серпентиниты со следами пластической деформации, драгированные
в средней части южного склона желоба (ст. 2498). Здесь же были подняты облом-
ки различных габброидов, которые, по-видимому, располагаются выше по разрезу.
Характерную особенность габброидов составляет ритмическая расслоенность, раз-
нозернистость и таксит овость, свидетельствующие об их кристаллизации из базаль-
тового расплава в замкнутой магматической камере. Породы в различной степени
изменены вторичными процессами (амфиболитовая стадия регрессивного метамор-
физма), однако в отличие от серпентинитов не подверглись высокотемпературному
динамометаморфизму, что исключает предположение об образовании ультрабазитов
и габброидов в одном магматическом очаге (Лазько, 1985). К верхней части разреза
относятся пиллоу-базалыы, долериты и гиалокластиты, типичные для всех изучен-
ных разрезов зон глубинных разломов. В рассматриваемом месте обломки этих пород
были драгированы на всех интервалах глубин - от днища желоба до верхней части
его бортов, в гом числе и на ст. 2498 совместно с серпентинитами и габброидами. Из
этого следует вывод о сдваивании разреза - надвигании габброидов и серпентини-
тов на базальты и гиалокластиты (Меланхолика и др.. 1983), что отвечает концепции
«скучивания» земной коры. Однако это можно объяснить и проще - оползанием и
обваливанием различных по размеру обломков базальтов и гиалокластитов из верх-
ней части уступа и образованием осыпей, состоящих из этих обломков у основания
склона. При драгировании отличить эти обломки от коренных пород практически не-
возможно. Поэтому вопрос о «сдваивании» разреза в разломе Кларион нельзя считать
доказанным.
В средней части зоны Кларион (8-й рейс НИС «Академик Александр Вино-
градов») было выполнено три станции драгирования па склоне узкого субширотного
хребта, расположенного на южном борту зоны. Относительное превышение хребта
1700-2000 м. Драгирование проведено на глубине 5400-4000 м (Шарапов и др., 1988).
С нижней части склона были драгированы грубослоистые вулканомиктовые брекчии,
состоящие из угловатых и слабоокаганных обломков различных пород размером от
0,1-0,5 мм до 5-8 см, сцементированных глинистым цементом с мелкими обломка-
ми кристаллов плагиоклаза, пироксенов, а также зернами смектита, клиноптилоли-
та, филлипсита и анальцима. Обломки представлены в основном измененными ба-
зальтами и железо-марганцевыми корками, реже - долеритами. Встречаются также
единичные обломки габбро. Наличие в обломках железо-марганцевых корок свиде-
тельствует об относительно молодом возрасте брекчий. Снос материала происходил
с гор, сложенных базальтами, долеритами и габброидами, которые возвышались над
уровнем моря и подвергались денудации, о чем свидетельствует, в частности, при-
сутствие окатанных обломков. С верхней части хребта были драгированы базальты
и брекчии, образованные преимущественно обломками измененных катаклазирован-
ных олн виновых базальгов (до 25 см). Трещины заполнены анальцимом, альбитом,
натролитом и ломонтитом. Обломки сцементированы смектитами, филлипситом и
анальцимом. Приведенные данные свидетельствуют о том, что драгированный хребет
представляет собой скорее всего горст, сложенный преимущественно брекчирован-
ными измененными базальтами, реже - долеритами и габброидами, гребень которо-
го еще сравнительно недавно возвышался над уровнем моря и подвергался размыву.
Сносившийся при этом материал накапливался у основания хребта и цементировался
гонким материалом того же состава, что и обломки.
Сходные данные получены нами в 13-м рейсе НИС «Академик Александр
Виноградов» при драгировании в средней части рассматриваемой зоны на профиле
К-4 (рис. 51). Здесь к югу от максимально опущенной части зоны (5500 м) распола-
гается два субширотных хребта с минимальными отметками вершин на гребне 3600
и 3800 м. Крутизна склонов до 15-20°. На профиле выполнено семь драгирований в
интервале глубин от 5200 до 3800 м. Поднято большое количество каменного мате-
риала: 30-50 кг на каждой станции, а па станции 92 - около 500 кг. Размер обломков
достигает 40 см. Значительная часть их имеет свежие сколы.
С максимальной глубины (5200-5100 м; ст. 90) подняты обломки белых плот-
ных глиноподобных пород с толстыми (3—5 см) железо-марганцевыми корками. По-
видимому, это гиалокластиты, нацело замещенные смекги гом. Па остальных станциях
преобладают в различной степени измененные ниллоу-базальты, литифицированные
и рыхлые брекчии, конгломераго-брекчии и корки. Наст. 96 поднято несколько комков
белой известковистой глины и трубочки бентосных животных
Среди драгированного материала выделяются два разновозрастных комплекса
пород’ а) пиллоу-базальгы и ассоциирующиеся с ними литифицированные брекчии и
копгломерато-брекчии; б) слаболитифицироваппые брекчии, конгломера го-брекчии и
карбонатные глины.
В первом комплексе резко преобладают базальты порфировые, реже — микро-
порфировые, оливин-плагиоклазовые, сильно измененные вторичными процессами.
Но химическому составу выделяются толеитовые и субщелочные разности.
Наряду с базальтами встречаются мелкообломочные брекчии и копгломерато-
брекчии. состоящие из угловатых и слабоокатанных обломков таких же базальтов.
Рис. 51. Батиметрические профили и результаты драгирований в зоне разлома Кларион. 1
свежие гиалобазаяьты, гиалокластиты и базальтовые брекчии толеитового состава с низкими со-
держаниями калия и титана; свежие толеиты с низкими содержаниями тигана и калия, базальтовые
брекчии: 2 - свежие щелочные высококалисвыс и высоко!итаиистые ниллоу-базальты, базальто-
вые брекчии, прослои глинистых туффитов; 3 измененные субшелочпые и толеитовые ниллоу-
базальты, гиалокластиты, долернты, габбро-долсриты, базальтовые брекчии и копгломерато-
брекчии; 4 - жслсзо-марганцевыс конкреции и корки; 5 - эоцси-олигоненовые осадочные отложе-
ния; 6 - разломы
сцементированных цеолитами, железо-марганцевыми гидроокислами, реже - хлори-
том и гидрослюдой. Поднята также одна глыба эруптивной брекчии, состоящей из
угловатых обломков пористых базальтов, слабо сцементированных шлаковидным
цементом и смектитом. Наличие прослоев конгломерато-брекчий с явно окатанными
обломками, красноцветное изменение базальтов и присутствие эруптивных брекчий
свидетельствуют о том, что рассматриваемая вулканогенная толща формировалась в
условиях вулканического архипелага, на островах которого происходили извержения
вулканов, а у их подножия отлагались пирокластический материал и продукты де-
нудации
Второй комплекс представлен рыхлыми конгломерато-брекчиями, состоящими
из угловатых и слабоокатаппых обломков базальтов, долерито-базальтов, долеритов,
габбро-долсритов, реже - литифицированных брекчий и железо-марганцевых корок.
Цемент (30-50 %) песчано-глинистый, содержит угловатые зерна базальтов, долери-
тов, плагиоклаза и цеолитов.
Вместе с конгломерато-брекчиями были драгированы белые карбонатные гли-
ны, из которых определены олигоцеповые комплексы радиолярий и нанопланктона.
Обломки конгломерато-брекчий покрыты железо-марганцевыми корками толщиной
до 3-5 см, иногда с поверхности биотурбированы - иссверлены норами илоедов.
Профиль К-3 пересекает зону разлома Кларион по 129° з.д. Рельеф зоны
здесь сложный. В осевой части он представлен двумя асимметричными желобами
глубиной 5500-5400 м, разделенными узкими хребтами с минимальными отметками
на гребнях 4060-4250 м.
Драгировались южные более крутые склоны желобов в интервале глубин 5440-
4560 м (рис. 51). Поднято около 200 кг глыб и щебня, измененных пиллоу-базалыгов,
долеритов, железо-марганцевых корок и конкреций, туфогенно-осадочных по-
род с норами илоедов и трубочками червей (?). Базалыы порфировые, плагиоклаз-
оливиновые, годен говые и субщелочныс, аналогичные драгированным на п р о ф и л е
К - 4, по здесь преобладают субщелочные базальты. Толситовый долерит-базальтовый
комплекс этой части зоны разлома Кларион по химизму занимает промежуточное
положение между толеитами осевой зоны ВТП и субщелочными базальтами и полно-
стью соответствует толеитам, драгированным в других трансформных разломах.
В восточной части зоны нами было проведено драгирование по двум профилям.
На профиле К-2 выполнено три результативных драгирования (рис. 50).
Зона разлома представлена в своей осевой части асимметричным желобом субши-
ротпого простирания максимальной глубиной 4612 м с крутым (до 25-30°) южным
и более пологим (до 10°) северным склонами. Высота южного склона, представля-
ющего собой, по-видимому, уступ сбросового происхождения, около 700 м (макси-
мальная глубина 3940 м). К югу от него располагается субширотпый хребет высо-
той около 700 м (глубина подошвы 4200 м, гребня 3500 м) с крутым южным и бо-
лее пологим северным склонами. Первое драгирование (ст. В13-77) было проведено
в основании южного склона желоба, второе и третье (ст. В13-78 и В13-79, глубина
4050-3960 м) - в основании северного склона хребта. Поднято около 200 кг облом-
ков базальтов, гиалокластитов, базальтовых брекчий, органогенно-осадочных пород и
железо-марганцевых корок. Базалыы порфировые, пироксен-оливин-плагиоклазовые
и оливин-плагиоклазовые, плотные и микропористые, слабоизмспенпыс.
И а профиле К -1 (120° з.д.) было проведено два драгирования на склоне
широтного хребта, расположенного к югу от рассматриваемой зоны. Глубина подо-
швы северного склона хребта 4280 м, южного - 4050 м, минимальная глубина гребня
2620 м, средняя крутизна склонов 15-20°, местами наблюдаются крутые уступы, ви-
димо, сбросового происхождения. Первое драгирование (ст. В13-75) было проведено
в основании северного склона хребта (интервал 4260-4160 м). Было поднято около 10
кг железомарганцевых конкреций. Вторым драгированием (ст. В13-76) был опробован
тот же склон в интервале 3700-3270 м. Было поднято около 5 кг обломков толеитовых
и щелочных миндалекаменных базальтов, покрытых железомарганцевыми корками.
Базальты, драгированные в восточной части зоны (профили К-1 и К-2), суще-
ственно отличаются от базальтов, развитых в ее средней и западной частях. Это в
основном свежие оливин-пирокссн-плагиоклазовые толеиты MOR с низким содер-
жанием титана и калия На профиле К-1 обнаружена также вулканическая построй-
ка высотой 1500 м и диаметром в основании 10 км, сложенная свежими щелочными
оливиновыми и оливип-пирокссн-плагиоклазовыми пиллоу-базальтами. Породы от-
личаются высокой щелочностью (К,0 1,96-2,01 %, Na,О + К,0 - 5,90 %), высоким
содержанием титана ('ПО, - 2,63-2,78 %), магния (MgO - 7,25 7,60 %), а также ни-
келя, хрома, ванадия, кобальта, рубидия, стронция, бария и циркония, аналогичным
содержанию их в субщелочных базальтах Императорских гор и щелочных базальтов
гавайского типа.
В самой восточной части рассматриваемой зоны находятся два острова -
Кларион и Рока Парги га, представляющие собой вулканические сооружения, сложен-
ные пл иоцсн-плсйстоце новыми щелочными базальтами, андезит о-базальтами, тра-
хцдацитами, трахитами, натровыми риолитами и их пирокластическими продуктами
(Зубагарева и др.. 1978).
Зона разлома Клипиертоп также довольно хорошо изучена в геоморфологи-
ческом и геофизическом отношении, по геологических работ здесь не проводилось.
Зона начинается у основания восточного склона поднятия Лайн и прослеживается с
перерывом в средней части до западного склона ВТП, где сочленяется с зоной разло-
мов Теуантепек (GEBCO, 1984).
Западная часть зоны (примерно до 40° з.д.) представлена узким асимметричным
желобом глубиной до 5300 м с пологим северным и высоким крутым южным скло-
нами, что наиболее отчетливо проявлено к югу oi подводного хребта Купер. Южный
борт здесь приподнят относительно северного примерно на 300-500 м. В средней
части зоны (примерно между 131 и 137° зщ.) располагается крупное поднятие с глу-
бинами до 4500 м, в пределах которого разломная зона в рельефе дна не просле-
живается. Далее к востоку она вновь появляется в виде полосы узких протяженных
кулисообразно расположенных желобов и хребтов с относительными превышениями
до 500 м.
Галапагосская зова разлома прослеживается в рельефе в восток-северо-
восточном направлении от южного окончания поднятия Лайн до 120° з.д. (не дохо-
дя до основания западного склона ВТП). В самой западной части она представлена
узким прямолинейным желобом глубиной до 6000 м и расположенным к югу от пего
хребтом глубиной до 4000 м. В средней и восточной частях зоны развиты широкие
слабоврезанные (100-200 м) кулисообразпо расположенные желоба глубиной до 4500
м и разделяющие их пологие валы.
Маркизская зона разломов, расположенная южнее, имеет сходное строение.
Между описанными основными зонами разломов располагается большое коли-
чество более мелких и менее отчетливо выраженных в рельефе зон разломов, чаше
всего имеющих общее восток-северо-восточное простирание. Кроме того, отмече-
ны зоны разломов северо-западного и субмеридионального простираний, первые из
которых совпадают с общим направлением положительных структур западного об-
рамления Северо-Восточной котловины (поднятия Лайн и Гавайское), а вторые - с
простиранием ВТП
Таким образом, комплексное геофизическое и геолого-геоморф о логическое изу-
чение зон трансформных разломов показывает, что они обладают всеми характерны-
ми чертами, присущими зонам глубинных разломов. На поверхности они выражены
кулисообразно расположенными желобами, хребтами и уступами с относительными
превышениями до 2000-3000 м, являющимися следствием вертикальных движений.
Что касается представлений о значительных (сотни километров) горизонтальных
перемещениях по этим разломам, якобы установленным по налеомагнитным данным,
то они вызывают ряд серьезных возражений.
]. Зоны трансформных разломов ограничены с запада и востока жесткими струк-
турами - побережьем Америки, ВТП, горами Математиков, поднятиями Гавайским и
Лайн. Непонятно, как могли перемещаться на сотни и даже тысячи километров блоки
земной коры между этими фиксированными структурами.
2. Все имеющиеся данные свидетельствуют о молодости рассматриваемых зон.
заложение которых произошло, скорее всего, в плейстоцене. Естественно, что посту-
лируемые горизонтальные перемещения такой амплитуды за 1 млн лег произойти не
могли.
3. Драгированные в рассматриваемых зонах породы, за исключением серпенти-
нитов, не несут следов дизъюнктивных тектонических изменений - катаклаза, мило-
нитизации. дробления и г. и. В то же время отсутствие проявлений специфического
молодого вулканизма не дает оснований относить рассматриваемые зоны к структу-
рам рифтового типа.
В зонах разломов вскрыты в основном древние (очевидно, мезозойские) поро-
ды габбро-долерит-базальтового комплекса («второй слой»), которые в зоне разло-
ма Кларион практически одинаковы на всем протяжении этой зоны — от Гавайского
поднятия до ВТП. Эти породы сформировались в мелководных условиях, о чем сви-
детельствуют прослои гравелитов и эруптивные брекчии, а затем длительное время
находились выше уровня моря и подвергались размыву. Лишь в олигопепе началось
опускание и накопление конгломерато-брекчий и известковистых глин. Более моло-
дые отложения отсутствуют
Совокупность данных о строении зон трансформных разломов дает основа-
ние считать их гигансткими сбросами или сбросо-сдвигами с крутым сместителем
(Головинский, 1985).
Характерная особенность этих зон — закономерность расположения. Так, зоны
Клинпертон, Галапагосская и Маркизская расположены на расстоянии около 900 км
друг от друга. Расстояние между зонами Клинпертон и Кларион - 1000-1150 км, а
между зонами Кларион и Молокаи - or 300 до 1000 км (Условия образования..., 1987)
По-видимому, это является отражением регионального процесса, вызнавшего обра-
зование рассматриваемых зон. Наиболее вероятно, на наш взгляд, предположение о
быстром позднекайнозойском опускании («обрушении») Северо-Восточной котлови-
ны, продолжающемся в настоящее время.
выводы
Анализ геолого-геоморфологических данных по Северо-Восточной котловине
показывает, что эта i игангская морфострукгура весьма неоднородна. Она включает
глубоководные впадины, поднятия, желоба, многочисленные горы и горные хребты,
иногда поднимающиеся над уровнем моря в виде островов. В целом рельеф котловины
отражает блоковое строение сс фундамента, обусловившее продольную и поперечную
ступенчатость, а активный кайнозойский вулканизм центрально-трещинного типа
проявился в образовании вулканических гор и хребтов. Наиболее крупные ступени
располагаются между зонами трансформных разломов и имеют клавишное строение
с относительными вертикальными перемещениями от 300-800 до 1000 1500 м. Эти
ступени, в спою очередь, разбиты поперечными разломами и имеют «лестничное»
строение со ступенчатым опусканием блоков с востока на запад, чем обусловлено уве-
личение глубины котловины в этом направлении. Наиболее отчетливо это проявлено
между разломными зонами Кларион и Клиппертон (Условия образования..., 1987).
Сильная расчлененность рельефа с обилием островершинных гребней, V-oo-
разных желобов и крутых уступов» а также очень небольшая мощность осадков на
большей части рассматриваемой котловины и активный вулканизм вплоть до совре-
менного свидетельствуют о молодости рельефа, сформировавшегося в результате ин-
тенсивных гсктоно-магматических процессов.
Комплексный системный анализ рельефа, магнитных аномалий и строения оса-
дочной толщи по данным бурения и НСН, выполненных наиболее детально для райо-
на между разломными зонами Кларион и Клиппертон, показал, что рассматриваемый
регион имеет отчетливо выраженное блоковое строение.
Разломы, секущие фундамент, осадочную толщу и обычно выраженные в релье-
фе. группируются в системы восток-северо-восточного (80-90°) меридионального,
северо-западного (300 и 320°) и перпендикулярного к ним северо-восточного (30-50°)
простираний Две последние системы, отражающие генеральное простирание подня-
тий Гавайского и Лайн, типичны для западной части Тихого океана и, видимо, состав-
ляют част ь региональной Тихоокеанской системы разломов, возникших в результате
релаксации единого поля напряжений (Условия образования..., 1987).
В разрезе земной коры Северо-Восточной котловины выделяются гри геолого-
структурных этажа: метаморфический фундамент, габбро-долерит-базальтовый ком-
плекс и вулканогенно-осадочная толша.
Фундамент изучен очень слабо. К нему относятся апоперидотитовые (аногарц-
бургитоные) серпентиниты со следами пластических деформаций, драгированные в
зоне разлома Кларион. Обычно такие породы считаются тектонитами, прошедшими
стадию высокотемпературного пластического течения, однако нельзя исключать и их
магматическое происхождение. Серпентиниты секутся прожилками габброидов, что
наряду с различным характером и степенью метаморфизма свидетельствует о принад-
лежности их к разным геолого-структурным этажам.
Ульграбазиты установлены также на ст. 4817 между разломными зонами Кларион
и Клиппертон. Очевидно, в состав фундамента входят и обнаруженные в этом районе
плат иогнсйсы, пироксеновые гнейсы, катаклазированныс плагиограниты и эпидот-
плагиоклазовые кристаллические сланцы.
Этот вопрос имеет принципиальное значение и поэтому требует тщательного
изучения, и в первую очередь - дополнительного сбора каменного материала.
Габбро-долерит-базальтовый комплекс изучен значительно лучше. Он имеет
очень широкое, скорее всего, повсеместное распространение в пределах Северо-Вос-
точной котловины. Нижняя часть комплекса, представленная габброидами, драгиро-
вана в зонах разломов Меррей, Кларион, Императорской и в Горах Математиков, а
также в районе между разломными зонами Кларион и Клиппертон (ст. 4570).
Обращают на себя внимание ритмическая расслоенность габброидов, чередова-
ние полос меланократового и лейкократового состава, а также их довольно сильная
измснснность вторичными процессами вплоть до амфиболитовой стации метамор-
физма, что может служить указанием на относительно древний возраст этих пород.
Если габброиды имеют площадное распространение, что вполне вероятно, то, сле-
довательно, необходимо предположить, что во время их формирования в пределах
современной Северо-Восточной котловины существовали специфические условия,
аналоги которых неизвестны на континентах, а именно, отромные по площади мало-
глубинные магматические камеры, в которых происходила кристаллизация базальто-
вого расплава. Еще раз подчеркиваем, что в отличие от континентов здесь этот про-
цесс происходил не в узких эвгеосипклинальных зонах, а на огромной площади, т. е.
имел площадной характер.
Расчеты показывают, что кристаллизация габброидов происходила при темпера-
туре 1000-1100° и давлении 7-8 кбар, что соответствует глубине 8-10 км от поверхно-
сти Земли (Лазько, 1985). Как уже отмечалось, признаки тектонической нарушенно-
сти в габброидах отсутствуют. Следовательно, они были выведены на поверхность в
результате вертикальных движений - блоковых поднятий и последующей денудации
большем части перекрывающих их образований. Поскольку для этого процесса тре-
буется значительное время, то это служит еше одним подтверждением относительной
древности габброидов.
Вулканогенная толща, образующая верхнюю часть комплекса, генетически свя-
зана с габброидами. Па это указывает сходство химического состава габброидов, до-
леритов и базальтов, свидетельствующее об их образовании из единого магматиче-
ского очага (Лазько, 1985), а также совместное нахождение всех этих пород в ряде
с 1 акций драгирования. Можно предполагать, что дайки и субвулканические тела ба-
зальтов прорывают габброиды, а пиллоу-базальты залегают на их поверхности. Не ис-
ключено, однако, что отдельные тела габброидов интрудируют вулканогенную толщу,
в составе которой обычно выделяются два комплекса (снизу) - лайковый и собствен-
но вулканогенный (пиллоу-базальтовый). Однако такое деление в значительной мере
условно, поскольку на большинстве станций базальты и долериты были драгированы
совместно. Тем не менее весьма вероятно, что в нижней части вулканогенной толщи
долеритовых даек больше, чем в верхней. По составу породы рассматриваемого ком-
плекса относятся к ферротолеитам и примитивным «внутриплатным» толеитам.
Как уже отмечалось, габбро-долерит-базальтовый комплекс имеет, но-видимому,
сплошное распространение. Об этом, в частности, свидетельствуют находки габброи-
дов и «дорифтовых» пиллоу-базальтов этого комплекса в горах Математиков и даже в
осевой зоне ВТП. Формирование его происходило в результате площадного линейно-
трещинного магматизма в условиях растяжения земной коры. Возраст комплекса в
западной части котловины установлен как меловой. По-видимому, такой же возраст
он имеет и на остальной части котловины.
Вулканогенная и фациально замещающая ее осадочная голщи почти сплош-
ным чехлом покрывают всю Северо-Восточную котловину, образуя верхний геолого-
структурный этаж.
Вопрос о возрасте вулканогенной толщи крайне сложен. Обычно он принимается
равным возрасту базальных слоев осадочной толщи, вскрываемых скважинами выше
базальтов, либо определяется по лалеомагнигным и радиоизотопным данным. При
этом допускается, что все базальты, вскрытые скважинами, относятся к вулканоген-
ной толще («второму слою») и образовались непосредственно перед отложением ба-
зальных слоев осадочной толши. В этом случае получается постепенное омоложение
«второго слоя» от раннего мела на западе (поднятие Лайн и прилегающая к нему часть
котловины) до современного - в осевой зоне ВТП (рис. 52). Однако надо иметь в виду
большую условность этих допущений. Во-первых, низкое содержание калия в базаль-
тах и плохая сохранность аргона нс дают возможности получить надежные датировки
калий-аргоновым методом. Во-вторых, базальты, вскрытые на забое скважин, прой-
дены всего на несколько метров (от 1 м в скв. 159. 161 и 162 до 18 м в скв. 163), что
не позволяет сулить о строении вулканогенной толщи. Кроме того, нельзя уверенно
говорить о том, что вскрытые скважинами базальты - это эффузивные образования,
залегающие под осадочной толщей, а не дайки, силлы или внугриформациоиные по-
кровы в этой толше. В ряде случаев последнее установлено по наличию приконтак-
товых изменений в осадочных породах и обогащению их магнезитом (скв. 77-79), а
также по данным пробоот бора и подводного фотографирования между разломными
зонами Кларион и Клинпертон (Условия образования.... 1987).
'1аким образом, имеются все основания считать, что деление мах магических об-
разований Северо-Восточной котловины на два разно возрастных комплекса - мезо-
зойский габбро-долерит-базальтовый и кайнозойский вулканогенно-осадочный - до-
статочно обосновано. При таком подходе кайнозойские базальтоиды следует относить
не ко «второму слою», а к вышележащей вулканогенно-осадочной толше, в строении
которой наблюдается отчетливая закономерность, выражающаяся в преобладающем
Рчс. 52. Возраст второго слоя центральной части Северо-Восточной котловины (van Andcl cl
al., 1973): 1 - сбросовые уступы; 2 палсорифты; 3 активные рифты; 4 граница между сводами
древнего и молодою срединных хребтов; 5 - скважины; 6 - палсомагнитныс аномалии; 7 - возраст
базальтов по палсомагинтпым данным, млн лет
развитии осадочных пород в западной часта котловины и вулканических - в восточ-
ной. Это можно объяснить миграцией вулканизма с запада на восток и фациальным
замещением в этом же направлении осадочных пород вулканогенными.
Литолого-фациальные особенности осадочной толщи обусловлены расстояни-
ем от источника сноса, климатической зональностью, гидрологическим режимом и
тек гоно-вулканическими процессами.
Более или мопсе полный разрез этой толщи изучен в результате бурения толь-
ко в западной части котловины (скв. 163, 164), где вулканизм прекратился к мелу.
Восточнее осадочные отложения замещаются и, по-видимому, частично переслаи-
ваются с вулканогенными образованиями и буровыми скважинами вскрыты только
выше первого сверху базальтового покрова.
Следует подчеркнуть, что на огромной площади к северу от зоны разлома
Кларион, за исключением приматсриковой части, пс пробурено ни одной скважины
глубже 34 м (скв. 40,41), что лишает возможности объективно судить о ее геологиче-
ском строении и развитии.
К югу от зоны разлома Кларион основной особенностью строения осадочной
толщи являются ее изменения в широтном и меридиональном направлениях.
В наиболее изученной средней части котловины, между разломными зонами
Кларион и Галапагос, в широтном направлении выявляются следующие закономер-
ности строения осадочной толщи. В самой западной части котловины, между подня-
тиями Гавайским и Лайт (Южпо-Г анайская впадина), уже в раннем мелу существовал
глубокий морской бассейн, в котором отлагались бурые цсолитовые глины (скв. 164).
В 1250 км восточнее (скв. 163) па базальтах лежат уже позднемеловые карбонатные
отложения. К востоку от 150° з.д. меловые отложения не установлены. Это можно
объяснить двояко: либо они здесь совсем не отлагались, либо перекрыты кайнозой-
ской вулканогенно-осадочной толщей.
Палеогеновые отложения вскрыты скважинами па большей части рассматривае-
мого региона — от Южно-Гавайской котловины до 120° з.д. В западной части они за-
легают на меловых отложениях и представлены маломощными (15 м) эоценовыми
бурыми цеолитовыми глинами с прослоями радиоляриевых илов и кремней (скв. 164).
На востоке мощность палеогеновых отложений увеличивается до 100-150 м (скв.
163) и залегают они вначале па позднемеловых отложениях, а к востоку от 150° з.д. -
непосредственно на базальтах.
В центральной части котловины палеогеновые огложения па значительной пло-
щади более молодыми отложениями практически не перекрыты, о чем свидетельству-
ют результаты бурения, драгирования, пробоотбора и подводного фотографирования
между зонами разломов Кларион и Клиппертон. Подобную картину можно предпо-
лагать и севернее - до зоны разлома Меррей, хоая данные по этой площади здесь
имеются только по четырем скважинам (40, 41, 67 и 172).
Такое явление чаще всего объясняется размывом отложений придонными тече-
ниями или низкой биологической продуктивностью в связи с опусканием ниже уров-
ня карбонатной компенсации и прекращением поступления терригенного материала
(Рудич, 1984). Однако огромная площадь выходов палеогеновых пород, ее изометрич-
пая в плане конфигурация, а также обилие на поверхности следов жизнедеятельности
бентосных организмов могут свидетельствовать и о том, что осадконакопления здесь
после олигоцепа практически не происходило. Это можно объяснить длительным ста-
бильным положением этого региона в зоне литорали и сублиторали и его опусканием
ла современную глубину лишь в совсем недавнее время, в связи с чем осадки здесь
еще нс успели отложиться. Характерно, что в рассматриваемом регионе довольно
многочисленны и выходы норол габбро-долерит-базальтового комплекса, который
здесь, видимо, непосредственно подстилает маломощную толщу палеогеновых отло-
жений.
В восточной части котловины, примерно к востоку от 132° з.д., карбонатные па-
леогеновые отложения перекрыты маломощными (40-80 м) неогеновыми органоген-
ными кремнисто-карбонатными илами и плейстоценовыми пелагическими глинами
(скв. 159 и 160).
В меридиональном направлении наиболее отчетливо выражена климатическая
зональность: в тропической зоне между 10° с.ш. и 10° ю.ш. преобладают органогенные
карбонатные и кремнисто-карбопатные отложения, севернее и южнее — кремнисго-
глииистыс (Geologic Мар..., 1983). К приэкваториальной зоне высокой биологической
продуктивности приурочена и максимальная мощность осадочных отложений (см.
рис. 49). Осевая часть этой зоны начиная с раннего олигоцена смещалась на юг: в
олигоцене - с 11 ° до 4°30' с.ш., между средним и поздним миоцепом - до 0°30' с.ш
и между поздним миоценом и плиоценом --- до 2° ю. ш. (рис. 53). Важные изменения
в условиях седиментации произошли между эоценом и олигоценом, когда преобла-
давшее до этого кремнистое осадконакопление сменилось карбонатным, а скорость
осадконакопления возросла более чем в 4 раза. Наиболее логично это объясняется
поднятием дна выше уровня карбонатной компенсации или общим уменьшением глу-
бины бассейна
Приведенные выше данные позволяют наметить в самых общих чертах основ-
ные зоны геологического развития Северо-Восточной котловины.
Самые древние породы, выведенные па поверхность и доступные изучению, -
anoiiepi । до гиговые серпентиниты, относящиеся к метаморфическому фундаменту
когяовмны. Скудность фактического материала нс позволяет определить ни возрас-
та, ни площадного распространения этих пород. Однако высокая плотность земной
коры под коз ловнной, установленная по геофизическим данным, а также находки сер-
пентинитов и ультрамафигов в различных структурах океанического дна позволяют
предполагать их широкое развитие, определяющее специфику земной коры океанов
В еще большей мерс эта специфика определяется повсеместным распространением
габбро-долерит-базальтового комплекса, сформировавшегося в мезозое (юра-мел?) в
условиях растяжения земной коры.
В начале мела началось опускание западной части рассматриваемого региона,
сопровождавшееся вулканизмом центрально-!ре шинного типа, в результате которого
образовались Горы Музыкантов, цоколь поднятия Лайн и отдельные горы в Южно-Га-
вайской впадине, в которой отлагались цеолитовые глины. В позднем мелу произошло
расширение седиментационного бассейна примерно до 150° з.д., однако здесь он был
мельче и в нем отлагались карбонатные осадки.
В палеоцене повсеместно проявился региональный перерыв в осадконакоплении,
причиной которого, па наш взгляд, явилось общее быстрое кратковременное поднятие
региона, которое в эоцене сменилось опусканием, продолжившимся в олигоцене. Оно
сопровождалось линейно-трещинным вулканизмом, последовательно смещавшимся
с запада па восток. Между эоценом и олигоценом также имело место региональное
поднятие, а в позднем миоцене началось новое опускание дна в приэкваториальной
зоне, которое продолжается до настоящего времени. В конце пл ио цена-начале плей-
стоцена это опускание охватило весь рассматриваемый регион. Видимо, к этому вре-
Рис. 53. Изменения мощности и литолен нчсского состава осадочных образований восточной
части Тихого океана вблизи 140®з.д. в течение последних 50 млн лет (van Ande! et al., 1973): 1 -крем-
нистые отложения, 2 - карбонатные отложения
мени относится образование гигантских зон трансформных разломов восток-северо-
восточного и субширотного простирания (Соловьева, 1976), а также ослабленных зон
субмеридионального и субширотного простираний между зонами разломов Кларион
и Клинпертон (Условия образования..., 1987). Следует особо остановиться на наход-
ках пород континентального типа. Наиболее многочисленны они в самом изученном
районе - между зонами разломов Кларион и Клинпертон. Есть все основания пола-
гать, что по мере расширения детальных исследований эти породы будут найдены и
в других местах. Прослои пемз кислого и среднего состава имеются в миоценовых
отложениях в экваториальной зоне к западу от ВТП (скв. 80), a chic западнее (скв. 70
и 71) в отложениях этого возраста имеется много терригенного материала — кварца,
калиевого полевого шпага и слюд. Все это дает основание предполагать наличие в
этом регионе крупных блоков коры континентального типа, которая вплоть до мио-
цена подвергалась размыву. По-видимому, это были острова горстовой природы, а
возможно, и микрокоптинепт, существовавший на месте Восточно-Тихоокеанского
поднятия (Рудич, 1984).
ГЛАВА 2. ПОЛИНЕЗИЙСКИЙ СВОД
Под этим названием выделяется крупное поднятие, которое морфологически яв-
ляется западным ответвлением ВТП. Общее его простирание северо-западное, длина
около 4000 км, ширина от 2000 км (Головинский. 1985). Границы свода могут быть
проведены только условно, поскольку его склоны служат одновременно и склона-
ми смежных котловин - Северо-Восточной и Юго-Западной. На своде расположены
поднятия и островные гряды Туамоту, Общества и Южная (Острслз), а также много-
численные одиночные подводные горы и возвышенности. Поверхность свода полого
погружается на северо-запад на глубину от 4000 до 4500 м. В центральной части она
осложнена неглубокими желобами, впадинами и поднятиями общего восток-северо-
восточного простирания, являющимися, по-видимому, поверхностным проявлением
разломов.
Поднятие Туамоту прослеживается от осевой зоны ВТП в северо-западном нап-
равлении почти па 4000 км, разделяя Северо-восточную и Юго-западную котловины.
Оно образовано двумя параллельными валами, разделенными прогибом глубиной бо-
лее 4000 м. Па гребнях валон расположено большое количество гор, возвышающихся
над уровнем моря в виде островов н многочисленных атоллов. Они группируются
в протяженные цепи общего северо-западного простирания длиной 1000-1100 км и
шириной 150-200 км.
В геологическом отношении наиболее детально изучен о-в Муруроа, на котором
пробурено около 100 скважин, в том числе две глубокие. В основании разреза вскры-
ты миоценовые андезиты гавайского типа с абсолютным возрастом 5,43-7,5 млн лет
(Brousse et al., 1972), па которых с размывов залегают гравийные коралловые пески
(40 м) с базальным горизонтом брекчий Выше залегают ли шфициро ванные кон-
гломераты, обломочный материал которых представлен коралловыми известняками
(250-300 м), а еще выше — слабосцемснтировашше конгломераты, состоящие из об-
ломков таких же известняков.
В 450 км к юго-востоку располагается группа вулканических островов Гамбьер,
главный остров которой Мангарева сложен оливиновыми базальтами и пикритами
Такими же базальтами, реже - гиперстеновыми андезитами и трахитовыми туфами
сложен о-в Питкерн, расположенный в 550 км к юго-востоку. Оливиновые базальты
этого острова сходны по составу с базальтами о-ва Пасхи, Галапагосских и Маркизских
островов. Возраст базальтов плейстоценовый - 0,52-0,95 млн лет (Duncan, McDougall.
1974), а вулканиты о-ва Гамбьер имеют нлиоцен-миоценовый возраст-4,70-7,15 млн
лет (Brousse et al., 1972). Самые восточные острова - Хендерсон и Дюси - представ-
ляют собой коралловые атоллы, поднятые на высоту до 25-30 м.
В северо-западной части поднятия Туамоту, вблизи атолла Рапгироа скв. 318
некрыт разрез осадочной толщи, начинающийся пачкой грубо зернистых косо слои-
стых песчаников с обломками рифовых известняков с крупными донными форами-
ниферами (Schlanger et al, 1984). Выше залегают эоценовые глинистые известняки
с прослоями вулкан ом и ютовых грубо зернистых песчаников, вулканокластических
алевролитов и аргиллитов (745-440 м), формировавшихся в условиях неглубокого
шельфа. Эти огложения перекрыты олигоценовым мелом с топкими прослоями вул-
капокластических песков, реже - известняков (440-359 м), которые отлагались уже на
значительной глубине (до 3000 м). В таких же условиях формировались и миоценовые
отложения - мел и органогенные илы (259-150 м), в которых па глубине 265 м вскрыт
прослой осадочной брекчии, состоящей из обломков пузырчатых щелочных базаль-
тов, известняков и детрита (Jackson, Wright, 1970). Верхняя часть разреза (131-Ом)
представлена плиоцеп-плейстоценовыми нанофораминиферовыми илами с остатка-
ми раковин моллюсков, ежей, кораллов и мшанок. Из разреза выпадают верхняя часть
среднего эоцена, нижний олигоиен и большая часть нижнего миоцена.
Полил гис Общества расположено в 150 км юго-западнее северо-западного
окончания поднятия Туамоту, представляет собой пологий вал, вытянутый в се-
веро-западном направлении на 600 км при ширине 159 км (по изобате 4000 м),
Возвышающиеся над ними вулканические горы образуют около десяти островов раз-
мером от 1—2 до 30-40 км в поперечнике
Самый крупный из них о-в Гаити состоит из двух вулканов, соединенных пере-
шейком. В кратере одного из них обнаружены нефелиновые габбро с абсолютным
возрастом 150 киш лет (верхняя юра) и сиениты. Вулканогенные породы, слагающие
остров, - плиоцеп-нлейстоцеповые щелочные базальты, андезиты, трахиты и фоно-
литы (калиено-натриевая щелочнобазальтовая /дифференцированная субсерия) с аб-
солютным возрастом or 0,16 до 2,9 млн лет (Dymond, 1975, Krummenacher, Noetslin,
1966; Duncan, McDougall, 1976). Такими же породами сложен и расположенный к
северо-западу от него о-в Хуахии, а на о-ве Махетия, в 30 км восточнее о-ва Таити,
развиты оливиновые базальты. В лавах вулканов на о-ве Таити имеются ксенолиты ме-
таморфических пород с абсолютным возрастом 833 млн лег (Krummenacher, Noetslin,
1966; Krummenacher ct at., 1972), а также базальтов с абсолютным возрастом 74,9 и
44,1 млн дет (Dymond, 1975).
Другие острова представляют собой вершины потухших вулканов, иногда с вы-
ходами углекислого газа. Продукты вулканизма представлены в основном плиоцено-
выми оливиповыми и щелочными базальтами, трахитами, фонолитами, авгититами и
нефелиновыми тефритами. Отмечаются штоки и дайки акцесситов, тералитов и габ-
бро. Радиометрический возраст вулканитов приведен в табл. 31.
Таблица 31. Радиометрическим возраст вулканогенных пород островов Общества
Остров Координаты, град Возраст, млн лет Источник информации
IO.UI З.Д.
'Гари арапу 17,4 149,1 0,38-0,48 (4) Dymond, 1975
Муреа 17,5 149,8 1,20-2,6(39) Duncan, McDougall, 1976
Хуахии 16,7 149,5 1.9-5,4(10)
Райатса 16,4 151,2 2.38 2,57(7)
Бора-Бора 16,2 151,4 3,16-3,39 (8) -" -
Маунт и 16,2 152,1 3,12-4.49(17)
Тахоа 16,3 151,3 2.83 3,16(9)
Островная гряда Южная Кука протягивается параллельно поднятию Туамоту
в северо-западном направлении от 140° до 150° з. д. па 2500 км.
Юго-восточная часть 1ряды образована гористыми вулканическими Южными
островами, имеющими общий цоколь длиной 750 км и шириной 150 км (по изобате
4000 м). Наиболее изученный о-в Рапа сложен базальтами и трахитами с абсолют-
ным возрастом 5 млн лет. Такими же породами сложены и два других острова этой
ipymibi - Макдональд и Мариотики (субщелочная дифференцированная базальт-
трахитовая субсерия, реже - калиево-натриевая щелочнобазальтовая дифференциро-
ванная субсерия).
В средней части рассматриваемой гряды располагаются изолированные острова
и подводные горы Тубаи, сложенные щелочными базальтами, трахитами, фонолито-
выми трахитами и фонолитами и их пирокластическими продуктами, аналогичными
вулканитам Южных островов. На о-ве Руруту отмечены морские террасы высотой
200 и 260 м.
Северо-западное звено рассматриваемой гряды представлено южными острова-
ми Кука, имеющими общий цоколь длиной 750 км при ширине около 50 км (по изоба-
те 4500 м). Они сложены верхнемеловыми-палеоценовыми щелочными базальтами,
трахитами, доломитами, реже - андезитами, относящимися к субщелочной диффе-
ренцированной базальт-трахитовой субсерии
Типница 32. Радиометрический возраст вулканогенных пород
островной гряды Южная Кука
Острой Координаты.град Возраст, млн лет Источник информации
ю.ш.
Макдональд 29,0 140,2 (действ, вулкан) Johnson, 1970
Рапа 27,6 144,3 5,0-5,2(3) Krummcnachcr, Noetzlin, 1966
Райвавас 23,9 147,7 3,3-14,1 (9) Duncan, McDougall, 1976
Айтутаки 18,9 159,8 0,66-1,93 (25); 6,57; 7,51 (2)
Амслетс 18,9 159,8 1,30-1,88 (9); 8,55
Тубаи 23,8 149,0 8,4-10.8(10), 16,4; 24,9 Kruininenachet, Noetzlin. 1966; Duncan, McDougall, 1976
Руругу 22,4 151,3 0,2-1,85(12) 7,5-12,2(7) To ж Matsuda ctal., 1984
Мангана Мауке 21,9 157,9 13,5-21,9(17)
20,1 157,2 4,6 -6.3(11) Turner, Jarrard, 1982
Митиаро 19,49 157,7 12,3; 14,4; 21,2; 28,6
Атайу 20,0 158,0 5,35-10.34(13)
Рапатонга 21,0 159,8 1,1-3,64(32)
Вдоль рассматриваемой гряды с юго-востока на северо-запад на расстоянии
2200 км происходит удревнение вулканизма от современного на о-ве Макдональд до
олигоценового на о-ве Митиаро (табл. 32).
ВЫВОДЫ
Наиболее протяженной и отчетливо выраженной морфоструктурой Полинезий-
ского свода является поднятие Туамоту, расположенное ортогонально к Восточно-
Тихоокеанскому поднятию, к востоку от которого на его простирании располага-
ется хребет Сала-и-Гомес и о-в Пасхи. Обе эти морфоструктуры представляют со-
бой вулканические гряды со сходным составом слагающих их пород субщелочной
дифференцированной базальт-трахитовой субсерии, что указывает на генетическое
и возрастное единство этих гряд. Формирование их связано, по-видимому, с очень
протяженным долгоживущим (с олигоцена до плейстоцена) глубинным разломом, ве-
роятным северо-западным продолжением которого является островная гряда Лайн.
С субпараллельными, но более короткими разломами связаны и другие вулканиче-
ские гряды Полинезийского свода, сложенные такими же породами, что и поднятие
Туамоту. Э го указывает на единство субстрата в пределах всего Полинезийского свода
и Чилийского поднятия. Обилие пород щелочного состава, а также наличие кислых
вулканитов на о-ве Пасхи характерны для регионов с мошной зрелой корой, что не
согласуется с геофизическими данными. Однако присутствие юрских нефелиновых
габбро па о-ве Таити убедительно подтверждает относительную древность нижних
горизонтов коры, что т ипично для всех основных морфоструктур Тихого океана.
ГЛАВА 3. ВОСТОЧ ПО-ТИХООКЕАНСКОЕ
И ЮЖНО-ТИХООКЕАНСКОЕ ПОДНЯТИЯ
ВОСТОЧНО-ТИХООКЕАНСКОЕ ПОДНЯТИЕ
Это наиболее важная м орфоструктура восточной части Тихого оксана, опреде-
ляющая основные черты ее строения. Оно представляет собой звено глобальной риф-
товой системы Земли, проявленной па ее поверхности в виде специфических морфо-
структур, получивших в геологической литературе название срединно-океанических
хребтов. Отметим, однако, что это название применимо только к Срединно-
Аглап гическому хребту. Что же касается остальных хребтов, то они не являются «сре-
динными». Э го относится и к Восточно-Тихоокеанскому поднятию (ВТП), которое
представляет собой большей частью широкий (1000-1300 км) пологий вал, расчле-
ненный многочисленными поперечными и продольными разломами на различные по
величине блоки. Блоковое строение имеет и сводовая часть ВТП, располагающаяся в
основном на глубине от 2000 до 3000 м. В отличие от других срединно-океанических
хребтов осевая продольная рифтовая долина и обрамляющие ее хребты на ВТП либо
отсутствуют, либо выражены очень слабо.
Южным ограничением ВТП служит разломная зона Элтанип, на севере оно про-
слеживается до Калифорнийского залива. Фланговые границы ВТП в значительной
мере условны. Обычно их проводят в северной части ВТП по изобате 3500 м, в юж-
ной по изобате 4000 м В центральной части поднятие выражено в рельефе только в
сводовой части выше изобаты 3000 м, а его основание с глубиной до 4000 м резко
расширяется, включая Чилийское, Центрально-Американское и Полинезийское под-
нятия (GEBCO, 1984). Наиболее отчетливо ВТП выражено в Южном полушарии, где
оно в плане имеет S-образную форму, сходную с формой южной половины Срединно-
Aj пиитического хребта.
Сводовая часть ВТП сложена в основном плионсн-плейстоненовыми точениями
и ферротолситамп с подушечной и «канатной» отдельностью н практически -шшаи
осадочного покрова. Незначительные по мощности осадки имеются лишь в ооедь-
ных понижениях. По простиранию ВТП можно разделить на несколько звеньев,
личаюншхея по своему строению.
Северное звено В1П расположено между разломной зоной Сикейрос и Кали-
форнийским заливом. Самая северная его часть, к северу or разлома Ривера, пред-
ставлена хребтом северо-восточного простирания длиной около 400 км и шириной до
150 м (по изобате 3000 м), дискордантным к общему субмеридиональному прости-
ранию северной части ВТП (GEBCO, 1984). Минимальные глубины на гребне хребта
около 2600 м, максимальные - до 3000 м. Перепад глубин обусловлен чередованием
продольных узких гребней и желобов, типичных для районов развития лайкового ком-
плекса («дайковый рельеф»). Около 22° 30' с.ш. в сводовой части хребта прослежена
рифтовая долина шириной до 20 км и максимальной глубиной до 700 м, которая на 21°
с.ш. по простиранию переходит и горст высотой до 80 м с холмистой поверхностью.
Южнее разлома Ривера сводовая часть ВТП располагается почти на 506 км к вос-
току и имеет субм ерид иона л ьное простирание. Она рассечена системой поперечных
разломов (Орозко, О’Гормоп, Теуантепек) на блоки, смешенные друг относительно дру-
га па 80 100 км (за исключением разлома О’Гормон, во которому смешения не наблюда-
ем ся). Эга часть ВТП изучена очень детально в связи с обнаружением здесь высокотем-
пературных источников («черные и белые курильщики») и сульфидного оруденения.
В 1988 г. нами обследован участок ВТП в зоне пересечения сто разломной зоной
О'Гормон (рис. 54). Сводовая часть BIT! здесь ограничена изобатой 3000 м и име-
ет ширину около 20 км. Западный склон образован чередованием субиараллельпых
гребней и желобов с перепадом глубин 200-250 м («дайковый рельеф»). Восточный
склон резко отличается ио рельефу от западного. Здесь развиты куполовидные горы
высотой до 500 м и диаметром в основании 5—8 км, разделенные пологими ложбина-
ми. Осевая зона представляет собой сглаженный хребет с глубинами около 2600 м,
па отдельных участках которого наблюдаются рифтовые долины шириной 0,5-1 км
и глубиной до 30-40 м, к которым приурочены «черные курильщики». Весь участок
сложен свежими базальтами со стекловатыми корками на поверхности, а с западного
склона драгированы и долермты, слагающие дайки. Базальты афировые и плагиопор-
фировые по составу относятся к примитивным пизкокалиевым толеитам. На флангах
хребта встречают ся базальты с повышенным содержанием железа и титана (титанис-
тые ферротолеиты).
Сходное строение имеет сводовая часть ВТП и южнее вплоть до пересечения ее
разломом Сикейрос Здесь также были проведены детальные геолого-геофизические
исследования, включая глубоководное бурение. Осевой хребет здесь имеет ширину
12-15 км и высоту до 300 м. На нем имеется асимметрично расположенная рифто-
вая долина шириной 1-2 км. На флангах хребта развиты абиссальные холмы высо-
той 150-300 м и отдельные вулканические горы высотой до 1400 м (глубина вершин
1650 м).
Скважины 419-423 и 426—429, пробуренные па западном фланге ВТП к северу от
зоны разлома Сикейрос (рис. 55), вскрыли в основном кварц-нормативные титанистые
ферротолеиты, перекрытые поздпеплиоцеповыми и плейстоценовыми нано- и нано-
форамипиферовыми илами мощностью от 42 м (скв. 423) до 118,5 м (скв. 420 м).
В большинстве случаев базальты, вскрытые скважинами, имеют пузырчатые
текстуры, свидетельствующие об их излияниях на сравнительно небольших глубинах
(Dmitriev; цит. по: Initial Reports..., 1980, v. 54). По составу они относятся к базальтам
MOR. В скв. 421-423 вскрыты плотные плагиоклазовые и плагиоклаз-пироксеновые
базальты, характерные для океанических островов.
104'
103,65”
Рис. 54. Батиметрическая карча зоны пересечения Восточно-Тихоокеанского поднятия
разломной зоной ОТормоп. 1 станции драгирования (13-й репе НИС «Академик Александр
Виноградов»)
10’
Рис. 55. Pacnojiozicinic буровых скважин (I) в райокс разлома Сикейрос (западный фланг
Восточно-Тихоокеанского поднятия: изобаты (2), м
Анализ разрезов скважин показывает, что перед началом седиментации в рас-
сматриваемом районе глубины оксана были значительно меньше современных (менее
600- 1000 м). Интенсивные дифференцированные опускания произошли главным об-
разом в плейстоцене (Рудич, 1984).
Зоны поперечных разломов, пересекающие северное звено ВТП, представля-
ют собой чередование узких хребтов и желобов с перепадами глубины до 1000 м.
Ширина этих зон до 50-60 км. Для всех этих зон характерна дугообразная форма с
выпуклостью, обращенной на юг, а также высокая частота мслкофокусвых землетря-
сений. свидетельствующая об их современной тектонической активности.
В зоне разлома Сикейрос на восточном фланге ВТП нами драгированы оливин-
пироксен-плагиоклазовые базалыы, близкие по сооаву к примитивным толеитам, по
более измененные, чем в осевой зоне В'ГП В западной части этой зоны, к югу от
разлома Сикейрос, скв. 427 вскрыты ферробазальты, перекрытые плейстоценовыми
фораминиферово-наноплапктонными илами (146 м). Такие же дифференцированные
ферробазальты с повышенным содержанием щелочей драгированы нами па пересече-
нии осевой части ВТП золой разлома Теуантепек.
Таким образом, здесь, как и в других мест ах, в пределах В'ГП присутствуют два
типа базальтов - свежие нормальные iолеиты MOR. характеризующие рифтовую
стадию развития этой структуры, и более щелочные дифференцированные феррото-
леигы, характерные для океанических островов и являющиеся, по-видимому, более
древними (дорифтовыми).
Звено Снксмрос-Куэрбада расположено между одноименными разломными зо-
нами (примерно между 8° с.ш. и 4° ю.ш.), смещено относительно северного па 150 км
к востоку. Его узкая (5-10 км) сводовая часть, слабо выраженная в рельефе, распола-
гается на глубине около 2000 м и имеет субмеридиональное простирание со слабой
выпуклостью на восток. Рельеф на флангах ВТП (до глубины 3500 м) сильно расчле-
ненный, с перепадами глубин до 1000 м. В средней части звена к ВТП с востока под
прямым углом подходит хребет Колон Галапагосского (Центрально-Американского)
поднятия, которое разделяет Гватемальскую и Перуанскую впадины. К западу от ВТП,
па продолжении хребта Колон наблюдается субширотное поднятие, которое просле-
живается на 2000 км от оси ВТП. Зона сочленения имеет очень сложный рельеф с
перепадами глубин от 3000 до 5400 м (Глубинные разломы..., 1984) С севера хребет
Колон ограничен Галапагосской рифговой зоной, самая глубокая часть которой вы-
деляется под названием впадины Хесса. В этой впадине в рейсах ИО АН СССР на
НИС «Дмитрий Менделеев» и «Академик Курчатов» были проведены драгирования,
позволившие изучить разрез земной коры (рис. 56).
Рис. 56. Схематический разрез впадины Хесса (Глубинные разломы.... 1984) I - геологиче-
ские станции; 2 - комплекс расслоенных интрузий габбро, троктолиты, перидотиты; 3 - лайко-
вый базальт-долеритовып комплекс; 4 - оливы i-пирокссновые базальты стспок рифта, 5 оливин-
илагиоклазовыс базальты дна рифта; 6 - разломы; 7 - условные теолошчсские границы, 8 - сейсми-
ческие границы; цифры - значения скорости, км/с
Нижняя часть разреза сложена комплексом расслоенных интрузий троктоли-
тами, оливинитами, габбро и габбро-норитами, характеризующимися полосчатыми
текстурами и значительными вторичными изменениями. Выше располагается дайко-
вый комплекс, состоящий из базальтов и долеритов. Мощность этой части разреза
около 1500 м. Разрез венчает толща ниллоу-базальтов мощностью 500-1000 м. В дни-
ще рифговой долины были драгированы совершенно свежие оливин-нлагиоклазовые
базальты, существенно отличающиеся от ниллоу-базальтов, слагающих борта рифто-
вой долины. Все породы, за исключением свежих базальтов со дна рифтовой долины,
сходны по составу и были образованы из единого очага, i.e. комагматичны. По составу
они относятся к голситовым сериям, однако базальты со стенок рифтовой дошшы
отличаются от аналогичных пород рифтового этапа повышенным содержанием ТЮ,.
FeO и суммы щелочей и близки субщелочным базальтам, т. с. являются дорифтовыми.
Характерно, что такой же состав имеют базальты, вскрытые скважинами 81-83 и 501
на ВТП к северу от впадины Хесса (Initial Reports..., 1972, v. 9; Prell el al, 1980)
Скважина. 81, пробуренная на западном склоне ВТП, вскрыла пластовое тело
базальта, над которым располагаются раннемиоценовые отложения - мел и красные
глины (408-383 м). Выше залегает средпемиоцсновый нано- и радиолярисвый мел с
прослоем базальтовой пемзы (383-319 м), свидетельствующий о происходивших в
это время поблизости субаэральных вулканических извержениях (Hays et al.; цит. по:
Initial Reports..., 1972, v. 9).
Восточнее, вблизи осевой зоны ВТП, скважинами 82 и 82А вскрыты базальты,
перекрытые верхнемиоценовыми пестроцветными карбонатными илами с редкими
прослоями мела (223-135 м), плиоценовыми форами пиферово-радиоляриевыми на-
поилами (135-27 м) и плейстоценовыми наноилами (27—0 м).
Еще восточнее, у подошвы восточного склона ВТП, скв. 83 вскрыт силл базальта
с интрузивным контактом, над которым располагаются среднсмионсновые пестроц-
встные илы и мел (233—220 м), лозднсмиоисповые карбонатные илы (220-104 м),
плиоценовые каповые илы и мел (104-30 м) и плейстоценовые отложения такого же
состава с примесью вулканокластического материала.
Пробуренной в этом же районе скв. 503А вскрыт сходный разрез (Prell et al.,
1980).
Палеофаун исгичсский анализ показывает, чго в предмиоценовое время в при-
экваториальной части ВТП глубина оксана была на 500-1000 м меньше современной
(Jenkins etal.; нит. по: Initial Reports..., 1972, v. 9).
Следует отметить, чго скважинами вскрыты в основном интрузивные базальты,
под которыми может продолжаться разрез осадочных отложений.
Звено Куэрбада-Гаррст смешено по разломной зоне Гофар относительно север-
ной части ВТП на 350-450 км к западу, имеет общее север-северо-восточное прости-
рание и четкие ограничения с флангов по изобате 4000 м. Ширина ВТП по этой изо-
бате увеличивается от 1100 км па севере до 1300 км в южной части звена. Примерно в
средней своей части звено рассечено зоной разлома Уилкес, по которой южный блок
смешен на 250-270 км к западу. Ширина сводовой части ВТП (по изобате 3000 м)
меняется от 10 до 90 км, минимальные глубины около 2000 м. Вдоль осевой зоны
протягивается хребет высотой 200-400 м, окаймленный грядами холмов высотой
100-150 м и шириной в основании 3-5 км (очевидно, экструзивные купола). Па за-
падном склоне хребта, севернее разломной зоны Уил кис, драгированы четвертичные
базальты (Geologic Мар..., 1983).
На флангах ВТП развиты короткие продольные гребни и желоба с перепадом
глубин до 1000-1500 м. Восточный склон ВТП ограничен крутым уступом (эскарп
Бауэр), являющимся, по-видимому, сбросом. Западный склон плавно сочленяется со
склоном Галапагосско-Маркизской впадины (GEBCO, 1984). В зоне разлома Гаррет,
ограничивающей рассматриваемое звено с юга, драгированием изучен наиболее пол-
ный разрез габброидных серий: дуниты - нлагиоклазовые дуниты - троктолиты -
оливиновые габбро (габбро-нориты) - ильменитовые габбро. Этот разрез сформиро-
ван в результате глубокой дифференциации толеитовой магмы. Значительная часть
габброидов образована из малоглубинных толеитовых выплавок.
Звено Гаррет-Куирос располагается в центральной част и ВТП, осевая зона ко-
торого здесь смещена относительно северного звена на 140 км к западу. Она так же
четко выражена в виде осевого хребта север-северо-носточного простирания, имею-
щего ширину от 10 до 30 км (по изобате 3000 м). В средней части звена он расширяется
до 90 км. Глубина в сводовой части хребта 1900-2000 м. Хребет рассечен тремя по-
перечными зонами разломов, по которым наблюдаются горизонтальные смещения от
10 до 30 км. Рельеф флангов ВТП выше изобаты 3500 м здесь также характеризуется
наличием холмов, продольных гребней и желобов, имеющих, по-видимому, тектоно-
вулканическую природу (экструзивные купола, вулканы и дайки, разделенные разло-
мами). Восточный склон ВТП ограничен впадиной Иупанови, западный сильно рас-
ширяется и пос тепенно переходит в склон впадины Тики.
Звено Куирос-Чили имеет сложное строение, поскольку здесь ВТП сочленя-
ется с Чилийским и Полинезийским сводами, и поэтому его фланговые границы по
батиметрии нс выделяются. Четкие геолого-геофизические критерии для проведения
этих границ также отсутствуют. Наиболее сложно построена северная часть звена,
находящаяся па простирании зоны разлома Пасхи. Опа представляет собой чередо-
вание продольных хребтов и желобов общего север-северо-восточмого простирания
с перепадами отметок рельефа от 507 м на о-ве Пасхи до 4083 м в одном из желобов.
Ширина зоны около 500 км, длина превышает 1600 км. На запдд-северо-западном
простирании этой зоны находится архипелаг- Туамоту, а на восточном - хребет Сала-
и-Гомес (северная часть Чилийского поднятия). Таким образом, здесь имеет место
ортогональное пересечение двух крупных положительных структур - ВТП и Чили-
Пол и иезийског -о поднятия
Остров Пасхи, единственный остров в сводовой части ВТП, расположен на его
восточном фланге. Он сложен вулканическими породами, в том числе кислыми и
щелочно-кислыми, содержащими до 74 % SiO,. Вулканогенная толща была сформи-
рована в несколько этапов, каждый из которых начинался излияниями базальтов (то-
лситовых долеритов или оливиновых и щелочных базальтов), которые сменялись выше
андезитовыми базальтами, туфами и пемзами. В заключительную фазу извергались об-
сидианы и оливиновые риолиты (Кренделев, 1976). В целом вверх по разрезу возрас-
тают содержание SiO,, щелочей и отношение K,ONa,O. В обсидианах содержание К2О
дос тигает 4,66 %, a Na,0 - 5,43 %. Наиболее древние породы, обнажающиеся в кратере
Рапо-Ратаку, имеют возраст 8 млн лег (миоцен), самые молодые - в вулкане Рано-Кау
(0,3 млн лет). Обычно образование этих пород связывается с дифференциацией базаль-
товой магмы. Однако повышенная мощность земной коры (раньше здесь выделялось
плато Альбатрос с корой, сходной с континентальной) не исключает наличия в фунда-
мен гс блока сиалических пород, в котором располагались магматические очаги.
Такими же породами сложены и расположенные восточнее скалы Сала-и-Гомес
(субщелочная дифференцированная базальт-трахитовая субсерия).
Юго-юго-западнее о-ва Пасхи, между 33-35° ю.ш. и 105-152° з.д., в кайнозой-
ских отложениях присутствуют обломки кварца, санидина и апартоклаза, а также ва-
лун микроклинового гранита, галька и щебень аркозового песчаника (Пронин, 1977).
Юго-восточнее о-ва Пасхи (40°24' ю.ш., 97°33‘ з.д.) были драгированы обломки
пемзы, слюдистого сланца, кислого стекла и зерна кварца (Пронин, 1977)
На западном фланге ВТП, к северу от зоны разлома Пасхи (примерно па 20° ю.ш.
и 120° з.д.), скважинами 599 и 600 под осадочной толщей вскрыты позднемиоцеповые
и раннеплиоценовыс нормальные голситы и в подчиненном количестве субщелочные
базальты (Initial Reports..., 1984, v. 92).
Южное звено В'ГП, ограниченное разломными зонами Чили и Элтанин, смещено
относительно более северного блока примерно па 400 км к востоку. Это самая про-
тяженная и наиболее четко выраженная в рельефе часть ВТП. Длина ее около 2200
км, средняя ширина но изобате 4000 м около 1600 км. Склоны ВТП плавно переходят
в склоны впадин - Юго-Западной и Морнипггои (GEBCO, 1984). Звено разбито не-
сколькими поперечными зонами разломов на блоки, смешенные друг относительно
друга на 50-400 км. Наиболее крупная из них - зона разлома Менард.
Сводовая част ь ВТП, ограниченная изобатой 3000 м, имеет ширину от 350 до 650
км и среднюю глубину 2500-2700 м. В ее осевой зоне на большем протяжении просле-
живается узкий (5—10 км) хребет высотой 200—700 м. 11а флангах имеется много изо-
мет ричпых в плане подводных гор высотой до 1000 м, по-видимому, вулканического
происхождения. Рассматриваемая часть ВТП - район классических палеомагнитных
аномалий. Вдоль оси ВТП фиксируются нулевые аномалии, которые на западном
фланге последовательно возрастают до номера 32 и до номеров от 5 до 20 - на вос-
точном (Карасик и др., 1981).
Г» у li 1* сЪ ИВзЕЭ-11Э»]5 2183 2196 j.
" * 2192 2189.^zXXvtv
VVV
Н, км 5 Ю 15 20 25 30 35 км
Рис. 57. Поперечный профиль п места геологического опробования разлома Академика
Курчатова(Глубшшыс разломы..., 1984): I базальты; 2 гналокластиты, 3 - долериты; 4 - осадки;
5 номера станций (24-й рейс НИС «Академик Курчатов»)
К югу ci Чилийской зоны разлома, на западном флаше ВТП, драгированием в
разломе Академика Курчатова (35° с.ш.) были установлены гналокластиты, окислен-
ные базальты, базальтовые брекчии с цеолитовым цементом и долериты (рис. 57).
Химический анализ одного образца показал принадлежность его к субщелочному
ферробазальгу (Глубинные разломы..., 1984). Кроме того, был поднят обломок ав-
гитового габброида, а при отмывке осадков обнаружены мелкие обломки (1-3 мм)
базальтов, долеритов и кварцитов. С верхней части склона горы на северном гра-
бене (глубина 850 1150 м) кроме оливин-плагиоклазовых базальтов и их брекчий с
карбопатно-фосфагпым цементом, драгированы обломки известняков, отмершие
кораллы и раковины моллюсков, свидетельствующие о мелководных условиях. Сум-
марная мощность изученной части разреза около 3500 м. Характер разреза и химиче-
ский состав магматических пород свидетельствуют об их формировании в дорифто-
вую стадию. Южная часть ВТП характеризуется высокой сейсмичностью, особенно
на участках к северу от 37° с.ш. и к югу от 48° ю.ш., а также в зоне сочленения с
Западно-Чил ийс ким хребт ом.
ЮЖНО-ТИХООКЕАНСКОЕ ПОДНЯТИЕ
Расположено к югу от зоны разломов Энтанип, примерно в 1500 км северо-
западнее южного окончания ВТП. Длина его около 5000 км, общее простирание
запад-юго-западпое. По морфологии оно сходно с южным звеном ВТП: имеет при-
.мерно такую же ширину (1200 км по изобате 4000 м) и четкие ограничения с флангов,
переходящих в склоны Юго-Западной и Юго-Восточной котловин. Ширина сводовой
части (по изобате 3000 м) 400-500 км. Склоны поднятия имеют холмистый рельеф,
очевидно, вулканического происхождения (экструзивные купола). Имеются также
одиночные горы, короткие хребты и желоба с перепадами глубин до 2000 м, а также
продольные уступы (по-видимому, сбросы), особенно четко выраженные в сводовой
части поднятия, где они ограничивают осевой горст. Средняя глубина поднятия воз-
растает от 2000 м на юго-западе до 2500 м на северо-востоке. Отдельные горы под-
нимаются до глубины 1500-1700 м.
Поднятие рассечено поперечными зонами разломов на блоки длиной от 250 до
1300 км. смешенных друг относительно друга до 700 км. Эти зоны представляют со-
бой протяженные желоба северо-запад него простирания шириной от 10 до 50 км, ко-
торые прослеживаются и в пределах смежных котловин. Глубина желобов до 5000 м,
относительная глубина более 2000 м. Поднятое характеризуется большой частотой
мелкофокусных землетрясений, особенно в зонах разломов Удинпева и Элтанин.
Наиболее детально изучена юго-восточная часть зоны разломов Эл гании. кото-
рая выделяется как разлом Хизепа. В виде узкого трога он прослеживается в субши-
ротном направлении на 2000 км; южный борт трога поднят относительно северного
почти на 3000 м и фиксирует ся цепочкой подводных гор. В 1977 г. в 24-м рейсе НИС
^Академик Курчатов» в южном крутом борту трога в интервале 5640-662 м драгиро-
ванием был изучен разрез земной коры мощностью около 5 км (рис. 58). В основании
его драгированы амфиболиты (роговообманковые сланцы), выше - серпеи типизиро-
ванные перидотиты (гарцбургиты, вебстериты и лерцолиты) и ассоциирующиеся с
ними оливин-пироксен-амфибол-плагиоклазовые гранулиты.
Для амфиболитов характерна макроплойчатая текстура, микроскладча- тость
(2-4 см), катаклаз и рассланцевание, что дает основание называть их роговообманко-
пыми сланцами. Породы состоят из чередования меланократо- вых и лейкократовых
слойков, сложенных кристаллобластами плагиоклаза и кварца. По химическому со-
ставу они близки к типичным базальтоидам, но отличаются аномально низким со-
fcxlz ЕЕЬ EEL Ию
Рис. 58. Поперечный профильи места геологического опробования разлома Хизепа, зона разло-
мов Элтанин (Глубинные разломы..., 1984). 1 -амфнболоиыс сланцы; 2 - нироксен-плагиоклазовые
мстаморфнты; 3 - перидотиты; 4 - габбро; 5 - базальты; 6 дозериты; 7 известняки; 8 пред-
полагаемый разлом; 9 - места драгирований, 10 номера станции (24-й рейс НИС «Академик
Курчатов»)
держанием щелочей - К20 и Na,O. По всей вероятности, роговообмаиковые сланцы
образовались при метаморфизме пестрой по составу вулканогенно-осадочной толщи.
Между роговообмапковыми сланцами и драгированными гипсометрически выше по
склону перидотитами присутствуют контакте во-измененные породы, со стоящие
из перекристаллизованного оливина и клинопироксена, замещенного амфиболом.
Присутствуют также апатит, хлорит, пренит, актинолит и сфен.
Средняя часть разреза представлена габброидами, реже - габбро-пегматитами
и плагиоклазитами. Наряду с этими породами были подняты обломки эдафогениых
песчаников, состоящих из обломков кристаллов породообразующих минералов габ-
бро, базальтов, долеритов и эпидотизироваппых пород основного состава, сцементи-
рованных хлоритовым цементом (Глубинные разломы..., 1984). Положение песчани-
ков в разрезе не установлено. Авторы работы считают, что они являются результатом
«переотложения тектопизировапного материала основных пород» (с. 180).
Верхняя часть разреза сложена порфировыми олнвин-плагиоклазовыми базаль-
тами и долеритами.
Все магматические и метаморфические породы по химическому составу близки
между собой и относятся к разновидностям юлеитового ряда.
Венчает' разрез пачка известняков, начинающаяся горизонтом брекчий, состоя-
щих из обломков базальгов и долеритов, сцементированных желтовато-серым извест-
няком. С вершины южного гребня драгированы известняки с меловыми и палеоге-
новыми кокколитами. В драгированных образцах они. видимо, являются переотло-
женными, поскольку наряду с ними встречаются миоценовые форами» иферы. Однако
присутствие большого количества меловых кокколитов свидетельствует о наличии
поблизости возвышенностей, сложенных меловыми породами, с которых происхо-
дил снос материала в неогене и, очевидно, в плейстоцене, поскольку органические
остатки этого возраста практически отсутствуют. Последнее обстоятельство (размыв
меловых отложений в позднем кайнозое) свидетельствует о сравнительно недавнем
погружении этой части хребта.
ВЫВОДЫ
Прежде всего обращает на себя внимание то обстоятельство, что для однозначно-
го определения границ ВТП ист достаточно четких критериев, пи морфологических,
ни геофизических. Действительно, если проводить его фланговые границы по изобате
3000 м, го оно ограничится лишь узкой приосевой зоной, а если принимать за эту гра-
ницу изобату 4000 м, то в состав ВТП попадут поднятия Центрально-Американское,
Чилийское и сводовая часть Полинезийского, а также почти вся Гватемальская впа-
дина. К тому же и эти границы условны, поскольку склоны ВТП служат одновремен-
но и склонами смежных котловин - Северо-Восточной, Юго-Западной, Чилийской и
Беллинсгаузена и по морфологии ничем от них не отличаются. И для сводовой части
ВIП, и для его фланговых зон, и для примыкающих к нему склонов смежных котло-
вин характерен один и тот же тип рельефа — чередование островершинных хребтов,
разделенных узкими V-образными ущельями, а также отдельных конусообразных и
куполообразных гор и их гряд. Таким образом, и по характеру рельефа ВТП нс имеет
четких ограничений.
В качестве геологического критерия для ограничения ВТП могло бы послужить
развитие рифтового комплекса базальтов - примитивных толеитов MOR. Однако ба-
зальты этого типа, в том числе современные, встречаются не только в пределах ВТО,
но и в смежных впадинах (Условия образования..., 1987), а дорифзовые образования
широко развиты и в пределах ВТП, включая его сводовую часть. Что касается геофи-
зических характеристик, то они не имеют однозначной геологической интерпретации
и поэтому не могут служить критерием для определения границ ВТП.
Для суждения о геологической природе ВТП решающими факторами должны
служить:
а) наличие кислых и щелочных пород па о-ве Пасхи;
б) наличие метаморфических пород, комплекса расслоенных интрузий ультрао-
сновного и основного состава и субщелочных ниллоу-базальтов, образующих страти-
фицированную часть разреза земной коры (Галапагосский рифт, разлом Академика
Курчатова, разлом Сикейрос и др.);
в) наличие в ряде мест карбонатных отложений мелового возрасза, залегающих
па пиллоу-базальтах (разлом Хизсна);
г) «дайковый рельеф» и широкое развитие сбросов;
д) асимметрия ВТП: преимущественное развитие «дайкового рельефа» на его
западном фланге и холмисто-гористого на восточном;
с) обнаружение в ряде мест карбонатных отложений с мелководной фауной и
другие свидетельства недавних опусканий в пределах ВТП, приведенные выше.
Эти данные позволяют предполагать, что ВТП представляет собой обширное
сводовое поднятие древней существенно мафической коры, которое в течение дли-
тельного времени (возможно, начиная с мела) является ареной интенсивных тектоно-
магматических процессов. Эти процессы, происходившие в условиях растяжения,
проявились в образовании линейных (продольных) разломов, по которым произош-
ли излияния базальтов и внедрения даек долеритов, определившие «дайковый ре-
шеф» ВТО. Между эзими разломами сохранились блоки дорифтовых пород, кото-
рые. по-видимому, слагают большую часть земной коры ВТП. Наряду с треш инны-
ми излияниями имели место и вулканические извержения центрального типа, о чем
свидетельствуют многочисленные конические горы вулканического происхождения,
а также площадные покровные излияния, сформировавшие обширные лавовые пла-
то (Lonsdall, Spiess; цит. по: Initial Reports..., 1980, v. 54). Характер вулканических про-
дуктов (гиалокластиты, вулканические брекчии), а также обнаружение в ряде мест
перекрывающих их известняков с мелководной фауной (отмершие кораллы и ракови-
ны моллюсков в разломе Академика Курчатова) и другие приведенные выше данные
свидетельствуют о сравнительно недавних опусканиях ВТП на глубину до 1 000 м. Это
очень важное обс тоятельство может служить указанием на начало затухания тектоно-
магматических процессов на ВТО. Подтверждением этому служат довольно слабая
сейсмическая активность его осевой зоны и наличке в зонах поперечных разломов
плиоцеп-плейстоценовых отложений мощностью до 140 м (скв. 427).
Особого внимания заслуживают факты, свидетельствующие о наличии в преде-
лах ВТП пород кислого и среднего состава. Это прежде всего известные кислые поро-
ды о-ва Пасхи, прослои пемзы риолитового и андезитового состава в миоценовых от-
ложениях к западу от ВТО (скв. 80), а также присутствие примеси риолитового пепла
в эоценовых, миоценовых и плейстоценовых отложениях Перуанской впадины (скв.
320 и 321). Источником этого пепла считаются вулканы, находившиеся в приосевой
зоне ВТП (Donnelly; цит. no: Initial Reports..., 1976, v. 34). У северной оконечности
ВТП, в районе Калифорнийского заливапозднекайнозойский вулканизм, но данным
бурения, имел преимущественно кислый и средний состав, что объясняется перехо-
дом ВТП в этом районе из ложа океана на континент.
Остаются неясными следующие вопросы:
а) о характере сочленения ВТП с фланговыми поднятиями - Чилийским,
Центрально-Американским и Туамоту;
б) о северной границе ВТП (продолжается ли оно под Калифорнийским заливом
и далее под Американским континентом, или это разные структуры);
в) являются ли отдельные звенья ВТП блоками единой структуры, смещенными
по поперечным разломам, или это система кулисообразно расположенных поднятий,
изначально занимавших такое же положение
Имеющиеся данные, в том числе наиболее полные батиметрические карты, не
дают однозначных ответов па эти вопросы. Обозначение рельефа на этих картах не
всегда объективно (GEBCO, 1984), не говоря уже о различных морфоструктурных и
тектонических картах и схемах, где построение рельефа основано больше на вообра-
жении, чем на фактическом материале.
Причиной возникновения ВТП, как и остальных срединно-океанических хреб-
тов, по-видимому. явился подъем аномально горячей мантии, которая обнаружена, по
данным ссйсмотомографии, на глубине от 200 км и ниже. Очевидно, в период макси-
мальной тектоно-магматической активности на ВТП эта аномалия была более интен-
сивной и находилась ближе к поверхности.
Таким образом, картину образования и развития ВТП в самых общих чертах
можно представить себе в следующем виде:
1) возникновение гигантского лапообразною поднятия аномально горячей ман-
тии и как поверхностное проявление этого процесса образование пологого валоо-
бразного поднятия па поверхности Земли (очевидно, мел-палеогец);
2) интенсивная тектоно-магматическая активность в пределах всего поднятия,
формирование продольных грабенов и горстов, излияние базальтов, внедрение даек
долсритов в условиях растяжения;
3) постепенное, начиная с флангов, затухание тектопо-магмагической активно-
сти с синхронным опусканием земной коры и образованием смежных котловин, на-
ложенных на ВТП, и зон поперечных разломов. Последние возникли в результате не-
равномерного опускания отдельных звеньев ВТП. Возможно, под действием ротации
по этим зонам произошли горизонтальные блоковые перемещения, обусловившие
характерный S-образнын изгиб осевой зоны ВТП в Южном полушарии.
Оригинальная модель образования срединно-океанических хребтов, в том числе
и ВТП, предложена А. Мейергофом с соавторами (Meyertiofiet al., 1992). Они считают,
что линейные структуры, параллельные осевым зонам этих хребтов (разломы, трещи-
ны, дайки), могли быть сформированы только в результате движений, параллельных
хребту, а не перпендикулярных ему. Это, по их млению, подтверждается удиви т ель-
ным сходством карт рельефа срединно-океанических хребтов (СОХ), полученных
при помощи сонарпых съемок с аэрофотоснимками ледников, в которых подобные
линейные структуры формируются благодаря ламинарному течению, параллельному
леднику. Причиной движений, параллельных СОХ, авторы считают движение полу-
жидкой магмы по каналам, которые повсеместно выявлены геофизическими методами
под осевыми зонами СОХ в виде низкоскоростных зон стручкообразной формы.
ГЛАВА 4. ЮГО-ВОСТОЧНАЯ ЧАСТЬ ТИХОГО ОКЕАНА
Расположена к юго-востоку от ВТП и ЮТП и весьма специфична. Основные
морфоструктуры - впадины Гватемальская, Перуанская, Чилийская и Юго-Восточная
котловина, разделенные Центрально-Американским и Чилийским поднятиями.
ГВАТЕМАЛЬСКАЯ ВПАДИНА
Эта сравнительно небольшая впадина располагается между северным звеном
ВТП и Центрально-Американским глубоководным желобом Глубины на большей ча-
сти впадины не превышают 4000 м (в среднем 3500 м). и только на Небольшом участ-
ке (350 х 600 км) к югу от залива Теуантепек они возрастают до 5300 м. Вся северная
часть впадины и ее западный склон являются одновременно и восточным склоном
ВТП и имеют такой же характер расчленения. Здесь наблюдается чередование жело-
бов и хребтов преобладающего субмеридионального простирания с относительными
превышениями до 500 м, а также поперечные системы хребтов и желобов севере-
восточного и субширотного простираний, фиксирующие зоны разломов. Наиболее
отчетливо выражены хребет и желоб Теуантепек, где превышение гребня хребта над
днищем желоба достигает 1600 м, а их длина — 600 км.
Центральная часть впадины представляет собой холмистую равнину с одиноч-
ными горами высотой до 1000—1500 м. В самом центре впадины находится поднятие
Берланга, вытянутое в северо-западном направлении на 350 км при ширине около 30
км (по изобате 3600 м) и высоте отдельных вершин до 2000 м (минимальные глубины
3400-3500 м). Данные о геологическом строении впадины очень скудны. В южном ее
борту скв. 83 вскрыты базальты, перекрытые радиоляриево-напофораминиферовыми
илами от среднего миоцена до плейстоцена включительно (230 м). В зоне разлома
Сикейрос, на западном склоне котловины, нами драгированы толеитовые базальты,
характеристика которых приведена при описании ВТП. В самой северной част и впа-
дины, вблизи бровки Центрально-Американского желоба, скв. 495 вскрыты пузырча-
тые толеитовые базальты (446,5—128 м), перекрытые миоценовыми напофорамини-
феровыми илами и мелом с прослоями кремней и порнелланитов (230 м) и плиоцен-
плейстоценовыми диатомовыми илами с примесью вулканокластического материала
(170 м) (Aubouin, 1982). Геоморфологическое строение впадины показывает, что она
образовалась сравнительно недавно, в позднем кайнозое, в результате блоковых опу-
сканий восточного фланга ВТП.
ЦЕНТРАЛЬНО-АМЕРИКАНСКОЕ ПОДНЯТИЕ
Это сложно построенное поднятие. расположенное между Гватемальской и
Чилийской впадинами, образовано тремя хребтами - Колон, Кокос и Карнеги, раз-
деленными сравнительно неглубокими прогибами.
Хребет Колон поперечная структура по отношению к ВТП, к которому он под-
ходит под прямым утлом, почти до его осевой зоны. Отсюда он протягивается на вос-
ток на 1150 км до сочленения с хребтами Кокос и Карнеги. Ширина хребта с запада
на восток увеличивается от 50 до 400 км, глубина в этом направлении уменьшается
от 3000 до 2000 м.
Галапагосский риф| располагается к северу от хребта Колон. Западное его
звено (впадина Хесса) глубиной до 5000 м, находится на восточном склоне ВТП.
Результаты драгирований в этой впадине приведены выше, при описании ВТП (звено
Си кейрос-Куэрба да).
К востоку от впадины Хесса, в пределах Галапагосского рифта между 82° и 95°
з.д. драгированиями установлены породы различного состава - от пикритов до рио-
дацитов, а в центральной части рифта выявлена зона длиной 1000 км и шириной 3000
км, в которой развиты ферробазиты и ферроапдезиты (Anderson et al., 1975; Byerly,
1980).
Примерно между 90° и 91° з.д. хребет Колон сочленяется с хребтом Кокос, ко-
торый прослеживается в северо-восточном направлении па 1000 км до континенталь-
ного склона Центральной Америки. Ширина его от 250 до 650 км (по изобате 3000
м), глубины па гребне около 1000 м. Одна из вершин поднимается над уровнем моря,
образуя вулканический о-в Кокос, сложенный плиоценовыми вулканитами калиево-
натриевой щелочно-базальтовой дифференцированной субсерии. Радиометрический
возраст этих пород 1,91-2,44 млн лет (Dalrymple, Сох, 1968; Bellon et al., 1983). Хребет
асимметричен. Его северо-западный склон расчленен на широкие пологие ступени,
сдружающиеся к его подошве, разделенные островершинными гребнями с макси-
мальными отметками 720-740 м. Поверхность хребта в основном ровная, полого на-
клонена на юго-восток от 1000 до 1500 м. Юго-восточный склон крутой (до 15°), по-
логовыпуклый, иерасчлеиепный, глубина у его основания 3400 м.
Неогеновые базальты с высоким содержанием щелочей и фосфора драгированы
с вершин подводных гор на северо-западном склоне хребта Кокос, обследованных с
применением обитаемого подводного аппарата «Тартл». Эти горы представляют со-
бой подводные вулканы, образованные многократными излияниями лав из жерл боль-
шого диаметра.
На северо-западном склоне хребта Кокос, в его восточной части, скв. 158 вскрыт
силл серпентинизировапных ферро-толеитовых базальтов (несколько сантиметров) с
горячим контактом, перекрытый толщей среднемиоценового напомела с пиритом (125
м) и плиоцев-плсйстоцепового п ано-форам иниферового ила с вулканическим пеплом,
глауконитом, терригенным детритом и пиритом (85 м). Суммарная мощность осадоч-
ных отложений выше силла - 323 м (van Andel et al., 1973). Присутствие глауконита
свидетельствует о мелководных условиях в этом районе вплоть до конца плиоцена.
К югу от зоны сочленения хребтов Колон и Кокос располагается архипелаг
Колон (Галапагос), являющийся западной частью широтного хребта Карнеги, ко-
торый протягивается на 1100 км до Перуанско-Чилийского глубоководного желоба
при ширине до 250 км (по изобате 3000 м). Вулканические острова этого архипела-
га, слившись основаниями, образуют подводное поднятие длиной 500 км и шириной
около 200 км, возвышающееся над прилегающими глубоководными впадинами на
2-3 км.
Щитовые вулканы приурочены к трем разломам юго-восточного простирания.
Острова архипелага гористые. На самом большом о-ве Исабела имеется пять
вулканов, один из них действующий. Вулканиты по составу отвечают титанистым то-
леитам. На о-ве Тортуга, расположенном в 10 км от о-ва Исабела, наряду с толеитами
встречаются андезиты, базальты, трахиты и риолиты субщелочной дифференцирован-
ной базальт-трахитовой субсерии
В средней части хребта Карнеги, на его южном склоне, скв. 157 вскрыты стекло-
ватые флюидальные пиллоу-базальты, переходящие в авгит-плагиоклазовые базальты
(вскры тая мощнос ть 7 м). По составу они относятся к нормальным толеитам и ферро-
толеитам (van Andel et al., 1973). Базальты перекрыты осадочной толщей мощностью
435 м от позднего миоцена до плейстоцена включительно, состоящей внизу (135 м) из
паноизвестняков и мела, иногда с пиритом и кремнями, в средней и верхней части - из
налоилов и нанодиатомовых илов, иногда с пиритом.
К северу от восточной части хребта Карнеги располагается восточное звено
Галапагосского рифта длиной около 500 км, представляющее собой субширотную
зону чередования неглубоких коротких желобов и хребтов. Восточная часть этой зоны
была обследована с применением обитаемого подводного аппарата «Алвин». В осе-
вой зоне рифта на глубине 2500 м обнаружена долина шириной 3,5 км и глубиной
относительно окаймляющих се гребней 100-120 м со ступенчатыми бортами. Осевая
часть рифта трассируется цепью экструзивных холмов высотой до 100 м, смещенных
к северному борту долины.
В 100-120 км к западу от описанного рифта располагается узкий хребет северо-
западного простирания длиной 250-300 км и шириной 30-40 км, вершины которого об-
разуют мелкие вулканические острова северной части архипелага Колон (Галапагос).
Острова сложены плейстоценовыми андезитами, базальтами и трахитами с абсолют-
ным возрастом 0,14-1.09 млн лег (Swanson et al., 1974).
Центральная часть описываемого района, расположенная между хребтами Кокос
и Карнеги, иногда описывается как Панамская впадина (Головинский. 1985). Однако
па батиметрической карте под этим названием выделяется только самая восточная
часть этого района. Рельеф его сильно расчленен. Основные морфоструктуры: хребты
Мальлело и Коиба, Эквадорский и Костариканский рифты, Панамская зона разлома,
желоб Яку ина и Панамская впадина. Преобладающие направления этих морфострук-
iyp - меридиональное и север-северо-восточпое Средние глубины в пределах райо-
на около 3000 м, наибольшие (до 4000 м), - в желобе Якуина, минимальные (до не-
скольких сотен метров) — в осевой части хребта Мальпело.
В северной части района скв. 84 вскрыты базальты с абсолютным возрастом
11 млн лез, перекрытые позднем иоценовым мелом с прослоями глин (253-192 м).
Породы содержат примесь пирокластического материала. Выше залегают плиоцено-
вые радиоляриево-напофораминиферовыс илы и мел (192-82 м) и плейстоценовые
органогенные кремписто-карбонатные илы с пирокластическим материалом (Initial
Reports..1972, v. 9).
Восточнее, на хребте Коиба скв. 155 вскрыты базальты с повышенной щелочно-
стью, перекрытые среднем ноненовым пановым мелом с прослоями доломитов и глин
(521—470 м), верхнемиоценовыми озокеритовыми аргиллитами, мергелями и доломи-
тами (470—385 м) и плейстоценовыми мергелями и органогенными илами (van Andel et
al., 1973).
В Панамской впадине пробурено восемь скважин (рис. 59). К востоку от
Галапагосских островов скв. 424 в интервале 46,5-38 м вскрыты пузырчатые базаль-
ты, перекрытые плейстоценовыми нанофораминиферовыми илами, в верхней части
(20 м) гидротермально измененными до нонтронитов. В пробуренной севернее скв.
425 вскрыты пузырчатые и ноздреватые лавы базальтов (111,5—81,5 м), изливавшиеся
на глубине не более 600-1000 м (Roscntal ct al., 1980). Они перекрыты плейстоцено-
выми нанофораминиферовыми илами (81,5-0 м). Сходные разрезы вскрыты и про-
буренными позднее скважинами 506-509, и лишь в скв. 510 осадочный разрез начи-
нается с позднего плиоцена.
Восточнее, в центральной части Панамской впадины, скв. 504В вскрыты пу-
зырчатые и массивные плагиокдаз-оливиковые базальты, иногда бронированные
(490- 274 м), перекрытые толщей позднемиоцен-плейстоцетювых отложений мела,
известняков, кремней, сменяющихся вверх по разрезу нанофораминиферовыми и па-
норадиоляриевымн илами (поздний миоцен -10 м, плиоцен - 145 м, плейстоцен - около
70 м). Аналогичные отложения вскрыты и скв. 501 (Prcll et al., 1980). Севернее скв. 505
также вскрыты преимущественно сильнопористые пиллоу-лавы базальтов с маломощ-
ными покровами массивных базальтов (242,5-233 м). Выше залегают плиоценовые на-
норадиоляриевые илы (143 м) и плейстоценовые глинисто-кремнистые и кремнисто-
карбонатные органогенные илы (143 м). По химическому составу базальты, вскрытые в
Панамской впадине, относятся к толеитам и ферротолситам. Излияния их происходили
при глубинах не более 600-1000 м. Следовательно, амплитуда позднеплиоцеп-
плейстоценовых опусканий здесь составила 1700-2000 м. Глубоководный характер
осадков, залетающих на пузырчатых лавах, свидетельствует о том, что эти опускания
были очень быстрыми, т. е. носили характер обрушения, последовавшего сразу же по-
сле прекращения вулканической деятельности (Рудич, 1984).
ПЕРУАНСКАЯ ВПАДИНА
Эта обширная впадина, расположенная между ВТП, Центрально-Американским
и Чилийским иодня гиями и хребтом Наска, также имеет сложное строение. В ее северо-
западной части находится крупная Галапагосская возвышенность (1400 х 800 км по
изобате 4000 м), отделяющая расположенную к западу от нее небольшую впади-
ну Бауэр. Южнее располагается подводный хребет Мендоза и впадина Юпанкуи
Глубина Перуанской впадины в целом возрастает с запада па восток от 3500-4000 до
5000 м. Дно впадины осложнено многочисленными хребтами и желобами, образую-
щими системы нескольких направлений. Наиболее протяженна и выражена в рельефе
зона разломов Мендана северо-восточного простирания, которая делит по диагонали
Перуанскую впадину почти пополам, заканчиваясь у южного края Галапагосского
поднятия. Параллельно ВТП вытянуты хребты вдоль западного борта впадины Бауэр
и северной части Галапагосского поднятия, что подчеркивает общность этих морфо-
структур. Субширотные хребты и желоба прослеживаются в южной части впадины
Юпанкуи. На Галапагосском поднятии имеются также разломные зоны запад-северо-
западпого простирания, являющиеся продолжением поперечных разломов, секущих
ВТП. Северо-восточная часть впадины рассечена разломной зоной Гриялва восток-
северо-восточного простиран ия.
Во впадине Бауэр драгированы неогеновые карбонатные и кремнистые илы
и пробурена скв. 319, вскрывшая массивные базальты, перекрытые миоценовыми
ожслезненными органогенными илами (82 м) и нлионеп-плейстонеповыми глина-
ми и Пановыми илами (28 м). Базальты по составу относятся к калиевым и тита-
нистым ферротолситам (Initial Reports..., 1976, v. 34). Судя по видовому составу
остракод, в районе скв. 319 с раннего миоцена существовали глубины, близкие к
современным
В восточной части впадины, вблизи Перуанского желоба, скважинами 320 и 321
вскрыты пузырчатые базальты, близкие но составу к нормальным толеитам MOR,
реже - ферротолситам. Они перекрыты толщей осадочных отложений оз позднего
эоцена (скв. 321) и олигоцена (скв. 320) до плейстоцена включительно мощностью
100-124 м, представленных в нижней части Пановыми, нанофораминиферовыми и
цсолитовыми илами, в верхней - радиоляриево-диатомовыми пшнами и алевритами
с вулканическим пеплом (Initial Reports..., 1976, v. 34). По наличию пузырчатых лав
в скв. 321 определена палсоглубина океана в этом районе в эоцене не более 1000 м,
а изучение бентосных фораминифер из олигоценовых и миоценовых отложений скв
320 показало, что содержащие их осадки отлагались выше уровня карбонатной ком-
пенсации (Van Andel et al., 1976).
Приведенные данные показывают, что в Перуанской впадине возраст базаль-
ных слоев осадочной толщи омолаживается с востока на запад от верхнего эоцена
(скв. 321) до миоцена. Отмечается высокая мсталлоносность отложений (иногда до
15-20 % металлоносных компонентов от общего объема осадка), свидетельствующая
о гидротермальной активности.
Прогибание Перуанской котловины в восточной ее части началось в эоцене, а
затем мигрировало на запад, в сторону ВТП. В этом же направлении происходило
и затухание вулканизма. Галапагосское поднятие можно рассматривать как крупный
блок земной коры, о тставший в опускании от смежных впадин.
чилийский свод
Морфологически обширный Чилийский свод — восточное ответвление ВТП, ко-
торое разделяет впадины Юго-Восточную, Перуанскую и Чилийскую. Его западная
граница с ВТП может быть условно проведена по изобате 3500 м, северная и южная
границы - по изобате 4000 м. Условность этих границ определяется тем, что скло-
ны свода выступаюз одновременно и как склоны смежных впадин, а на западе он,
по существу, сливается с ВТП. В указанных границах Чилийский свод имеет длину
около 2650 км при ширине от 1500 км на западе до 2500 км на востоке. Рельеф его
очень сложный, в значительной мере определяется зонами разломов восток-северо-
восточного и субширотного простирания, выражающимися в рельефе в виде жело-
бов и сопряженных с ними хребтов. С севера свод ограничен зоной разлома Куирос.
Южнее располагается широкая сложно построенная зона разломов Пасхи, выражен-
ная в рельефе хребтом Сала-и-Гомес и сопряженными с ним желобами. Этот хребет
состоит из высоких конусовидных подводных гор, вершины которых иногда поднима-
ются выше уровня моря (о-в Пасхи и скалы Сала-и-Гомес), расположенные в полосе
шириной около 150 км. Строение их описано при характеристике ВТП. Далее к югу
располагаются зоны разломов Чили, Челленджер, Вальдивия и Гуафо, выраженные в
рельефе в виде узких желобов.
Вдоль южного края свода протягивается широкий и пологий Чилийский хребет
общего юго-восточного простирания, состоящий из отдельных звеньев, смещенных
но разломам друг относительно друга на 250-300 км.
В приосевых частях отдельных звеньев средней части хребга имеются узкие
хребты высотой до 300 -400 м север-севсро-западного простирания, имеющие риф-
товую природу.
Плоские вершины гор в осевой части хребта располагаются на глубине до 3000 м.
В целом по морфологии этот хребет напоминает ВТП.
В самой восточной части Чилийского свода находится субширотный хребет Хуан
Фернандес, на котором находятся вулканические острова Мас-Афуэра (1650 м) и Мас-
а-Тьера (915 м), сложенные плиоценовыми и четвертичными базальтами и трахитами
с возрастом от 0,85 до 3,5 млн лег (Booker et al., 1967). Более древние вулканиты
(2,7-8 млн лег) драгированы с подводной горы Уппамед, расположенной восточнее
(Bonatli et al., 1977).
Большая часть свода, расположенная между отмеченными зонами разломов,
представляет собой холмистую равнину, понижающуюся с запада на восток от 3500
до 4000 м, в центральной части которой располагается неглубокая впадина Роггевен.
ЧИЛИЙСКАЯ ВПАДИНА
Располагается между хребтами Наска на севере и Западно-Чилийским на юге.
Длина впадины с севера на юг 2600 км, ширина 550-1100 км (по изобате 4000 м).
Система поднятий северо-восточного простирания, параллельная хребту Наска, де-
лит впадину на две части. Северная часть (котловина Наска) имеет глубину до 5000 м.
Дно южной части впадины наклонено на восток.
Рельеф впадины сильно расчлененный. В целом это высокохолмистая равнина,
расчлененная узкими желобами северо-вост очного простирания, глубиной до 5000 м,
с отдельными горами, расположенными преимущественно в западной части впадины
Горы в большинстве случаев представляют собой четвертичные вулканы, сложенные
базальтами, трахитами и фонолитами
Хребет Наска, разделяющий Чилийскую и Перуанскую впадины, протягивается
в северо-восточном направлении от Чилийского поднятия до Перуанско-Чилийского
глубоководного желоба. Длина хребта 1200 км, ширина около 150 км (по изобате
4000 м), глубина вершин 300-800 м, две из них образуют вулканические острова Сан-
Феликс и Сан-Амбросио.
ЮГО-ВОСТОЧНАЯ КОТЛОВИНА
Эта самая южная котловина Тихого оксана ограничена с северо-запада ЮТП и
ВТП, с юга - побережьем Антарктиды и Огпеземельпым желобом. Котловина вклю-
чает гри абиссальные впадины - Амундсена на юго-западе, Морнииггона па северо-
востоке и Беллинсгаузена на юго-востоке (GEBCO, 1984). Длина котловины около
5000 км, ширина до 1300 км (по изобате 4000 м), глубина в центральной части до
5200 м.
Котловина резко асимметрична. Южный ее борт очень пологий (0,1-0,2°) и ров-
ный; по-видимому, это погруженный шельф Антарктиды. Северо-западный склон
служит одновременно и склоном ЮТП и ВТП, в связи с чем граница между ними мо-
жет быть проведена только условно. Он также расчленен па блоки зонами поперечных
разломов, которые прослеживаются вплоть до центральной части котловины в виде
системы желобов и поднятий запад-северо-западпою простирания.
Наиболее глубокая часть котловины, оконтуренная изобатой 5000 м, вытянута
вдоль ее центральной части в северо-восточном направлении на 2500 км при ширине
около 450 км. Это типичная абиссальная равнина, очень полого наклоненная на северо-
восток с почти горизонтальной поверхностью, над которой возвышаются оз дельные
холмы и подводные горы. К северо-востоку от зоны разлома Менарда рельеф более
расчленен - холмисто-гористый с перепадами глубин до 1000 м. Северо-западный
борт котловины к западу от 130° з.д. тоже имеет расчлененный рельеф. Здесь развиты
невысокие холмы и пологие возвышенности высотой 100-300 м. На юго-восточном
борту котловины возвышаются горы Герлах высотой до 1500 м, а на северном - горы
Сан-Мартин с минимальными глубинами вершин 1123 и 984 м. Многочисленные под-
водные горы развиты также в северо-восточном ответвлении котловины между ВТП
и Чилийским поднятием.
Во впадине Беллинсгаузена пробурено три скважины.
В ее центральной части скв. 322 вскрыты пиллоу-лавы и брекчии базальтов
(542-513 м) с абсолютным возрастом 10,2-15,1 млн лег (Siedcmann; цит. по: Initial
Reports..., 1976, v. 35). Они перекрыты аргиллитами (513-509 м), условно датирован-
ными поздним олигоцепом-рапиим миоценом. Выше залегают миоценовые (509-390
м) и позднемиоцен-рашюплиоценовыс (362-295 м) песчаники, алевролиты и аргил-
литы. Верхняя часть вскрытого разреза (200-76,5 м) представлена плейстоценовыми
песками, алевролитами и глинами. В интервале 76,5-0 м керн не отбирался.
Терригенный материал в осадочных породах, по данным изотопно-кислородного
анализа, имеет континентальную природу (Anderson, Lawrence; цит. по: Initial
Reports..., 1976, v. 35).
Скважина 323, пробуренная юго-восточнее, вскрыла субшелочиые базальты
(731 -702 м) с абсолютным возрастом 46,2-46,0 * 2,4 млн лет (Sicdemann; цит. по:
Initial Reports..., 1976, v. 35), перекрытые маастрихтскими аргиллитами и цеолитовы-
ми глинами (701-666 м) и палеоценовыми аргиллитами (666-636 м). Выше несоглас-
но залегают миоценовые аргиллиты и алевролиты с прослоями песков (636-295 м) и
позднсмиоцен-шгейсгоценовые глины, алевриты, пески и илы (266-0 м)
В южной части впадины, вблизи континентального склона Антарктиды, скв 324
вскрыта толша глин, аргиллитов и алевролитов с прослоями песков и ледниковым ма-
териалом (218 м), верхняя часть которой (около НОм) имеет плейстоценовый возраст.
Нижняя часть разреза палеонтологически нс охарактеризована (Hollister et al.. 1976).
Анализ палеоглубин показывает, что амплитуда опусканий в районе скв. 323 с
начала олш сцена составила 2700 4200 м (Рудич, 1984).
ЮГО-ЗАПАДНАЯ КОТЛОВИНА
Эта котловина Тихого океана ограничена с юга и востока ВТП, с запада - глу-
боководными желобами Тонга-Кермадек, Новозеландскими островами и системой
хребет-желоб Маккуори, с севера - Полинезийским сводом и возвышенностью
Манихики. Котловина асимметрична. Ее южный и юго-восточный склоны являют-
ся одновременно и склонами ВТП и ЮТП. Они рассечены поперечными разломами
северо-западного простирания на блоки, смещенные друг относительно друга до 700
км. Некоторые разломы прослеживаются вплоть до центральной части котловины,
которая окоптуривается изобатой 5000 м. Максимальные глубины (до 6600 м) приуро-
чены к ее западной части.
Подводный хребет Луисвилл и располагающаяся на его продолжении зона разло-
ма Элтанин деляг котловину на две части. Северо-восточная часть вытянута в северо-
западном направлении. Это же общее прост ирание имеют и ее основные морфострук-
туры - впадины Крис генсе, Осборн и Луисвилл и разделяющие их возвышенное ги.
Рельеф впадин холмистый с отдельными горами, желобами и короткими хребтами.
Наиболее отчетливо выраженный и протяженный хребет Луисвилл состоит из подво-
дных гор, вершины которых располагаются на глубинах от 990 до 1970 м.
Юго-западная часть котловины ориентирована перпендикулярно. Здесь выделя-
ются две крупные впадины северо-восточного простирания - Удинцева и Симпсона,
разделенные пологим поднятием север-северо-западного простирания (GEBCO,
1984). Днища впадин представляют собой абиссальные равнины с отдельными поло-
гими холмами и конусовидными горами вулканического происхождения. Мощность
осадочных отложений, по данным ПСП, достигает 0,7-1 км.
В западной части впадины Осборн, к востоку от желоба Тонга скв. 204 в осно-
вании разреза вскрыты кристаллокластические туфы базальтового и андезитового со-
става (20-25 м), перекрытые пачкой косослоистых туфогенных аркозовых песчаников
и конгломератов (25-30 м). Возраст этих отложений по нанофлоре установлен как
поздний олигоцеп-ранний миоцен (Edwards; цит. по: Initial Reports..., 1973, v. 21).
В песчаниках встречаются обломки раковин. Выше резко несогласно залегает тол-
ща миоцен-плейстоценовых бурых глин с включениями и прослоями вулканического
пепла (100 м).
Присутствие в олигоцеп-миоценовых конгломератах гальки андезитов, а в песча-
никах аркозового материала, областью сноса которых служил район островов Тонга,
свидетельствует о том, что цоколь этих островов сложен кислыми породами кон-
тинентального типа, а желоба Тонга в это время еще не существовало (Рудич, 1984).
В западной части Юго-Западной котловины расположены крупные подводные
плато Чатем и Кемпбелл, сложенные в основном палеозойскими и мезозойскими гео-
синклинальными отложениями и прорывающими их гранитоидами.
Хребет Луисвилл протягивается в юго-восточном направлении от стыка
глубоководных желобов 'Гонга и Кермадек на 2300 км при ширине 75-100 км. Он со-
стоит из более 60 подводных гор и гайотов, имеющих общий цоколь высотой около
1000 м. Горы и гайоты возвышаются над поколем на 2-4 км. Хребет асейсмичен. По
данным драгирований, гора Осборн, расположенная в северо-восточной оконечности
хребта Луисвилл, сложена олигоценовыми щелочными базальтами, андезитами и тра-
хитами с абсолютным возрастом 29,3—35,7 млн лег (Ozima ct al.. 1970). На остальных
горах хребта также драгированы преимущественно натриевые щелочные базальты и
их дифференциалы со следами вторичных изменений.
Хребет Хол истер располагается на юго-восточном продолжении хребта
Луисвилл, примерно в 450 км от ЮТП. Он состоит из трех субпараллельных вулка-
нических 1ряд, вытянутых в северо-восточном направлении. Восточная [‘ряда имеег
длину 70 км, центральная - 207 км, западная - 50 км при ширине 20-25 км. Вершины
гор находятся па глубине от 100 до 1400 м. С восточной гряды драгированы базальты
с абсолютным возрастом 343 ± 80 и 487 ± 30 млн лет, с центральной — от современ-
ною до 91 ± 12 млн лет. Кроме базальтов с центральной гряды были драгированы
вулканические стекла, ракушники и галька с глинистым заполнителем, в котором со-
держится голоценовая микрофауна. Это свидетельствует о том, что совсем недавно
вершины гор находились выше уровня моря и подвергались размыву. Западная [ряда
также сложена афировыми, редко - пузырчач ыми базальтами с абсолютным возрас-
том 2531 ± 36 млн лет.
НОВОЗЕЛАНДСКОЕ ПЛАТО
Расположено в юго-западной части котловины. Оно делится на две части:
северную - поднятие Чатем и южную - плато Кемпбелл. Мощность земной коры
17-23 км.
Подпитие Чатем вытянуто в широтном направлении на 1700 км при ширине в
основании в западной части до 800 км (по изобате 3000 м). В восточном направлении
возвышенность постепенно сужается. Северная часть возвышенности отделена от
Повой Зеландии трогом Хмкуранги, являющимся продолжением глубоководно-
го желоба Кермадек. Трог выклинивается к северу от п-ва Банкс, на южном острове
Новой Зеландии. Он заполнен осадками мощностью до 2000 м, смятыми в складки.
Интенсивность складчатости возрастает в средней и нижней частях островного скло-
на трога. Нижние горизонты осадочной толщи датируются ранним мелом (Hontz el
al., 1967).
С юга поднятие отделяется трогом Баунти от плато Кемпбелл. Днище трога про-
резано подводными каньонами (GEBCO, 1984). В гроге Боупти на глубине 1204 м про-
бурена скв. 594 глубиной 639,5 м, которая вскрыла среднемиоценовые мел и карбонат-
ные илы (175 м), перекрытые толщей карбонатных илов среднего миоцена-плиоцена
(300 м) и гемипелагическими илами плиоцена-плейстоцена (164,5 м).
Осевая часть поднятия Чатем, оконтуренная изобатой 1000 м, представляет со-
бой длинное (около 1000 км) узкое (100-120 км) плато, над которым возвышаются
три банки, и расположенные в его восточной части острова Чатем. Поверхность плато
сформировалась в результате длительной абразии. Склоны поднятия асимметричны:
северный склон значительно круче, чем южный, особенно в верхней части, до глу-
бины 2500 м, что объясняется сбросом широтного простирания (Удинцев, 1988). По
данным драгирований, банка Мерну, находящаяся в самой западной части поднятия,
сложена всрхнепалеозойскими-нижнемезозойскими граувакками, песчаниками и ар-
гиллитами, которые перекры ли плиоценовыми грубообломочными отложениями. На
островах Чатем самыми древними породами являются меловые базальты с радиоме-
трическим возрастом 82-86 млн лез, встречающиеся в виде обломков в плиоценовой
вулканогенной толще. Более молодые здесь палеогеновые андезиты, туфы, известня-
ки и граувакки. Вышеупомянутая плиоценовая толща, венчающая разрез о-вов Чатем,
состоит из лапиллиевых туфов и вулканических брекчий базальтового состава (радио-
метрический возраст3,8-4 млн лет), образовавшихся в результате мощных эксплозив-
ных извержений (Watters et al., 1987).
На расположенных южнее островах Баунти обнажаются гранитомды с абсолют-
ным возрастом 188 ± 5 и 189 -ь 5 млн лет (Rb-Sr и К-Аг методы).
Плато Кемпбелл представляет собой южную часть Новозеландского плато.
Ширина его в северной части около 1100 км, к юго-западу плато сужается и выклини-
вается. С юго-востока плато крутым склоном спускается к ложу Южной котловины,
ла западе ограничено крутым прямолинейным склоном желоба Саландер, отделяю-
щего его от хребта Маккуори. Вершинная часть плато, оконтуренная изобатой 1000 м.
имеет ровную поверхность, над которой возвышаются отдельные банки и острова,
сложенные породами континентального типа. На о-ве Стьюарт развиты палеозой-
ские граниты с ксенолитами вмещающих кристаллических сланцев, на островах Те-
Сиэрс - гранито-гнейсы, острова Окленд представляют собой неогеновые стратовул-
каны, образовавшиеся на палеозойском основании, сложенном слюдистыми сланца-
ми и гнейсами, прорванными гранитами и габброидами. Эти образования перекрыты
меловыми конгломератами и олигоценовыми морскими туфопесчаниками и конгло-
мератовыми известняками.
На самом южном острове плато, о-вс Кемпбелл, фундамент представлен кри-
сталлическими сланцами предположительно палеозойского возраста, прорванными
интрузией габбро. Выше залегают верхнемслоные континентальные отложения - кон-
гломераты и кварцевые песчаники, сменяющиеся вверх по разрезу морскими известко-
вистыми сланцами и алевролитами (формация Гарден-Коув). Они перекрыты извест-
няками нижнего эоцена-среднего олигоцена и плиоценовыми прибрежно-морскими и
континентальными отложениями. На острове имеется также разрушенная вулканиче-
ская постройка, сложенная палеоген-неогеновыми базальтами и андезитами. Такими
же породами сложена и банка Дискавери. Острова Баунти, расположенные в самой
северо-восточной части плато, сложены граувакками, прорванными биотитовыми
гранитами с радиометрическим возрастом 188 млн лет, а находящиеся южнее острова
Антиподов представляют собой четвертичные вулканы.
На плато Кемпбелл пробурено три скважины - две па его поверхности и одна в
основании юго-восточного склона.
Скважина 277 пробурена в южной части плато на глубине 1214 м, она вскры-
ла палеоценовые глауконитовые глины и мел (472,5-444 м), перекрытые эоценовыми
органогенными илами, глауконитовыми кварцевыми песками и мелом (444-187 м).
Выше залегают олиго ценовые органогенные илы, часто с глауконитом и глаукони-
товыми песками (187-10 м), несогласно перекрытые маломощными (Юм) плиоцен-
п лейстоценовым и глауконитовыми илами (Initial Reports..1975, v. 29).
На восточном краю плато (глубина 2800 м) скв. 275 вскрыты отложения верхнего
кампана-палеоцена, алевритовые илы с глауконитом, алевролиты и аргиллиты, тер-
ригенная фракция которых представлена мусковитом биотитом, калиевым палевым
шпатом, кислым плагиоклазом и хлоритом. Вскрытая мощность 62 м. Кампанские
отложения, вскрытые скважиной, сопоставляются с формацией Гардеп-Коув на о-ве
Кемпбелл и с конгломератами свиты Кэмп-Коув о-ва Окленд.
Скважиной 276 в основании восточного склона плато (глубина 4671 м) пробуре-
но 23 м эонен-олигоценовых песков с гравием и алевролитом.
Геологическое строение островов, а также разрезы, вскрытые скважинами, сви-
детельствуют о том, что гсосинклинальный этап развит ия в районе плато Кэмпбелл
закончился до позднего мела, после чего он испытал поднятие и размыв. В палеоцене
сформировавшееся в результате этого размыва плато было залито мелким эпиконти-
нентальным морем, которое сохранялось до конца миоцена, а в южной части плато —
до конца плиоцена (район скв. 277). Затем последовало опускание плато до современ-
ных глубин.
В 1998 г. в 181-м рейсе «Джоидес Резолюшн» на Новозеландском плато было
пробурено 7 скважин в интервале глубин от 393 до 4460 м (рис. 60). Этими скважина-
ми вскрыт непрерывный разрез осадочных отложений от позднего мела до плейстоце-
на (Carter et al., 1999), однако принципиально новых данных не получено.
ВЫВОДЫ
Основной особенностью юго-восточной части рассматриваемого региона явля-
ется четкое различие между его северной и южной частями, граница между которыми
проходит по юго-западному краю Чилийского поднятия. Северная часть представлена
крупными поднятиями и впадинами. Сильно расчлененный рельеф, многочисленные
узкие желоба и хребты, уступы, конические горы, в том числе надводные вулканы,
нее это свидетельствует о современной тектонической активности, особенно четко
проявленной в хребтах Чилийском, Колон и Кокосовом, которые служат зонами со-
временного рифтогенеза Преобладающее направление зон разломов, выраженных
и рельефе в виде протяженных желобов и хребтов, субширотное восток-северо—
вос точное, ортогональное к ВТП. Зоны разломов Галапагосская и Пасхи прослежива-
ются вплоть до осевой зоны ВТП, рассекая весь его восточный борт.
Геоморфологические особенности Гватемальской и западной части Перуанской
впадины показывают их общность с восточным склоном ВТП, на который они на-
ложены.
Южная часть рассматриваемого региона (Юго-Восточная котловина) имеет бо-
лее простое строение. В отличие от северной части зоны разломов имеют здесь пре-
обладающее занад-северо-западпое простирание, рельеф значительно менее расчле-
ненный, а днище котловины в основном ровное, что свидетельствует о заполнении се
Рис. 60. Схема расположения буровых скважин (А) и их возрастные колонки (Б)
осадками, особенно в Приантарктической части. Возраст базальтового фундамента
здесь более древний - с позднего мела.
Глубина океана в конце мела-палеогене в пределах впадины Беллинсгаузена не
превышала 1500-2000 м. Углубление океана до 3000 м произошло в раннем миоцене.
Очень характерно отмеченное Е.М. Рудичем (1984) несоответствие между возрастом
магнитных аномалий и возрастом базальтов, вскрытых скважинами 322 и 323 (соот-
ветственно 50 и 10-15 млн лет и 46 и 70 млн лет), что является еще одним фактом,
противоречащим спрединговой модели.
ГЛАВА 5. ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ
ТИХООКЕАНСКОЙ МЕГАВПАДИНЫ
В разрезе земной коры Тихого океана выделяются три геолого-структурных
этажа.
К первому этажу относятся метаморфические породы, установленные в желобе
Муссау, в зонах разломен Кларион и Элтанин, в Курило-Камчатском желобе, на вале
Зенкевича, а также в виде ксенолитов в лавах вулканов на Гавайских островах, о-ве
Таити, островах Самоа и др. В подавляющем большинстве случаев породы первого
геолого-струкгурпого этажа представлены апогарцбургитовыми серпентинитами со
следами пластических деформаций, а также амфиболовыми и эпидот-амфиболовыми
кристаллосланцами, эпидотовыми амфиболитами, пироксен-плагиоклазовыми мета-
морфитами и хлорит-талысовыми породами. В ксенолитах лав Гавайских вулканов к
этому этажу относятся дуниты, лерцолиты, верлиты, гранатовые перидотиты и грана-
товые пироксениты (табл. 33).
ТЬблш/я 33 Характеристика порол первого гсолого-структуриого этажа
Тихоокеа и с кой мега в пади 11 ы
Район Структура Характеристика пород Источник ni (формат i и
Желоб Муссау и Западно-Мелане- зийский желоб Восточно- Каролинская впадина Апогарцбургитовыс и аподупито- выс серпентиниты, амфиболовые н анидоз-амфиболовыс кристал- лослапцы, эпидотовыс амфибо- литы, хлорит-гальковыс породы. Исходной для всех пород является примитивная толектовая магма Васильев и др.. 1987
Океанический склон Курило- Камчатского жело- ба и вал Зенкевича Северо-Западная котловина Гранат-биотит-мусковитовыс, эпидот-амфибол-плагиоклаэовые, граиат-биотиз-кварцевые кристал- лосланпы Васильев, 1988
Зона разлома Кларион Северо-Восточ- ная котловина Апопсридотитовые (апогарн- бургитовыс)серпентиниты Лазысо, 1985
Зона разлома Элтанин Восточно- Тихоокеанское поднятие Микроскладчатыс (плойчатые) амфиболовыс кристаллослан- цьт, оливии-пирокссп-амфибол- 11лагиоклазовыс грануляты, сср- пептилизировапныс гарцбургиты, вербцелиты и лерцолиты Актинолит-нлагиоклаз-кварцсвыс сланцы (SiO,- - 82 %, К,О 0,4 % Кашипцсв, Жданов, 1980
О-в Таити Мет аморфические породы из ксе- нолитов в базальтах; абс. возраст 833 млн лет Krummenacher, Noelzalin, 1966; Krummenacher et al., 1972
Гавайские острова Гаванское поднятие Дуниты, лерцолиты, верлиты, гранатовые пироксениты, метамор- физованные при высоких темпе- ратурах и давлениях. Абс. возраст лерцолита 3,5 млрл лет (ксенолиты в лавах) Jackson, 1968; Frey, 1980; Morioka, Kigoshi, 1975
Вес они ио химическому составу отвечают примитивным толеитам, что свиде-
тельствует об их генетическом единстве. Апогарцбургитовые серпентиниты, преоб-
ладающие среди драгированных пород рассматриваемого комплекса, некоторые ис-
следователи считают тектонитами (протрузиями), выжатыми из маптии и прошедши-
ми стадию высокотемпературного пластического течения. Однако их пространствен-
ная и генетическая связь с основными кристаллосланцами, образовавшимися скорее
всего за счет толеитовых базальтов, может служить указанием их интрузивного про-
исхождения. Исходные породы, из которых образовались серпентиниты-гарцбургиты,
считаются ос таточными продуктами, возникшими в результате выплавки базальтовой
магмы при частичном плавлении вещества верхней мантии
Таким образом, рассматриваемый метаморфический комплекс первоначально
состоял в основном из толеитовых базальтов и продуктов, оставшихся после их (гарц-
бургитов) выплавления, которые, видимо, слагали интрузивные тела.
Можно предположить, что этот комплекс представляет собой нижнюю час! ь разре-
за земной коры меланократового типа, сформировавшейся в пределах 'Тихоокеанского
талассократона в результате длительного многостадийного полициклического разви-
тия, заключавшегося в частичном плавлении мантийного вещества и последующих
преобразованиях возникавших при этом продуктов.
Скудость информации не дает возможности охарактеризовать этот основной
по продолжительности этап геологического развития Тихоокеанской мегавпадины.
Можно лишь предполагать, по аналогии с Камчаткой, что за это время здесь была
сформирована мощная (35^4-0 км) меланократовая кора, характеризующаяся лате-
ральной и вертикальной неоднородностью, что отражается в составе перекрывающих
ее мезо-кайнозойских вулканогенных образований.
Как уже отмечалось, в основании океанического склона Курило-Камчатского
желоба драгированы кислые кристаллосланцы и ассоциирующиеся с ними круп-
нокристаллические пироксениты. На вале Зенкевича установлены анопслитовые
кристалле сланцы с гранатом и эпидот-амфибол-плагиоклазовые сланцы, исходны-
ми породами которых были основные эффузквы. На возвышенности Шатского об-
ломок кристаллического сланца был обнаружен в ядре железо-марганцевой конкре-
ции. Присутствие метаморфических пород на вале Зенкевича и на возвышенности
Шатского подтверждается наличием зерен граната в неогеновых и плейстоценовых
отложениях. По-видимому, грапатсодержащис метаморфические породы довольно
широко распространены в фундаменте Тихоокеанского талассократона.
Кислые метаморфические и интрузивные породы входят, видимо, в состав фун-
дамента подводных гор зоны сочленения Курило-Камчатско со и Японского желобов,
океанического склона желоба Волкано, района между зонами разломов Кларион в
Клиппертон и ряда других районов, что проявляется в характере кайнозойского вулка-
низма, в продуктах которого встречаются породы среднего и кислого состава.
Наличие пород кислого состава в пределах современной Тихоокеанской ме-
гавпадипы подтверждается древним сносом этих пород со стороны Тихого океана
в окружавшие эвгеосинклинали (Пропин, 1977; Смирнов, 1982; Choi, 1987). Для за-
падной части Тихого океана это доказывается распределением обломков ортоквар-
цитов в фаперозойских отложениях Японии (Suzuki, Tateichi, 1975). Радиоизотопные
датировки (К-Аг) этих обломков укладываются в три возрастные группы: протерозой-
скую (778 млн лет), раппепалеозойскую (470-550 млн лег), и позднепалеозойскую
(260-310 млн лет) с преобладанием двух первых групп (Shibata, 1979). Поскольку эти
датировки отражают время метаморфизма или изменения ортокварцитов, считается,
что все обломки ортокварцитов имеют докембрийский возраст.
По-видимому, кислые породы слагают отдельные блоки среди преобладающих
по площади распространения мафических образований. Верхний возрастной предел
фундамента определяется несогласным залеганием на нем вулканогенной толщи, име-
ющей домеловой, скорее всего гриасово-юрский возраст До начала формирования
этой толщи фундамент должен был испытать поднятие и размыв на глубину не менее
5—7 км, в результате чего были обнажены полнокристаллические интрузии и мета-
морфические породы, образовавшиеся при давлении около 3,5 кбар и температуре
400-410°. Это дает основание предполагать древний возраст фундамента - палеозой-
ский, а для низов разреза — докембрийский Подтверждают это результаты изучения
изотопов свинца, стронция и ниобия в изверженных породах французской Полинезии,
Самоа, островов Гавайских, Общества, Маркизских, плато Онтонг-Джава и др., по
которым установлен возраст субстрата, из которого они выплавлялись, - до 3 млрд
лет. Формирование этих пород, по мнению некоторых исследователей, происходило
в условиях переработки блоков континентальной литосферы (Волобуев и др., 1987).
Еще более древний возраст (3,5 млрд лет) имеют лерцолиты, встречающиеся в виде
ксенолитов в лавах Гавайских вулканов (Monoka, Kigoshi, 1975).
По мнению А.М. Смирнова (1982), фундамент Гихого океана можно сопостав-
ляв с катархейской кабактипской серией основных кристаллосланцев, ультрабази-
тов и экологитоподоблых пород, залегающих в основании разреза па юте Алдано-
Станового щи га, а также с самыми низами серии Раггат Антарктической платформы.
Не отрицая в принципе правомерности таких сопоставлений, следует, однако, подчер-
кнуть, что Тихоокеанская мегавпадина специфична, и сравнивать ее с континентами
нужно с большой осторожностью. Более вероятно, па наш взгляд, предположить, что
здесь метаморфический фундамент был окончательно сформирован позднее, чем на
кон гинепте, - в протерозое или даже в палеозое.
Второй этаж отделен от первого структурным несогласием, на что указывают
значительно меньшая степень метаморфизма и отсутствие следов пластического те-
чения, а также наличие прожилков габброидов в серпентинитах. В составе второго
этажа выделяются два подэтажа, генетически связанных между собой.
Нижний подэтаж образован комплексом расслоенных интрузий, которые уста-
новлены прак! и чески во всех крупных морфоструктурах ложа океана (табл. 34).
Наиболее детально он изучен в желобе Муссау (Васильев и др., 1987). Комплекс
включает кумулятивные образования: плагиоклазовые верлиты, вебстериты, орто-
пироксениты и троктолиты, слагающие нижнюю часть разреза. Верхняя часть ком-
плекса представлена массивными породами: оливиповыми габбро-норнсами, габбро,
габбро-диабазами и их метаморфизованными разностями, -• мегагабброидами и апо-
диабазовыми эпилоговыми амфиболитами. Сходный комплекс пород установлен в
Галапагосском рифте. В остальных разрезах драгированы в основном габброиды.
Верхний подэтаж генетически связан с нижним, па что указывает комагматич-
ность пород, слагающих эти подэтажи, которые синхронно образовались из общих
магматических очагов. В то же время он существенно отличается от нижнего по усло-
виям формирования: его слагают в основном пиллоу-лавы базальтов, зуфы, брекчии
и туфогенно-осадочные породы с подчиненным количеством субвулканических и
гипабиссальных интрузивных пород - долеритов, габбро-долсригов, диабазов и др.,
аналогичных развитым в нижнем подэтаже.
Таблица34. Характеристика пород второго геолого-структурного этажа
Тихоокеанской ме гав над и цы
Район Структура Под- этаж* Характеристика пород Источник информации
Желоб Муссау Восточно- Каролинская впадина В Н Толептовыс пнллоу-базальты, долери- ты. автомагматичсскис брекчии Кумулятивные образования - плагио- клазеодержащие габбро-нориты, габбро-анортозиты, габбро-диабазы, диабазы, верлиты, троктолиты, вебсте- риты, габбро, диабазы, габбро-лиабазы, аподиабазовыс зпидотовые амфиболи- ты, габбро Васильев и др., 1987
Океанический склон Курило- Камчатского желоба Северо-Запад- ная котловина В Пиллоу-базальты, долериты, габбро- долериты и габбро-анортозиты толенто- вого состава Васильев и др., 1988
Императорский разлом Северо-Восточ- ная котловина В н Толептовыс пиллоу-базальты. гиало- клакенты, долериты Габбро-нориты, габбро, рогов ообмалко- выс габбро Рудник и др.. 1982
Трог Нова- Каитон Центральная котловина в н Базальты, гиалокпакситы Диабазы, пегматитовые кумуля гивныс габбро, в том числе анортозитовые Geological and Geophysi- cal studies...? 1975
Зола разлома Меррей, сред- няя часть Северо-Восточ- ная котловина в н Толептовыс пиллоу-базальты. долсрито- базальты, долериты Габбро-нориты, габбро, роговообманко- вые габбро (полнокристаллические) Глубинные разломы..., 1984
Зона разлома Кларион, за- падная часть То же в II Пиллоу-базальты, гналокластиты, до- лериты Полосчатые габронды разпозернистые с такситовымн структурами изменен- ные вторичными промессами (амфибо- ловая стадия) Меланхолика и др., 1983 Лазько, 1985
средняя часть в П ил л оу-базал ьты, гналокластиты, брекчии с обломками базальтов, реже габброидов и долеритов Шарапов и др., 1988
средняя часть (северо- восточнее) в Пиллоу-базальты, седиментационные конгломерато-брекчии, гравелиты Васильев и др.. 1988
Галапагосский рифт (впадина Хесса) Восточпо- тихоокеапскос поднятие (ВТП) в н Пиллоу-базальты и долериты (1500 м); базальты имеют повышенные содер- жания TiO,, FcO и щелочей (близки к субщелочным базальтам) Троктолиты, олипнвиты, полосчатые оливиновые габбро-нориты, олвиновые н обычные габбро. Породы изменены вторичными процессами. По составу близки к толеитам Глубинные разломы.., 1984
Окончание табя. 34
Район Структура Под- Характеристика пород Источник информации
Разлом акаде- мика Курчатова ВТП, западный фланг южного звена (к югу от зоны Чилийско- го разлома) В Пиллоу-базальты (субщслочныс фер- ротолеиты), гиалокластиты, брекчии, долериты Глубинные разломы..., 1984
Зона разлома Элтаиин (раз- лом Хнзена) Зона сочлене- ния ВТП и ЮТП, северо- западный фланг В н Порфировые оливии-плагиоклазовые базальты и долериты толентового ряда Габброиды. габбро-пегматиты, плагио- клазы Глубинные разломы..., 1984
Блок между зонами раз- ломов Кларион и Клиппергон (две станции) Горы Матема- тиков Сс всро-Восточ- ная котловина н Габброиды и ультрабазиты Условия об- разования..., 1987
Северо-Восточ- ная котловина 11 Габброиды Vanko, Batisa, 1983
Вал Зенкевича Северо-Запад- ная котловина в Пиллоу-лавы измененных базальтов, их лавобрекчии и туфобрекчий Васильев и др , 1988
Остров Таити Полинезийский свод II Нефелиновые габбро; абс возраст 150млн.лет Головинский, 1985
[яванские острова Гавайское под- нятие (ксеноли- ты в лавах) II Гипабиссальные мелко- и среднсзсрни- стые габброиды; куммулятивпые расслоеннныс ин- трузии. апортозиты-трактолиты- клинопирокссновые и оливин- пирокссновыс габбро-дупиты, верлиты и гарцбургиты, реже - вебстериты и двуннроксеповыс габбро Jackson, 1968 Jackson, Wright, 1970
Зона разлома Мендосино (за- падная и вос- точная части) Северо-Восточ- ная котловина в Базальты, лолсриты. i абброиды Гсолого-гсо- физнчсскис исследова- ния.... 1990
*В - верхний. [{ - Ш1Ж11ИН
Вулканогенные образования почти сплошным чехлом покрывают ложе Тихо-
океанской мсгавпадипы, образуя «второй океанический слой», мощность которого на
большей части этого огромного пространства составляет 2-3 км. Лишь под крупными
подводными возвышенностями опа увеличивается в 2-3 раза. Подавляющее большин-
ство вулканогенных пород отвечает но составу толеитам и субщелочным базальтам,
несколько различающимся в разных регионах. Реже, главным образом в верхней ча-
сти подэтажа, встречаются породы щелочной натриевой серии, дифференцированной
от щелочных и субщелочных базальтов до пантеллеритов и трахириолитов (желоб
Волкано).
В целом же рассматриваемая вулканогенная толща, за редкими исключениями,
обладае т удивительной выдержанностью состава, структур и текстур пород в пределах
всего Тихого океана. В большинстве случаев на ней залегает маломощный осадочный
чехол (300- 500 м); в ВТП и ЮТП она перекрыта кайнозойскими вулканогенными об-
разованиями третьего геолого-структурного этажа и, видимо, насыщена субвулкани-
ческими и гипабиссальными телами, а в пределах подводных возвышенностей и гор
слагает их цоколь.
Формирование рассматриваемой толщи происходило в основном в мелководно-
морских условиях, на что указывают структуры и текстуры пород, характер их вторич-
ных изменений, а также прослои туфов, зуфолав, лавобрекчий и туфогентю-осадочных
пород, иногда с оказанным материалом. По-ввдимому, излияния происходили в пределах
шельфового моря с архипелагом вулканических островов, с которых сносился вулкано-
кластический материал. Как эго ни покажется невероятным, но такую палеогеографичес-
кую обстановку в период формирования рассматриваемой вулканогенной толщи прихо-
дится допускать для всей мромной Тихоокеанской мегавпадины.
По составу, строению и теолого-структурному положению рассматриваемая
вулканогенная толща очень сходна с трапповой формацией континентов, на что не-
однократно указывали многие исследователи (Макаренко, 1983; Резанов, 1979; и др.).
В то же время опа отличается от траппов континентов огромной площадью распро-
странения, низким гипсометрическим положением, составом подстилающего суб-
страта и некоторыми геохимическими характеристиками. Эти отличия не позволя-
ют отождествлять рассматриваемую толщу с траппами континентов, как это делают
некоторые исследователи, и обусловливают необходимость выделения ее в качестве
самостоятельной формации - талассотрапповой.
Возраст талассотрапповой формации приближенно устанавливается по следую-
щим данным. На вулканогенных образованиях этой формации с размывом и несо-
гласием залегает осадочная толша, низы которой в разных местах имеют возраст
от юры до позднего мела Па этом основании обычно делается вывод о разново-
зрастное™ подстилающих вулканогенных образований, причем возраст их счита-
ется идентичным возрасту базальных слоев осадочной толши Такой методический
подход явно ошибочен, поскольку при э том не учитывается время перерыва между
окончанием извержений и началом осадконакопления, в течение которого произо-
шел размыв на глубину до 5-7 км, в результате чего на поверхность были выведены
полнокристаллические интрузивные породы, прорывающие вулканогенную толщу,
а местами и метаморфические породы фундамента. Исходя из этих соображений,
возраст талассотрапповой формации следует оценивать не моложе юры (вероятнее
всего, триас-юра).
Условия формирования второго геолого-структурного этажа Тихоокеанской мс-
гавпадины были весьма специфичными и во многом загадочными. Во первых, поража-
ет огромная площадь расиросз ранения этого этажа — практически вся Тихоокеанская
мегавпадина; во-вторых - синхронность его образования на всей этой площади (юра,
возможно, гриас-юра); а в третьих - сравни тельно небольшие латеральные вариации
химического состава пород, слагающих этот этаж, отвечающего примитивным толеи-
там внизу, переходящим в субиделочпые разности вверху разреза. Излияния сопрово-
ждались внедрением даек и силлов долеризов и габброидов, особенно многочислен-
ных в нижней части толщи. Такие интенсивные площадные излияния должны были
происходить по густой сети трещин, что возможно только в условиях растяжения ли-
тосферы.
Излияние и внедрение огромного количества основной магмы в сравнительно
короткий промежуток времени (триас-юра) явилось проявлением грандиозных собы-
тий планетарного характера, которые, несомненно, привели к существенному преоб-
разованию литосферы и рельефа Тихоокеанского сегмента Земли.
Вулканогенные породы верхнего этажа формировались в основном в мелковод-
ных, местами — в субаэральных условиях, т. с. лавы изливались на поверхность мор-
ского дна или суши.
Возникает вопрос: чем была сложена эта поверхность? Сейчас во всех изучен-
ных разрезах эффузивные образования подстилаются генетически связанным с ним
дайковым комплексом и комплексом расслоенных интрузий нижнего подэтажа. Но
порода этих комплексов не могли формироваться в поверхностных условиях, над
ними должна была находиться вскрыша мощностью не менее 5-8 км. К тому же, по-
роды нижнего и верхнего подэтажей одновозрастны. Значит эта вскрыша, через кото-
рую по трещинам изливались базальты, должна была состоять из более древних об-
разований. Очевидно, ими являлись в основном породы первого геолого-структурного
от ажа — метаморфические сланцы и серпентиниты, для которых мы, таким образом,
тоже должны допустить очень широкое площадное распространение, практически в
пределах всей Тихоокеанской мегавпадины. В этом случае второй подэтаж надо пред-
ставляй» как матрикс верхней чао и первого этажа, переработанный магматическими
процессами и насыщенный расслоенными интрузиями; и тогда метаморфические по-
роды первою этажа надо считать не протрузиями, а реликтами (ксенолитами) среди
расслоенных интрузий второго этажа.
Таким образом, намечается следующая хронология событий.
1. В триасе-начале юры (?) образование на месте теперешней Тихоокеанской
мсгавпадины огромного свода, сложенного меланократовой корой (первый геолого-
сгруктурный этаж), мощность которой .могла достигать, но аналогии с Камчаткой,
35-40 км.
2. Растрескивание этого свода в результате растяжения и грандиозные по мас-
штабам площадные трещинные излияния базальтов («базальтовый потоп»), вначале
примитивных толеитов, затем субщелочных базальтов в пределах всей Тихоокеанской
мсгавпадины. Формирование вулканогенной толщи («второй слой») сопровождалось
разогревом подстилающего ее субстрата за счет высокого теплового потока и экра-
нирующего влияния этой толщи, что привело к возникновению магматических камер
и формированию комплекса расслоенных интрузий. Постепенно эти полости рас-
ширялись, соединялись друг с другом и в конце концов образовали почти сплошной
слой («третий слой»).
Этот процесс был, видимо, сходен с процессом, сформировавшим Бушвсльдский
массив расслоенных иигрузий. По в Тихом оксане он проявился не в протерозое, а в
мезозое. Вскрышей вначале служили метаморфические породы первого этажа, кото-
рые интенсивно перерабатывались. Этим объясняется сходство химического состава
пород первого и второго геолого-структурного этажей, несмотря на большой разрыв
во времени их образования.
Таким образом, расслоенные интрузии - это не только продукты ман тийных вне-
дрений, но и результат переплавления пород первого этажа.
Возможно, очаги лав верхнего подэтажа имею! такое же происхождение, т. е.
располагались в низах меланократовой коры первого этажа (если допустить се мощ-
кость в 40-50 км, что вполне вероятно). Поскольку первый этаж был гетерогенным,
то и образовавшиеся за счет его переработки породы второго этажа несколько разли-
чаются по составу в латеральном и вертикальном направлениях.
3. В конце юры началось опускание свода, обусловленное прекращением дей-
ствия факторов, вызвавших его появление постепенным остыванием литосферы и
действием гравитации (собственного веса). Это привело к образованию впадин, ли-
нейных разломов и проявлению вулканизма центрально-трещинного типа.
Образование свода, обусловившего все эти грандиозные и уникальные в истории
Земли процессы — «базальтовый потоп», формирование площадного комплекса рас-
слоенных интрузий, затем впадин и линейных вулканических цепей, - относится к
числу редких событий, причиной которых некоторые исследователи считают столкно-
вение с крупным метеоритом (Zhou Yaoqi, 1987).
Третий геолого-структурный этаж является гетерогенным и гетерохропным.
В него входят осадочные и вулканогенные породы, сформировавшиеся после образо-
вания второго этажа и отделенные от него несогласием. Время его формирования - от
юры до ныне.
При установлении подошвы гретьего этажа во многих случаях возникают боль-
шие трудности. Обычно все вулка ноге шиле образования, в том числе кайнозойские,
вплоть до современных относят ко «второму слою», а возраст этих образований при-
нимается равным возрасту базальных слоев осадочной толщи, вскрываемых скважи-
нами над базальтами, т. е. считается, что базальты образовались непосредственно пе-
ред началом формирования осадочной толщи. Такие допущения весьма условны, а в
ряде случаев заведомо ошибочны. Дело в том, что базальты в подавляющем большин-
стве скважин вскрыты на очень малую глубину (обычно первые метры и даже десятки
сантиметров), причем в ряде случаев они имеют горячие контакты с осадочными по-
родами, поэтому нельзя уверенно говорить о том, что вскрытые скважинами базальты
действительно подстилают осадочную толщу, т.е. относятся ко второму этажу, а не яв-
ляются дайками, силлами или впутриформационпыми покровами внутри этой толщи,
относящейся уже к третьему этажу. lie дают точной информации и радиометрические
определения абсолютного возраста в связи с низким содержанием калия в большин-
стве проанализированных образцов, а также с плохой сохранностью аргона.
В ряде случаев для установлений подошвы третьего этажа можно использовать
сейсмические данные, однако в восточной части Тихого оксана, где широко развиты
кайнозойские вулканогенные образования, и они оказываются бессильными. Поэтому
здесь приходится прибегать к широким экстраполяциям.
Третий геолого-структурный этаж был сформирован двумя синхронными про-
цессами - вулканизмом и осадконакоплением, протекавшими в разных регионах
Тихого океана и в разные временные интервалы по-разному. Различия в характере и
интенсивности тектонических движений обусловили все многообразие морфост рук-
тур Тихоокеанской мегавпадины, а различия в составе субстраз а и разноглубинное™
вулканизма - разнообразие слагающих их пород. Остановимся па основных этапах
геологической истории этого периода.
После завершения формирования галассотрапновой формации в преде-
лах Тихоокеанской мегавпадины еще некоторое время существовали в основном
мелководно-морские и наземные условия. Снос материала происходил в окружавшие
ее геосинклипальпые троги. В юре началось формирование впадин и заполнение их
мелководными осадками.
В барремс, наряду с продолжением прогибания и осадконакопления, началась
первая фаза поздпемезозойского вулканизма, которая проявилась почти повсемест-
но (в пределах BUI породы этой фазы достоверно не установлены). Вулканизм
продолжался в анте в основном в виде внедрения силлов (вторая фаза), а затем в
кампане -Маастрихте. В результате мелового вулканизма были сформированы гор-
ные массивы и гряды в большей части Тихоокеанской мегавпадины, сохранившие-
ся в рельефе и представляющие собой сейчас подводные возвышенности, плато,
островные гряды, подводные горные системы и отдельные горы (подводные воз-
вышенности Обручева, Шатского, Хесса, Маиихики и Магеллана, горные системы
Маркус-Уэйк, Срединпо-Тихоокеанские горы, горная система Лайн, Горы Гейш,
Картографов, Математиков и др.)
В это же время образовались внутриформационныс лавовые потоки и гуфо-
вые прослои в осадочных отложениях впадин. Извержения носили в основном
центра льно-трещинный характер и происходили преимущественно в субаэральных
мелководно-морских условиях.
По составу продукты мелового вулканизма отличаются большим разнообрази-
ем - от голеитовых базальтов до трахитов и риолитов с закономерным возрастанием
щелочности вверх по разрезу, что связывается с увеличением глубинности магматиче-
ских очагов.
Кайнозойский вулканизм наиболее интенсивно проявился в восточной части
Тихоокеанской мегавпадины, где по характеру он был сходен с юрским «базальто-
вым потопом»: имел площадное распространение и голей говый состав, по излияния
и внедрение даек происходили в основном по системе грешин, параллельных осевой
зоне В'ГП и ЮТП.
В палеогене сформировалась цепь Императорских гор и продолжалось формиро-
вание вулканических сооружений Гавайского поднятия, Каролинских и Маршалловых
ос тровов, островов Гилберта, Тувалу и др., а также базальтовых покровов в Западно-
и Восточно-Каролинских впадинах и на вале Эаурипик.
В неогене и плейстоцене вулканизм проявился главным образом в ВТП и в не-
которых других островных системах. Продукты кайнозойского вулканизма также
очень разнообразны по составу - от примитивных толеитов до трахитов и риолитов,
например, па о-ве Пасхи.
Осадочная формация третьего пщлого-сгрукзурного этажа довольно детально
изучена по данным бурения и сейсмопрофилирования. Она залегает практически го-
ризонтально, нивелируя неровности рельефа подстилающего фу пламен га, ослож-
ненного в ряде мест горстами и грабенами. Мощность толщи обычно изменяется oi
200 до 500 м, в среднем около 300 м. У подножия подводных гор опа обычно уменьша-
ется иногда до полного выклинивания. Мест ами мощность осадочной толщи достига-
ет 1200 м. Самый древний возраст ее базальных слоев, вскры тых бурением, - средняя
юра (скв. 801). Мощность и состав осадочных отложений определяются в основном
климатической зональностью и связанной с пей биологической продуктивностью во-
дной массы, а также рельефом и источниками сноса.
На крупных подводных возвышенностях (Обручева, Шатского, Хесса, Манихики
и др.) мощность осадочной толщи возрастае т в их центральной части до 1000-1200 м
и уменьшается к боргам вплоть до полного выклинивания. Исключение представляет
плато Огасавара, где осадочная толща имеет выдержанную мощность без заметного
конседиментационного утонения слоев к его краям. По-видимому, это объясняется
формированием ее в основном за счет рифогенных фаций, тогда как на остальных
возвышенностях существенную роль играло отложение микроорганизмов из водной
массы, создавшее эффект' «снежной шапки». На возвышенности Обручева большая
часть разреза (около 1000 м) представлена кайнозойскими кремнисто-глинистыми
отложениями. На остальных возвышенностях развиты в основном карбонатные от-
ложения мелового возраста, тогда как кайнозойский разрез сильно сокращен и со-
держит многочисленные перерывы.
На склонах возвышенностей развиты в основном пелагические кремнисто-
карбонатпые отложения, а в цоколе - туфогепно-осадочныс кремнисто-глинистые.
Подводные возвышенности и гайоты в конце юры-начале мела уже существовали в
виде вулканических горных сооружений, возвышавшихся над поверхностью базальто-
вых плато па несколько километров. Затем в результате начавшегося погружения вер-
шины гор были абрадированы, и па них началось рифообразовапие, а на их склонах -
отложение пелагических кремнисто-карбонатиых осадков. Карбонатные отложения
на плато Огасавара и горах Маркус -Уэйк подверглись интенсивной фосфатизации.
Очень примечательна неравномерность распространения осадочного чехла. ’Гак,
в южной части Северо-Западной и на значительной части Центральной котловины
практически отсутствуют кайнозойские отложения, а в Северо-Восточной котлови-
не между зонами разломов Клиппертон и Меррей развиты в основном маломощные
эоцен-олигоценовые отложения. Эти аномалии вряд ли могут быть объяснены действи-
ем придонных течений и являются, видимо, следствием тектонических движений.
Как уже отмечалось, вразрезах скважин глубоководного бурения наблюдается ши-
рокое распространение мелководных отложений or юрского до пеоген-четвертичного
возраста, причем количество этих отложений закономерно увеличивается по мере
удревлепия возраста (табл. 35).
Как видно из таблицы, до олигоцепа в разрезах скважин преобладают мелковод-
ные отложения, а начиная с олигоцепа — глубоководные.
Какой-либо закономерности в распространении мелководных отложений отно-
сительно рифтовых зон ВТК не наблюдается, что исключает спрединговый механизм
образования океанической литосферы, постулируемый плитотекгоникой.
Таким образом, анализ мощностей и фаций осадочных отложений Тихого океана
в совокупности с геоморфологическими и палеонтологическими данными свидетель-
ствует о значительных опусканиях, проявившихся в этом регионе начиная с поздней
юры и особенно усилившихся в олигоцене. Опускания носили блоковый характер,
причем время, скорость и амплитуда опускания отдельных блоков были различными.
Наиболее ранние опускания произошли в западной приэкваториальной части ме-
гавпадипы, где в основании осадочной толши вскры ты среднсюрские отложения (скв
801). Суммарная амплитуда опускания местами достигает здесь 6 км.
Интересные результаты были получены Е.М. Рудичсм (1984) па основании изу-
чения геоморфологии центральной и восточной частей Тихого океана. Им выделено
два типа подводных гор.
К первому типу относятся небольшие подводные горы с относи тельными превы-
шениями 360-720 м и диаметром в основании не более 10 км. Эти горы Е.М. Рудич счи-
тает вершинами вулканов до позднепермского вулканического цикла, большая часть
Таблица 35. Число скважин, пробуренных в Тихом океане и остановленных в осадках
различного возраста, и фациальная принадлежность этих осадклв (Рудич, 2004)
Возраст древнейших вскрытых отложений Число скважин
Общее в т. ч. достигших осадков
мелководных глубоководных
1. Для акватории, смрапичетшой «андезитовой линией»
Четвертичный и плиоценовый 55 22 33
Миоценовый 52 29 23
Олигоценовый 20 11 9
Эоценовый 32 21 11
Палеоценовый 4 4 -
Позднемсловой 21 17 4
Раннемеловой 26 22 4
Поздиеюрскин 4 4 -
Всего 214 130 84
II. То же без разрезов, расположенных в пределах зоны перехода от океанического рифта к континентальному, и внутренних склонов шубоковолных желобов
Четвертичный и плиоце- новый 42 10 32
Миоценовый 26 10 16
Олигоценовый 20 11 9
Эоценовый 32 21 II
Палеоценовый 4 4 -
1 квднемеловой 19 14 5
Раннемеловой 27 23 4
Позднсюрский 4 4 -
Всего 174 97 77
которых погребена под более молодыми вулканогенно-осадочными отложениями
(«второй слой»)- Эти горы приурочены в основном к глубоководным котловинам и
зонам трансформных разломов, но встречаются и на ВТП. Максимальные значения
опусканий (по Е.М. Рудичу, 4900 м) устанавливаются именно по этим горам.
Второй тип - крупные подводные горы и гайоты высотой 1800-3240 м и диаме-
тром в основании 20-50 км, приуроченные к островным системам, подводным хреб-
гам и поднятиям. В пределах глубоководных котловин они встречаются реже. Эти
горы образовались позднее - от поздней юры до неогена включительно. Вершины
гор и гайотов второго типа образуют единую поверхность, конформную современной
поверхности дна океана. Их опускание происходило не обособленно, а в результате
общего погружения океанического дна, которое в мелу и палеогене имело глубину
2500-3500 м, т.с. было на 150-1500 м мельче, чем сейчас.
Обращает на себя внимание строгая упорядоченность линейных морфострук-
тур, образующих системы, общие для всей Тихоокеанской мегавпадины. Наиболее
отчетливо выражены системы север-ссверо-запддного, восток-северо-восточного,
субмеридиопального и субширотного простираний. По-видимому, они являются по-
верхностным выражением сети глубинных разломов древнего заложения, движения
по которым периодически возобновлялись.
Суммируя изложенные выше данные, можно сделать вывод о том. что мегавпа-
дина Тихою океана, несмотря на многообразие морфострукгур, представляет собой
единую глобальную геоморфоструктуру - талассократон, и понимании Р. Фебриджа,
который ввел этот термин. Эта жесткая структура была окончательно сформирова-
на в триасе (?)-юре, а затем в мелу и кайнозое подверглась значительной тектоно-
магма 1ичсской переработке, проявившейся в образовании системы разломов и нало-
женных структур — вулканических поясов, возвышенностей и отдельных гор, а также
в образовании отдельных впадин и желобов.
Часть II
ВНУТРЕННЯЯ ЗОНА
ТИХООКЕАНСКОГО
ПОДВИЖНОГО ПОЯСА
Тихоокеанская мегавпадина, характеристика которой дана в первой части моно-
графии. окружена кольцом специфических тектонических структур, образующих
Тихоокеанский подвижный пояс (ТПП). Обычно с материковом стороны ею ограни-
чивают краевыми вулканическими поясами, а с океанической -- глубоководными же-
лобами или подножием материковых склонов. Внутренняя его зола (Тихоокеанское
«огненное кольцо») является самой тектонически активной современной областью
Земли. Здесь сосредоточено большинство действующих вулканов и очагов землетря-
сений. Пояс прерывается только на юге, в Антарктическом секторе, где активные тек-
тонические структуры отсутствуют.
ТПП является зоной перехода между Тихоокеанской мегавпадиной и окружаю-
щими ее материками. В зависимости от набора и характера структур этой зоны вы-
деляется семь основных типов Тихоокеанской окраины (табл. 36).
Таблица 36. Тины Тихооксанских окраин
Сектор Звено Реглон Структуры юны перехода
Восточно- Азиатский От Аляски до о-ва Хонсю Глубоководный желоб островная дуга- окраинное море кот инет
Южно- Азиатский (Фи- липпинский) Австрало- Меланезийский Меланезийское От о-ва Хонсю до о-ва Ян От о-ва Ли до остро- вов Самоа Внешняя система дуга желоб - окраинное морс внутренняя система дуга желоб внутренние моря-континент Котловина или подводное плато асейсмичный желоб окраинное морс--морфоструктуры I4i 1до- А ветра JinncKoii зоны перехода
Тонга- Кермадекское От островов Самоа до Повой Зеландии Глубоководный желоб - островная дуга морфоструктуры Индо- Австралийской зоны перехода
Новозеландское Новозеландское плато Подводное плато горст Но- возеландских островов- морфоструктуры Индо- Австралийской зоны перехода
Маккуори От Новой Зеландии до Южно-Тихооксипского поднятия Котловина -система подводных хребтов и желобов- котловина Тасманова моря
Антарктический Тихоокеанское побе- режье Антарктиды Котловина континент
Окончание табл 36
Сектор Звено Регион Структуры доны перехода
Южно- Американский Побережье Южной Америки
Патагонское Котловина-орогеиный пояс (континент)
Псру-Чилийское Глубоководный жслоб-орогепный пояс (Анды)
Центрально- Американский Центральная Америка Глубоководный желоб-орогенный пояс-внутреннис моря Тихоокеанско-Атлантической зоны перехода
Северо- Амсриканский Побережье Северной Америки Котловииа-орогеиный пояс (Кордильеры)
Описанию ТПП и его отдельных звеньев посвящено огромное количество работ.
Мы рассмотрим основные закономерности строения его внутренней зоны, что необ-
ходимо для выяснения геологической природы границ Тихоокеанской мегавпадины.
Раздел I
ЗАПАДНАЯ ЧАСТЬ ТИХООКЕАНСКОГО ПОЯСА
Западная часть Тихоокеанской зоны перехода отличается от восточной главным
образом наличием окраинных морей. Здесь выделяются три сектора, имеющих различ-
ное строение: Восточно-Азиатский, Южно-Азиатский и Австрало-Меланезийский.
Последний сочетает в себе морфоструктуры двух зон перехода - Тихоокеанской и
Индо-Австралийской, которые здесь пространственно совмещены.
ГЛАВА 1. ВОСТОЧНО-АЗИАТСКИЙ СЕКТОР
Восточпо-Азиатскийсекторзопыпереходавключаеттризвена Беринговоморское,
Охотское и Японское, сходных между собой. Каждое из них состоит из глубоковод-
ного желоба, островной дуги и окраинного моря, имеющих в своем строении много
общего.
При описании этих морфоструктур возникают трудности с определением их гра-
ниц, поскольку склоны островных дуг служат одновременно и склонами глубоковод-
ных желобов и впадин окраинных морей
БЕРИНГОВОМОРСКОЕ ЗВЕНО
Этот регион является северо-восточным звеном цепи окраинных морей
Тихоокеанской зоны перехода и включает Беринговоморскую котловину, ее конти-
нентальное обрамление и Алеутскую систему дуга-желоб (рис. 61). В его пределах
происходит сочленение структур северо-востока Азии и северо-запада Америки, про-
должающихся на Беринговоморском шельфе. В то же время рассматриваемый регион
служит связующим звеном между Тихим и Северным Ледовитым океанами, глубоко-
водные котловины которых разделены описанными ниже структурами зоны перехода.
Наиболее полное описание геологии региона дано в коллективной монографии под
редакцией Б.Х. Егиазарова и О.П. Дундо (Геология Берингова моря..1985) и в книге
В.М. Голубева (1994).
Рис. 61. Морфотектоническая схема Беринговоморского звена: 1 докембрийские срединные
массивы: Ч Чукотский, ОМ - Смоленский, 2 Центрально-Аляскинская зона (докембрийский
массив, переработанный процессами палеозойской, мезозойской и кайнозойской активизации); 3
Всрхояно-Чукотская геосинклинально-складчатая система (мезозоиды); 4 Корякско-Камчатская
геосинклинально-складчатая система (кайнозопды); 5 Южнс-Аляскп некая гсоеннклинально-
складчатая система (кайнозопды); 6 Охотско-Чукотский позднсмсзозойскнй вулканогенный пояс,
7 наложение кайнозойской впадины на шельфе; 8 глубоководные впадины Беринговоморском
котловины; 9 подводные хребты; 10 Алеутская система луга- желоб; 11 Тихоокеанская котлови-
на (талассократон); 12 - основные разломы; 13 - ось глубоководного желоба; 14 контуры впадин.
Примечание: а - распространение структур на суше, б - предполагаемое распространение па
шельфе
С запада звено ограничено Корякско-Камчатской горной системой, хребты ко-
торой простираются в основном параллельно береговой линии. Их высота в среднем
составляет около 1000 м над уровнем моря, и лишь некоторые вершины превышают
отметку 2000 м
Севернее мыса Наварив простирается область Анадырского залива, который с
севера ограничен Чукотским п-овом, также покрытым невысокими горами. Самая
восточная окраина полуострова образует запад! няй борт Берингова пролива, тогда как
восточный его борт образован п-овом Сьюард, который по морфологии весьма сходен
с Чукотским.
К югу от п-ова Сыоард лежат низменные болотистые долины рек Юкон и
Кускоквим, за которыми расположены горы Кускоквим, ограничивающие с севера
Брис польский залив. С юга это т залив обрамляется хребтами узкой и протяженной
Аляскинской горной системы, которая включает много активных вулканов.
КОНТИНЕНТАЛЬНОЕ ОБРАМЛЕНИЕ
Континентальное обрамление Бсринговоморской котловины образуют струк-
туры Камчатки, Корякского нагорья, Чукотки и Аляски. Среди них выделяют-
ся Чукотский докембрийский срединный массив, Центрально-Аляскинская зона,
Корякско-Камчатская и Южно-Аляскинская позднемезозойско-кайпозойские геосин-
клиналыю-складчатые системы и северо-восточная часть Охотско-Чукотского
окраинно-континентального вулканогенного пояса (рис. 61).
Чукотский срединный массив располагается в восточной части п-ова Чукотка
и на н-ове Сыоард (Аляска). На юго-западе он по разлому граничит с Охотско-
Чукотским вулканогенным поясом, па востоке - с Центрально-Аляскинской зоной.
Кристаллический фундамент массива представлен двумя комплексами —
архейско-пижнепротерозойским и верхнепротерозойским
Нижняя часть разреза архейско-нижнепротерозойского комплекса (более 2500
м) представлена мигматизированиыми биотитовыми и биотиг-роговообманковыми
гнейсами, плагиогнейсами и транитогнейсами с пачками амфиболитов. Породы
сложно дислоцированы и метаморфизованы в условиях альмандин-амфиболовой
фации. Выше располагается толща гранат-биотитовых, биозитовых, клинопироксен-
роговообманковых плагиогпейсов и гнейсов с пластами мраморов (до 100 м), амфи-
болитов и меланократовых кристаллических сланцев (около 3000 м).
Породы нижнего комплекса на Чукотском полуострове образуют крупную купо-
ловидную структуру, осложненную па периферии крутыми изоклинальными складка-
ми (Гнибцденко, 1979).
Верхний протерозой Восточной Чукотки представлен известняками, слюдисто-
известковистыми и слюдисто-кварцевыми сланцами с линзами кварцитов и известко-
вистых брекчий (до 1000 м).
На п-ове Сыоард отложения этого возраста делятся на две толщи. Нижняя толща
(Ном) не имеет аналогов на Чукотке. Она состоит из метаморфизованных эффузивов,
туфов и туфопссчаников с линзами мраморов и глаукофаповых сланцев (более 700 м).
Верхняя толща (Йорк) состоит внизу из графит-кварцевых сланцев, в средней части
разреза - из тонкослоистых хлорит-кварцевых, мусковит-кварцевых и известковых
сланцев с прослоями мраморов, вверху - из слюдистых сланцев с пластами метаалев-
ролитов и песчаников. Общая мощность толщи более 1000 м
Осадочный чехол образован сравнительно маломощными мелководными тер-
ригенными и карбонатными отложениями ордовика-силура и девона-карбона, за-
легающими в опущенных тектонических блоках.
Центрально-Ал пекинская зона располагается между п-овом Сьюард и струк-
турами восточного побережья п-ова Аляска, прослеживаясь на Беринговоморском
шельфе. Она представляет собой докембрийский кристаллический массив, перера-
ботанный процессами многостадийной палеозойской, мезозойской и кайнозойской
активизации. Массив проявлен в геомагнитном и гравитационном полях менее ре-
льефными и более изометричными аномалиями по сравнению с облекающими его
геосинклинальио-складчатыми системами (Голубев, 1994).
Породы фундамента обнажаются в хребте Брукса и на восточном побережье за-
лива Кускоквим. Они представлены гнейсами и кристаллическими сланцами с про-
слоями амфиболитов и мраморов, сходными с породами нижнего (архей-нижний про-
терозой) и верхнего (верхний протерозой) комплексов Чукотского массива. Мощность
их превышает 2000 м.
Вулканогенно-осадочный чехол представлен мощными толщами палеозоя и
мезозоя, подразделяющимися на дна структурно-вещественных комплекса. Нижний
комплекс включае! отложения ордовика- карбона, верхний - перми-мела. Они обра-
зуют гри пояса общего северо-восточного простирания
Нижний комплекс:
ордовик-силур - мелководные глинисто-кремнистые сланцы и карбонатные от-
ложения до 2600 м;
девон — терригенно-карбонатные отложения до 2700 м:
карбон - терригенно-карбонатные, терри ген но-крем и истые и терригенно-вулка-
иогеино-кремнистые отложения до 3000 м.
Верхний комплекс:
пермь — мелководные терригенные, вулканогенно-кремнистые и терригенно-вул-
капогенно-карбонатные огложения до 3000 м;
триас (преимущественно верхний) - мелководно-морские и континентальные
терригенно-кремнистые, терригенно-карбонатные, вулканогенные и красноцветные
терригенные огложения до 3000 м;
юра - вулкан о гешго-герри генные огложения с прослоями известняков
до 10 500м;
верхняя юра-нижний мел -терригенные, терригенно-вулканогенные и терриген-
но-вулканогснпо-крсмпистыс отложения до 5000 м;
мел - мелководно-морские и континентальные терригенные, терригенно-вулка-
ногенные и терригенно-карбонатные отложения до 12 000м.
Кайнозойские образования в пределах рассматриваемой зоны представлены в
основном континентальными терригенными и вулканогенными отложениями, вы-
полняющими наложенные впадины. Мощность этих отложений от 1-1,5 до 3 -5 км
Чукотская гсос1шкл11палы1О-складча гая система является северо-восточным
звеном крупной Верхояно-Чукотской мезозойской геосинклиналию-складчатой си-
стемы, занимающей большую часть северо-востока Азии. Опа сложена главным об-
разом терригенными комплексами, сформировавшимися в период от карбона до торы
включительно на докембрийском кристаллическом основании. Характер разреза (от-
сутствие офиолитов и сокращенная мощность) указывает на его миогсосинклиналь-
пый тип. Общее простирание структур Чукотской системы - северо-западное, дис-
кордаитнос по отношению к более молодым структурам.
В поздней юре рассматриваемая область вступила в стадию эпигеосииклииаль-
ного орогенеза, в которой выделяются два этана: нозднсюрский-нсокомовый и апт-
альбский.
На первом этапе, наряду с растущими поднятиями, сохранялись мелководно-
морские бассейны и формировались рифтовые системы с апдезитобазальтовым вул-
папизмом. К концу неокома вся область была охвачена гранитоидным магматизмом
(Белый, 1994).
Второй этап является кульминационным в гранитообразовании с преобладанием
калиевых гранитов.
Проявления вулканизма были незначительными. Только па юге области в это
время образовалась мощная толща риолитовых игпимбритов, туфов и лав калиевого
типа нормальной щелочности. В альбе в результате инверсии в пределах Чукотской
системы установились пан гео кратонные условия.
Корякско-Камчатская геосинклиналыю-складчатая система. В преде-
лах рассматриваемого региона располагается северо-восточная (Корякская) часть
этой системы, которая протягивается вдоль северо-западного побережья Берингова
моря. Перед Анадырским заливом она разделяется на две ветви (Пекульнейскую и
Наваринскую), огибающие этот залив. Наварипская ветвь затухает на шельфе при-
мерно па широте о-ва Св. Матвея (Голубев, 1994). Пекульнейская горцово сочленяет-
ся с Восточно-Чуко тской зоной Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП). В
строении системы принимаю! участие следующие комплексы пород.
1. Реликты древнего (докембрийского) кристаллического фундамента, пред-
ставленные гнейсами и кристаллическими сланцами, аналогичными слагающим
Чукотский массив. Небольшие выходы этих порол в поднятых тектонических блоках
имеются на побережье Анадырского залива.
2. Палеозойско-раннемезозойские отложения предыдущих циклов (каледонского
и гсрципского), обнажающиеся в приоссвых частях крупных антиклинориев. Среди
них выделяются:
позднепалеозойская вулканогенно-кремнистая формация до 3500 м;
нижне-среднетриасовая терригенная формация (песчаники, алевролиты, аргил-
литы) до 1500 м;
верхнстриасовая-среднеюрская терригенная формация до 2500 м
К позднепалеозойской вулканогенно-кремнистой формации приурочены ин-
трузии гипербазитов и габброидов
3. Позднеюрские-меловые (кимеридж-готерив) отложения рапнегеосинклиналь-
ной стадии, обнажающиеся в ядрах антиклинориев:
кремнисто-вулканогенная формация (базальты, их туфы, яшмы, кремнистые
сланцы) до 4500 м,
вулканогсшю-карбопатпо-терригенпая формация (туфы, органогенно-обломоч-
ные известняки, песчаники, алевролиты, аргиллиты) до 4000 м.
С этими отложениями ассоциируют интрузии раннемеловых габброидов и ги-
пербазитов, а также офиолиты.
4. Меловые (баррем-турон) отложения позднегеосинклинальной стадии, сла-
гающие крылья антиклинориев, - туфогенно-осадочная и флишевая формации (пес-
чаники, алевролиты, гравелиты, кремнистые породы, туфы, туффиты)
от 1000 до 5000 м.
5. Верхпемеловые (сенонскис) и палеоцен-эоценовые отложения рапнеороген-
ной стадии (пижиемолассовая формация), обнажающиеся в синклинориях (туфы, ту-
фогенные песчаники, гравелиты и аргиллиты с пластами и пачками бурых углей)
500-4500 м
6. Эоцен-миоценовые отложения позднеорогенной стадии (верхпемолассовая
формация), выполняющие унаследованные прогибы и наложенные впадины Среди
них выделяются
эоцен -олигоценовая песчано-глинистая толща 1500-5000 м;
неогеновая грубообломочная континентальная толща до 3000 м
7. Позднемиоценовые и плиоцен-четвертичные отложения посторогенной ста-
дии, несогласно перекрывающие краевые зоны геосииклинально-складчатой системы
(тинистые и диатомовые осадки) до 1500 м.
Для рассматриваемой системы характерно широкое развитие крупных надвигов,
обусловивших в ряде мест чешуйчатое строение. В основании надвинутых пластин
обычно залегают офиолитовые комплексы.
Южно-Аляскинская геосипклинально-складчатая система располагается на
полуостровах Аляска и Кенай и на островах Кадьяк и Шумагина. По геологическому
строению она сходна с Камчатско-Корякской. Здесь также выделяются образования
двух геосинклиналыилх циклов — незавершенного палеозойско-раннсмезозойскоге и
полного позднемезозойско-кайнозойского (Мур, 1979). В пределах рассматриваемой
системы выделяется две зоны - береговая зона залива Аляска и центральная часть
южной Аляски (рис. 62).
Рис. 62. Тектонические зоны Аляски (Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса, 1977)
1 - Канадские Кордильеры; 2 - Береговая зона зад. Аляска; 3 цеп тральная часть южной Аляски;
4 восточная метаморфическая зона центральной Аляски; 5 - зона Кускоквим. Депрессии заштри-
хованы
В берегевой зоне залива Аляска (зона 2) развиты в основном кайнозойские морс-
кие осадочные, реже вулканогенные отложения большой мощности (до 15 000 м). В
северной части зоны местами обнажаются породы подстилающей их верхнеюрско(?)-
меловой толщи, сложенной алевролитами и песчаниками с небольшим количеством
конгломератов основного состава. Средняя мощность этой голщи 3000 м, а макси-
мальная предположительно 30 000 м.
Кайнозойский разрез начинается толщей эоценовых алевролитов, песчани-
ков, измененных базальгов и брекчий, прорванных малоглубинпыми гранитными
интрузиями. Мощность этой толщи от 3000 до 10 000 (?) м. Выше залегают эоцеп-
олигоцсновыс аркозовые песчаники и алевролиты с прослоями углей (3000 м),
опигоцен-нижнемиоценовыс алевролиты, песчаники и вулканиты среднего состава с
прослоями конгломератов (1000 -5000 м). Породы смяты в складки, опрокинутые на
юг, и разбиты взбросами с перемещением в том же направлении.
Юго-вос точным продолжением Береговой зоны служит западная часть Канадских
Кордильер (зона 1), в которой развиты геосинклинальные и орогенные комплексы
почти всего фанерозоя (с ордовика). По-видимому, эти комплексы присутствуют и в
фундаменте Береговой зоны залива Аляска.
Центральная часть южной Аляски (зона 3) включает п-ов Аляска, Аляскинский
хребет, юры Талкитна и Врангеля. Фундаментом здесь служат девонские аргиллиты,
мраморы, кварциты и зеленокамсппые породы (100-500 м), прорванные дайками
основного состава. Выше залегает мощная мезозойская толща, сложенная в нижней
части (триас-нижняя юра) зеленокамениыми породами, известняками, алевролитами,
сланцами и кремнистыми породами (2500-5000 м).
Ес перекрывают нижнеюрскнс вулканогенные образования основного состава,
чередующиеся с песчаниками, алевролитами и брекчиями.
Отложения средней юры-верхисго мела представлены граувакками, песча-
никами, конгломератами, алеврол изами, известняками и аргиллитами (2300- 6100 м),
а палеоцена-плиоцена - конгломератами, песчаниками, граувакками, сланцами, алев-
ролитами и вулканитами среднего состава (2700—10 000 м).
В четвертичное время сформировалась вулканогенная толща кислого и среднего
сосзава мощностью от 200 до 2400 м.
Охотско-Чукотский вулканогенный пояс (ОЧВП) в пределах рассматривае-
мого решена располагается Восточно-Чукотская фланговая зона этого пояса, которая
почти под прямым углом примыкает к его центральной части — Тайско-Чаунской ар-
коклинали. Она занимает большую часть Чукотского полуострова, продолжаясь на
шельфе Берингова моря до о-ва Св. Лаврен тия Далее на Аляске ОЧВП не прослежи-
вается (Белый, 1994)
Вулканогенный пояс наложен на докембрийские структуры Чукотского массива,
отделяя его от Корякско-Камчатской гсосинклиналыю-складчатой системы. Пояс об-
разован полого залегающими покровами эффузивов и их туфов, сформировавшихся в
континентальных условиях, а также покрывающими их гранитоидпыми интрузиями.
Время формирования пояса различными исследователями оценивается по-
рази ому.
Е.Л. Лебедев (1987) выделяет в ею составе три комплекса: андезитовый
берриас-валанжин; контрастный, преимущественно кислого состава - альб-сенон;
платобазальтовый - палеоцен-эоцен
В более поздней работе В.Ф. Белого (1994) начало развития ОЧВП датируется
альбом, а конец — сантоном включительно. Спорадически развитые в пределах пояса
дайки, штоки и отдельные покровы кайнозойских базальтоидов, по его мнению, об-
ладают особыми петрографическими и петрохимическими признаками и по отноше-
нию к вулканитам ОЧВП являются новообразованиями. Разрез завершается глинозе-
мистыми платобазалы ами. Максимальная мощность вулканитов 3000-4000 м.
Магматические породы ОЧВП образуют различные вулканические, вулкано-
тектонические и плутонические структуры: кальдеры и прикальдерные депрессии
(10—120 км), кольцевые интрузивно-эффузивные комплексы (50-60 км), грабен-син-
клинали, брахиформиые складки и др.
Формирование ОЧВП произошло в краевой зоне поднимающегося Верхояно-
Чукотского орогенного массива на границе его с опускающейся Корякско-Камчатской
геосинклиналью и явилось самостоятельным процессом, не связанным ни с какими
другими геодииамическими процессами.
БЕРИИ ГОВОМОРСКАЯ КОТЛОВИНА
Берингово морс - одно из крупнейших морей Мирового океана. Его площадь со-
ставляет 2304 км2. В структурном плане Бсрипговоморская котловина занимает изгиб
узлового сочленения Западно-Тихоокеанской активной континентальной окраины и
относительно пассивной Восточно-Тихоокеанской. С северо-запада акватория огра-
ничена Евразийскими континентальными структурами Чукотки, Корякского нагорья
и Камчатки, с северо-востока - Аляской Северо-Американского континента. Граница
континентов проходит по Берингову проливу. От Тихого океана Берингово море от-
делено Алеутской системой дуга-желоб.
Основные элементы морфострукгурмого плана дна Берингова моря и его на-
земного обрамления были заложены в позднем мелу-палеогене при активной роли
вулканизма. На неотектоническом этапе в плиоцене-плейстоцене преобладали верти-
кальные блоковые движения, произошло углубление впадин и регион принял совре-
менный морфоструктурный облик.
Морф о структурные элементы морского дна - шельф, глубоководные впадины,
подводные возвышенности, островная дуга и глубоководный желоб (см. рис. 61).
Континентальный шельф сформирован на продолжении структур прибрежной
суши и представляет собой абразионную равнину. Он занимает около 40 % площа-
ди моря, его верхней границей служит береговая линия, нижняя граница ограничена
бровкой континентального склона на глубине 120-165 м. По морфоструктурным осо-
бенностям шельф делится па западную и северо-восточную части.
Шельф западной части окаймляет Северную Камчатку и Корякское нагорье узкой
(20-85 км) полосой, расширяясь до 120 км в районе Карагипского залива.
Шельф северо-восточном части широкой полосой простирается от Чукотского
полуострова и Анадырского залива до Аляски. Его ширина достигает 500- 600 км,
местами до 780 км.
Обширные пространства шельфа представляют собой эрозионную поверхност ь
со средними глубинами 80-120 м, внешний край шельфа погружается до глубин 160—
180 м. На поверхности шельфа выделены три батиметрических уровня с отчетливы-
ми перегибами на глубинах 45-55, 60-70 и 100-120 м. Поверхности характеризуются
уклонами от 1-3 до 10-15° в центральной части и до 1° в зоне внешнего шельфа,
кромка которого нередко рассечена подводными руслами речных долин с блоковыми
поднятиями и опусканиями. Шельф покрыт осадочным чехлом с выходами на по-
верхность дна и дневную поверхность выступов фундамента, слагающих острова Св.
Лаврентия, Нунивак, Прибылова, Диомида.
Континентальный склон представлен уступом материковой ступени. В вер-
хней части он ограничен бровкой шельфа, в нижней - подножием материкового скло-
на, которое в виде шлейфа волнистых наклонных равнин с пологим перегибом на ту-
бине 3500-3800 м сочленяется с днищем глубоководных котловин. Континентальный
склон расчленен поперечными подводными долинами с глубокими врезами до
2600 м (долина Жемчуга) и шириной до 45 км (долина Прибыловская). Южная часть
Западно-Беринговоморского склона выражена узким (12-20 км) и крутым (8-12°)
уступом, расчлененным узкими каньонами; континентальное подножие не выражено.
Северная часть Западно-Беринговоморского склона имеет ширину I2O 180 км и бо-
лее и относительно пологую (2-3°) поверхность. Восточно-Берипговоморская часть
(Наваринско-Алеутская) склона имеет ширину 20-180 км, крутизну от 2 до 8-10° и
более. Его поверхность изрезана глубокими каньонами. Па глубинах 200-450, 500-
800,1100-1250,1400-1600,1850-2100 и 2250-2500 м па склоне имеются ступени ши-
риной от 3-5 до 10-15 км с уклоном 1-2°.
Представление о геологическом строении шельфа и континентального склона
основано на данных по геологии островов, прибрежных участков континентов, дра-
гирований и геофизических измерений. Шельф делится на эпиплатформенную и эпи-
гсосинклипальную области.
Эпиплатформснная область занимает большую часть шельфа. Она тянется от
Анадырского залива до Бристольского, располагаясь па продолжении докембрийских,
палеозойских и мезозойских структур Северо-Востока Азии и центральной Аляски.
Эпигеосинклинальная область включает весь Западно-Беринговоморский
шельф и внешнюю зону Восточно-Берииговоморского. Опа как бы продолжает
поздпемезозойско-кайпозойские геосинклиналь) ю-складчагыс системы Корякского
нагорья и южной Аляски (Голубев, 1994).
Непосредственные данные о геологии шельфа даст изучение геологического
строения островов.
Остров Св. Матвея сложен в основном полого залегающими потоками ан-
дезитов и базальтов, чередующихся с туфами и конгломератами. Калий-аргоновый
возраст вулканитов около 79 млн лет, а прорывающих их гранодиоритов 61 млн лет.
В прослоях пепловых туфов содержатся остатки листьев, древесины и пыльцы рас-
тений, возраст которых не противоречит радиометрическим данным. В южной ча-
сти острова в небольшом тектоническом блоке обнажаются граувакки и аргиллиты,
сходные с породами дистальных турбидитовых фаций, которые условно относятся к
меловым. Некоторые ученые считают ост ров частью крупной кальдеры. Состав и воз-
раст вулканических пород, слагающих о-в Св. Матвея, сходны с породами Охотско-
Чукотского вулканического пояса.
Остров Св. Лаврентия сложен преимущественно палеозойскими и триасо-
выми терригенными отложениями, сходными с таковыми, развитыми в Центрально-
Аляскинской зоне. Они перекрыты меловыми вулканитами и прорваны гранитоидны-
ми интрузиями, аналогичными развитым в ОЧВП.
Остров Нунивак, расположенный прочив дельты Юкона-Кускоквим, за ис-
ключением небольшого выхода осадочных пород, предположительно мелового воз-
раста, сложен молодыми вулканитами от миоцена до голоцена. Самые древние вулка-
нические породы (6,1 млн лет) представлены щелочными базальтами. Второй эпизод
вулканизма (4,8-5,0 млн лет) охарактеризовался извержением толеитовых и щелочных
базальтов, а в последующие 1,5-1,7 и 0,9-0,3 млн лет изливались преимущественно
толеитовые базальты. В историческое время вновь стали преобладать излияния ще-
лочных базальтов.
Острова Прибылова (Св. Павла и Св. Георгия) расположены в юго-восточной
части шельфа, вблизи его бровки. Остров Св. Павла сложен плейстоценовыми ба-
зальтами, образующими хорошо сохранившийся вулканический конус. На о-ве Св.
Георгия наряду с плейстоценовыми базальтами (2,2-1,6 млн лет) имеется массив сер-
пентипизированпых перидотитов, прорванный интрузией гранитов с абсолютным
возрастом около 52 млн лет.
Результаты драгирований дают дополнительную информацию о геологическом
строении шельфа. Они проводились в основном на континентальном склоне вблизи
бровки шельфа, а также на подводных склонах островов.
Самые древние породы (юра) были подняты с хребта Прибылова и бровки шель-
фа к западу от островов Прибылова. Они представлены вулканогенными отложе-
ниями, содержащими остатки кимериджских пелеципод (Marlow, Cooper, 1980).
В каньоне Прибылова с глубины около 1 км были драгированы диатомовые ар-
гиллиты мелового возраста, типичные для неритовых и верхпебатиальных глубин
(Hopkins et al., 1969). Это свидетельствует об опускании бровки шельфа в послемело-
ьое время на сотни метров (до 1 км).
К юго-западу от впадины Наварив и к западу or о-ва Св. Матвея были драги-
рованы верхиемеловые (кампан, Маастрих т) микритовые и глинистые известняки, пес-
чанистые алевролиты и вулкапомиктовые песчаники, сходные с песчаниками, вскры-
!ыми скважиной COST во впадине Наварив. В этом же районе были драгированы и
эоценовые отложения (Marlow et al., 1981).
Болес молодые (миоценп плиоценовые) осадочные отложения были драгиро-
ваны во многих местах.
Состав и строение осадочного чехла на шельфе изучены с помощью геофи-
зических методов и бурением скважин в связи с поисковыми работами на нефть и
газ Здесь выполнен большой объем (несколько тысяч километров) сейсмического
профилирования, магнитных и гравиметрических измерений, выявивших несколько
больших и глубоких впадин, расположенных главным образом вдоль внешнего края
шельфа, реже - в его нриконтинсшальной части (рис. 63).
В самой крупной впадине Наварил фундамен т залегае т па глубине до 15 км, а раз-
меры ее составляют 400 х 100 км (Marlowctal., 1976;Turneretal, 1985). Акустический
фундамент, по данным бурения и драгирований, имеет преимущественно мезозойский
возраст (юра-мол). Осадочный чехол представлен горизонтально-слоистыми третич-
ными и четвертичными отложениями, низы которых датируются эоценом, а большая
часть разреза приходится на олигоцен-миоцен. Борга впадин часто осложнены сбро-
сами, вблизи которых слои осадочных пород дислоцированы.
Впадина Нортон - самая крупная из прикоптнпентальпых впадин. Она нахо-
дится в одноименном заливе, протягиваясь от дельты р. Юкон па запад в сторону
Чукотки. Мощность осадочных отложений, выполняющих впадину, от 1,0-1,5 до 3 км,
в отдельных грабенах — до 5-6 км (Marlow et al., 1987). Фундамент впадины сложен
докембрийскими и палеозойскими породами Чукотского массива, обнажающимися
на п-ове Сыоард и о-ве Св. Лаврентия. Юконским горстом впадина разделена на две
части: западную — впадина Св. Лаврентия глубиной до 5 км и восточную - впадина
Сыоард глубиной до 6,5 км (Scholl el al, 1969).
На о-ве Св. Лаврентия и вблизи побережья п-ова Сыоард пробурены две нефте-
понсковые скважины, позволившие изучить здесь кайнозойские отложения:
эоцен-олигоцеп - авандельтовые и прибрежно-морские песчано-глинистые от-
ложения 2,5-3,0 км;
нижний миоцен - мелководные, частично угленосные песчано-глинистые отло-
жения 1,5 -2,0 км;
верхний миоцен плейстоцен - прибрежно-морские рыхлые и слабо уплотнен-
ные пески, алевриты и глины до 1,5 км.
Верхний комплекс (верхний миоцен-плейстоцен) несогласно перекрывает все
более древние отложения, включая фундамент
Впадины Св. Лаврентия, Св. Матвея и Хо.ч.ч представляют собой неглубокие
(до 1 км) прогибы, обрамляющие подия тис о-ва Св. Лаврентия. Они выполнены сло-
истыми осадочными отложениями, которые сопоставляются с верхним комплексом
впадины Нортон (верхний миоцен плейстоцен). Фундаментом этих впадин, как и
впадины Нортон, служат докембрийские и палеозойские породы, аналогичные тако-
вым на п-ове Сыоард, а также эффузивы ОЧВП (Marlow et al., 1976). Образование
впадин связывается с региональными разломами.
Анадырская впадина кон'шненталыю-шельфовая. Ее наземная часть распо-
лагается в пределах Анадырской низменности и приурочена к тыловому прогибу
Корякско-Камчатской геосинклиналыю-складчатой системы. Мощность осадочных
осложнений здесь достигает 3-5 км. Шельфовая часть впадины находится под дном
Анадырского залива и выделяется под названием Анадырский грог.
Фундамент впадины гетерогенный. В ее наземных западном и юго-западном
бортах он представлен меловыми геосинклиналь! ними комплексами, часто надви-
нутыми на края впадины. В северо-восточном шельфовом борту фундаментом служа!
палеозойские и раннемезозонские отложения осадочного чехла Чукотского массива и
вулканогенные образования ОЧВП (Верба, Ермаков, 1976).
Кайнозойские осадочные отложения, выполняющие впадину, делятся на два
сейсмокомнлскса (рис. 64).
По данным бурения, па суше нижняя толща первого сейсмокомнлскса пред-
ставлена авандельтовыми и прибрежно-морскими отложениями эоцена олигоцена-,
аргиллитами, алевролитами и песчаниками (700 2700 м). Верхняя толща нижнего
сейсмокомплекса (600 -1700 м) сложена нижнем ноненовыми мелководно-морскими
и континентальными отложениями - песчаниками с прослоями конгломератов, api ил-
литов и углей.
Второй ссйсмокомгшекс (поздний миоцен - плейстоцен) залшает горизонтально
н состоит из слабо уплотненных песчаников, алевроли тов и глин с прослоями лиг пи-
тов (200-1200 м) Общность структуры осадочных отложений суши и шельфа дает
основание предполагать и идентичное! ь их состава. Мощность этих отложений в
Анадырском гроге превышает 8 км, глубина залегания сснемоакустичсского фунда-
мента не установлена (Marlow et al., 1981).
Хатырская впадина сходна с Анадырской. Ес наземная часть являс'1 ся тыловым
прогибом Корякско-Камчатской гсоснпклииалыю-складчагоп системы, который сло-
жен верхнемеловыми-эоценовыми терригенными отложениями нижпемолассовой
формации. С юго-запада и востока впадина ограничена сбросами, а с северо-запада
надвигом. Оз Алеутской глубоководной котловины Хазырская впадина отделена це-
почкой линейных поднятий на континентальном склоне. Впадина имеет блоковое
строение. Мощность осадочных отложений, выполняющих впадину, 1 -3 км, а в наи-
более опущенных узких грабенах до 5 -7 км.
Рис. 64. Сейсмогеологические профили через Анадырскую впадину по линиям I и 2 на рис, 63 (Marlow et al.. 1983): I - кривая гравитационного
поля; 2 - кривая магнитного поля; 3 - эоцен- нижний миоцен: песчаники, конгломераты, аргиллиты, уголь; 4 - верхний миоиен-плейстоцен: песчаники,
алевриты, глины
Здесь, как и в Анадырской впадине, выделяются два сейсмогеологических ком-
плекса. Нижний комплекс, мощностью до 4 км (эоцен-нижний миоцен), сложенный
авандельтовыми и прибрежно-морскими, преимущественно песчаными породами,
значительно деформирован и выклинивается к бортам впадины. Верхний комплекс
(верхний миоцен—плейстоцен) мощностью до 2,5 км, залегает практически горизон-
тально и представлен преимущественно глинистыми осадками.
Наваринская впадина самая крупная. Она разделена разломами на ряд более
мелких впадин, самые глубокие из которых достигают 12-15 км. В 1983 г. во впадине
была пробурена скв. COST-I глубиной 4874 м при глубине воды 128 м, которая вскры-
ла следующий разрез (снизу)-
верхний мел, кам пан (?) - морские глинистые сланцы 335 м;
верхний мел, Маастрихт - континентальные угленосные отложения, прорванные
миоценовыми диабазами и базальтовыми силлами 768 м;
кайнозой: эоцен-олигоцен - морские аргиллиты с прослоями известковых пес-
чаников;
нижний миоцен - преимущественно песчаники с прослоями аргиллитов и
алевролитов;
верхний миоцен, плиоцен и плейстоцен - диатомовые глины и слабосце-
ментированные песчаники (Turner et al., 1985).
Вскрытая мощность кайнозойского разреза 3770 м.
По данным сейсмопрофилирования, осадочные отложения Наваринской впа-
дины делятся на два сейсмостратиграф ических комплекса (рис. 65). Нижний ком-
плекс (эоцен—нижний миоцен) несогласно залегает на верхнемеловых отложениях,
умеренно дислоцирован, имеет мощность до 5-7 км в центральной части впадины и
выклинивается к ее бортам. Эоценовые отложения отражают морскую трансгрессию
и быстрое углубление впадины. В олигоцеие глубина впадины уменьшилась и отложе-
ния подверглись волновой эрозии. Верхний комплекс (верхний миоцен-плейстоцен)
несогласно перекрывает все подстилающие породы, включая фундамент. Он залегает
практически горизонтально, имеет мощность от 0.5 до 2.0 км и сложен преимуще-
ственно шельфовыми песками, которые образовались в результате размыва вулкано-
кластических пород и кварцево-слюдистых сланцев фундамента (Turner et al., 1985).
Впадина Св. Павла расположена между поднятиями островов Св. Матвея и
Прибылова. Она заполнена горизонтально залегающими отложениями, аналогичными
верхнему сейсмокомплексу Наваринской впадины, мощностью до 1,5 м. Длинная ось
впадины ориентирована параллельно бровке шельфа.
Такое же строение имеет и ряд мелких впадин, расположенных к югу от остро-
вов Прибылова.
Впадина Св. Георгия представляет собой узкий прогиб длиной 200 км и шири-
ной 50 км, также ориентированный параллельно бровке шельфа. С юга впадина oipa-
ничена хребтами Прибылова и Блек Хиллс. Мощность осадочных отложений в вос-
точной части впадины до 8 км, в западной - до 9 км (рис. 66). В южной части впади-
ны пробурены две скважины глубиной 4200 и 4500 м (Turner et al., 1983, 1985). Обе
они вскрыли разрез мелководных (неритических) и континентальных отложений от
эоцена до плейстоцена, несогласно перекрывающих осадочные отложения верхней
юры-нижнего мела, также представленные мелководными фациями, в том числе вул-
каногенными.
ш/w
В низах разреза осадочной толщи местами могуг присутствовать также верх-
немсловые (кампап) алевриты, аргиллиты и песчаники, аналогичные драгированным
в каньоне Прибылова.
Бристольская впадина находится в одноименном заливе, частично продолжаясь
на суше. Предполагается, что нижняя часть разреза осадочной голши в приоссвой
зоне впадины мощностью до 3-5 км имеет меловой возраст. Залегающие выше кайно-
зойские отложения имеют следующий разрез:
палеоцен -эоцен - аргиллиты, алевролиты и песчаники с редкими прослоями
конгломератов и углей 1000-1500 м;
олигоцен-миоцен - песчано-глинистые отложения с прослоями бентонитовых
глин и конгломератов 2000-3000 м;
верхний миоцен-плиоцен - некрепкие песчаники, алевриты и глины с прослоями
лигнитов до 1000 м.
Суммарная мощность кайнозойского разреза до 3000-5000 м (Marlow el al.,
1987).
Приведенные данные позволяют сделать следующие выводы.
1. Фундаментом Бсринговоморского шельфа служат Чукотский докембрийский
массив, Цепгралыю-Аляскинская зона, Камчатско-Корякская и Южно-Аляскинская
гсосипклипальпо-складчатыс системы и Охотско-Чукотский вулканогенный пояс. Вес
эти структуры четко прослеживаются на шельфе, подчеркивая неразрывную связь
между Чукоткой и Аляской.
2. Дугообразная цепочка впадин внешней части шельфа, по всей вероятности,
грассирует кайнозойский прогиб, окаймляющий жесткую структуру Цснгралыю-
Аляскинскую зону и Чукотский массив с наложенным на них Охотско-Чукотским
вулканогенным поясом. По-видимому, этот прогиб соединяет Наварипскую ветвь
Камчатско-Корякской геосинклинально-складчатой системы с Южно-Аляски некой
(Голубев, 1994).
3. Формирование впадин началось в эоцене в нрибрсжно-морских и конти-
нентальных условиях (нижний сейсмокомштекс), которые сохранялись до позднего
миоцена. Зат ем произошли общее опускание и отложение па шельфе осадков верхне-
го сейсмокомплскса, нлащеобразно перекрывших все более древние образования.
ГЛУБОКОВОДНАЯ ЧАСТЬ БЕРИНГОВА МОРЯ
Как уже отмечалось, глубоководная часть Берингова моря разделена подводными
хребтами Ширшова и Бауэрс на три впадины - Алеутскую, Командорскую и Бауэрс
------- ------ —-------------- —. ....—............. - ------- - -........
Рис. 65. Ссмсмогсотюгическнс профили через впадину Наварнп. Линин 3 и 4 па рис. 63: I
верхний разрез: турбидиты, аргиллиты, диатомовый ил (миоцен и моложе); 2 пелагические отло-
жения (?): мезозойские породы, перекрывающие фундамент; 3 океаническая кора (слой 2) (мезозой
(?): 4 нижний разрез терригенные (?) рапистрстнчные м/илн нозднемеловые отложения; 5 аку-
стически непрозрачная зона, складкообразование и поднятие (?). возможная зона раннстрсшчиых
поддвигов; 6 - песчаный аргиллит (олигоцеп миоцен); 7 - акустический фундамент, меловые из-
вестняки и песчаники, аллохтонные блоки (?) в раппстрпичпой мазриис; 8 главное несогласие
(волновые террасы); 9 - напластование па поднятие фундамента; 10 дивергенция в нижней части
заполнения впадин; 11 - верхняя часть заполнения впадин (кайнозой), как правило отражающая;
12 - слабоотражагощее заполнение нижней части впадины (рапистрс гнчиос (?); 13 - полная мощ-
ность заполнения впадин 7 с (12 км) (Marlow et al.. 1981)
Рис. 66. Сейсмогеологические профили через впадины Св, Георгия и Бристоль по линиям 6,7 и 8 на рис. 63 (Marlow, Cooper, 1980)
(см. рис. 61). Здесь также выполнен большой объем геолого-геофизических работ, по-
зволивший изучить разрезы земной коры всех морфострукгур (рис. 67). Разрез верх-
ней части осадочного чехла изучен бурением (рис. 68).
Алеутская глубоководная впадина - самая крупная. Она вытянута с северо-за-
пада на юго-восток па 2100 км при ширине 600- 700 км. Глубоководная ее часть, окон-
туренная изобатой 3500 м, имеет длину 1800 км и ширину 600 км. Днище впадины,
располагающееся па глубине 3700-3900 м, представляет собой абиссальную аккуму-
ля гивную равнину. Мощнос ть осадочных отложений 2 -4 км, а в прогибах у подножия
континентального склона - до 9 км (Геологическая история..., 1981).
Фундамент впадины по геофизическим характеристикам разделен па два слоя,
которые сопоставляются с «третьим и вторым океаническими слоями».
«Третий океанический слой» мощностью 3-5 км с граничной сейсмической
скоростью 6,1-7,4 км/с характеризуется крупными остаточными магнитными ано-
малиями северо-восточного простирания интенсивностью более 100 гамм, совме-
щенными с аномалиями теплового потока, что объясняется подъемом мантийного
диапира (Cooper ci al., 1977). Сходство этих аномалий с магнитными аномалиями
Центральной Аляски указываег па продолжение в Алеутскую впадину глубоко пе-
реработанных докембрийских и палеозойско-раппемсзозойских структур. Линей-
ные аномалии теплового потока находятся па продолжении крупнейших разломов
йентральной Аляски - Колтаг и Денали (Голубев, 1994) Ближе всего к поверхно-
сти дна докембрийские и палеозойско-раппемсзозойские образования находятся на
подводном хребте Бартлст и на поднятиях Саупдср, вблизи средней части Восточпо-
Бсрипговоморского континентального склона. Подтверждением присутспшя докем-
брийских метаморфических пород в фундаменте Алеутской глубоководной котло-
вины служат находки валунов амфиболитов, гнейсов и кристаллических сланцев па
беринговоморской стороне о-ваТапага Алеутской островной дуги, а также интерпре-
18ция структуры аномального магнитного поля и расчеты глубины залегания верхних
п нижних кромок мапгитоактивных тел для западной части Берингова моря (Андреев
и др., 1976; Ржевский. Шимарев, 1978).
«Второй океанический слой» Алеутской впадины с граничной сейсмической
скоростью 5,0- 5.9 км/с имеет мощность от 1,5 до 2,5 км. На его поверхности имеются
гребневидные поднятия высотой 0,5-1 км, к которым приурочены интенсивные (до
350 гамм) протяженные (до 600 км) линейные аномалии шириной 25 100 км, которые
интерпретируются по-разному. Одни исследователи сопоставляют их с аномалиями
М1-М13 6117—132 млн лет) мезозойской палсомагпипюй шкалы Ларсона (Cooper et
al., 1976), другие с аномалиями К6-К29 (25-70 млн лег) кайнозойской шшеомап гит-
ной шкалы Хейплера (Дементьев, 1978). Неоднозначность грактовки возраста линей-
ных аномалий, а главное, противоречивые объяснения их породы нс позволяют, па
наш взгляд, использовать их для определения возраста «второго океанического слоя»
Алеутской впадины. Болес правомерно сопоставление его с вулканогенными образо-
ваниями очвп.
Осадочный чехол Алеутской глубоководной котловины делится на два сейсмо-
геологических комплекса: нижний - сейсмически прозрачный и верхний - отчетливо
слоистый, каждый из которых состоит из двух толщ.
Нижняя толща нижнего комплекса залегает на блоковой поверхности фунда-
мента, нивелируя его неровности. Мощность се в прогибах достигает 3,5-4,0 км,
пластовая скороеть 3,8-4,8 км/с. Но своим характеристикам опа сопоставляется с
Рис. 67. Рельеф фундамента Берииговоморской котловины (The Ocean Basins..., 1988): I - береговая линия; 2 - впадины; 3 поднятия: 4 - изобаты.
м; 5 изопахиты кровли фундамента, км; 6 - линии сейсмоакустических профилей на рис. 69
Рис. 68. Разрезы скважин DSDP: 1.2- диатомовые илы, 3 -
9 - пепловые горизонты. 10 - продукты ледового разноса
♦ dS Бауэрс
I**»* Is 6 ]S = 7 h VJ я *h I » '10
глины; 4 - алевриты и пески; 5 - конгломераты; 6 -- мел; 7 -- аргиллиты. 8 - базальты;
эоцен-олигоцсновой песчано-глинистой толщей Хагырской впадины. Верхняя толща
нижнего комплекса мощностью 1,5-2,0 км с пластовой скоростью 3,3—3,6 км/с сходна
с ранне миоцен оной существенно песчаниковой толщей этой впадины.
Нижняя толша верхнего комплекса мощностью 1,0-1,5 км с пластовой скоро-
стью 2,3-3,2 км/с представлена среднемиоценовыми аргиллитами и алевритисты-
ми глинами. Разрез верхней толщи верхнего комплекса изучен по данным скв. 190,
пробуренной в юго-западной части впадины, у подножия восточного склона хреб-
та Ширшова, па глубине 3875 м. В основании разреза (627-421 м) вскрыты верхне-
миоценовые витрофировыс туфы, псплы, диатомовые илы и api иллиты, перекрытые
плиоценовыми биогенными илами, глинами и алевритами, песками и вулканическим
пеплом (160-0 м).
Формирование Алеутской впадины началось в эоцене с постепенного погру-
жения дна и компенсационного осадконакопления в относительно мелком море, при-
чем этот процесс, продолжавшийся до среднего миопсна, был общим для всех берин-
говоморских впадин, включая шельфовые и наземные, которые в то время представ-
ляли единую область осадконакопления. За это время глубина погружения составила
1,5—2.0 км. В позднем миоцене произошло быстрое погружение впадин на 2 км, а в
плиоцене плейстоцене еще на 1-2 км (Голубев, 1994).
Ком а п дор с кая впадина, расположенная в самой западной части Беринго-
воморской котловины, вытянута в су бм ери д попа ль ном направлении па 700 км при
ширине около 600 км (по изобате 3000 м). 11а западе опа мраничепа кайнозойски-
ми структурами Восточной Камчатки и Корякского нагорья, срезанными узким (20
50 км) шельфом. Па глубине 120-180 м шельф переходит в крутон континентальный
склон, прорезанный многочисленными каньонами, в которых обнажается фундамент.
С востока впадина ограничена подводным хребтом Ширшова, с юга - Командорским
звеном Алеутской островной дуги. Днище впадины со средней глубиной 3600-3800 м
представляет собой аккумулятивную абиссальную равнину с мощностью осадочного
чехла до 1,5 км в центральной части впадины и до 2-3 км в прогибах по ее периферии
Фундамент представляет собой систему горстов и грабенов ссвер-севсро-западного
простирания, которые прослеживаются через всю впадину. Мощность осадочных от-
ложений в грабенах достигает 2 км
Пи в рельефе, ни в аномальном магнитном поле здесь не выявлено структур,
характерных для спрсдинговых зон. В фундаменте Командорской впадины, как и
Алеутской, выделяются два сейсмокомплекса, которые сопоставляются с «третьим н
вторым океаническими слоями».
Состав и возраст «третьего океанического слоя», имеющего мощность 7-8 км н
граничную сейсмическую скорость около 7,5 км/с, нс установлены. Предполагается,
что он сложен докембрийскими и палеозойскими метаморфическими породами, ана-
логичными развитым на п-ове Озерном Восточной Камчатки и на о-ве Карагинский.
Это подтверждается сос тавом меловых и палеогеновых отложений континентального
обрамления, источник сноса терригенного материала которых находился в пределах
современной Командорской впадины (Шапиро, 1986). Геомагнитные данные не про-
тиворечат такому предположению (Ржевский и др., 1977).
«Второй океанический слой» мощностью 2,5-3 км с граничной скоростью
5,7-6,3 км/с сложен предположительно вулканогенно-осадочными породами. На
его поверхности выделяются гребневидные поднятия высотой 0,5-1,5 км суб-
меридионального и северо-западного простирания, с которыми связаны линейные
магнитные аномалии, затухающие у подножия континентального склона. Эти подня-
тия могут быть либо дайками, либо горстами.
Осадочный чехол делится на два сейсмогеологических комплекса, каждый из ко-
торых состои т из двух толщ.
Нижняя толща нижнего комплекса мощностью 2-3 км развита только в приосевой
части наиболее глубоких прогибов в основании континентального склона. По своим
характеристикам и положению в разрезе опа сопоставляется с эоцеп-олигоценовыми
толщами передовых прогибов кайнозойских геосинклнналыю-склддчатых систем.
Верхняя толща нижнего комплекса мощностью до 1 км с пластовой сейсмической
скоростью 3,1 3,7 км/с считается раннемиоценовой (Голубев, 1994).
Разрез верхнего комплекса вскрыт двумя буровыми скважинами 189 и 191
Скважина 189 пробурена в самой южной части впадины между южным окон-
чанием хребта Ширшова и Алеутской островной дугой на глубине 3437 м. В нижней
части разреза этой скважины (871-740 м) вскрыты поздпемиоценовые терригенные
огложения - аргиллиты, алевролиты, пески, гравий и конгломераты с прослоями из-
вестняков и вулканического пепла. Они перекрыты плиоценовыми глинами и алеври-
тами с примесью туфогешюго материала (740-240). Верхняя часть разреза (240-0 м)
представлена четвертичными глинами, алевритами и илами. Терригенный характер
разреза свидетельствует о сносе материала с суши, находившейся в то время в районе
Командорского звена Алеутской островной дуги (Fullam cl al.; нит. по. Initial Reports,
1973, v. 19).
В центральной части Командорской котловины скв. 191, пробуренной на Шу-
бине 3854 м, в интервале 919-900 м вскрыты толситовыс базальты с абсолютным
возрастом по калий-аргону 29,6 млн лет (средний олигоцен). Однако впоследствии их
возраст был переопределен на позднемиоцепоюый - 9,3 х 0,8 млн лет. По-видимому,
базальты слагают силл в осадочной толше, мощность которой здесь, но данным ПСП,
значительно больше. Базальты перекрыты пачкой немых алевритовых глин (300 м),
сменяющихся вверх по разрезу нижнешшоцевовыми известняками, алевритовыми
глинами и диатомовыми илами с прослоями песков. Верхняя часть разреза представ-
лена четвертичными турбидитами - глинами, алсвризами и песками с прослоями
вулканического пепла В плиоценовых отложениях присутствуют бентосные фора-
миниферы, широко распространенные на современном шельфе Берингова моря, чго
указывает на послемиопсновос опускание дна моря в этом районе па 3800- 4200 м,
из которых 900 м компенсировано осадконакоплением. Это подтверждается данны-
ми Х.М. Саидовой (1961), которая на основании изучения экологии донных фора-
минифер также пришла к выводу о быстрых погружениях Командорской впадины в
четвертичное время. О сравнительно недавнем образовании Командорской впадины
свидетельствуют также молодые сбросы на koi пин сита льном склоне, конседимсша-
цншшые структуры обрушения в плиоцси-чсгвертичных обложениях, высокая совре-
менная тектоническая активность и выраженность нодсклоновых прогибов в рельефе
дна. Так, прогиб в основании континентального склона Северо-Восточной Камчатки
шириной 30-50 км совершенно нс заполнен осадками, а его продолжение в основании
склона Командорского звена Алеутской островной дуги, где обнаружены действую-
щие вулканы, выражено узким трогом, к которому приурочены эпицентры сильных
землетрясений (Селиверстов и др., 1988). Все это свидетельствует о продолжающем-
ся углублении Командорской впадины.
Глубоководная впадина Бауэрс расположена в южной части Берингова моря
между Алеутской островной дугой и одноименной глубоководной впадиной, от ко-
торой она отделена дугообразным хреб том Бауэрс. Впадина имеет длину 550 км, ши-
рину около 200 км (по изобате 3500 м) и глубину до 4000 м. Дно се представляет собой
абиссальную аккумулятивную равнину, полого наклоненную на юг.
По строению фундамента и осадочного чехла впадина Бауэрс сходна с Ко-
мандорской. Здесь также выделяются:
- «третий океанический слой» мощностью 4-6 км с граничной сейсмической
скоростью 7,2-7,3 км/с;
- «второй океанический слой» мощностью до 3 км с граничной скоростью 5,6
6,1 км/с;
- осадочный чехол мощностью 1--2 км.
В узком прогибе в основании склона Алеутской островной дуги мощность оса-
дочных отложений возрастает до 4-5 км
В восточном борту впадины, в основании западного склона хребта Бауэрс, па
глубине 2649 м пробурена скв 188 глубиной 638 м, которая вскрыла верхнюю часть
осадочного чехла, представленную диатомовыми илами, глинами, известняками,
алевритами и аргиллитами с прослоями вулканического пепла позднего миоцена
плейстоцена (Initial Reports..., 1973, v. 19). Нижняя часть разреза осадочного чехла
по своим характеристикам аналогична нижнему сейсмогсолот ическому комплексу
Командорской впадины (эоцен-олигоцеп и миоцен).
Хребет Ширшова протягивается в субмеридиональном направлении от
Олюгорского полуострова до среднего звена Алеутской островной дуги, разделяя
Алеутскую и Командорскую глубоководные впадины. Длина хребта (по изобате 3000
м) 750 км, ширина его от 280 км на севере до 40-50 км на юге. Его общее простирание
субмеридионалыюе. Плосковершинная часть хребта прорезана каньонами, разделяю-
щими его на три блока, которые ступенчато погружаются с севера на юг. Северный
блок от делен от шельфа крутым уступом. Его вершинная часть находится на глубине
600-1000 м. Центральный блок характеризуется тектонически нарушенной поверхно-
стью, сто привершинная часть лежит на глубине 2000 м и представлена чередующи-
мися гребнями и впадинами, частично заполненными осадками; длинная ось гребней
совпадает с основным субмеридиональным направлением хребта. Привершинная по-
верхность южного блока характеризуется вулканическими формами рельефа - кону-
совидными постройками округлой формы с крутизной склонов 5-7°. Привершинная
повсрхпосп» имеет глубину около 2800 м. Хребет асимметричен: уклоны восточного
склона составляют 1-2°, западного 4 5°.
В северной части хребта с его западного склона с глубины 800-1900 м при дра-
гировании подняты амфиболиты и зеленые сланцы, а в средней части - метаморфизо-
ванные габброиды и базальты. Южнее с ст о требия подняты кремнистые, кремнисто-
глинистые и туфогенно-осадочпые породы, а в основании его западного склона
(3200 -2800 м) драгированы андезиты и базальты, типичные для ос тровных дуг. Выше
но склону обнаружены кремнистые породы с всрхпсмсловой микрофауной и слабо-
личифицнроваппыс отложения (Непрочно» и др., 1989). С южного окончания хребта
драгированы срсдт тсмпонст товыс (16,8 млн лег) вулканиты андезитобазальтового со-
става (Scholl cl al., 1975). Таким образом, комплекс пород, драгированных па хреб-
те Ширшова, аналогичен всрхнсмсловым-олигоцсповым образованиям Олюторско-
Камчатской гсосипклиналыго-складчатой системы.
Хребет Бауэрс служит продолжением хребта Ширшова, с которым он кулисо-
образно сочленяется. Длина его (по изобате 3500 м) около 900 км, ширина от 100—
300 км в восточной части до 15—20 км в западной. Глубина его сглаженных вершин
в восточной части 200—300 м. В западном направлении хребет сужается и резко по-
гружается. Форма его асимметрична: крутой северо-восточный склон (уклоны 5-8°)
рассечен узкими каньонами, пологий юго-западный (уклоны 2—3°) осложнен широки-
ми наклонными ступенями.
В северо-западной части хребта (блок Ульм) драгированы граниты и гранодио-
риты, перекрытые верхнемиоценовыми и плиоцен-плейстоценовыми пелагическими
отложениями (Initial Reports..., 1973, v. 19), а в средней его части - миоценовые
терригенно-вулканогенные породы (Scholl et al., 1975).
Подводное плато Умнак находится в восточной части Беринговоморской кот-
ловины на глубине около 2000 м, к северо-западу от одноименного о-ва Алеутской
Рис. 69. Сейсмические профили через плато Умнак по линиям J-I-E-D (Shcoll et al., 1969), по-
ложение см. на рис. 67: АВ - акустический фундамент, MLS - основная слоистая толща, SMU - по-
кровные отложения, RL) - отложения поднятий
островной дуги. Плато прорезано тремя гигантскими каньонами - Умнак, Беринга и
Прибылова. Информация о геологическом строении плато получена благодаря гео-
физическим исследованиям, бурению (скв. 184 и 185) и драгированию в каньонах
(Cooper et al., 1980).
Акустический фундамент, предположительно мезозойский, перекрыт мощным
(3-5 км) осадочным чехлом (рис. 69), который делится на два сейсмогеологических
комплекса. Нижний комплекс мощностью 3,5 км с пластовой сейсмической скоро-
стью 2,8-4,7 км/с условно считается эоцен-олигоценовым, а верхний мощностью до
1,5 км и пластовой скоростью 1,8-2,4 км/с - миоцен-плейстоценовым. Верхний ком-
плекс вскрыт скважинами 184 и 185. Более глубокая скв. 184, пробуренная на глубине
1910 м, в интервале 973-753 м вскрыла пачку аргиллитов с редкими прослоями пе-
сков, известняков и туфов, не содержащих определимые палеонтологические остатки
Выше залегают позднемиоценовые биогенные илы, глины и алевриты с прослоями
известняков и вулканического пепла (753-389 м) и примерно такие же по составу от-
ложения плиоцена (380-128 м). В интервале 128-4 м керн не отбирался, а верхние
4 м представлены четвертичными диатомовыми илами (Initial Reports..., 1973, v. 19)
Сходный разрез вскрыт и скв. 185, пробуренной северо-восточнее на глубине 2110 м.
Сходство характеристик фундамента и осадочного чехла плато Умнак и континен-
тального шельфа дает основание считать это плато его опущенной частью.
АЛЕУТСКАЯ СИСТЕМА ДУГА-ЖЕЛОБ
Эта система состоит из Алеутской островной дуги и сопряженного с ней глу-
боководного желоба.
Алеутская островная дуга представляет собой гигантский горный хребет, начи-
нающийся на п-ове Аляска и протягивающийся на 2300 км до Камчатки. Хребет обра-
зует дугу радиусом около I860 км с центром в районе мыса Наварин. Ширина остров-
ной дуги между ее хребтом и осью глубоководного желоба возрастает от 70-80 км на
западе до 160 км в средней части и до 350-370 км на востоке, в районе о-ва Кадьяк
Средняя высота гребня Алеутского хребта над днищем Беринговоморской котловины
около 5500 м, над днищем глубоководного желоба - около 8500 м. В восточной части
Алеутская дуга представлена двумя хребтами - внутренним и внешним.
Внешний хребет образован п-овом Кенай и островами Афончак, Кадьяк, Чирикова
и Троицы, а внутренний - п-овом Аляска и островами Лисьи, Андрияновские, Крысьи,
Ближние и Командорские. В средней части дуги внешний хребет морфологически не
выражен, поскольку прогиб между ним и внутренним хребтом заполнен осадочными
отложениями («Алеутский бенч», расположенный на глубине около 4 км). В западной
части внешний хребет отсутствует.
Строение земной коры Алеутской дуги по геофизическим данным показано на
рис. 70.
В фундаменте Алеутской дуги присутствуют габброиды, встречающиеся в виде
ксенолитов в лавах вулканов, а также горнблендитовые гнейсы и кристаллические
сланцы, валуны которых присутствуют на островах Танага и Ослюга.
Для суждения о глубинном строении Алеутской дуги очень важное значе-
ние имеют результаты изучения изотопного состава свинца, стронция и нио-
бия в рудах и лавах вулканов. Эти исследования указывают на наличие
Рис. 70. Строение земной коры Алеутской системы (Grow, 1973): 1 плотность, г/см'; 2 - скорость сейсмических волн, км/с
здесь коп гиясн гальной литосферы, возраст которой 3,5 млрд лет (Sun, 1 980). Такая
же литосфера установлена иод Курило-Камчатской и Японской островными ду] ами, а
'также пол Гавайским поднятием (Волобуев и др.. 1987; Молока, Kigoshi, 1975).
Геологическое строение Алеутской дуги в различных ее звеньях существенно
различается. Ес восточная часть (полуострова Аляска и Кенай и острова Шумагина
и Кадьяк) продолжает Южно-Аляскинскую геоснпклипально-складчатую систему
Здесь развит ы мошпыс мезозойские и кайнозойские вулканогенные и терригенные от-
ложения мощностью до 9—12 км (Геология Берингова моря..., 1985) Преобладающий
грубообломочный состав и палеонтологические остатки свидетельствуют о мел-
ководных и континентальных условиях осадконакопления большей части кайно-
зойских отложений.
В средней части дуги известны только кайнозойские отложения (начиная с эо-
цена), а в западной (Командорское звено) стратифицированный разрез начинается с
верхнего мела.
С подводного склона Командорских островов драгированы базальты, базаль-
товые порфириты, спилиты. 1уфы основного состава и габбро-диабазы, относящиеся
к спили го-днабазовон формации. Абсолютный возраст базальтового порфирита 96 ч 4
млн лет, пироксенового базальта 75 i3 млн лез (Неверов и др.. 1980).
К северо-западу от о-ва Беринга также драгированы верхи смолов ые вулкано-
генные породы - лавобрекчпн измененных базальтовых порфиритов (абсолютный
возраст 87,2 млн лет), диабазов и диоритовые порфириты. По химическому соста-
ву они занимают промежуточное положение между износ гково-i цел очными и ще-
лочными сериями и образуют непрерывный ряд от недонасыщенных крем не кис лотов
базальгов и долеритов до кислых андезитов (Васильев. 1992).
К верхнему мелу предположительно относится нижняя часть (до 1000 м)
вулканогенно-терригенных отложений инициальной серии па островах Ближние п
Лисьи (Геология..., 1985) Болес высокие горизонты этой серии, а также свита мыса
Толстого Командорских островов относятся к палеогену. Они сложены базальтами,
андезитами, реже риолитами, их туфобрекчиямн, туфами, конгломератами, зуфоген-
нымн песчаниками и алевролитами.
Наиболее полный разрез кайнозойских отложений изучен на Командорских
островах:
палеоцен нижний эоцен - лавы и гуфы основного, среднего и кислого состава,
гуфокопгломераты и туфобрекчий 400 600 м;
средний эоцен - аргиллиты, песчаники, гуфы 300 500 м;
верхний эоцен олигопеп - алевролиты, аргиллиты, песчаники, туфопссчаникн
500м;
нижний мноцен — диатомиты, алевролиты, гуфы 500 м,
средний миоцен песчаники и вулканогенные породы 400 700 м;
верхний миоцен плиоцен косослоистыс туфопссчаникн, гравелиты, базалыы
и туфобрекчий 300 600 м.
Суммарная мощность кайнозойского разреза более 2500 м.
Четвертичные образования Алеут ской островной дуги представлены двумя вул-
каногенными комплексами, развитыми в се восточной и средней частях. К нижнему
комплексу относятся пижпснлсйстоцеповые платобазальты, развитые на п-ове Аляска
и Алеугских островах. Кроме базальтов в составе этого комплекса участвуют андети-
тобазальты и туфы. Мощность его 400-500 м, местами до 800 м. Верхний комплекс
образован вулканическими постройками среднеплейстоцеиовых — голоценовых стра-
товулканов, сложенными базальтами, андезитами, реже - дацитами и липаритами. На
дуге имеется 40 наземных вулканов, проявивших активность в голоцене, а также не-
сколько подводных, которые расположены на флангах дуги. Вулканизм на Алеутской
островной дуге протекал в общем синхронно с вулканизмом Курило-Камчатской дуги
(Вулканические пояса..., 1984).
Анализ фапий, мощностей и деформаций вулканогенно-осадочных отложений
Алеутской островной дуги не позволяет рассматривать ее как типичную кайнозойскую
[ еосинклинально-склддчатую систему
Алеутский глубоководный желоб, сопряженный с островной дугой, протя-
гивается от п-ова Кенай до Камчатки на 3000 км при ширине 40-100 км (по изобате
5500 м). Дно его большей частью плоское за счет заполнения осадками. Островной
склон желоба имеет уклон 4 -12°. Примерно в его средней части на глубине 3800 м на-
ходится широкая (до 50 км) подводная терраса. Минимальная глубина желоба (7855
м) также приурочена к средней части желоба. В восточном направлении он расши-
ряется и выполаживается, исчезая па дне залива Аляска. На западе, примерно па 55°
с.ш., желоб выклинивается.
Состав и возраст фундамента Алеутского желоба не изучены. По сейсмическим
данным, здесь выделяются «третий и второй океанические слои» суммарной мощно-
стью 4-5 км, погружающиеся под островную дугу.
Осадочная толща, выполняющая днище желоба, делится на две пачки. Нижняя
пачка мощностью 200-400 м согласно залегает па акустическом фундаменте, полого
наклоненном к основанию островного склона. Предполагается, что она состоит из
: смнпелагнческих отложений верхнего мела, палеогена и миоцена (У^шнцев, 1988).
Верхняя пачка, несогласно залегающая па нижней, сложена горизонтально-слоистыми
турбидитами, образующими «гурбидигпын клин», мощность которого с востока на
тапад возрастает от 1 до 3 км.
Сос тав осадочных отложений изучен бурением.
В северо-восточной части желоба, вблизи ci'o замыкания, пробурены три сква-
жины (Initial Reports..., 1973, v. 18).
Скважиной 180 па океаническом склоне желоба (глубина 4923 м) вскрыты чет-
вертичные турбидиты (470,5 м) - алевритовые шины и глинистые алевриты с про-
слоями песков и эрратическими валунами. Судя но содержащейся в пей нанофлорс,
они отлагались выше уровня карбонагпой компенсации. Нахождение их ла глубине
около 5000 м объясняется сносом мутьевыми потоками (Kuim el. al.; цит. ио; Initial
Reports..., 1973, v. 18).
Скважина 181, пробуренная в нижней части материкового склона па глубине
3086 м, вскрыла плейстоценовые фораминиферовые пески, алевритовые глины и диа-
томовые илы с эрратическими валунами, в основании - грубозернистые пески с таль-
кой. Вскрытая мощность этих отложений 369 м.
В верхней части континентального склона па глубине 1434 м скв. 182 также
вскрыты только четвертичные отложения (195 м) - алевритовые глины и алевриты с
рассеянной галькой, содержащие остатки мелководных бентосных фораминифер, не
несущих следов переотложения. Это указывает па амплитуду опусканий в четвертич-
ное время па 900-1200 м (Ingle, цит. по: Initial Reports..., 1973, v.18).
Юго-западнее (16” 12* з.д.) на глубине 4708 м скв. 183 вскрыт следующий разрез
(снизу):
507-505 м, щелочные оливиновые базальты (очевидно, силл);
505-501 м, нижний эоцен - напоплапктоновые известняки и карбонатные же-
лезистые глины;
501 -248 м, эоцен-олигоцеп - песчано-глинистые турбидиты;
248 239 м, олигоцен - наноплапктошшй ил;
239- 210 м, нижний миоцен -- пелагические глины;
210-0 м, средний миоцен-голоцен - турбидит ныс пелагические глины и диато-
мовые илы с примесью вулканическою пепла и редкими эрратическими валунами в
нижней части.
В средней части желоба, примерно па траверзе о-ва Атка, на его океаническом
склоке пробурены две скважины.
Скважиной 186 (глубина воды 4522 м) пройдено 926 м плиоцсн-плсйстоценовых
диатомовых глин, алевритов, песков и туфов с прослоями и линзами вулканического
пепла. В основании разреза залегают конгломераты, состоящие из хорошо окатанной
гальки различных пород. Палеонтологические остатки из пижнеплиоценовых отло-
жений указывают на условия осадконакопления па глубинах около 2000 м. Таким об-
разом, после раннего плиоцена здесь произошло опускание па 2800-3500 м, из кото-
рых около 900 м было компенсировано осадконакоплением.
В пробуренной рядом скв. 187 (глубина моря 4511 м) в интервале 173-370 м
вскрыты позднем иоцеповые алевритовые глины и известняки. Выше керн не от-
бирался.
Д.Р. Чоем (1990) была проведена переинтерпретация iдубинных сейсмических
профилей L 9-6, L 5-7, L 9-12 (рис. 71). Им выделены шесть крупных сейсмосгра-
тшрафичсских комплексов (толщ), разделенных несогласиями («системы Чаша»),
каждое из которых состоит из нескольких более мелких пачек, также разделенных
несогласиями («иптсртсмы Чанга»).
Толща I представляет собой акустический фундамент, широко распространенный
как под океаническим, так и под островным склоном желоба («океаническая кора» по
McCarthy, Scholl, 1985). В этой толще почти отсутствуют отражающие границы, и
только при очень внимательном рассмотрении в ней удастся обпаружич ь прерывистые
волнистые высокоамплитудлые низкочастотные рефлекторы, которые, по-видимому,
являются геологическими границами. Подошва толщи (граница «М»), по-видимому,
находится па глубине около 12 км, где наблюдается непрерывная серия отражений.
Толща I подразделяется па четыре пачки: la, lb, Ic, Id. Пачки 1а и 1b образуют
поднятие с вершиной на океаническом склоне желоба, пачки 1с и Id маломощны, вы-
полняют понижения в кровле пачек 1а и 1b, причем пачка 1с отчетливо погружается в
сторону суши (см. рис. 70). Разрыш-ыс нарушения представлены субкортикальными
сбросами.
Маломощная толща II трансгрессивно залегает па толще 1 под островным скло-
ном желоба и его приоссвой зоной, несколько увеличиваясь в мощности в сторону
суши. В ее кровле также наблюдается нссшласис, свидетельствующее о тектониче-
ской активности, проявившейся перед отложением толщи III.
Толща III расслоена, слабо деформирована, заполняет понижения в кровле толщ
I и И. В пей может быть выделено несколько пачек, разделенных несогласиями, в
которых наблюдается проградация в сторону суши. Отсутствие дислокаций в слои-
стой толще III свидетельствует о тектонической стабильности региона со времени се
формирования.
Рис. 71. Глубинные сейсмические профили (а—в) через Алеутский желоб и их интерпретация
Профиль б - Д.Р. Чоя (Choi et al., 1990); профиль в - Дж. Маккарти и Д. Шола (McCarthy, School,
1985)
Толща IV развита в основном под островным склоном желоба, где ее мощность
превышает 3 км, выклиниваясь над приосевой зоной желоба. В этой толще, как и
в подстилающих ее толщах II и III, отчетливо наблюдается проградация в сторону
суши.
Между толщей IV и перекрывающей ее толщей V наблюдается значительное
эрозионное несогласие.
Толща V мощностью до 2 км развита под островным склоном желоба и выкли-
нивается к его приосевой зоне. В ней также четко проявлена проградация в сторону
суши. Толща глубоко эродирована, местами вплоть до подошвы.
Толща VI, завершающая разрез, выполняет эрозионные понижения в кровле тол-
щи V на островном склоне желоба. Она делится на три пачки - Via, VIb, VIc, залегаю-
щие несогласно па пачке V и местами IV. Кровля этой толши являе тся поверхностью
морского дна.
Возрастая корреляция выделенных сейсмоетратифафических подразделений
затрудняется отсутствием непосредственных геологических данных по Алеутскому
желобу, за исключением верхней части толши VI, вскрытой буровыми скважинами.
11о аналогии с Японским глубоководным желобом (см. ниже) можно предполагать,
что нижняя часть толши I (пачки la, 1b) сложена архейскими, а верхняя (пачки Ic, Id)
- протерозойскими метаморфическими породами, в гом числе кислого состава (Чой,
1990). Подтверждением этому служит кварцево-нолевошпатовый состав обломочной
части эоцен - олигоценовых отложений, вскрытых скв. 183 на океаническом склоне
желоба, областью сноса которых была суша, сложенная гранитно-метаморфическими
породами (Initial Reports..., 1973, v. 18). Не установлено положение в разрезе окру-
глых обломков амфиболового кристаллического сланца и других метаморфических,
магматических, осадочных пород, драгированных в нижней части островного склона
вблизи профиля 1.9- 6 па глубине 6000-7000 м (станция А-381: Grow, 1973). Обычно
эта обломки считаются продуктами ледового разноса. Однако не исключено, что они
находятся in situ (Чой, 1990).
Вышележащие слоистые слабодислоцированпыс толши II, Ш, IV относятся
предположительно к палеозою-ранпему мезозою (Чой, 1990; Голубев, 1994). Самые
верхние толщи V и VI имеют возраст от юры (?) до голоцена включительно. В состав
этихтолш. видимо, входят покровы и силлы базальтов.
Зона сочленении Курило-Камчатской и Алеутской систем изучена довольно
детально (Апрслков и др., 1979; Васильев, 1988). Ее составляют п-ов Камчатский и
Командорские острова, которые соединяются между собой подводной горной гря-
дой (рис. 72). Эта гряда расположена кулисообразпо по отношению к о-ву Беринга:
опа сдвинута к юго-западу, т.с. гак же. как и о-в Беринга относительно о-ва Медный
Высота гряды уменьшается в сторону Камчатского пролива, который представляет
собой узкий грабен с максимальной глубиной до 5400 м. Описываемая гряда сложена
породами сейсмоакустического фундамента, в котором регулярные отражающие гра-
нимы отсутствуют.
С вершины подводной горы, расположенной примерно посередине между п-овом
Камчатка и северо-западной оконечностью подводного продолжения Командорских
островов (ст. К-39), с глубины 2100 -2250 м драгированы туфодиатомиты, легкие
бронированные диатомиты, зеленоваго-серые некрепкие алевролиты с кремнисты-
ми конкрециями и прожилками кальцита, уплощенные овальные стяжения крепкого
кремнистого api иллита. В отдельных образцах видны все стадии окремнения - от
рыхлого диатомита па поверхности до розовато-желтого кремня внутри стяжения. По
всей вероятности, в результате окремнения и дислоцированпости эти породы па леп-
тах ПСП нс дают отражающих границ.
Комплекс диатомей из диатомитов и туфоалевролитов, определенный И.Б. Цой,
представлен многочисленными лидами, характерными для среднем ноненовой зоны
Dcnlicula laccla. Радиолярии, изученные С В. Точилииой (1998 г.), дают такой же воз-
раст
Вместе с осадочными породами на станции К-39 были подняты yiловато окатан-
ные глыбы темпо-серых андезитов и базальтов, сходных с палеогеновыми эффузииа-
ми п-ова Камчатский Мыс.
Рис. 72. Геологическое строение зоны сочленения Алеутской и Курило-Камчатской систем: 1
верхний кяиоцсп-плсйстоцеп: плотные глины, алевриты, диатомиты: 2 верхний мпоцеп-пижннй
ил го цеп; туфогеппые алсвролп ы, диатомиты, брекчии: 3 средний миоцен- .диатомиты, алевроли-
ты, аргиллиты, песчаники: 4 неогеновые и четвертичные от гожения нерасчлспсштыс; 5 нижним
миоцен диатомиты; 6 палеоген - нижний миоцен: песчаники, ачсвролты. конгломераты, прослой
yiля: 7 палеоген, ба зальты, их туфы я туфобрекчии; 8 палеоген: базальты, их туфы, туфобрекчии.
туфогснпо-осадочныс породы; 9 габбронды: 10 ульграоснивныс нт рузии, II предположи-
тельно кайнозойские вулканогенные и лит пфипироваиные осадочные отложения. 12 предполо-
жи гельно докамнозоискис образования; 13- изопахиты слоистой осадочной го.пин; 14 разломы,
а уверенные, б неуверенные; 15 осииротбов, 16 граница >iecoi;iaciioiT> мьтсгапня отложекнк;
[7 - элементы залегания; 18- места микропалеон голо! ичсскпх определений; 19 станции драг про-
нация: 20 возрастные индексы
Кроме описанных пород здесь же были подняты мелкие валуны, галька и гравии
черных крепких аргиллитов, зеленовато-серых метаморфизованных н мелкозерни-
стых песчаников, темно-серых биотиговых роговиков но алевролиту, микрогаббро,
.шабазов, диоритовых порфиритов и кварнево-энилотовых метаморфических пород,
сходных с всрхнемсловыми образованиями н-ова Камчатка. Происхождение этих
порол (валунов и гальки) на вершине изолированной подводной юры с перепадом
глубин до 1000 м можно объяснить либо ледовым разносом, либо надводным поло-
жением этого участка в недавнем прошлом п наличием поблизости области размыва,
сложенной описанными породами.
Курило-Камчатский и Алеутский глубоководные желоба выклиниваются при-
мерно на 55° с.ш. и в пределах рассматриваемой зоны нс прослеживаю гея. Па про-
должении Алеутского желоба находится широкий (до 25 км) грабен северо-западного
простирания, выполненный осадочной тол шей мощностью 1000 м. 11а продолжении
Курило-Камчатского желоба располагается грабен меридионального простирания, но
более узкий (8-10 км). Эти грабены разделены северо-западным отрогом подводной
возвышенности Обручева, разбитой разломами север-северо-занадпого простирания
на блоки шириной 10 15 км с амплитудой вертикальных перемещений до 1000 м.
Относительно поднятые блоки (горсты) сложены породами ссйсмоакустического
фундамента, опушенные (грабены) выполнены осадочной тошней мощностью свыше
1000 м Непосредственно на северо-западном продолжении Командорских островов
располагается впадина, выполненная осадочной толщей мощностью свыше 1000 м,
залегающей па очень неровном фундаменте. Осадки заполняют понижения сильно
расчлененною горного рельефа, причем в северо-западном борту впадины горы ме-
стами возвышаются над кровлей осадков, а в ее центральной части погребены пол-
ностью. Юго-западный и юго-восточный борта впадины образованье разломами, на
северо-востоке она открывается в сторону Командорской глубоководной внадппы.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Анализ геологического строения региона даст основание считать. что вес кон-
тинентальные и шельфовые структуры, а возможно, и езрукзуры глубоководной ча-
сти Берингова моря за ложились на докембрийской транш по-метаморфичсской коре,
сохранившейся в пределах Чукотского срединного массива.
В фанерозос на этой коре последовательно закладывались зоны тектоно-
магматической активизации (палеозойская, мезозойская и поздпемсзозойско-кай-
нозойская), в которых накапливались мощные толщи осадочных и вулканогенно-
осадочных отложений. В результате длительного полициклического геосинклиналь-
ного развития здесь вновь сформировалась континентальная кора мощностью до
30 -35 км.
В альбс в краевой зоне поднимающихся Верхоянско-Чукотского и Центрально-
Аляскинского орогенных массивов началось формирование Охотско-Чукотского вул-
каногенного пояса, продолжавшееся до сатина включительно (по другим данным
- до эоцена).
В конце мела большая част ь рассматриваемого региона вступила в орогенную ста-
дию развития. Исключение представляли Камчатско-Корякская и Южно-Аляскинская
системы, в которых сохранялся гсосинклишшьпын режим.
В эоцене началось формирование впадин на современном шельфе и в тепе-
решней глубоководной части Берингова моря, которая тогда тоже была мелководной
Оно было вызвано блоковыми опусканиями фундамента по разломам, большинство
из которых имеет региональный характер. В дальнейшем борз а впадин были вовлече-
ны в прогибание, па что указывает увеличение мощности слоев нижнего ссйсмоком-
илскса к центру впадины и их выклинивание к бортам. До конца среднего миоцена
осадконакопление во впадинах происходило в прибрежно-морских и коппшешаль-
ных условиях.
В позднем кайнозое регион иступил в новую стадию развития, не имеющую пря-
мых аналогов в прошлом, в резулыате которой сформировались все специфические
структуры зоны перехода: котловина Берингова моря. Алеутская островная дуга и
глубоководный желоб.
Сначала появился обширный мелководный шельфовый бассейн шпа совре-
менного Желтого моря, который, но-впдимому, занимал всю современную Беринго-
воморскую котловину. В результате его формирования была снивелирована абразией
огромная территория площадью 1 U00 000 км3, на которой впоследствии отложилась
толща осадков позднего миоцена- -голоцена (верхний сейсмокомплскс), плашеобразно
перекрывшая вес более древние структуры, в том числе кайнозойские депрессии.
В то же время произошло и формирование глубоководных впадин Алеутской.
Командорской и Бауэрс. В позднем миоцене они погрузились примерно на 2 км. а в
плиоцене-плейстоцене ешс на 1-2 км. Об этом свидетельствуют:
1) срезание континентальным склоном слоев эоцен—олигоценовых и миоценовых
мелководных и континентальных отложений шельфовых впадин;
2) одноуровневое ступенчатое строение континентального склона, конседимен-
гационный характер разломов в нижнем комплексе и появление кон седиментацион-
ных структур обрушения в верхнем комплексе;
3) появление в верхнем комплексе турбидитов, скачкообразное увеличение ско-
рости осадконакопления (от 40-60 до 100 см/тыс. лет) и смена терригенного осадко-
накопления существенно биогенным (диатомовым);
4) наличие на глубине 2 и 4 км абразионно-аккумулятивных поверхностей вы-
равнивания, сформированных в прибрежной зоне.
Следует отметить, что эти особенности характерны и для других окраинных
морей.
Подводные хребты Ширшова и Бауэрс, разделяющие глубоководные котловины,
вопреки распространенным представлениям, на наш взгляд, являются не геоанти-
клинальными поднятиями, а отставшими в опускании молодыми геосинклинально-
складчатыми структурами.
В отличие от них Алеутская островная дуга в позднем кайнозое испытала под-
нятие. а с ее внешней стороны в качестве компенсационного прогиба образовался глу-
боководный желоб.
Некоторые исследователи считают глубоководные впадины окраинных морей
современными геосинклиналями (Геология Берингова моря..., 1985). На наш взгляд,
эта точка зрения несостоятельна, поскольку рассматриваемые впадины не обладают
ни одним из признаков, присуших геосинклиналям. В частности, этому противоречат
близкое к платформенному залегание осадочного чехла, изометричная. а не линейная
форма впадин, отсутствие рифтовых зон и вулканизма. В то же время они нс соответ-
ствуют и платформам, поскольку отличаются от них глубоководностью и веществен-
ным составом отложений, нетипичным для платформ. Не является современной гео-
синклиналью, на наш взгляд, и Алеутская система дуга-желоб, также не обладающая
ни одним из качеств, присущих геосинклиналям (Васильев, 1992, ч. 2).
ОХОТОМОРСКОЕ ЗВЕНО
Является средним звеном Восточно-Азиатского сектора Тихоокеанской зоны
перехода.
Наиболее полно его геологическое строение отображено на «Геологической кар-
те...» (1986) и в объяснительной записке к ней. Кроме того, при составлении этой
главы использованы и материалы более поздних исследований.
Охотоморское звено занимает обширное пространство к юго-западу от Берингова
моря и включает в себя Охотоморскую котловину, северное и северо-западное гори-
стое Приохотье, о-в Сахалин, северную часть о-ва Хоккайдо, Курильскую систему
дуга-желоб и западную часть п-ова Камчатка (рис. 73).
Континентальное обрамление Охотоморской котловины представлено струк-
турами Северного и Северо-Западного Приохотья, Сахалина и западной Камчатки
(рис. 74).
Рис. 73. Обзорная карта Охотоморского региона; изобазы, м
^^Чатка
Северное Ilpiioxoibc. Большую часть Северного Прнохогья занимает Охотская
часть Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (Охотский вулканоген), наложен-
ная на Охотский докембрийский срединный массив. Верхов по- Колымскую и Конн-
Ган гон о секу ю 1'сосинклипально-складчагые сис гемы.
Рис. 74. Морфотсктопическая схема Охотоморского региона. I Ллдано-Стаповой шит
в Сибирская платформа: 2 докембрийские срединные массивы (римские цифры и кружках I
Охотский. II Срединно-Камчатский); 3 5 1еос111<кл1П1алыю-складчатые системы: 3 налеозойскн-
меююйская Амуро-Охотская (шовная). -1 .мезозойские (римские цифры в квадратиках; I
Верхояно-Чукотская. II Коми-Тайгоносская. Ш СихогьЛлннекая). 5 кайнишискне (арабские
цифры в кружках: I Корякско-Камчатская. 2 Хоккайдо-Сахалшгская, 3 Восточно-Сахалинская,
I Западно-Камчатская. 5 Восточ но-Камчатская); 6 Центрально-Камчатская рифтовая зона; 7
щтканогенныс пояса (арабские цифры и квадратиках’ I Охотско-Чукотский. 2 Снхотг-Аянн-
скпй), 1> системы дута желоб (арабские цифры в двойных кружках: 1 Курило-Камчатская, 2
Японская); 9 наложенные кайнозойские впадины: 10 13 Охотоморская коиювниа: 10 - шельф,
11 подводное плато (глубоководный шельф) и прогибы, 12 - подводные возвышенности (арабские
цифры: I Северо-Охотская возвышенность, 2 - банка Кашеварова, 3 возвышенность Института
Океанологии, 4 возвышенность Академии Паук СССР), 13 глубоководные внадпны (цифры в тре-
угольниках: I - Южно-Охотская.2 Япопоморская,3 -Командорская); 14 Тихоокеанская когловн-
па(талассократои); 15 -бровкашельфа, 16 -основныеразломы, 17 осьглубокоиодпого желоба
Охотский массив расположен в юго-западной части рассматриваемого района.
Фундамент массива представлен архейскими ме таморфическими породами, обнажаю-
щимися в трех подня тых блоках: Верхнемайском, Кухзуйском и Юровском. Наиболее
полный разрез пород архся наблюдается в Кухтуйском блоке, где они объединяются в
Охотский метаморфический комплекс, состоящий из кристаллических сланцев, био-
тиговых и роговообмапковых гнейсов, амфиболитов и кварцитов обшей мощностью
около 7500 м. Абсолютный возраст пород, поданным евмшюво-изохронных исследо-
ваний, 3300 4100 млн лет. Интрузивные породы архейского возраста, представлен-
ные гнейсограпигами в составе мигматитовых комплексов, наиболее развиты в ядрах
гнейсовых куполов.
Архейский фундамент перекрыт протерозойскими, палеоюйскими и мезо-
зойскими террипенно-карбонатными отложениями, зале: .иошимп в опушенных тек-
тонических блоках. Они имеют следующий разрез.
Нижний-средний протерозой иерасчяепепн ый:
билякчанская серия мстанссчаникн с прослоями мстагравслитов, мстакон-
гломератов. сланцев с линзами мраморов и железистых кварцитов 3000-4000 м;
нсльбачаиская серия сланцы, мсгаапдезнты, прослои и линзы мраморов, гра-
фитисзых и кремнистых сланцев 3000-5000 м.
керанская спита - кварц-хлоритовые сланцы, известняки и доломиты 850 м.
Верхний докембрий:
нижний терригенный комплекс - кварцы говидиые песчаники и аргиллиты с про-
слоями известняков 300-400 м;
терригенно-карбопатпый комплекс - метанссчаинки. мстаалсвролиты и из-
вестняки 200 м,
верхний терригенный комплекс- метапесчаники. алевролиты и аргиллиты
200-250 м:
карбонатный комплекс - доломиты и изпсстпякн с микрофитолитами и стро-
матолитами 400 м
Три нижних комплекса этого разреза имеют рифейский возраст, верхний от-
носится к венду.
Девон:
средний девон известковистые песчаники, алевролиты и 1яинистые сланцы,
переслаивающиеся с известняками 800 м:
верхний девон, франкский ярус морские терригенные огложения 600- 650 м;
верхний девон, фамспскнй ярус - пестроцвезпые вулканогенно-осадочные и вул-
каногенные образования среднего, реже кислого состава 560- 600 ы.
В девоне произошла зектоно-мапмагачсская активизация региона с внедрением
субвулканичсских и i ипабиссальпых тел липаритов, дацитов и грапит-иорфиров
Карбон - кош плен гальцые и мелководно-морские грубообломочные терри-
генные отложения 700-800 м.
На сопредельной территории в начале карбона произошло заложение Всрхояно-
Колымской миогеосинклинали.
Пермские отложения распросз ранены довольно широко. 13 южной час ги района
они предезавлены лагуино-континеизальнымн терригенными н вулканогенными обра-
зованиями, в северных и восточных преобладают мелководно-морские о тложения:
нижняя пермь - песчаники, алевролиты, глинис тые и кремнистые сланцы, граве-
литы и конгломераты с прослоями туфов и лав среднего и кислого состава
1100-2150 м;
верхняя пермь - континентальные гравелиты, песчаники, глинистые и крем-
нисто-глинистые сланцы, эффузивы Среднего и кислого состава 100-700 м;
морские песчаники, алевролиты и аргиллиты 2000-2500 м.
Верхний триас — морские песчаники, алевролиты, аргиллиты, известняки
600 -800 м.
Условно к верхнему триасу относи 1ся также голша андезитодапитов, пипа-
ри годанитов и их туфов, развитая в верховьях р. Мая (250-400 м).
Нижняя юра - песчаники с прослоями алевролитов 300 600 м.
К верхней юре условно относится koi пи нешальная голша гуфогенпых пес-
чаников, гравелитов и конгломератов с прослоями аргиллитов, алевролитов, липа-
ритов, андезитов и их туфов 250-400 м.
Всрхояпо-Колымская i сосипклппа льно-складчатая система расположе-
на большей частью к северу от рассматриваемого района. Опа сложена мощным
(15 20 км) терригенным («верхоянским») комплексом, залегающим па докембрий-
ском кристаллическом фундаменте. Комплекс представлен монотонными морскими,
прибрежно-морскими и континентальными песчано-глинистыми отложениями, сфор-
мировавшимися в период от нижнего карбонадо верхней юры включительно.
Разрез «верхоянского» комплекса следующий:
нижний -средний карбон - известковистые аргиллиты, алевролиты, песчаники с
прослоями каменного угля и копнюмсрагов 900 -1200 м;
среди нй-верхний карбон - морские и прибрежно-морские терригенные от-
южспия 2000 м;
нижняя пермь - песчано-глинистые отложения, местами с туфогенным мате-
риалом 600- 1100 м;
верхняя пермь песчаники, алевролиты и аргиллиты с прослоями гравелитов и
глпнисто-уптистых сланцев до 2000 м;
нижний гриас песчаники, алевролиты, аргиллиты 450 750 м;
средний гриас конпшен гадьпые кварцевые песчаники с прослоями конгло-
мератов и глинис тых сланцев 600 700 м;
верхний гриас - мелководно-морские песчаники с прослоями травслигов, кон-
тломератов и аргиллитов, местами туфогеппые до 1500 м;
юра - мощные толщи песчаников и аргиллитов, местами с примесью туфогенпо-
го материала и пластами андезитов и базальтов до 8000 м.
На рубеже юры и мела произошли общая инверсия и складкообразование (ко-
лымская фаза), сопровождавшиеся внедрением батолитов трапнток и i ран од и ори го в,
слагающих крупные (до 700 км2) массивы в центральной части рассматриваемой си-
стемы.
Отложения орогенного этапа в пределах Всрхояно-Колымскоп системы прак-
тически неизвестны. Сформировавшиеся в позднемеловос и кайнозойское время
отложения выполняют небольшие наложенные впадины и практически не дисло-
цированы.
Копп-Тайгоносская тсосинклиналыю-складчатая система («андезитовая ге-
осинклиналь») протягивается вдоль северного побережья Охотского моря в виде узкой
(40 -130 км) полосы восгок-ссверо-восточного простирания почти па 500 км согласно
общему простиранию структур Корякско-Камчатской гсосишслнпалыю-складчатой
системы и лнекордангпо но отношению к структурам Верхояпо-Чукотской систе-
мы. имеющим северо-западное простирание. Па побережье опа слагает полуострова
Копи, Пьягина и Тайгопос, значительная ее часть скрыта под водами залива Шелихова.
От Охотского нулкапогсна она отделена зоной разлома, к которой приурочены неоген-
четвертичные депрессии. Па п-ове Тайгопос рассматриваемая система граничит но
разлому с Тайгоносским докембрийским блоком, сложенным архейскими гнейсами,
кристаллическими сланцами и амфиболитами, аналогичными развитым в Охотском
массиве. Абсолютный возраст этих пород до 2950 млн лет (Загрузила, 1975).
Копи-Тайгоносская система представляет собой область устойчивого накоп-
ления осадочных пород андслитового состава («андезитовая геосинклиналь» - но
В.Ф Белому, 1994), имеющих остроиодужную геохимическую специализацию.
Самые древние образования в пределах системы - вулканогенно-осадочные от-
ложения позднего триаса, обнажающиеся в двух небольших выходах на южном побе-
режье н ова Кони (до 400 м). Среди них присутствуют линзы известняков и горизон ты
лав основного и среднего состава.
В основном рассматриваемая структура сложена юрскими и меловыми геосип-
клинальпыми образованиями, имеющими следующий разрез:
юра - вулканогенные и вулканогенно-кремнистые толши, мощность которых воз-
растает с запада па восток от 3500 до 6000 м; во всем разрезе присутствуют горизонты
лав осповпого-срсдпсго состава, количество которых возрастает вверх по разрезу;
верхняя юра-пижний мел - вулканогенные образования, развитые в восточной
части региона; преобладают лавы и туфы основного состава с прослоями гуфогсшю-
осадочных пород - песчаников, гравелитов и глинисто-углистых сланцев (3500 м): па
и- овс Тайгопос отложения этого возраста представлены голшей кислых лав. игпим-
бри гов и туфов (1800 м);
нижний мел, валапжнп потери» офиолитовая ассоциация спилиты, туфы
основного состава, кремнисто-глинистые и кремнисто-карбонатпыс породы, в вер-
хней части разреза конгломераты. гравелиты и песчаники (1000 3500 м); часто встре-
чаются пластовые интрузии серпентинитов и диабазов; к гому же времени относится
внедрение крупных батолитов геббро-диорнт-нлагиогранитовой формации; после
гогернва произошла инверсия, в результате которой породы были смяты в узкие ли-
нейные складки;
нижний мел, ант- альб - наземные лавы среднсго-осповного состава с про-
слоями туфов, вулканомиктовых конгломератов, гравелитов, песчаников, глинистых и
глинисто-утл истых сланцев (600 1500 м). несогласно залегающих па подстилающих
образованиях.
В позднем кайнозое образовались наложенные впадины, выполненные рыхлыми
нсогсн-чс гвертнчными осадками.
Охоте ко-Чу кот скип вулканогенный пояс (ОЧВП) протягивается от хребта
Джуглжур до Берингова пролива на 3000 км при ширине от 100 до 300 км. Общая пло-
щадь его более 500 тыс. км2 (Белый, 1994, 1998). В пределах рассматриваемого регио-
на находятся юго-западная и цеп тральная части этого пояса, которые объединяются
под названием Охотского вулкапогена (Геологическая карта..., 1992). Внутренняя
граница ОЧВП с Корякско-Камчатской гсосипклипалыю-складчатоЙ системой про-
ходит в основном но крупным разломам северо-восточного простирания Внешняя
граница, наложенная на структуры Всрхоя по-Колымской системы, имеет сложный из-
вилистый характер. По геофизическим данным, ОЧВП прослеживается па северном
шельфе Охотского моря.
Структурами основания ОЧВП служатфрагменты дорифейской континентальной
коры (срединные массивы), Верхояпо-Чукотской области мезозойской складчатости с
зонами ранней консолидации (байкальской и палеозойской) и наложенными зонами
эпнгсосинклиналыюго рифтогснсза и 1 айгопосская андезитовая геосинклиналь, опи-
сание которых приведено выше.
Начало разви тия ОЧВП относится к альбу. Во внешних л фланговых зонах пояса
в среднем альбе образовались только отдельные вулканические центры, тогда как во
внутренней зоне в это время вулканические извержения происходили на всем ее про-
тяжении.
Верхняя возрастая граница ОЧВП определяется возрастом базальтовых плато,
почти везде подстилающихся вулканогенными толщами кислого состава, с которыми
ассоциируются ттулканогешю-осадочныс, иногда угленосные породы. Время форми-
рования базальтовых плато, но данным палинологических анализов, сайтов, возмож-
но, начало кампаиа Таким образом, время формирования ОЧВП - от среднего альба
до саптопа включительно, что составляет примерно 25 млн лет.
Спорадически развитые в пределах пояса дайки, штоки и отдельные потоки кай-
нозойских (эоцен-плиоцеп) базальтоидов обладают особыми петротрафичсскими и
петрохимическим и признаками и по отношению к вулканитам ОЧВП являются ново-
образованиями.
Вулканические и интрузивные образования ОЧВП представляют собой ассо-
циацию пород известково-щелочного типа, среди которых выделяются 10 вулка-
iioicinibix и 3 плутогепныс формации.
Более 90 % всех магматических образований сформировалось в раннюю ста-
дию (альб). Нижняя часть разрезов ОЧВП сложена в основном формацией выео-
коглинистых базальгов и ацдезитобазальтов. выше которых местами выделяются
дацит-риолиз овая и андезитовая формации. В позднюю стадию (сеноман-сап топ)
сформировались вначале лвупнроксеновыс аидезигобазалыы и андезиты, входящие
в состав формации анлезптобазальтов и риолитов, затем - риолиты и риолитовые иг-
пимбриты. Разрез завершается формацией глиноземистых плагобазальтов, развитых
во всех структурных подразделениях ОЧВП. Максимальная мощность вулканогенных
образований во внутренней унаследованной зоне ОЧВП достигает 7000 -7500 м, во
внешней и фланговых зонах 3000 -4000 м.
Интрузивные образования ОЧВП разделены па гопали г-траподиоритовую,
гранодиорит-гранитовую и сисниго-диориг-щслочпо-трачиговую формации Две
первые формации включаю т подавляющее большинство грапитоидных интрузий, об-
разовавшихся в раннюю стадию развития ОЧВП. К третьей формации отнесены мел-
кие и средние но размерам массивы (от 30 х 8 км) интрузивных порол повышенной
щелочности завершающей стадии интрузивного маг-магизма. Магматические образо-
вания ОЧВП образуют разнообразные вулканические, вулкапотскгопичсскис и плуто-
нические структуры.
Вулканические структуры: кальдсрообразныс вулкапоструктуры оседания диа-
метром от 10—15 до 100-120 км; кальдеры и прнкальдерные депрессии (до 25 х 35 км);
кольцевые интрузивно-эффузивные структурные комплексы (до 50- 60 км), обра-
зованные центральной депрессией, заполненной вулканическими образованиями
(до 3000 м), и внешней кольцевой зоной с выходами эпизональпых гранигоидов или
субвулканичсских ин трузивных тел различного состава.
Среди вулкапотсклонических структур наиболее крупными являются прогибы,
развитые во внешней и фланговых зонах. Их формирование связано с извержением
больших объемов вулканического материала кислого состава в заключительные ста-
дии вулканизма.
Грабси-синклинали характерны для внутренней зоны. Их протяженность до-
стигает 150-200 км, ширина 20-40 км. Они сложены преимущественно высокогли-
ноземистыми базальтами и апдезитобазальгами.
Магматогеппые поднятия представляю] собой линейные, реже брахиформные
структуры, в сводовых частях которых обнажены грани гоидные массивы, а на кры-
льях преобладают пирокластические породы андезитового состава.
Соотношения вулканических и вулкапотектонических структур сложны и много-
образны. Часто они образуют сложные комплексы, в которых сочетаются различные
типы структур: кальдеры, купола, грабены и прогибы.
Формирование ОЧВП произошло в краевой зоне орогенного (Верхояпо-Чу-
котского) геоблока па границе его с гсосинклнпальпым (Корякско-Камчатским) гео-
блоком в результате усилившихся контрастных движений между этими гсоблоками:
Всрхояно-Чукотского поднятия и Корякско-Камчатского опускания. Образование
пояса было особым самостоятельным процессом, нс связанным пи с какими другими
гсодмнамичсскими процессами Оно обусловлено распространением ареалов глубин-
ного (базальтового) магмообразоваиия под область с новообразованной гетерогенной
корон континентального тина (Корякско-Камчатская геосинклииалыю-складчэтая
система). Вариации состава базальтов п образование андезитовых формаций являют-
ся следствием взаимодействия высокошинозсмистого базальтового расплава с веще-
ством земной коры в промежуточных и периферических магматических камерах.
Формирование общей отрицательной структуры ОЧВП произошло вследствие
выноса огромного объема вещества из недр литосферы на поверхность, что вызна-
ло се проседание. Помимо компенсационных опусканий в формировании структур
ОЧВП значительную роль играла механическая активность магмы, в результате чего
были сформированы магматогенные поднятия.
В заключение следует отмстить, что «даже простейший геометрический анализ
геологических структур показывает, что применять механизм тектоники плит для
ОЧВП в целом невозможно» (Белый, 1994, с. 69). Этот вывод справедлив и по отно-
шению ко всем остальным структурам рассматриваемого региона.
Северо-Западное Приохотьс имеет самое сложное строение. Здесь происходит
сочленение Лмуро-Охотской и Сихогэ-Алнпской гсосинклипально-складчатых си-
стем с наложенными на них прогибами и вулканогенный.
Лмуро-Охотская система в пределах рассматриваемого региона представ-
лена Галамской, Тыльской и Тугурской геосинклицельными зонами, наложенными
на них Горомским пригеоеппклинальным прогибом и Ульбанской плуюногенно-
вулканогешюй зоной.
В гсосинклипальпых зонах Уюко-Шаптарского района развиты кремнисто-
вулканогенно-терригенные отложения кембрия, силура, девона и карбона мощностью
до 25 000 м: песчаники, алевролиты, диабазы, яшмы, кремнисто-глинистые сланцы,
известняки, пласты железных руд и фосфоритов. Породы смяты в складки общего
северо-восточного простирания и разбиты многочисленными разломами.
В Торомском пригсосипклиналыюм прогибе развиты в основном мезозойские
(триас -юра) терригенные ссроцвсгпые формации (свыше 10 000 м), представленные
алевролитами, аргиллитами и песчаниками с прослоями конгломератов и гравелитов.
Складчатость брахиформная, с пологим субгоризонтальным залеганием слоев.
Ульбанская зона сложена верхнемеловыми эффузивами - андезитами (гурон
коньяк) и риолитами (сайтом), с которыми пространственно сопряжены гранитов ды.
Эти образования характеризуют этап тсктономагматической активизации.
Северная часть Сихотэ-Ллинской системы представлена Амгунской и Ниж-
неамурской мезозойскими геосинклипальными зонами с наложенными на них
няугопогснно-вулкапогснными зонами и терригенными впадинами.
Амгупская зона сложена триасово-юрскими кремнисто-терригенными отло-
жениями обшей мощностью 18-20 км. В резко подчиненном количестве (до 1 %)
присутствуют вулканиты. Складчатойь линейная, простирание складок меняется от
северо-западного до пребладаюнтсго северо-восточного.
Пижнсамурская зона имеет сходное строение. Нижняя часть разреза пред-
ставлена здесь тсригснно-вулканогешю-крсмнистой формацией (7--8 км), верхняя -
кремнисто-терригенной (8—16 км). Возраст отложений позднетриасовый-ратнтемсло-
вой. Складчатость линейная, простирание северо-восточное.
Плутопогешю-вулканогсппыс зоны (Ульбанская. Магу, Эвурская и Нижнеамур-
ская) сложены вулканитами кислого и среднего состава (1 3 км) с подчиненным коли-
чеством кислых субвулканических и интрузивных образований. Возраст вулканитов
позднемеловой. В Эвурской зоне верхи разреза сложены эоцен-ол неоценовыми ба-
тальтами. Залегание пологое субгоризошалыюе.
Континентальные впадины (Конино-Немсльская и Чля-Орсльская) были сфор-
мированы в период от миоцена до четвертичного времени в результате сводово-глы-
бовых движений. Они выполнены полого залегающими слаболитиф!тированными
терригенными отложениями мощностью до 1,5 км.
Остров Сахалин. Структуры о-ва Сахалин разделяю! Охотоморскую котлови-
ну и Татарский прогиб, относящийся к Япопоморскому региону. Они представлены
Хоккайдо-Сахалинской и Восточно-Сахалинской гсосинклилальпо-складчагыми си-
стемами.
Хоккайло-Сахалипскан система занимает большую часть о-ва Сахалин Ес
геосштклипальпос развитие продолжалось с палеозоя до раннего мела включительно,
[сосинкливальные комплексы обнажаются в грех крупных тектонических блоках
Шмид говском, Лангсрийском п Топино-Анивском 11аиболее древние (палеозойские (?)
образования, обнажающиеся в двух последних блоках, представлены графитистымн,
слюдистыми и зелеными сланцами, финишами и кварцитами мощной ыо до 1400 м.
Болес широко развиты верхнеюрские- нижнемеловые вулканогенно-осадочные поро-
ды, известняки, диабазы и базальты с прослоями песчаников и алевролитов (2 -3 км),
прорванные мелкими телами серпа тнитзировапных дунитов, перидотитов и габбро-
пдов. Породы смяты в узкие линейные складки преобладающего северо-западного
простирания, осложненные надвпгттмн и зонами меланжа.
В конце раннего мела (альб) начал формироваться Западно-Сахалинский прогиб,
в котором в позднем мелу и кайнозое находилась мощная толща преимущественно
осадочных отложений, имеющая следующий разрез:
альб-камиан - аргиллиты п алевролиты, в верхней части местами угленосные
2200 -2700 м;
кампап- алий - песчаники, алевролиты, конгломераты до 900 м;
палеоцен-эоцен - песчаники, алевролиты, пласты бурого угля 1700 м;
эоцен - песчаники, конгломераты, алевролиты, аргиллиты до 2000 м;
олигоцен - конгломераты, песчаники, алевролиты, значительное содержание
вулканогенного материала базальт-апдезиголого состава до 800 м;
миоцен:
а) флишоидные переслаивающиеся кремнисто-глинистые и туффито-песчапые
породы, местами замешенные базальтами, их брекчиями и туффитами до 2000 м;
б) угленосные отложения, перекрытые морскими песчано-глинистыми породами,
и верхней части разреза с прослоями опок и диатомитов 2500 -2800 м;
верхний миоцен- плиоцен - диатомовые аргиллиты, алевролиты, песчаники ту-
фодиатомиты, лит питы 2100 м;
плиоцен - пески, галечники, лигниты 600-2000 м.
На западном побережье о-ва Сахалин эти отложения замешены базальт ами.
Плиоценовая фаза вулканизма завершилась внедрением экструзий щелочного и
кислого состава. Складчатое и» линейная и брахиформная.
Восточно-Сахалинская система отделена от Хоккайдо-Сахалипской глу-
бинным меридиональным разломом. Нижний геосинклинальный комплекс в этой
зоне представлен всрхпсмсловыми вулканогенно-осадочными породами, яшмами,
туфами, туффитами, гуфогенными песчаниками и алепролитами с отдельными по-
токами базальтовых лав и прослоями известняков. Па юге, в районе п-ова Терпения,
вулканогенные порода замещены терригенными. Формирование геосинклипального
комплекса завершилось внедрением небольших гсл ультраосновного и основного со-
става. Породы комплекса смягы в узкие лилейные складки, осложненные многочис-
ленными разломами. Имеют ся зоны меланжа.
Палеоценовые отложения отсутствуют, а залегающий выше кайнозойский
инверсионно-орогенный комплекс пород сходен с одповозрасгными отложениями
Хоккайдо-Сахалипс кой системы.
Полуостров Камчатка. Геологическое строение и тектонические структуры
п-ова Камчатка различными исследователями трактуются по-разпому. По традици-
онной схеме здесь выделяю гея гри гсосипклипалыю-складчатыс системы: Западно-
Камчатская, Восточно-Камчатская и Приокеанская. Самая северо-западная часть
Камчатки, примыкающая к заливу Шелехова и Пенжинской губе, относится к южно-
му звепу Корякской геосипкливальной системы, а южное окончание полусотрова - к
Курильской островодужной системе.
Западно-Камчатская гсосинклппально-складчатая система отделена от
Восточной Главным Камчатским разломом Наиболее древние породы обнажаются
в Срединно-Камчатском поднятии, где они представлены гнейсами и амфиболитами
с линзами мраморов п кальнифиров колчаковской серии (свыше 4400 м), возраст ко-
торой считается архейским (Геологическая карта..., 1992). К протерозою относятся
гнейсы, микрогнейсы и кристаллические сланцы камчатской серии (3000 м), прорван-
ные гнейсограпитами.
Палеозойские гсосииклинальныс образования отделены от докембрийских про-
тяженными разломами. Они представлены различными сланцами, филлитами, мега-
песчаниками и метаалсвролитами (5500 м).
Мезозойские геосипклинальныс образования имеют следующий разрез:
верхняя lopa-imwiiHM мел - филлитизнрованпые песчаники, алевролиты, гли-
нистые сланцы, эпидот-хлориговыс сланцы, базальты, пикриты, вулканические брек-
чии и вулканомиктовые породы, прорванные нижнемеловыми габброидами и ipaiiH-
тоидами 5000 м;
альб—сеноман и зурон-кампан — преимущественно терригенные отложения: пес-
чаники, алевролиты, аргиллиты до 5300 м;
кампан—Маастрихт - вулканогенно-осадочная толща, прорванная гипербазитами,
габброидами, сиенитами и гранитоидами (базальты, входящие в состав этой толщи,
изливались в подводных условиях) до 7000 м.
Выше залегает инверсионно-орогенный комплекс пород, представленный палео-
ценовыми конгломератами, эоценовыми вулканитами основного и среднего состава,
изливавшимися в субаэральных условиях, и миоцен-плиоценовыми вулканитами шо-
шонитовой ассоциации. Для пород этого комплекса характерны как линейные, так и
брахиформные складки.
Южное звено Корякско-Камчатской гсосинкл ина льно-складчатой системы.
К геосииклинальному комплексу здесь относятся вулканогенно-осадочные породы
верхней юры-иижнего мела: базальты, вулканические брекчии, вулкано-миктовые
песчаники и кремнистые породы (до 700 м).
Инверсионно-орогенный комплекс включает:
альб-сепоман и турон-кампан - алевролиты, аргиллиты, песчаники с линзами и
пластами каменных углей до 4500 м;
палеоцен-эоцен - конгломераты, песчаники, алевролиты, аргиллиты, пласты ка-
менных углей 1400-2000 м;
эоцен -субаэральные базальты, андезиты, вулканомиктовые брекчии, гуфогенно-
осадочиыс породы до 3000 м;
олигоцен - аргиллиты и алевролиты, реже песчаники до 1500 м;
нижний миоцен - кремнистые алевролиты и аргиллиты с примесью вулкани-
ческого материала 1400 м;
средний миоцен песчаники, алевролиты, пласты угля 1300 м;
верхний миоцен-плиоцен - гравелиты, песчаники, гуфопесчаники. туффиты,
гуфы, конгломераты, лигпиты до 1000 м;
плиопсп - пески, песчаники, копгломерачы, гуфы, диатомовые слипы 100 м.
Восточно-Камчатская гсосипклиналыго-складчатая система имеет сходное
с । роение. Фундамент здесь представлен докембрийскими (?) кристаллическими слан-
цами, тремолит-хлоритовыми породами и кварцитами, слагающими Хаиывспскую
возвышенность, а также обнажающимися на побережье Уткинскон губы
Геосипклинальный комплекс имеет следующий разрез
альб- сеноман и турон-кампан - терригенные породы: песчаники, алевролиты,
аргиллиты с примесью вулканогенного материала, аспидные и глинистые сланцы
до 7500 м;
кампан-маастрихт вулканические и вулканогенно-осадочные породы: ба-
зальты, брекчии, гналокластиты, гуфоконгломеразы, вулканомиктовые песчаники,
прослои кремнистых пород до 1000 м.
Геосипклинальпыс образования прорваны интрузиями гипербазито» и габброи-
дов. Для них характерна интенсивная дислоцированностъ с многочисленными разло-
мами, в гом числе надвигами.
В пределах Центрально-Камчатскою поднятия на породах гсосинклинальмого
комплекса несогласно залегают слабодислопировапные олигоценовые и миоценовые
вулканиты — андезиты, апдезитобазальты, туфоконгломераты, вулканические брекчии
и туффиты (до 3000 м), прорванные интрузиями диоритов и гранодиоритов. По ла-
терали вулканические породы замещаются терригенными с субщелочной примесью
вулканического материала.
В Центрально-Камчатском прогибе (рифте) разрез кайнозойских отложений
начинается с эоцена и представлен песчаниками, алевролитами, гравелитами и кон-
гломератами с линзами и прослоями туфов и туффитов; в миоценовой части разре-
за встречаются также прослои диатомитов (до 5500 м). Самая верхняя часть разреза
(верхний миоцен -плиоцен) имеет более грубый состав и содержит прослои лигнитов
(до 1500 м). В плиоцене па восточной границе прогиба сформировалась толща базаль-
тов и андезитобазальтов, изливавшихся в наземных условиях (до 3000 м).
В четвертичное время вулканические извержения происходят в основном в цен-
тральной части прогиба.
В пределах Восточно-Камчатского поднятия верхнемеловой геосинклипальпый
комплекс наращивается флишоидиой толщей датского яруса (до 2000 м). Затем следу-
ет перерыв в осадконакоплении до миоцена включительно. В плиоиене здесь местами
накопились вулканические и вулканогенно-осадочные породы небольшой мощности
Приоксанская гсосинкл ни ал ьпая система занимает восточное побережье
Камчатки, включая полустропа Шипунский и Камчатский Мыс. Геосинклипальпый
комплекс здесь имеет следующий разрез:
гурон-кампап — кремнистые и кремнисто-карбопатпые породы, песчаники, ба-
зальты, гналокластиты до 3700 м;
кампан -Маастрихт -- терригенные, кремнистые и кремнисто-карбонатиые поро-
ды, базальты, гналокластиты до 4500 м;
данип - песчаники, алевролиты, аргиллиты, кремнистые породы
до 3000 м;
палеоцен-эоцен - терригенные породы с пластами базальтов, реже андезитов
2000-3000 м:
эоцен - терригенные породы, туффиты, базальты, реже андезиты, туфокоп-
гломераты, брекчии 1700-4600 м;
олигоцеп - терригенные породы с отдельными потоками лав до 3000 м.
Верхнемсловыс отложения сильно дислоцированы, разбиты многочисленными
разломами и прорваны ин грузиями дунитов, лерцолитов, гарцбургитов и габброидов
Палеогеновые отложения дислоцированы слабее. В них присутствуют небольшие
тела 1'аббро и долсригов.
Инверсионно-орогенный комплекс, слагающий Гюшевский прогиб, состоит из
трех толщ:
нижним миоцен - терригенные породы с вулканическим материалом андезито-
вого состава, туффиты, диатомиты до 4500 м;
средиий-всрхпий миоцен - грубообломочные терригенные породы с прослоями
бурых углей и лигнитов 400 -700 м;
плиоцен - базальты, андезиты, дациты, гуфы, вулканические брекчии и ту-
фокопгломераты, сформировавшиеся в наземных условиях более 3000 м.
Активный вулканизм в этой зоне продолжается и в настоящее время.
Охотоморская котловина представляет собой крупную депрессию первого по-
рядка, осложненную впадинами, прогибами и поднятиями более мелких порядков.
С севера опа ограничена Охотско-Чукотским вулканическим поясом, с запада - ме-
ридиональной Хоккайдо-Сахалинской складчато-блоковой системой, а с юго-востока
- Курильской ост ровной дугой и структурами западной Камчатки. Все эти структуры
являются наложенными и связаны с глубинными протяженными разломами, заложе-
ние и развитие которых происходили с поздней юры (Охотско-Чукотский пояс) до
настоящего времени (Курильская островная дуга).
Охотоморская котловина имеет вид неправильного ромба, сторонами которого
служат Сахалин, северное побережье Охотского моря, западное побережье Камчатки
и Курильская островная дуга. Длина этого ромба (с севера на юг) 1700-1750 км, ши-
рина до 1300-1350 км.
Основные морфоструктурныс элементы котловины: шельфы, подводные плато,
осложненные впадинами, желобами и возвышенностями, и Южно-Охотская глубоко-
водная впадина (рис. 75).
Шельфы окаймляют почти всю котловину, за исключением ее прикурильской
части, где они практ ически не выражены. В северной и северо-западной частях котло-
вины они не имеют бровки и плавно переходят в Охотское подводное плато, которое
служит их непосредственным продолжением. Ширина Северо-Охотского шельфа по
изобате 200 м около 300 км, Прикамчатского - 150-180 км. На самом юге Камчатки в
шельф вдается желоб Атласова, в результате чего он резко сужается. Присахалинский
шельф в северной части четким перегибом отделен от впадины Дерюгина и имеет в
ширину 50-75 км. Южнее, между 51 и 50° с. ш.» шельф плавно переходит в пологий
желоб Петра Шмидта. Еще южнее, между шельфом и Охотским подводным плато,
появляется четкий уступ, который огибает подводное продолжение мыса Терпения,
вдастся в одноименный залив и далее продолжается на юг до мыса Ноторо на о-ве
Хоккайдо, ступенчато изгибаясь к северу от расположенной па нем подводной воз-
вышенности Китами-Ямато. Па этом участке к шельфу относятся заливы Терпения и
Анива, где ширина его достигает 150-180 км. Высота уступа 500-800 м, крутизна от
3-5 до 7-10°, обычно 5—7°. Обращает па себя внимание конформность бровки шель-
фа и береговой линии залива Терпения, образующих параллельные друг другу дуги,
обращенные выпуклостью на северо-запад. Такую же форму па этом участке имеет и
борт Южно-Охотской глубоководной впадины.
Охотское подводное плато занимает большую часть Охотоморской котловины.
Некоторыми исследователями эта морфоструктура рассматривается как «глубокий
шельф» (Строение.., 1976), однако относить к шельфу участки морского дна, находя-
щиеся на глубине до 2000 м, вряд ли правомерно. Как уже отмечалось, Охотское под-
водное плато продолжает Северо-Охотский п Камчатский шельфы, и граница между
ними считается условной, поскольку они образуют единую поверхность, очень полого
наклоненную на юг. Средний уклон 1 . 1000. Поверхность плато осложнена пологими
прогибами и возвышенностями, из которых наиболее крупные впадина Дерюгина и
подводные возвышенност и Академии Наук СССР и Института Океанологии. Склоны
этих возвышенностей прорезаны густой сетью долин с глубиной вреза до нескольких
сотен метров, для которых предполагается субаэральное происхождение (Удипцсв,
1957). Кроме того, имеется ряд более мелких прогибов (желоба Петра Шмидта,
Макарова, Лебедя, Ионы, Атласова, Шслнхова, впадина ТИНРО) и поднятий (банки
Св.Ионы, Кашеварова и Лебедя).
К рассматриваемому плато относятся т акже участки морского дна в юго-западной
части котловины, расположенные между шельфом и Южно-Охотской 1лубокоиодной
впадиной и шрапичепные с обеих сторон легкими уступами.
Южно-Охотская глубоководная впадина, располагающаяся па юге котловины,
вложена в Охотское подводное плато. Она имеет каплевидную форму с острым кон-
Рис. 75. Морфоструктурная схема Охотоморской котловины: 1 границы морфострукгур; 2
броска шельфов, 3 шельфы, 4 глубоководный шельф; 5 наложенные впадины; 6 прогибы;
7 возвышенности; 8 - выходы локайнозойского фундамента; 9 - континентальный склон; 10, 11
глубоководная котловина. 10-склон, II днище; 12 Курило-Камчатская система дуга желоб
цом. обращенным па северо-восток, где переходит в желоб Атласова. Максимальная
ширина впадины в ее юго-западной части по изобате 3000 и равна 270 км, макси-
мальная глубина 3372 м. Борта в интервале глубин 3000- 2000 м имеют уклон 5-8°,
местами 10°, выше они вы поваживаются. Борта впадины расчленены подводными
долинами, а в нрикурильской части осложнены многочисленными подводными гора-
ми и каньонами. Плоское днище впадины полого наклонено па юго-восток, в сторо-
ну Курильской дуги. В ряде мест над ним возвышаются отдельные подводные горы
шириной в основании 3-5 км, длиной 15-30 км и высотой до 1500 м, имеющие как
вулканическое, так и тектоническое происхождение (Сваричевский, 1981).
Анализ рельефа Охотоморской котловины позволяет сделать вывод о ее срав-
нительно недавнем образовании на месте бывшей суши (Удинцев, 1957; Сергеев,
1976; и др.).
Геологическое ст роение. В строении дна Охотского моря участвуют различные
по возрасту и составу геологические комплексы, среди которых преобладают кайно-
зойские осадочные отложения. Выходы докайпозойских комплексов, образующих
фундамент кайнозойского осадочного чехла, имеют очень ограниченное распростра-
нение.
Докайнозойскис образования. В их составе выделяются метаморфические,
осадочные, вулканогенные и интрузивные породы, драгированные на всех подводных
горах и возвышенностях.
Метаморфические породы по степени метаморфизма делятся падве группы.
К первой группе относятся гранат-амфибол-биотитовые гнейсы, гранат-
био гит-му сковитовые плагиогпейсы, амфиболиты, кварц-биотит-мусковитовые
и кварц-мусковшовые сланцы, наиболее широко развитые на банке Кашеварова.
Единичные обломки биотш -роговообманковых и биоти!-плагиоклазовых гней-
сов обнаружены также на подводных возвышенностях Академии Паук СССР и
Института океанологии.
Минеральные парагспсзпсы пород (гранат, коричневый биотит, средний пла-
гиоклаз, актинолит, мусковит) указывают на преобразование их в условиях амфиболи-
товой и эпидот -амфиболитовой фаций рш повального метаморфизма На этом основа-
нии они были условно отнесены нами к архею раннему протерозою (Геологическая
карта..., 1992).
Однако более детальные исследования показали сходство рассматриваемых по-
род с гранат-слюдистыми кристаллосланцами и нлагиопгсйсами малкинской серии
('рединного хребта Камчатки (Авченко и др., 1987). Возраст этой серии болыпинст во
исследователей в нас тоящее время условно считают палеозойским.
Вторая группа метаморфических пород представлена кварц-биотиговыми ми-
кросланцами, эпидот-хлориг-акгинолитовыми и кварц-альбит -хлоритовыми сланца-
ми, иногда с реликтами псаммитовых и вулканогенных структур и мстаэффузилами,
также наиболее часто встречающимися па банке Кашеварова.
Абсолютный возраст .метаморфизованного дацитового порфира 313,4 млн лет
(Корнев и др., 1982, 1989).
Редкие обломки пород рассматриваемой группы обнаружены и на других воз-
вышенностях:
па возвышенности Института Океанологии кварц-мусковиговыс и мусковит-
хлоритовые микросланцы;
на банке Ионы - кварн-хлорит-ссрицитовыс и кварц-серицитовые микросланцы;
па возвышенности Академии Паук СССР - биотит-хлоритовые и мусковит-
хлориговые филлитовидныс сланцы и мстаэффузивы с а м фн бол пг-э пи лотовой ми-
неральной ассоциацией (Корспбаум и др., 1977);
па Охотском своде - филлиты и мегаэффузивы.
Породы этой группы метаморфизованы в зеленосланцевой фации и, по-ви-
димому, слагают второй структурный ярус в фундаменте Охотоморского массива
(Геологическая карта..., 1992)
На возвышенностях северного замыкания Японского моря сходные по составу
породы, по данным радиоизотопных определений калий-аргоновым методом, имеют
среднепозднспалсозойский возраст - 240-360 млн лет (Леликов, 1992).
Осадочные и вулканогенно-осадочные породы докайнозойского возраста раз-
виты более широко. Среди них встречаются палеонтологически охарактеризованные
отложения гриаса и мела, однако вполне вероятно присутствие и палеозойских образо-
ваний. К ним относятся зеленокамешю-измененные эффузивы и их туфы, ассоцииру-
ющиеся с измененными осадочными терригенными и кремнистыми породами. Среди
эффузивов преобладают базал ыовыс, андезитобазальтовые и андезитовые порфириты
Реже встречаются дацитовые порфиры, альбитофиры, диабазы и спилиты. Осадочные
породы представлены в основном темными глинистыми, кремнисто-глинистыми слан-
цами, метаморфизованными граувакковыми песчаниками, кварцитовидпыми песчани-
ками, яшмами и кремнистыми породами. В ряде районов (Южно-Охотская котловина,
возвышенность Академии Паук СССР) с этими голшами сопряжены прорывающие их
домеловыс хранитоилы с абсолютным возрастом 128-215 млн лет.
Триасовые отложения установлены к югу от банки Кашеварова (Возраст...,
1989). Здесь в одном из обломков серого туфогенного слабометаморфнзованного
алсвритистого аргиллита были обнаружены остатки створок Monotis ocholica (Keys.),
характеризующих норийский ярус позднего триаса. Порода состоит из тонкозерни-
стого агрегата альбита и хлорита с примесью гид]юслюдистого материала, пелитово-
го и углистого вещества, обломков кристаллов плагиоклаза, кислого стекла, основной
массы средних эффузивов, редко - кварца и калиевого полевого шпата. Местами ско-
пления этих обломков образую! гонкие прослои и линзы, обусловливающие слои-
стость аргиллитов. Порода претерпела начальную стадию зслсиокамешюй фации ме-
таморфизма.
Вместе с описанными аргиллитами были подняты обломки эффузивов основ-
ного и среднего состава, их туфов, туфогенно-осадочных пород и храпитоидов, а так-
же валуны и галька такого же состава. Возможно, часть этих пород входит и состав
верхнетриасовой вулканогенно-осадочной голщи, прорванной хранитоидами.
Юрский-раннемеловой возраст имеют эффузивы, драгированные в основном
па банке Кашеварова (Корпев и др., 1989): апдезитодаццтовые порфиры (179,4 млн
лет), диабазы (154,0 млн лет) и андезитовые порфириты (142,0, 130,3 и 108,6 млн
лет). Сходные по составу к характеру вторичных изменений породы были драгирова-
ны па возвышенности Академии Паук СССР (апдезитобазальты и андезит одациты),
на юго-восточном склоне Охотского свода (мстаандезиты и альбитофиры), па банке
Лебедя (амфпболовые андезиты и плагиоандезиты), на банке Ионы (андезитобазаль-
ты, андезиты и базальты - 115 млн лет), во впадине Дерюгина (эпидотизироваппые
андезитовые и базальтовые порфиры)- По-вцднмому, в состав юрско-раннемеловой
вулканогенно-осадочной голщи входят также туфы, туфопссчаники и гуфоалевроли-
ты, драгированные вместе с эффузпвами (Васильев и др., 1984).
Сеноман-туронскиг песчаники с ппоперамами Pergamcntia nipponicus (Nag., Mat.)
и одиночными кораллами драгированы на Охот ском своде с гаубицы 200 м (Возраст..
1989). Эти породы очень сходны по составу с одновозрастными породами западной
Камчатки и Сахалина, где они сохласно подстилаю тся альб-сепомапскими и перекры-
ваются турон-коньякскими отложениями. Это дает основание предполагать более ши-
рокий диапазон меловой осадочной толщи (альб-копьяк) и на Охотском своде.
К верхнему мелу-палеогену нами условно о тнесен пестроцветный вулканогенно-
осадочный комплекс, породы которого драгированы на всех подводных воз-
вышенностях Охотского моря. Он включает различные неметаморфизовапные оса-
дочные породы - песчаники, алевролиты, аргиллиты, часто с растительными ос-
татками, косой слоистостью и другими признаками, указывающими на мелководные
и наземные условия их формирования. С осадочными породами ассоциируются вул-
каниты дифференцированной известково-щелочной серии от базальтов до риолитов.
Обилие гуфов, туфолав. лавобрекчий и игнимбритов свидетельствует о субаэральном
харак тере извержений. Формирование рассматриваемого комплекса, видимо, связано
с развитием наложенных структур акт ивизационного типа или орогенных зон.
Все песчаные и алевролитовые породы дна Охотского моря характеризуются
очень слабой окатанпостью и плохой отсортированностью обломочного материа-
ла, что свидетельствует о местных источниках сноса, которыми служили припо-
верхностные вулкано-
плутонические комплексы основного и среднего состава и частично гранитои-
ды.По химическому составу они близки эвгеосинклипальным отложениям скандинав-
ских каледонид и Японии (Строение дна..., 1981).
Интрузивные породы, представленные в основном граниго идам и, широко раз-
виты в фундаменте Охотоморской котловины. Они драгированы на всех подводных
возвышенностях и горах, а также со склонов впадины Дерюгина и Южно-Охотской
глубоководной впадины. По абсолютному возрасту среди них выделяются четыре
группы (табл. 37).
Триасовые порфировидные биотит-роговообмапковые гранодиориты и пла-
гиограниты (абсолютный возраст 209 и 206 млн лег) драгированы на возвышенно-
сти Академии Наук СССР. Возможно, что этот же возраст имеют ассоциирующиеся
с ними габбро- и кварцевые диабазы. Следует, однако, отмстить, что приведенные
определения возраста нс вполне надежны, поскольку производились из катаклазиро-
ваниых пород (Геодекян и др., 1976).
Юрские грапитоиды также драгированы в основном с подводных гор Куриль-
ской островной дуги.
Раннемеловые гранитоцды развиты более широко. Они драгированы па сле-
дующих местах:
возвышенность Академии Паук СССР - кварцевые диориты, гранодиориты
(113 -122 млн лег) и диориты (135,8 млн лег);
возвышенность Института Океанологии - кварцевые диориты (115- 121 млн
лет);
банка Кашеварова - диориты (113 и 124 млн лет);
охотский свод - граниты (138 млн лет);
островной склон Сахалина - граниты (133,7 млн лет).
Среди пород этой группы преобладают серые роговообмапково-биотитовые
и биогит-роговообманковыс кругшо-средпсзерпистыс кварцевые диориты и гра-
нодиориты. Реже встречаются серые и розовато-серые биотитовые и биотит-рого-
вообмапковыс граниты и плагиограниты, иногда порфировцдпые. Для пород ха-
paici ерно широкое развитие вторичных процессов- серицитизации плагиоклазов, хло-
ритизации биотита и катаклаза.
Та&шца 37 Абсолютным возраст гранитонлов Охотского моря
Проба Порода Характер пробы Возраст, млн лет
Возвышенность Академии Наук СССР
962/1 Кварцевый диорит Валовая 87 ± 5,0
962/2 — « - --« — 107 ±3
962/2а Гранодиорит Биотит 91,0 ± 1,8
962/26 — « - « - 94,7 ±1,9
962/3 — « - «- 206 ±4,0
962/3 - « - 209 ±4,0
962/4а Гранит Полевой шпат 75.8 ± 1,5
962/46 - «- - « - 74,6 ± 1,5
4218/500 Кварцевый диорит Валовая 31,5 ±1,3
133 Гранодиорит — «-- 113± 122
69/1 Гранит Амфибол 130 ±5
Биотит 117± 12
КИШ 138± 10
69/2 Гранодиорит Биотит 78 ±8
КИШ 61 ± 6
69/2А Кварцевый диорит Амфибол 96 ±6
Биотит 105 ±7
КИШ 99±5
69/5 — « - Амфибол 98 ±7
Биотит 114 ± 5
КПИ1 102 ± 12
2120/147 Грапит Валовая 68,0
3105/3 Диорит - « - 135,8
3157/1 Кварцевый диорит — « — 109.9
Возвышенность Института Океанологии
967/1 Гранитонд Валовая 69±5
967/1 Гранодиорит - « 83 ±5
967/1а Гранитонд Полевой шпат 93,5 ± 1,9
67/16 - «- - « - 95,4 ± 1,9
4218/512 Кварцевый диорит 101 ±4
73/17 Гранодиорит Амфибол 75 ±5 |
Биотит 83 ± 10
КПШ 83 ±4
73/18 Кварцевый диорит 115 ±7
Биотит 121 ±25
КПШ 87± 10
2896/11 Гранодиорит 95.0
Балка Кашеварова
83/18 Гранодиорит Амфибол 102 ±6
Биотит 101 ±9
КПШ 96 ±8
84/3 Диорит Амфибол 113±7
Биотит 116± 14
КПШ 102 ± 15
Окончание tnafi.'i. 37
Проба Порода Характер пробы Возраст, млн лет
84/14 Гранодиорит Амфибол 69 ±5
Биотит ЮЗ 4.9
КПП! 6О±7
2806/53 Гранодиорит Валовая 90,2
2810/5 Диорит Тоже 70,8
2810/5 - « - - «- 93,4
3118/1 Гранит — « — 46
3118/3 Гранодиорит 150,1
3120/10 Грапит — « - 47,7
3121/29 Диорит - « - 124,9
3163/1 Гранодиорит — а - 66
3163/11 Габбро 79,7
3165/37 Гранит - «-- 64,8
Банка Ионы
о-в Ионы Гранодиорит Валовая 45 53
89/1 - « — Амфибол 83 Д-9
Биотит 77.1 10
KIIIII 67 ±4
2827/39 Гранодиорит Валовая 98,1
Охотский свод
2815/28 Гранит Валовая 50,1
2819/20 114,4
2879/26 Грапит - « - 138,0
2879/33 Гранодиорит -«- 97.6
Северный шельф
2841/1Б Гранит Валовая 105,6
2847/1 Гранодиорит — « - 84,3
2847/6 - «~ 84,6
Шельф и основной склон Сахалина
2803/1Л Гранит Валовая 133,7
2228/9 Г ранодиорит .. _____ 120,5
Островной склон Южно-Охотской котловины горы Бабкина,
вулканы Вавилова, Обручева, Случайный
65/1 Кварцевый диорит Амфибол 186 13
Биотит 176 Г 14
КПП! 184» 11
5245 Гранит Валовая 199 ». 2
5246 - « - - « 128 1:3
5247 «- 127
5248 - « - - « - 16013
5250 - « - « - 94
2348/1 Диорит - « - 166,2
2352/2Л Гранодиорит - « — 56,6
7725/1 - « — - « - 160
7725/2 Грапит - « - _ 212
Примечание КПШ — калиевый полевой шпат.
Позднемеловые фапитоиды наиболее распространены. Они представлены в
основном серыми порфире видны ми роговообмапково-биотитовыми гранодиоритами
и гранитами с абсолютным возрастом от 65 до 100 млн лет. Реже встречаются мон-
цониты, кварцевые диориты и грапосиспиты. Породы свежие, массивные, вторичные
автометасоматичсскис процессы проявлены незначительно. Детальное изучение гра-
нитоидов Охотоморской котловины показало сходство пород всех возрастных групп.
Все они принадлежат к известково-щелочному классу и характеризуются близкими
петрохимическими параметрами, что может свидетельствовать о сходном режиме
проявления мезозойского гранитоидного магматизма в пределах Охотоморской котло-
вины (Васильев и др., 1985; Леликов, Маляренко, 1994).
На всех станциях драгирования гранитоиды ассоциируются со сходными с ними
по составу известково-щелочными вулканитами ряда базальт-андезит-риолит, а так-
же с различными осадочными породами — песчаниками, алевролитами, аргиллитами и
глинистыми сланцами, иногда ороговикованными, формировавшимися в прибрежно-
морских и континентальных условиях. Это устойчивое совместное нахождение гра-
питоидов, субаэральных вулканитов и пестроцветных осадочных порол позволяет
предполагать, что гранмтоидиый магматизм в пределах Охотоморской котловины
проявился в структурах типа вулкано-плутонических орогенных (или гетерогенных)
зон, несколько смещавшихся во времени от Курильской островной дуги к северу, в
с торону континента. В этом же направлении отмечаю тся увеличение роли гранитов и
повышение их калиевое ги (Васильев и др., 1985).
Кайнозойский осадочный чехол. Кайнозойские отложения в пределах
Охотоморской котловины образуют почти сплошной покров, из-под которого только и
ряде мест па небольших участках морского дна обнажается описанный выше фунда-
мент. Мощность этих отложений в некоторых впадинах досыпает 8 10 км.
В составе кайнозойского осадочного чехла выделяются три сейсмостратг-
рафичсских комплекса (Геологическая карта..., 1992).
Нижний (третий oi поверхности) ссйсмостратиграфический комплекс, вы-
полняющий наиболее погруженные зоны седиментационных бассейнов, имеет палео-
геновый возраст. Наблюдается общая тенденция возрастания мощности этого ком-
плекса в северном и северо-восточном секторах Охотского моря и выклинивания его
на горстовых поднятиях Охотоморского срединного массива и в сторону Курильской
островной дуги.
Отложения этого комплекса, как правило, отсутствуют на поднятиях и почти
повсеместно распространены в погребенных грабенах. Для него характерны пре-
рывистый пизкочасютный спектр сейсмических отложений и значительная дислоци-
рованное] ь.
Сейсмофока л ьный анализ обстановок осадконакопления рассматриваемого
комплекса позволяет предполагать широкий диапазон фаций — от грубообломоч-
ных континентальных и песчано-глинистых шельфовых до турбидитовых гемнпс-
лагичсских склоновых и эф фу з и нов впадин рифтового (сбросового) происхождения.
Холмообразная форма кровли указывает на широкое развитие фаций конусов выноса.
Кровля комплекса па сейсмических разрезах имеет в основном высокоамплтудпую
характеристику с признаком подошйешюго налегания и кровельного несогласия.
Максимальная мощность отложении комплекса до 6000 м.
В наиболее глубоких грабенах ниже отложений третьего комплекса отмечается
присутствие в разрезе более древней клиноформы, предположительно позднемелоио-
го возраста с шельфовыми обстановками осадконакопления. Такие клиноформы вы-
явлены на акваториях, прилегающих к юго-восточной части о-ва Сахалин, и в Северо-
Охотской группе прогибов. Мощность этих клиноформ достигает 4000 м.
Второй (средний) сейсмо стратиграфический комплекс предположительно
олигопен—миоценового возраста, развит почти повсеместно, за исключением наибо-
лее поднятых блоков Охотоморского срединного массива. Для отложений комплекса
характерно наличие протяженных высоко- и среднеамплитудных сейсмических от-
ражений.
Сейсмофациальный анализ позволяет предполагать широкий диапазон обстано-
вок осадконакопления второго комплекса — от континентальных в пределах прибреж-
ных акваторий до шельфовых и фаций открытого моря, часто образующих единый
взаимосвязанный теистический разрез от побережья континента в сторону моря в
условиях глубокого погруженного дна бассейна седиментации. Литоралыю сейсмо-
фации переходят, вероятно, в склоновые и глубоководные пелагические, кремнистые
п карбонатные отложения. Седиментация в пен тральных частях большинства бассей-
нов происходила, по-видимому, в условиях относительно глубоководного моря, огра-
ниченного с одной стороны срединным массивом, с другой - побережьем материка,
либо в условиях островных и вулканических дуг. Максимальная мощность отложений
второго сейсмокомнлскса достигает 4500 м.
Отложения плиоцспа-плсйстоцсна практ ически не дислоцированы и имеют наи-
более широкое распространение, отсутствуя лишь па отдельных блоках, выраженных
пологими поднятиями морского дна. По данным НСП, эти отложения выделяются в
качестве верхнего (первого) сейсмостратиграфичсского комплекса. Для пего характер-
ны четкие, непрерывные, высоко- и срсднсамшхитудные сейсмофации, отвечающие
шельфовым и дельтовым обстановкам седиментации. В отложениях комплекса до-
вольно широко и повсеместно развиты диапироподобные структуры и конссдимснта-
цпоппые бсскорпевыс разрывы, свидетельствующие о высокой пластичности и теку-
чести пород Максимальная мощност ь отложений достигает 6000 м.
Состав отложений кайнозойскою осадочного чехла изучен при бурении пеф-
гепоисковых скважин в Северо-Охотском и Сахалинском прогибах, а хакже в ре-
тультате многочисленных драгирований в пределах всех остальных морфосгруктур.
В Северо-Охотском прогибе параметрическая скважина пробурена па шельфе в
вриосевой части крупной Магаданской антиклинали в 200 км от побережья па глуби-
не 163 м. Глубина скважины 3175 м.
Скважина вскрыла докайнозойский фундамент (3175-2910 м), представленный
вулканогенными образованиями предположительно мелового возраста, и весь разрез
кайнозоя, в котором выделяются две толши: нижняя грубозернистая терригенная угле-
носная бескрсмнисгая (2910-2510 м) и верхняя гсрригснпо-крсмнистая (2510 -0 м).
Верхняя голща, в свою очередь, делится на две части. В нижней части (2510
930 м) кремнезем раскристаллизован, в верхней (930-0 м) предст авлен биогенным
опалом (главным образом скелетами диатомей). Такой тип разреза характерен для
всех районов Охогоморского региона - западной Камчатки, центрального и южного
Сахалина (Возраст.... 1989). Нижняя толща отвечает третьему ссйсмокомн лексу, ниж-
няя часть верхней толщи второму, а верхняя ее часть - первому сейсмокомплсксу.
На подводном продолжении п-ова Терпения драгированием установлены
олигоцен-миоценовые отложения, представленные окремненными аргиллитами,
алевролитами, песчаниками, гуффидитами и туфами среднего состава. В алевролитах
и песчаниках часто встречаются карбонатные стяжения и конкреции с органическими
остатками. Спорово-пыльцевой комплекс из этих отложений характерен для холмской
свиты южного Сахалина (ранний миоцен).
На Присахалинском шельфе к нижнему миоцену отнесена толща диатомитов, ту-
фогенных песчаников, окремненных аргиллитов и алевролитов, туфов, туффитов, ту-
фобрекчий, туфоконгломератов (до 500 м), аналогичная по составу нижнемиоценовым
отложениям южного Сахалина (холмская, невельская и другие свиты). Залегающие
здесь же срсдггемиоцсгговые отложения представлены алевролитами, аргиллитами,
опоковидными глинами и туфогенными песчаниками (до 2500 м, по данным бурения);
породы содержат богатые комплексы диатомей зоны Denticulopsis Lanta и радиоля-
рисвой зоны Cyrtocaspella tetrapcra
К среднему миоцену на Хоккайдо-Сахалинском шельфе относится толща се-
рых и розовато-серых скорлуповатых туфогеиных песчаников, аргиллитов и алев-
ролитов, реже гравелитов, конгломератов, диатомитов, гуфодпамитов и туффитов,
менее развиты грепслы и опоки. В аргиллитах и алевролитах присутствуют' ост атки
раковин моллюсков, характерных для курасийской свиты о-ва Сахалин; выявленный
в этих отложениях спорово-пыльцевой комплекс характерен также для дайной сви-
ты. Образования нерхненлиоцепового-пижпенлиоценового горизонта на Хоккацдо-
Сахалипском шельфе залегают несогласно па подстилающих толщах, выполняя круп-
ные пологие мульды, местами осложненные по бортам разломами. Они представлены
туфогенными песчаниками, диатомитами, алевролитами, гравелитами, конгломерате-
брекчиями, гуффитами и туфами среднего состава. Комплекс радиолярий относится к
зоне Clathrocyclas bicornrs и слоям с Stichocorys delmontensis. Мощность до 1000 м.
В Южно-Охотской котловине к верхнему миоцену-нижнему плиоцену (диа-
томовая зона Dcnlicula kamlshatica) принадлежит толща (800-850 м) диатомитов, пес-
чаников и алевролитов с карбонатными и мергелистыми конкрециями.
Неогеновые отложения вскрыты скважинами па Присахалинском шельфе
Огги представлены аргиллитами, алевролитами и песчаниками мощностью свыше
3000 м. Огложения верхнего плиоцена-плейстоцена имеют наиболее широкое рас-
пространение, отсутствуя лишь на отдельных блоках, выраженных положи тельными
поднятиями морского дна. В современных нскомплексировапиых седиментационных
бассейнах (впадины ТИПРО, Дерюгина, Южно-Охотская котловина) происходит’ на-
копление кремнистых и вулканогенно-терригенных пород. В отложениях комплекса
довольно широко и повсеместно развиты диапироподобныс структуры и конседимсн-
гационпые бескорнсвыс разрывы, свидетельствующие о высокой пластичности и те-
кучее ги пород. Максимальная мощность отложений достигает 6000 м.
11а Хоккайдо-Сахалинском шельфе вблизи берега в составе отложений раз-
виты мелкозернистые пески, которые глубже сменяются грубозернистыми песками
и гравийно-галечными отложениями. Внешняя часть шельфа покрыта несортирован-
ными осадками, илистыми песками с гравием, галысой, глыбами и щебнем, глубокие
части зоны - илами. Мощность от 10 до 100 м.
В Южно-Охотской котловине и центральной части Охотского моря к отло-
жениям данного возраста относятся песчано-алевриговыс и глинисто-алевритовые
толщи с прослоями диатомовых илов, породы содержат богатый комплекс диатомей
зогг Actinocyclus oculalus и Dcnticula seminae var. Fossilis. Мощность отложений до
1500 м.
Курило-Камчатская система дуга-желоб
Она состоит из Курильской островной дуги и сопряженного с ней глубоководного
желоба.
Курильская островная дуга протягивается от хребта Акаи па о-ве Хоккайдо до
мыса Лопатка на п-ове Камчатка на расстояние 1250 км при ширине по бровкам шель-
фов и подводных плато 100-110 км. Радиус ее в плане около 2000 км. Поверхность
дуги образована хребтом Большой Курильской гряды, протягивающейся вдоль ес впу-
греннего (Охотоморского) края, и двумя подводными плато Южно-Курильским и
Северо-Курильским, разделенными Средне-Курильской впадиной. В юго-западной
части Южно-Курильского плато расположен Малокурильский хребет, продолжаю-
щийся на п-ове Иемуро. Описанный в литературе подводный хребет Витязя, располо-
женный на продолжении Малой Курильской гряды (Удинцев, 1955), морфологически
не выражен.
К основным структурам Курило-Камчатской системы дуга-желоб относятся
Большекурильская, Малокурильская и Фронтальная антиклинальные зоны, разде-
ленные Внутренней и Внешней синклинальными зонами, Приосеная зона и океа-
нический склон желоба, а также поперечная зона Буссоль (рис. 76).
Островная дуга и островной склон желоба. В строении этих структур при-
нимают участие доверхнемсловые, верхнемеловые и кайнозойские образования
(рис. 77,78).
Доверхнемаювые образования широко развиты в юго-западной части района,
выделяемого японскими геологами пол названием зеле покаме< того района Китаками.
Здесь фундамент представлен формацией Тойокоро, сложенной песчаниками, алевро-
литами и глинистыми сланцами с прослоями кремнистых сланцев, известняков и по-
кровами подушечных лав, диабазов и спилитов. Эта формация сопоставляется с труп-
ной Сорати Главного пояса Хидака, имеющей юрский возраст. Породы фундамента
сложно дислоцированы, разбиты многочисленными разломами и прорваны дайками
н мелкими штоками интрузивных пород основного и среднего состава.
На островах Большой Курильской гряды фундаментом, судя по ксенолитам в ла-
вах, служат метаморфизованные породы: кристаллические сланцы, кварциты, рого-
вики, а также габброиды, диориты и плагиограниты (Федорченко, Родионова, 1975).
Доверхнемсловые породы (калишпатовые двуслюдяныс и мусковитовыс граниты,
гранитогнейсы, гнейсы и кристаллические сланпы) встречаются также па островах в
виде валунов и гальки.
В Малокурильской зоне доверхнемсловые образования обнажаются в се прио-
севой части. По данным драгирования, среди них преобладают метаморфизованные
осадочные и кремнистые породы, а также метаэффузивы, грапигоиды и габброиды.
Они же слагают’ большую часть обломочного материала в неогеновых туфогеипых
копгломсраго-брскчиях, широко развитых па крыльях антиклинали. Преобладание
среди обломочного материала угловатых глыб и щебня с выветрелой поверхностью,
без следов переноса указывает на их местное происхождение. Ледовый разнос, но
крайней мерс для обломков в палеогеновых и неогеновых отложениях, исключается,
так как льдов тогда не было. По составу и степени метаморфизма среди рассматри-
ваемых пород можно выделить т ри группы: метаморфические, метаморфизованные
осадочные, кремнистые и вулканогенные, а т акже интрузивные.
Рис. 76. Схема морфо-
структурного районирования
Курило-Камчатской системы
дуга-желоб (Васильев,! 988):
1-4 - Охотоморская котлови-
на: 1 пубокий шельф (под-
водное плато), 2 - Южно-
Охотская глубоководная впа-
дина. 3 - Восточно-Куриль-
ский лроп1б; 4 - впадина
Сиретоко; 5 - Главный пояс
Хидака, 6-13 - морфотскто-
ничсскис топы: б - Сарома,
7 - Большекурильская анти-
клинальная, 8 Внутренняя
синклинальная, 9 - Малоку-
рильская аптиклтп шльная,
10 Внешняя синклинальная.
11 Фронтальная антикли-
нальная, 12 -Приоссвая. 13-
грабен Буссоль; 14 океани-
ческий склоп желоба; 15 оси
синклиналей; 16 оси анти-
клиналей, 17 простирание
складок; 18 ось желоба; 19 -
основные разломы: а - уста-
новленные, б ~ предполагае-
мые, 20 - береговая линия
130С
tsoo
Рис. 77. Сопоставление разрезов Курильской островной Луги и желоба (Васильев, 1988). 1-V1 зоны: 1 Большекурильская, П
Внутренняя. III - Малокурильская. IV Внешняя. V Фронтальная, VI ГТриоссвая; литология I базальты; 2 андезитобазальты;
3 дациты и риолиты. 4 измененные базальтоиды; 5 туфы; 6 - туфобрекчии; 7 брекчии; 8 конгломераты; 9 песчаники; 10 •
гуфо песчаники, 11 алевролиты; 12 - диатомиты. 13 - глинистые сланцы и аргиллиты; 14 углистые аргиллиты, угли. 15 алевриты,
16 кремнистые породы; 17 мраморы. 18 кристаллические сланцы, 19 - кварциты. 20 - перемятые литифицированные осадочные
породы. 21 •• диориты и плагиограниты. 22 - габброиды, 23 -- гранитонды
0 л° вое
1 4С0 309
К1 ?С9- 500
"I /-I,- А, (S3' 500
1' у aTv Ly. $00 ?7вС
й >*В0
к.
п- Н1
о 10 30 50 70 90 Ito 130 150 170 190 210 230 250 270 290 310 330
190 170 150 130 110 90 70 50 30 10 О 0 10 30 SO 70 90 100 130 150 170
Рис. 78. Некоторые характерные сейсмологические разрезы Курильского желоба: 1 - верхняя осадочная толща материкового склона, v !,8-2,2
км/с (верхний миоцен плейстоцен), 2 нижняя осадочная толща материкового склона, v = 2.5-3,2 км/с (олигоцен- средний миоцен), 3 - осадочная толща
океанического блока (мел. неоген и плейстоцен); 4 перемятые кайнозойские отложения Приосевой зоны; 5 кайнозойские вулканогенные образования;
6 - докайнозойскис образования материкового блока, v « 4 км/с; 7 докайнозойскис образования материкового блока. v = 3,6-3,8 км/с; 8 до верхнемеловые
образования океанического блока: 9 разломы. 1 7. 9 номера профилей
Метаморфические породы отмечены в виде единичных обломков. В большом ко-
личестве они встречаются в гальке и зернах палеогеновых и неогеновых песчаников.
Среди них обнаружены следующие разности:
сланец углистый слюдисто-хлористо-кварцевый;
роговики кварцево-биотитовыс черные, тонкорассланцоваппые (по углисто-
глинистым сланцам), с прослойками (1 мм) роговика по мелкозернистому кварц-
полевошпатовому песчанику;
кварциты и микрокварциты серые сливные, состоящие из зубчатых зерен кварца,
небольшого количества хлорита и рудного минерала;
брекчии серые, мелкообломочпыс, расслапцованные, окварцоваппые, иногда с
зернами граната, состоящие из угловатых обломков (1 10 мм) темно-зеленого хлори-
тового сланца, заключенных в тонкозернистой кварцево-серицитовой цементирую-
щей массе. Кроме того, в единичных обломках встречены, мраморы серые, средне-
зернистые, слюдистые; сланцы серые, кварцево-серицитовые; гнейсовидные породы
мелкозернистые, полосчато-пятнистые.
В группе метаморфизованных осадочных, кремнистых и вулканогенных пород
преобладают сливные кварцитовидные песчаники от мелко- до крупнозернистых, со-
стоящие из зерен плагиоклаза, кварца, калиевого полевого шпата, кристаллических
сланцев, кварцитов, яшм, измененных эффузивов, реже - граната, амфибола, эпидота
н сфена. Цемент слюдистый или хлоритовый тина заполнения пор, иногда крустифи-
кационпый. Встречаются текстуры взмучивания.
Кроме песчаников встречаются алевролиты серые и темпо-серые, окварцо-
вапныс, иногда катаклизировапиые, аргиллиты серые и темпо-серые с примесью
(5-15 %) алевритовых зерен кварца, плагиоклазов, листочков слюды, единичных
зерен сфена, циркона и эпидота. Известняки пелитоморфныс, состоящие из тонко-
зернистого (0.002-0,004 мм) калышта с примесью (10-15 %) алсвригопссчапых зерен
кварца, плагиоклаза, биотита и кислых эффузивов; кремнистые породы черные, серые
и зелено вато-серые, массивные, иногда тонкослоистые; мегадиабазы окварцоваппые.
состоящие из денег плагиоклаза, промежутки между которыми заполнены агрегатом
гонкоигольча того актиполита и хлорита; порфириты сильно измененные, окварцовап-
пыс, обычно плагиоклазовыс; гуфобрекчии и лавобрекчии порфиритов и диабазов
мелкообломочные, окварцоваппые.
Описанные породы сходны с породами повиковской свиты южного Сахалина,
возраст которой установлен как верхний палеозой--мезозой (до раннего мела включи-
1слыю). На о-ве Хоккайдо подобные породы слагают супергруппу Хидака, имеющую
1акой же возраст, а на п-ове Камчатка их аналогом, возможно, являются породы мал-
кнпской серии (палеозой-ранний мезозой).
С метаморфизованными осадочными и эффузивными породами тесно ассо-
циируются грапнтоиды По-видимому, массивы этих пород прорывают эффузивно-
осадочную толщу, вызывая ее метаморфизм. В состав этой группы входят:
граниты розовые и светло-серые от мелко- до крупнозернистых, биогитовые и
бнотитово-роговообмапковые, реже двуслюдяпыс, иногда порфировндныс;
граниг-порфиры жслтоваго-ссрыс и зслсповато-ссрыс, биогитовые и лейкокра-
товые; гранодиориты серые, роговообмапковыс, средисзсрнистыс;
плагиограпиты серые и светло-серые, биотич-роговообмапковыс, мелко- и срсд-
пезерн истые;
аплиты и гранит-аготиты розовые н серые, лейкократовые;
кварцевые порфиры жильные, розовые; сиениты розовые, крупно- и среднезср-
нистые, роговообманковыс.
Поскольку таких пород нет пи среди неогеновых отложений Большой Курильской
гряды, пи среди верхнемеловых отложений Малой Курильской гряды и п-ова Немуро,
можно полагать, что они более древнего возраста. В ряде мест это подтверждается
и результатами определений радиоизотопного возраста. Так, возраст гранодиори-
та из глыбы в палеогеновых лавобрекчиях на мысе Край Света (о-в Шикотан) равен
2С9 млн лет, а возраст гранодиорита, поднятого при драгировании юго-восточнее о-ва
Шикотан, -160 млн лет.
Во Фронтальной зове породы, отнесенные к рассматриваемой возрастной груп-
пе, представлены ороговиковапными песчаниками и алевритами, биотитовыми рого-
виками (по аргиллитам и алевролитам), сильно измененными эффузивами и туфо-
брекчиями, а также сиенитами с абсолютным возрастом 157 млн лет и диоритами с
возрастом 327 млн лет (Васильев и др., 1979).
Верхнемеловые образования развиты во всех антиклинальных зонах. Наиболее
полно они представлены в Малокурильской зоне.
На островах Малой Курильской гряды эти о тложения делятся на две свиты: мата-
котапскуго и малокурильскую, а интрузивные породы данного возраста представлены
малокурильским и шикотанским комплексами. Нижняя часть вскрытого разреза мата-
котанской свиты сложена грубообломочными лавобрекчиями, сменяющимися выше
туфоконгломератами с горизонтами и линзами миндалекаменных базальтов, диабазов
и спилитов, реже андезитобазальгов. Этими же породами представлен и обломочный
материал в лавобрекчиях и туфоконгломсратах В верхней части разреза преобладаю!
гуфобрекчии, туфокоигломераты с маломощными прослоями гуфов и туфопссчани-
ков. Абсолютный возраст базальгов из бухты Крабовая на о-ве Шикотан равен 62 и
77,5 млн лет1 Максимальная видимая мощность свиты 750 м, а полная мощность,
учитывая ее подводное продолжение, достигает 1500 м. Возраст ее установлен по на-
ходкам Inoceramiis sachalinensis Sok. как кампанский.
На о-ве Полонского, в районе мыса Северный, среди пород матакотанской сви-
ты имеются выходы (скорее всего, в небольших тектонических блоках) сильно пере-
дробленных кремнистых пород, вероятно подстилающих матакотанскую свиту.
Малокурильская свита согласно залегает на матакотанской и состоит из зеле-
ных, зеленовато-серых, серых и красновато-бурых слоистых туфогенных песчаников
и алевролитов с прослоями туфов и туффигов среднего состава с карбонатными кон-
крециями и линзами. Мощность этой свиты па о-ве Полонского около 1000 м, а пол-
ная ее мощность, учитывая подводное продолжение, достигает 1300-1500 м. Возраст
свиты, но находкам Inoceramus shikotanensis Nagao ct Mat, 1. aft', balticus Boehm, I. ex.
gr. lobatus Munet, установлен как кампанский- маастрихтский.
Малокурильский интрузивный комплекс представлен многочисленными пла-
стовыми телами щелочных базальтоидов, интрудирующими малокурильскую свиту.
Мощность силлов возрастает от 10-25 м па о-ве Шикотан до 200-250 м на южных
островах гряды. По петрографическому составу в этом комплексе выделяются трахи-
долериты, трахибазальты, оливиновые долеригы и монцониты, являющиеся резуль-
татом дифференциации магматических тел. Абсолютный возраст щелочных пород
п-ова Немуро равен 65-68 млп лет, что соответствует второй половине позднего мела,
1 Здесь и далее возраст пород опрсдслсп каянй-эргоцовмм методом.
Нами были отобраны образцы трахидолеритов из силлов на островах Полонского
(мыс Языковый) и Танфияьева (мыс Боевой). Возраст образцов оказался равным со-
ответственно 115 и 102 млн лет (конец раннего мела).
Шикотанский интрузивный комплекс, описанный К.Ф. Сергеевым (1976), пред-
ставлен двумя небольшими телами габброидов, прорывающими отложения мата-
котапской и малокурильской свит на о-ве Шикотан. В состав комплекса входят
различные дифференциаты магматического расплава: лейкократовые габбро, анор-
тозиты, алливалиты, оливиновые габбро, габбро-нориты. Породы бедны щелочами
и имеют натровую специализацию. Верхний возрастной предел комплекса не уста-
новлен. Обломки пород этого комплекса встречаются в туфобрекчиях палеоценовой
вулканогенной толщи.
Возраст образца габбро-диорита, отобранного из глыбы в туфобрекчиях вулка-
ногенной толщи на мысе Край Света, определен в 62 млн лет (начало палеогена).
Один из самых спорных вопросов геологии о-ва Шикотан - возрастная при-
надлежность пород, развитых в бухтах Димитрова и Горбунок. К.Ф. Сергеев выде-
лил их под названием димитровского комплекса, возраст которого он считает кам-
папским или несколько древнее па гом основании, что галька пород этого комплекса
якобы встречается в конгломератах матакотапской свиты. По нашим наблюдениям,
этот комплекс представлен в основном интрузивными породами среднего и основного
состава, образующими псевдослоистую толщу, состоящую из взаимопроникающих
силлов долеритов, габбро-диабазов, микродиоритов и габброидов. Мощность силлов
or 3-5 см до 3-5 м, часто породы будипировапы вплоть до образования тектониче-
ских брекчий, залегающих в виде линз. Вмещающими породами К.Ф. Сергеев счита-
ет диабазы, пропилитизированные базальты и андезито-базальты, однако, по нашим
наблюдениям, эти породы ни по условиям залегания, ни по составу не отличаются от
пород, слагающих силлы. В ксенолитах их тоже нет. Внедрение изверженных пород
димитровского комплекса происходило по системе трещин северо-западного прости-
рания. По степени изменений и тектонической нарушенное™ породы данного ком-
плекса выглядят древнее отложений матакотапской и малокурильской свит, однако
это не может служить основанием для установления их возраста. Настоящий вопрос
ждет своего решения.
На подводной части Малокурильской зоны верхпемеловые породы, анало-
гичные развитым на островах, были подняты при драгировании на шельфе островов
Шикотан, Танфильева и Зеленый, к югу от северной оконечности о-ва Изуруп, к югу
от центральной части о-ва Уруп, с юго-западного склона подводной долины Буссоль,
на траверзе О-ва Расшуа, к югу от О-ва Шикотан и в ряде друг их мест.
Возраст базальтового порфирита, поднятого к востоку от о-ва Матуа, 85 млн
лет, возраст базальта, поднятого к юго-востоку от о-ва Танфильева, 69 млн лет, а воз-
раст андезитового порфири та из зуфокопгломерато-брекчии, поднятого к югу от мыса
Кусиро, 72 млн лет (Васильев, 1988).
В Большекурильской и Фронтальной зонах верхнемеловой возраст, видимо,
имеют драгированные гуфогенные песчаники, алевролиты, аргиллиты, базальтовые и
андезитовые порфириты и их туфы, очень сходные с породами матакотапской и мало-
курильской свит о-ва Шикотан. К востоку от о-ва Матуа драгированы также верхне-
меловые граниты с абсолютным возрастом 8 млн лет.
Наиболее древние магматические образования позднемелового возраста от-
носятся к известково-щелочному типу. Дальнейшая эволюция магматизма шла от
толситовых магм к известково-щелочным и субщслочным (шошонитовым), харак-
теризовалась усилением магнезиальное™ и калиевости и возрастанием общей ще-
лочности, что характерно для районов со зрелой корой континентального типа
(I 1роисхождснис. .., 1985).
Кайнозойские образования представлены пятью толщами: палеоценовой,
эоцен- нижнемиоценовой, среднемиоценовой, верхнемиоцен-нижнеплиоценовой и
верхнсплиоцсн-плсйстоцсновой.
Палеоценовая толща развита в Малокурильской зоне. На п-ове II ем уро это
-формация Киританпу, сложенная конгломератами, в средней части с прослоями пес-
чаников и алевролитов. Мощность ее 300 м. Возраст установлен по планктонным
фораминиферам и силикофлагеллятам. На Малой Курильской гряде возрастным ана-
логом этой формации является вулканогенная толща, развитая на островах Анучина,
Демина, Юрий, Лисьи, в юго-западной части о-ва Шикотан и на подводной части
Мадокурильской зоны. Мощность ее превышает 1000 м. Толша состоит из базальтов,
апдезитобазалыов, их туфолав, лавобрекчий и туфов при резком преобладании гру-
бообломочных разностей.
Возраст андезит обазальтов с мыса Край Света (о-в Шикотан) 51 млн лег.
На о-ве Юрий среди вулканогенных образований имеется пачка туфогенно-
осадочных пород, содержащих остат ки кораллов, моллюсков и рас гений, которые
были определены как среднемиопеповыс. однако впоследствии органические остатки
из этой пачки были переопределены как палеоценовые. Вулканогенные образования
относятся к слабо дифференцированному базальт-апдезитобазальтовому комплексу
известково-щелочного типа.
От поздпсмсловых вулканитов они отличаются более высокими щелочностью и
отношением калия к натрию при низких содержаниях тигана и кальция.
Эоцен-нижнемиоценовые отложения широко распространены, имеют пестрый
фациальный состав. Возраст базальных слоев толщи на различных участках меняется
от верхнеэоценового до олигоцепового.
В юго-западной части Мадокурильской зоны (район Кусиро) развита угленосная
фация, которая несогласно перекрывает доверхнсмсловыс и палеоценовые образова-
ния. Нижняя часть разреза (около 800 м) представлена параллическими отложениями
группы Урахоро, верхняя (около 900 м) - морскими туфогенно-осадочиыми отложе-
ниями с покровами и прослоями андезитов, туфов и туфобрекчии (группа Онбецу).
Более широко распространена туфогенно-осадочная фация Впервые опа была
выделена автором в 1973 г. к юго-востоку от Малой Курильской гряды под названием
зуфодиатомитовой толщи. Последняя залегает с перерывом, но без углового несогла-
сия па верхпемсловых образованиях и сложена в основном диатомитами, гуфодиаго-
митами, диатомитовыми туффитами и туфоалсвролитами, В подчиненном количестве
присутствую! вулканомиктовые песчаники, туфы, туфобрекчий и туфоконгломераты.
В северной части Малокурильской зоны породы рассматриваемой толщи об-
наруживают большое сходство с породами формации «зеленых гуфов».
Мощность толщи превышает 1500 м. Возраст се, на основании диатомей и радио-
лярий, установлен в интервале от позднего эоцена до раннего мионема включительно
(определения B.1I. Болдыревой, И.Б. Цой и С.В. Точилиной).
В Больше курильской зоне развиты чуфогенио-осадочные и вулканогенные об-
разования, выделенные под названием ссверокурильского горизонта. На островах
Нарамушир и Шумшу к этому горизонту относится хамадииская свита, состоящая
из песчаников, алевролитов, гравелитов, мелкообломочных брекчий, базальтовых и
андезитовых туфов (1350-1400 м).
На островах среднего и Южного звеньев Большой Курильской гряды развиты
в основном пропилитизировапныс вулканогенно-осадочные и эффузивные породы
основного, среднего и кислого состава (кунаширская, симуширская и Васильевская
свиты), мощность которых изменяется от 500 (о-в Симущир) до 2700 м (о-в Уруп). К
нижней части разрезов приурочены породы основного состава (базалътоиды), к верх-
ней - средпекислого (диациты и риолиты). Для всех разрезов характерно обилие гру-
бообломочных вулканогенных образований: лавобрекчий, агломератов, конгломера-
тобрекчий и туфов с пачками и линзами зеленых туфогенных песчаников и алевритов.
Эти породы прорваны многочисленными дайками и силлами долеритов, диабазов, ба-
зальтов, кварцевых порфиров и кератофиров. Породы подверз'лись зеленокаменному
метаморфизму препит-пумпеллитовой, реже- эпидот-хлоритовой ступени
Рассматриваемые образования фауписгически нс охарактеризованы, и возрас г их
обычно определяется по аналогии с формацией «зеленых туфов» Японии, которая сей-
час большинством исследований относится к нижнему миоцену. Однако вулканоген-
ные образования Большой Курильской гряды имеют более широкий возрастной диа-
пазон, подтверждением чему служат определения абсолютного возраста (табл. 38).
Таблица 38 Абсолютный возраст эффузквов ссвсрокурильского горизонта
' Образец Район Порола Возраст, млн лет
861/2 Пролив Купаширский Базальт 24
861/3 Пролив Купаширский Андезит 21
. 859/1 Охотоморский склон о-ва Кунашир Базальт 31
884V2 Пролив Екатерины - « 31
1127/2 Пролив Фриза - « - 54
: С-122 К северу от о-ва Шмашкотан Андезит 30
Эффузивы нижней часам толши принадлежат к базальт-риолит оной формации,
верхней к дифференцированной базальт-андезит-риолиювой формации, которые
формировались преимущественно в подводных условиях. Они относятся в основном
к извсстково-шелочной серии натриевой специализации, редко- к толситовой остро-
водужной серии (Происхождение..., 1985).
Верхняя толща рассматриваемого горизонта представлена па о-ве Кунашир лов-
цовской (1500 м), па о-ве Итуруп куйбышевской (1200 м), на о-ве Уруп луговской
(1200 м), па островах Парамушир и Щукину - шумповской (850 м) свитами. Они за-
легают на подстилающих образованиях с размывом и несогласием. В нижней части
разреза обычно преобладают конгломераты, кош ломсратобрекчии н гравелиты с лин-
зами и прослоями песчаников. Средняя часть разреза представлена туфами кислого
состава с прослоями брекчии и алевролитов п многочисленными обломками пемзы.
Верхи разреза сложены опоковидпыми туфопесчаниками, алевролитами и туфодиато-
мнгами. В самой верхней части разреза обычно развиты вулканомиктовыс брекчии,
туфопссчаникн и гуфы основного состава с горизонтами базальтовых и апдезнтоба-
зальтовых лав. прослоями диатомитов и опоковидпых алевролитов.
В гуфогешю-осалочпых породах содержится обильная фауна моллюсков, кото-
рые считаются характерными для нижнего миоцена. Пропил итизапия в породах этой
толщи выражена значительно слабее, чем в нижней и средней.
На подводной части Большой Курильской гряды отложения этой толши развиты
в основном на ее охотоморском склоне. Здесь они представлены теми же породами,
что и на островах. Абсолютный возраст базальта из Кунаширского пролива 24 млн
лет, андезита - 21 млн лет.
Среднемиоценовые отложения развиты во всех зонах. В Большекурильской зоне
они выделены иод названием среднекурильского горизонта, в который входят нижние
подсвиты алехинской (800 м), камуйской (600 м) и округловской (800-900 м) свит,
а также рыбаковская (1400 м) и лопуховская (550 м) свиты. Горизонт сложен диа-
томитами, опоками, алевролитами, песчаниками, туфами и туффитами с прослоями
гуфокопгломсратов, туфобрекчий и лавобрекчии среднего и кислого состава и субвул-
капичсскими телами базальтов. Горизонт охарактеризован ископаемыми моллюсками
курасийского региояруса о-ва Сахалин. Вулканиты относятся к известково-щелочной
серии апдезит-дацит-риолитового ряда, формировавшейся преимущественно в субаэ-
ральных условиях. Характерно большое количество ксенолитов габброидов, диаба-
зов, диоритов, реже гранитов и плагиогранитов.
В остальных зонах средпемиоценовые отложения представлены песчано-
конгломератовой толщей, состоящей из 1раувакковых песчаников, конгломератов,
алевролитов, реже туфов и туфопесчаников. Мощность толщи до 1000 м. Для по-
род характерны косая слоистость и присутствие обугленных остатков растений. В
отдельных прослоях встречаются остатки ископаемых моллюсков и диатомей, ха-
рактерных для среднего миоцена (определения Т.Г. Калишсвич, В.П. Болдыревой и
И.Б. Цой).
Верхмелтоцен-ниэ/снеплиоценовые отложения распространены почти повсе-
местно. В Большекурильской зоне они обьсдипспы в восточнокурильский гори-
зонт, в который входят верхние подсвиты алехинской свиты о-ва Кунашир (500 м),
камуйской свиты о-ва Итуруп (400 м), округловской свиты островов Парамушир и
Шумшу (400- 600 м), а также быстринская свита о-ва Уруп (400 м). Они несогласно
залегают на подстилающих образованиях и представлены туфобрекчиями, туфокон-
гломератами, туфогенными песчаниками, некрепкими алевролитами и диатомитами.
Характерно обилие обломков пемзы, часто образующих скопления в виде пемзовых
брекчий. Имеются также горизонты андезитов, дацитов, риолитов и их туфов, сла-
гающих местами обособленные участки. В осадочных породах содержатся остатки
моллюсков и диатомей, по которым установлен возраст толщи, подтверждающийся и
данными радиоизотопного анализа эффузивов (табл. 39).
Таблица 39 Абсолютный возраст эффузивов вост очно курильского горизонта
Образец Район Порода Возраст, млн лет
475/1 Подводное продолжение п-ова Снрстоко Дацит 3.0
477/1 Подводное продолжение п-ова Снрстоко — «- 5,0
477/2 Подводное продолжение п-ова Снрстоко 5,5
478/1 Подводное продолжение п-ова Снрстоко « - 6,0
861/9 Куиаширскин пролив Андезит 10,7
870/1 Охотоморский склон о-ва Кунашир Базальт 6,8
884-’ Пролив Екатерины — « - 4,5
914/1 Остров Итуруп, мыс Клык Андезит 9,6
914/2 Остров Итуруп, мыс Клык Базальт 2,3
Верхне11лио11ен-нижнеплеИстоценовые отложения входят в состав южноку-
рильского горизонта, который в Большекурильской зоне включает головнинскую сви-
ту о-ва Кунашир (400 м), парусную свиту о-ва Уруп (1300 м), натальинскую свиту
о-ва Уруп (900 м), оленью свиту о-ва Симушир (1000 м) и океанскую свиту островов
Парамушир и Шумшу (1000 м). В нижней части горизонт сложен базальтами и их
пирокластическими продуктами. Выше по разрезу появляются прослои туфогенпых
песчаников, гравелитов и туфов с остатками плиоценовых моллюсков. Четвертичные
образования представлены андезитами, апдезитобазальтами. их туфами и гуфогенно-
осадочпыми породами. В остальных зонах развита осадочная фация - плотные алев-
риты с рассеянной галькой и гравием, реже- плотные алевритовые лески, диатомиты
п галечники. Мощность до 200 м. Возраст охарактеризован палинологическими и
диатомовыми комплексами.
Вулканиты относятся к островодужному базальт-андезитобазальтовому типу
нормальной щелочности с резким преобладанием натрия над калием.
Плеистоиен-голоценовые вулканогенные образования развиты па всех островах
Большой Курильской гряды. Они относятся к дифференцированной базальт-аидезит-
дацитовой формации известково-щелочной серии, мощность которой местами дости-
шет 2000 м.
Осадочная фация плсйстоцсн-голоцетювого возраста развита почти повсеместно
и представлена самыми разнообразными породами - от глыбовых брекчий до пелито-
вых илов. Мощность их не превышает первые десятки ме тров.
Приоссван зона и океанический склон желоба. Нижняя часть островного скло-
на желоба представляет собой своеобразную структуру, выделенную автором под на-
званием Приоссвого блока. В рельефе опа выражена в виде ступени, расположенной
па глубине от 5500 до 7200 м, полого-холмистая поверхность которой плавно перехо-
дит в неровный, местами террасированный склон, опускающийся к оси желоба.
Приосевой блок отличается сильной дислоцированностыо слагающих его отло-
жений, в связи с чем регулярные отражающие границы в них отсутствуют. Осадочная
толща здесь имеет мощность от 0,8 до 2,8 с двойного пробега, что при V -= 2,2 км/с
составит 800- 3000 м. Подошва ее представлена многофазовыми отражениями,
осложненными большим количеством дифрагированных волн, что указывает па ее
неровность и наличие крутых перегибов, обусловленных, по-видимому, блоковым
строением фундамента. Внутри толщи в ряде случаев прослеживаются слабые по ин-
тенсивности короткие отражающие границы, образованные вершинами годографов
отраженных волн, оси смпфазпости различных направлений и другие признаки, ука-
зывающие па значительную нарушенное? ь отложений. Наблюдаются также крутопа-
дающие границы, рассекающие всю толщу па глубину до 1-1,5 км.
Осевая зона желоба большей частно сложена породами сейсмоакустичсско-
го фундамента и осадочной голши океанического склона, регулярные отражающие
горизонты в которой отсутствуют. Это, вероятно, следствие значительной дислоци-
рованное™ отложений. В большинстве случаев эти отложения прослеживаются до
самой оси желоба, где переходят в отложения Приоссвого блока (рис. 79).
На отдельных участках, гце днище желоба расширяется и приобретает коры-
тообразную форму, рассматриваемые отложения перекрыты маломощной (100- 150 м)
пачкой слоистых осадков, очевидно, че твертичного возраста.
Кровля ссйсмоакустического фундамента в осевой части желоба выражена вер-
шинами годографов дифрагированных воли, причем точки дифракции образуют по-
ПР 11
20
90
КЗз ЕЕЗз Ш» Ш,
Рис. 79. СсПсмогеологнчсскпс профили осевой зоны Курило-Камчатского желоба (по: Ломтев.
Патрикеев. 1985. с дополнениями автора): 1 - осадочные отложения океанического склона, 2 пере-
мятые кайнозойские отложения Приоссвого блока; 3 — литнфииированиыс кайнозойские отложения
островного склона; 4 — слоистые отложения нлионена-плейсгоцена; 5 - ссйсмоакустичсский фун-
дамент океанического склона (в основном довсрхясмеловые подушечные базальты); 6 - ссйсмоаку-
стичсский фундамент островного склона (палеозой мезозой); 7 поверхность надвигов, 8 кровля
сейсмоакустического фундамеша океанического склона; 9 — разломы
лосу до 0,2 с, ниже которой сейсмический фон резко надает. В ряде мест сейсмоаку-
стический фундамент обнажается на поверхности дна, доходя до оси желоба, где он
сочленен с отложениями Приосеного блока.
Па океаническом склоне желоба но данным ПСП также выделяются осадочная
толща и сейсмоакустически й фундамент.
Осадочная толща имеет мощность от 0 до 550 м (при V - 1,6 км/с). В пей фик-
сируются отдельные пачки мощностью до 50 м и протяженностью до ЗО-ЛО км. Слои
залегают конформно кровле сейсмоакустического фундамента, сглаживая его неров-
ности. В нижней части склона pei улярныс отражающие горизонты выражены хуже, а
в приосевой части фактически отсутствуют, что, видимо, обусловлено сильной дисло-
цировашюстыо отложений. Толща разбита многочисленными разломами, большин-
ство которых сечет только фундамент, но часть из них рассекает и осадочную толщу,
образуя в рельефе уступы высотой аг 50 до 250 м, которые прослеживаются вдоль
склона на 50-100 км.
Ссйсмоакустический фундамент, подстилающий осадочную толщу, характе-
ризуется скоростями, превышающими 6 км/с (до 6,7 км/с), и отождес!вляегся с тре-
тьим океаническим слоем». «Второй океанический слой», широко развитый в океа-
нах, здесь отсутствует.
Кровля сейсмо акустического фундамента океанического склона желоба четко
прослеживается через его осевую зону под островной склон на расстояние от 16-20
до 55 км, а возможно, и больше, что противоречит существующим представлениям о
наличии глубинного разлома, совпадающего с осевой зоной желоба. Граница со ско-
ростями от 7,3—7,5 до 8,7-8,9 км/с, принимаемая за границу Мохоровичича, залегает
под океаническим склоном на глубине 6-8 км от дна. В нижней части островного
склона она прогибается до 30 -36 км, а затем вновь поднимается до 18-20 км (рис. 80).
Исключение составляет средняя часть желоба на траверзе пролива Буссоль, где уве-
личения мощности земной коры не отмечается.
Рис. 80. Строение земной коры Курило-Камчатского желоба на траверзе о-ва Итуруп {Строение
дна. .. 1981). 1 - отражающие плошалки: 2 Гранина «М»; 3 разломы, 4 преломляющие границы
по данным КМПВ
В районе южной Камчатки, по данным ГСЗ, наблюдается почти постепенный
переход между океаническим и материковым мегаблоками (рис. 81)-
В При о се вой зоне и на океаническом склоне желоба проведено 24 результа-
тивных драгирования (табл. 40, рис. 82). Основной объем геологических работ был
выполнен в 1984 г. в 4-м рейсе 11ИС «Академик Александр Несмеянов».
Драгирование в пределах Приосевого блока проведено па грех участках: в цен-
тральной части желоба и на траверзе островов Шикотан и Итуруп. Хо1я драгирование
осуществлялось на довольно крутых (до 15°) участках склона желоба при благопри-
ятных погодных условиях, образцы коренных пород удалось получип» лишь с глубин
5200-6000 м. С более глубоких интервалов дренирован только щебеночный и [плен-
ный материал, представленный зеленокамепноизмененпымн туфами кислого и сред-
него состава, свежими базалы ами и неогеновыми осадочными породами.
В центральной части желоба было поднято большое количество «лыб, обломков
и щебня вулканических и неогеновых туфогснно-осадочных пород. Характер облом-
ков и режим драгирования свидетельствуют о том, что они оторваны от коренных
обнажений. Анализ вулканогенного материала позволяет выделить два комплекса по-
род: древний и молодой.
Древний комплекс сост оит из зслепокамешю-измснснных известково-щелочных
лав и туфов среднего и кислого состава и в меньшей мере метаморфизованных пес-
чаников. В составе комплекса преобладают лигокристаллокластичсскис туфы, со-
стоящие из угловых обломков сильно измененных андезитов, дацитов, реже - анде-
зит ©базальтов, гуфогенных алевролитов и песчаников, а также обломков кристаллов
Рис. 81. Модель литосферы в зоне перехода от Южной Камчатки к Тихому океану (Глубинное зондирование, 1978): 1 - осадочный слой; 2 - «гранит-
ный слой», 3 - «базальтовый слой»; 4 переходный коро-мантийный слой; 5 верхняя мантня: а - над астеносферным слоем, б - ниже астеносферного
слоя; 6 - астеносферный слой. 7 скорости сейсмических волн, 8 сейсмофокальяая зона; 9 - скорости продольных и поперечных волн; 10 - изолинии
скоростей, II - гипоцентры землетрясений; а - в плоскости разреза ГСЗ. по которым выполнены расчеты, б - по площади исследований
Рис. 82. Расположение геологических станций и опорных профилен IIC11 в Курило-Камчатском
желобе и на вале Зенкевича: 1 станции драгирования, 2 - буровые скважины, 3 - участки деталь-
ных работ, 4 - профили ПСП, па которые имеются ссылки в тексте
плагиоклаза, роговой обманки, клинопироксена, кварца, биотита и рудного мине-
рала. Цементирующая масса представляет собой криптокристаллический кварц-
полевошпатовый или полевошпатовый агрегат. Обломки и цемет частично тамеше-
Таблица 40. Результаты драгирования в Курило-Камчатском желобе
Станция Координаты, град, мин Глубина, м Характеристика материала
ели. вл.
Островной склон желоба
Н4-10 45,34 152.08 52005360 Глыбы, щебень зелспокамснноизмспенмых кислых и средних извсстково-шелочпых вулканитов; глыбы и ше- бепь слаболитифипировапных осадочных пород; галька и мелкие валуны этих пород
Н4 11 45,25 45.27 152,16 152,15 5800 5960 Глыбы и щебень зеленокамепноизмененных н свежих известково-шелочных вулканитов основного и среднего состава, глыбы и щебень слаболитифипировапных оса- дочных пород, галька пород различного состава
114-42 43,52 43.53 149,32 149,31 6500 6800 Мелкощебеиочпый материал измененных и свежих эффузивов основного и среднего состава, обломки сла- бел ити ф и пи рован н ых гуфодиатомитов
114 40 42,52 42,53 148,(3 148.12 7800-8360 Обломок зелепокамешюизменеппого известково- щелочного андезитодацита, мелкие обломки плотных ГЛубОКОВОДНЫХ [ЛИП
Н4-28 45,11 152.34 7950-8050 Мелкие единичные обломки свежих андезитов, уплот- ненная глубоководная глина, галька различных пород
114 27 45.17 45,15 152.38 152.40 7900-8500 Полуокатаиные единичные мелкие обломки поду- шечных лав базальтов
H4-4I 43,44 43,48 149,32 149,31 8000-9200 Примазки плотной глубоководной глины
Н4-43 43.50 43,50 149,45 149,47 8600-9350 -»-
114-25 45,09 45,10 152,33 152,32 8640 8900 Полуокатанные обломки и галька подушечных лав ба- зальтов, примазки плотного глубоководного пла
П4-21 45.19 45.21 152.49 152.50 8640-8960 Обломки слабояитифицированпых осадочных пород, один обломок биотит-амфиболового кристаллосланиа по туфу андезитодацита
114 22 45.09 45.09 152.34 152,34 8680-8700 Примазки плотного глубоководного пла
Н4-26 45,12 45.10 152,40 152,41 8900-9300
Океанический склон желоба
114-17 44.57 44,57 153.01 152.59 5800-5840 Глыбы, щебень зслснокамснпоизмснснпых эффу- зивов основного, среднего и кислого состава, биотнг-амфиболовыс, хлорит-эппдотовыс и карбопат- хлорит-эпилотовыс зеленые сланцы по средним и кислым вулканитам; единичные обломки измененных алевролитов и свежих троктолитов; глыбы и щебень слаболитифипировапных осадочных пород; галька этих же пород и г рапитов
H4-I3 44,57 44,59 153,11 153.12 6080 Мелкие остроугольные обломки туфов дацитов и ан- дезитов, свежих олнвип-двупироксеновых базальтов и апдезигобазальтов, галька этих же пород
H4-I9 45,06 45,06 153,02 153,04 6950-7040 Глыбы и шебепь измененных (смектитизпровапных) подушечных лав базальтов; галька тех же порол, а также гранмтоидов
Окончание таоя. 40
Станция Координаты, град. Глубина, м Характеристика материала
С.Ш. В.Д.
Н4 18 45,06 45.06 152,52 152.55 7200-7400 Глыбы, щебень измененных (смектит) подушечных лав базальтов; обломки свежих амфибол-двупирокссновых апдезитобазальтов и андезитов; обломки слаболитнфи- цированпых осадочных пород; редкие обломки туфов средних пород; галька тех же пород и долеритов
114- I8A 45,06 45,07 152,50 152,53 7600-7700 Единичные мелкие обломки зелепокамепноизменсниых туфов дацитов и слаболизифицироваппых осадочных пород
Н4-23 45,06 45.06 152,40 152,40 8000-8400 Мелкие обломки граиат-слюдистых кристаллос- ланцев, филлитов и аспидных сланцев, зелепока- мсшюнзмснснпых андезитов, дацитов и их туфов, пироксепнтов, амфиболовых таббро. свежих двупи- рокссповых и пироксеп-амфнболовых андезитов и оливип-пирокссповых долеритов; галька тех же пород и граиитоидов
114-20 45,16 45,17 152,57 152,56 8700-8780 Примазки плотного глубоководного ила
Н4-29 45,05 45,07 152,52 152,51 8600-9200 Примазки глубоководного ила
114-24 45,07 45,08 152,39 152,41 8600 9200 Огромные глыбы и щебень измененных (смектит) по- душечных лав базальтов, долеритов,габбро-долеритов и габбро-анортозит ов; редкая галька пород аналогичного состава
114-44 45,07 45,08 152,39 152,40 8600 Огромные глыбы, щебень измененных (смектит) по- душечных лав базальтов, долеритов, габбро-долеритов и габбро-апоргозигов
114 12 45.09 45,10 152,45 152,42 8780-9300 Обломки плотных плейстоценовых алевритов
L-449 43,09 148,37 8805 Колонка длиной 542 см. глина с пемзовыми и песчаны- ми прослоями
L-455 41.31 145,41 7050 Колонка длиной 497 см, клипа с пемзовыми и песчаны- ми слоями (Geological investigation.... 1978)
В-5613 45,48 153,42 9400 Кремнистые породы с радиоляриями (Мурумаа и др., J970)
Примечание. Здесь н далее в таблицах первая координата начало, вторая - копен драгирования.
ны эпидотом, хлоритом, актинолитом, пренигом, мусковитом и альбитом. Возраст
этих пород, по-видимому, олигоцеп-миоцеповый.
Среди этого комплекса пород встречен небольшой обломок биотит-амфибол-
плагмоклазового кристалле сланца, по составу отвечающего осчронодужпым ан-
дезитам.
Молодой комплекс представлен свежими дну пироксеновыми базальтами и реже
более кислыми эффузивами, которые но возращу, химизму и геохимическим особен-
костям могут сопоставляться с высокоглиноземистыми известково-щелочными вул-
канитами плиоцен-четвертичного возраста Курильских островов.
Неогеновые осадочные породы представлены слаболитифициро ванными гли-
нистыми диатомитами, диатомовыми туффитами, туфами и пемзовыми туфобрекчи-
ями. Диатомиты и гуффиты состоят из обломков панцирей диатомей, погруженных
в глинистое вещество с небольшим количеством обломков кислого вулканического
сгекла, базальтов, андезитов, реже плагиоклаза, кварца и пироксена. Туфы и туфо-
брекчии —липзовидпо-слоистые породы, состоящие из обломков пемзы размером до 3
см (50-50% (объемная доля), более мелких обломков кристаллов плагиоклаза, кварца,
пироксенов и вулканического стекла, заключенных в топкозернистой глинистой массе
с многочисленными остатками раковин диатомей. С поверхности глыбы осадочных
пород иссверлены норами (диаметром 1—1,5 см) камнеточиев, заполненными вязкой
коричневой глиной, и покрыты железомарганцевыми пленками. Диатомовый ком-
плекс из туфов и туфобрекчии. ио заключению В.С. Пушкаря, характерен для позднего
миопепа -раннего плиоцена (зона Dcnticulopsis seininae var. fossilis - D. kamtschalica.
подзона Thalassiosira usatschcvii). Из глин, заполняющих норы кампеточцев, им опре-
делен плейстоценовый диатомовый комплекс зон Rhizosolcnia curvirostis и Actinocychs
oculatus. Подобный комплекс диатомей типичен и для глинистых диатомитов.
Галечный материал на этом интервале драгирования (5200-6000 м) представлен
набором зелепокаменно-изменеппых известково-щелочных кислых и средних вулка-
нитов, сходных с вышеописанными коренными породами, а также метаморфизован-
ными алевролитами, реже - гранитоидами.
На больших глубинах драги оказывались либо пустыми с примазками плотных
глубоководных илов, либо с мелкими кусочками плотных плейстоценовых алевритов
и редкой мелкой галькой. Лишь на одной станции был поднят один остроугольный
обломок (5x3x1 см) киарц-биотиг-альбигового сланца (но туфу аидезитодацига),
состоящего из обломков кристаллов плагиоклаза (0.1-0,4 мм), замещенного альбитом
и наполненного игольчатыми кристаллами актинолита, кристаллов темноцветных ми-
нералов, замешенных биотитом и актинолитом, и единичных зерен кварца среди тон-
козернистого кварц-альбит-биотит-акгиполигового агрегата цементирующей массы.
На остальных станциях были подняты галька и полуокатапные обломки подушечных
базальтов, аналогичных слагающим океанический склон желоба.
На траверзе южной оконечности о-ва Симушир из приосевой части желоба с глу-
бины 9400 м были подняты кремнистые породы - белые и розовые плотные и серые
тонкослоистые, содержащие немногочисленные скелеты радиолярий посредственной
и плохой сохранности.
По определению Л.Б. Тихомировой, среди них присутствуют представите-
ли родов Ccnosphaera, в том числе С. Sphaerozoica Zahm., Acanthosphaera (крупные
экземпляры с массивными иглами), Poropdiscus, Zonodiscus (?), Zigosterphanus (?)
формы Ductyocephalis, крупные экземпляры Lithocampinae из родов Dictiomitra и
Stichomitra, Carposphaera, Ccnellipsis (единично), представители семейс тв Dicolocapsa,
Staurosphacridac. По заключению Л.Б. Тихомировой, этот комплекс позволяет пред-
полагать позднемезозойский (скорее всего, меловой) возраст вмещающих пород. По
всей вероятности, эти отложения слагают нижнюю часть разреза литифицнровапной
осадочной толщи.
Неогеновые осадочные породы представлены двумя типами. К первому от-
носятся желтые слаболитифицированные массивные диатомовые аргиллиты с при-
мазками гидроокислов железа по трещинам отдельности. Аргиллиты состоят из гли-
нистого вещества и обломков раковин диатомей, содержащихся примерно в равных
количествах. В глинистой части пород наблюдаются ориентировка чешуек глинистых
минералов, агрегатная поляризация, а также отмечаются единичные мелкие обломки
гуфоалевролитов. Комплекс диатомей, по заключению В.С. Пушкаря, характерен для
средпемиоценовой зоны Actinocyclus ingens. Второй тип осадочных пород представ-
лен желтыми и серыми плотными глинистыми диатомитами и диатомовыми глинами,
состоящими из створок раковин диатомей (40-60 %), радиолярий (до 10 %) и ани-
зотропного глинистого вещества. Встречаются также единичные мелкоалевритовые
зерна кварца и обломки вулканического стекла. Комплекс диатомей, согласно опреде-
лению В.С. Пушкаря, характерен для плиоценовых зон Denticulopsis kamtschatica и
D.seminae var. fossilis.
Ba траверзе о-ва Шикотан с глубины 8360-7800 м подняты кусочки плотного
плейстоценового ила и несколько небольших обломков зслснокаменпо-нзменсиных
туфов андезитодацитового состава. В породах широко развиты хлорит, актинолит,
альбит, пренит, эпидот, клиноцоизит и карбонаг. Сходные породы были драгированы и
ла траверзе о-ва Итуруп с глубины 6800-6500 м. Здесь же были обнаружены обломки
кайнотипных высокоглиноземистых оливин-двупироксеновых базальгов, амфибол-
пироксеповых андезитов, сходных с вулканитами Камчатки и Курильских островов.
В юго-западной части желоба, в его приосевой части, имеется безымянная гора
с глубиной вершины 3450 м, со склона которой японскими геологами были подняты
илистые пески с обломками базальтов, галька песчаников, пемзы и мелкие железо-
марганцевые конкреции (Geological Investigation..., 1978). Коренными породами яв-
ляются оливиновые базальты, содержащие вкрапленники оливина в основной массе,
состоящей из плагиоклаза, клинопироксена, оливина, рудного минерала и небольшо-
го количества стекла
На выположенпых участках Приосевого блока, но данным ПСП, выделяется сло-
истая осадочная толща мопшоегыо до 200-300 м, которая залегает практически гори-
зонтально, заполняя понижения в кровле подстилающей толщи. В ней прослеживается
ряд четких протяженных границ, поднимающихся к бортам прогибов, выполненных
этой толщей, сложенной плотными глинами, алевритами и диатомитами верхнего
плиоцена-плейстоцена.
Таким образом, в с троении Приосевого блока принимают участие:
меловые кремнистые отложения;
олигоцен-нижнемиоцеповые вулканогенные образования смешанного состава
(«зелепотуфовый» комплекс);
неогеновые перемятые туфогепно-осадочпыс отложения («аккреционная при-
зма»);
плиоцен-четвертичные базальты, апдезитобазалыы и их туфы;
позднеплиоцен-плсйстоцеповые педислоцированные осадки.
Весьма вероятно, что вулканогенно-осадочная толша подстилается подушеч-
ными базальтами, аналогичными слагающим океанический склон желоба, па что ука-
зывают характер сейсмических записей, а также присутствие этих базальтов в виде
гальки и полуокатанных обломков.
Приведенное строение Приосевого блока подтверждается данными бурения
1ШС «Гломар Челленджер» в нижней части Японского желоба, где скважинами 434,
440 и 441 были вскрыты перемятые литифициронанные отложения плиоцена и верх-
него миоцена. С глубины около 100 м {от поверхности дна) породы оказались очень
твердыми, силыютрещиноватыми и раздробленными в результате сжатия. Этим, по-
видимому, и объясняется характер сейсмической записи в Приосевом блоке, напоми-
нающей запись сейсмоакустичсского фундамента.
Осевая зона желоба изучена слабо. Из юго-западной части ее отобраны две
колонки длиной соответственно 542 и 497 см. Обе они представлены диатомовыми
глинами с прослоями алевритов, глинистого песка, вулканического песка и обломков
пемзы. В верхней части первой колонки (0-1 м) слои обогащены сульфидами и бедны
органическим веществом. Во второй колонке имеется прослой, состоящий из спикул
губок (примерно па 3,7 м от верхней части колонки), а самый верхний слой пред-
ставлен зеленовато-коричневыми мягкими глинистыми модулями. Возраст осадков не
определялся. На траверзе о-ва Симушир автором в 1976 г. было проведено драгиро-
вание, при котором поднято очень небольшое количество алевритового песчанистою
ила. Песчаная фракция (до 30 %) npcaciявлена кристаллами (до 2 мм) плагиоклазов,
ромбического и моноклинного пироксена, роговой обманки, кварца и рудного мине-
рала. Связующая масса - бурое аморфное вещество кремп исто-хлоритово-гл инистого
состава с оста i ками разложен пых панцирей диатомей.
По данным наблюдений, выполненных при погружении батискафа «Архимед»,
днище желоба покрыто желтыми илами, легко взмучивающимися при движении ап-
парата (Уо, 1976). По всей вероятности, эго самые молодые (голоценовые) отложений,
начавшие заполнять осевую часть желоба. Мощность этих отложений не превышает
первых десятков метров, поскольку па лентах ПСП они не фиксируюзся.
Океанический склон изучен с помощью драгирования в средней части желоба
(рис. 83). Здесь па шести станциях было поднято oi 15 до 1000 кг глыб и щебня скаль-
ных пород, оторванных от коренных обнажений, а также обломки слаболиз ифициро-
ианных неогеновых туфогеппо-осадочных отложений, что позволило составить схе-
матический геологический разрез желоба в интервале глубин 5800-9200 м (рис. 84).
К низам разреза принадлежат грапат-биотит-мусковитовыс кристаллические
сланцы и ассоциирующиеся с ними крупнокристаллические флогопитсодсржашпсип-
роксспиты. Драгированный! обломок крнсгаллосланца имеет угловатую уплощенную
форму размером 6 х 5 х 3 см со свежими следами скола. Кристаллослапец, изучен-
ный И.А. Тарариным (1986 г.), состоит из тонкозернистого граполепидобластового
слюдисто-полсвопшатово-кварцсвого aipeiara, содержащего отдельные изометрич-
пые кристаллы бледно-розового граната (размером 0,05-0,10 мм), а также их скоп-
ления, приуроченные к фафитисто-слюдистым участкам породы. Все минералы обла-
дают высокой марганцевое гыо, а гранат принадлежит к альмандин-спессартиновому
ряду. Полученные физико-химические характеристики свидетельствую! о том, что
метаморфические преобразования осуществлялись в условиях низов амфиболитовой
фации на глубине, соответствующей давлению около 3,5 кбар.
Мсжморфичсские породы, видимо, прорываются телами пироксепитов. Это гру-
бозернистая порода, состоящая из крупных (до 3-4 см) кристаллов клинопироксена,
по трещинам отдельности которого отмечаются чешуйки флогопита.
При драгировании вместе с описанными кристаляосланцами и пироксен игами
было поднято несколько мелких обломков филлитов, аспидных сланцев и зслспока-
меппых туфов среднего и кислого состава. Наличие среди драгированного материала
пород различной степени метаморфизма (от аспидных сланцев фации зеленых слан-
»5J*
Рис. 83. Схема геологического строения полигона II4-IV: I плейстоценовые отложения, 2 -
неогеновые туфогашо-осадочныс отложения; 3 - $елснокамснио-измененвые эффузивы кислого и
среднего состава; 4 - полушечные лавы базальтов с телами габброидов; 5 метаморфические по-
роды с телами пнроксснмгов; 6 предполагаемые разломы. 7 условные гоологичсскис границы:
Я станции драгирования. 9 изобаты, м
цен до гранат-слюдистых крис галлосланцев амфиболитовой фации) позволяет пред-
полагать неравномерный (зональный) характер метаморфизма отложений фундамен-
та Курило-Камчатского глубоководного желоба.
Наиболее распространены на океаническом склоне желоба подушечные лавы
субщелочных базальтов и связанные с ними тела до л ср и го в, iаббро-долеригов и
габбро-анортозитов. Эти породы, большей частью сильно измененные вторичными
низкотемпературными процессами, представляют собой подавляющую часть драги-
рованного каменного материала. Местами бавалы оиды раздроблены, брекчировапы и
превращены в тектонические брекчии. Па этих участках вторичная переработка пород
наибольшая.
Базальты характеризуются порфировым, реже афировым с 1 роением и пред-
ставлены оливин-клинопирокссновыми и клинопироксеновыми разностями с ин-
терсертальной и гиалопилитовой структурами основной массы. Вкрапленники пла-
гиоклаза (лабрадора) достигают 1,5-3,0 мм, они подверглись замещению глинистыми
о
Е
0
В
В
1
й
й
й
й
минералами и калиевым полевым шпатом.
Темноцветные минералы вкрапленников (оливин и
клинопироксен) обычно имеют меньшие размеры
кристаллов (0,5-1,5 мм), причем оливин нацело за-
мешен агрегатами серпентина и смектита. В сильно
измененных разностях базальгов смектит преобла-
дает над всеми другими вторичными минералами,
а также в них широко разви ты полевой шпат (реже
альбит), замешаюшие плагиоклаз. Основная масса
базальгов состоит из лейст калишиагизировашюго
плагиоклаза, зерен клинопироксена и реже оли-
вина. рудного минерала и варьирующего количе-
ства вулканического состава. Как и вкрапленники,
основная масса интенсивно смектизирована, осо-
бенно витофторовыс корки закаливания подушеч-
ных лав.
Комплекс субвулкапичсских и гипабиссаль-
ных образований имеет сходный с базальтами со-
став и претерпел аналогичные вторичные измене-
ния, отличаясь более лейкократовым характером,
степенью кристалличности и отсутствием вул-
канического стекла.
Долериты, габбро-долсриты и габбро-анор-
гозиты состоят из мелкозернистой основной мас-
сы, сложенной плагиоклазом, клинопироксеном,
оливином, и довольно крупных (до 3—8 мм) таблит-
чатых порфировидпых выделений плагиоклаза,
частично замешенного глинистыми минералами и
калиевым полевым шпатом.
В измененных (калишпатизировапных) раз-
ностях пород возрастают содержание калия и ру-
бидия, железистость и степень окисления железа,
а количество магния и кальция понижается. При
этом содержание литофильных микроэлементов
(Sr, Ва) изменяется слабо, отвечая концентрации их
в толеитах срединно-океанических хребтов
Долериты, габбро-долсриты и габбро-анор-
тозиты но составу несколько отличаются от базаль-
гоидов, хотя структурно отмечаются все переходы
от типичных базальтовых структур к долеритовым
даже гг пределах одного шлифа. Эти породы харак-
теризуются пониженным содержанием титана и
очень высокими концентрациями алюминия, что
определяет' анортозитовую тенденцию дифферен-
циации базальтовых расплавов. Подобные явления
характерны и для других глубоководных жело-
бов, а также для некоторых участков срсдишю-
океанических хребтов. По уровню содержания литофильных микроэлементов таббро-
идные разности пород близки базальтам подушечных лав, отличаясь повышенными
концентрациями хрома, никеля, кобальта и меди.
Выше по разрезу, по-видимому, залегает комплекс зелеиокаменно-измененных
гуфов и лав дацитов, андезитов, андезитобазальтов и зеленых сланцев по этим поро-
дам, переслаивающихся с маломощными прослоями туфопесчаников. Этот комплекс
был драгирован в интервале 5800-6100 м.
Наибольшим развитием в комплексе пользуются зеленокаменно-измененные
гуфы андезитодациз ов и дацитов. Реже встречаются измененные разности более основ-
ного состава Рассматриваемые породы представляют собой в основном кристалло-
кластические гуфы псаммитовой и реже алевритовой размерности, сложенные облом-
ками эффузивов и кристаллов полевых шпатов, темноцветных минералов (клинопи-
роксен, роговая обманка, биотит; рудный минерал) и кварца в кварц-полевошпатовой
или полевошпатовой связующей массе. Обломки пород и цемент подперт лись бласте-
зу и частичному замещению биотитом, хлоритом, эпидотом, пумпеллиитом, мускови-
том и альбитом. Иногда отмечается и более интенсивное преобразование исходных
эффузивных пород и превращение их в биотит-амфибол-плагиоклазовые и амфибол-
плагиоклазовыс основные крист аллосланцы. В метаморфических породах хотя и со-
храняются реликты первичных структур вулканитов, отмечается полное преобразо-
вание исходных минералов в ассоциацию сине-зеленого амфибола и плагиоклаза с
переменным количеством биотита и рудного минерала. По содержанию породообра-
зующих и редких элементов зеленокаменно-измененные эффузивы и кристаллослан-
цы сходны с аналогичными образованиями островного склона желоба.
Также были подняты обломки свежих оливип-двупироксеновых базальтов,
амфибол-двупироксеиовых андезитов и андезитобазальтов, похожих на плионеп-
чствергичныс вулканиты Курильских островов. Среди этих пород преобладают двупи-
роксеповые и амфибол-двупироксеповые андезитобазальты и андезиты, содержащие
небольшие гомогенные включения троктолитов Состав андезитобазальтов полно-
стью отвечает аналогичным образованиям ост ровного склона желоба.
Наконец, завершает разрез океанического склона желоба комплекс кайнозойских
осадочных пород. Они представлены в различной степени уплотненными глинисты-
ми диатомитами и диатомовыми глинами, среди которых, по данным радиолярисвого
и диатомового анализов, выделяются:
средний миоцен - желтые плотные диатомиты, трсшипонатовыс. по трещи-
нам ожслезпенные, радиолярисвая зона Stichocorys delmontcnsis paleodclmontensis
(определение С.В. Точилиной), диатомовая зона Actinocyclus ingens (определение
ВС. Пушкаря),
верхний миоцен-нижний плиоцен -алевриты диатомовые светло-желтые, плот-
ные, диатомовая зона Dcnticulopsis kamtschatica;
верхний плиоцен — глины диатомовые пепслыю-серыс и светло-желтые плот-
ные. Диатомовая зона Dcnticulopsis kamtschatica - D. seminae van fossilis;
плейстоцен — глины диатомовые светло-серые плотные, диатомовые зоны
Actinocyclus osciilosus и Phizosolcnia curviroslris.
По составу эти отложения очень сходны между собой. По заключению
И.Г. Ващенковой, они состоят из равного количества (40-60 %) глинистого вещества
и скорлупок диатомей с примесью раковинок радиолярий (1-5 %), единичных алев-
ритовых зерен кварца и вулканического стекла. Иногда встречаются обломки пемзы
Рис. 85. Характер сочленения островного и океани-
ческою склонов Курило-Камчатского желоба: а - у южной
Камчатки; б - в районе о-ва Симушмр- в, г - в районе о-ва
Итуруп (Аносов и др., 1983)
(1-5 мм), базальгов, вулкани-
ческого стекла, спикулы губок,
редкий рассеянный гравий ар-
гиллитов и алевролитов.
С поверхности глыбы оса-
дочных пород иссверлены но-
рами камнеточцев (до 0,5-1 см),
иногда заполненными темно-
коричневой плотной глиной.
Многие признаки (отсут-
ствие слоистости, текстуры
взмучивания, наличие обломоч-
ного и пирокластического ма-
териала и спикул губок, обилие
крупных нор беспозвоночных)
свидсгсльствуют о сравнит ель-
но мелководных условиях фор-
мирования осадочной толщи,
по крайней мере до плейсто-
цена. Мощность осадочных от-
ложений крайне незначительна,
поскольку ио данным НСП они
не фиксируются.
Па большинстве профилен
НСП, пересекающих Курило-
Камчатский желоб, в его осе-
вой части выделяется пачка
слоистых отложений мощно-
стью до 2 км, перекрывающих
отложения первого океаниче-
ского слоя (рис. 85 а). В районе
ос( ровов Симушир и Матуа эта
пачка отсутствует (рис. 85 б).
Наиболее характерным
для Курило-Камчатского жело-
ба является тин сочленения, при котором под островным склоном, но данным сейс-
мических исследований, на расстоянии до 30 -50 км довольно четко прослеживается
кровля «второго океанического слоя» (рис. 85, в), а иногда и первого (рис. 85 г), что
противоречит- представлениям о наличии глубинного разлома в осевой зоне желоба.
В южной части желоба граница между океаническим и островным склонами
осложнена надвигом с образованием в основании островного склона линзы пере-
мятых кайнозойских отложений мощностью до 2000-3000 м. Эти отложения пред-
ставлены миоцен -раннеилиоценовыми туфодиагомитами и туфопесчаниками, анало-
гичными развитым па верхних ступенях островного склона. Состав, текстуры, ком-
плексы микрофаупы и колонии отмерших губок свидетельствуют об их образовании
в мелководных условиях. Поверхность этих пород иссверлена многочисленными хо-
дами илоедов, которые заполнены гемипелагически ми глинами плейстоценового воз-
раста. По-вцдимому, отмирание илоедов и заполнение их нор глинистыми осадками
отмечают начало погружения региона. Плейстоценовый возраст имеют и турбидиты,
несогласно перекрывающие описанные выше отложения в небольших депрессиях
ловушках на склонах и в днище желоба.
В средней и северной частях желоба линза перемятых отложений в основании
островного склона отсутствует и мощная (2—3 км) толща кайнозойских отложений,
слагающая приосеную часть островного склона желоба, постепенно уменьшаясь в
мощности, переходит в маломощные пелагические отложения океанического склона.
Эти данные свидетельствуют об очень молодом, поздпеплиоцен-плейстоценовом,
возрасте Курил о-Камчатского желоба. В подтверждение этому можно привести и дру-
гие данные. Так, мощность, структура, состав осадочной толши до плиоцена вклю-
чительно па океаническом склоне желоба и па прилегающей к нему части Северо-
Западной котловины совершенно одинаковы, что указывает па идентичность условий
осадконакопления.
Сбросы на склонах желоба, формирующие его ступенчатый профиль, секут оса-
дочные отложения до плиоцена включительно, следовательно, их возраст не древнее
плейстоцена.
Толша железо-марганце вых пленок «подводного загара» на скальных породах,
обнажающихся в тектонических уступах па склонах желобов, не превышает0,5-1 мм,
что при скорости их нарастания 1 -4 мм/млн лет дает возраст менее 1 млн лет.
В ряде мест в желобе наблюдаются долины, переходящие с ост ровного склона на
океанический и прослеживающиеся далее в пределах котловины на 300-500 км от оси
желоба. Они заполнены плейстоценовыми отложениями, несогласно перекрывающи-
ми разновозрас тные образования вплоть до юрских пиллоу-базальгов. Следовательно,
образование этих долин произошло тогда, когда желоб еще не существовал (Ломтев,
Патрикеев. 1985).
Эти закономерности наблюдаются и в других глубоководных желобах
Изложенный фактический материал свидетельствует о резких различиях в стро-
ении и развитии островного и океанического склонов Курило-Камчатского желоба,
что характерно и для других желобов.
Островной склон желоба, являющийся одновременно и склоном Курило-Кам-
чатской островной дуги, имеет мощную кору геосинклинали юго типа, испытавшую
длительное полициклическое развитие, начавшееся в докембрии. Об этом свидетель-
ствуют геологическое строение флангов дуги (о-в Хоккайдо и восточная Камчатка), а
также результаты драгирований, ксенолиты в вулканитах Курильских островов и со-
став меловых и кайнозойских лав. отражающих особенности субстрата, характерные
для регионов со зрелой континентальной корой
Геосипюшнальныс условия на Хоккайдо и Курилах существовали до раннего
мела включительно, сменившись затем орогенным режимом, а па восточной Камчатке
- до среднего миоцена. В палеогене в пределах Большекурильской зоны заложился
вулканический пояс, продолжавшийся в Цсптралыю-Камчш-ской зоне, а в плейстоце-
не в Большекурильской и Восточно-Камчатской зонах заложился новый вулканиче-
ский пояс, активный и в настоящее время.
Совершенно иное строение имеет океанический склон желоба. Наиболее рас-
пространены здесь подушечные базальтоиды и их туфы, которые слагают мощную
(до 2-3 км) вулканогенную толщу, прорванную телами габброидов и долеритов. Она,
будучи перекрытой дислоцированными кайнозойскими отложениями, прослеживает-
ся нод островным склоном желоба.
Очень важное значение имеет обнаружение на океаническом склоне мета-
морфических и метаморфизованных осадочных пород, сходных с породами малкии-
ской серии Срединного Камчатского массива. Это сходство подчеркивается присут-
ствием среди метаморфических пород крупнокристаллических клинопироксенов,
также характерных для малкинской серии (палеозой). Метаморфические и ульзрао-
сновные интрузивные породы образовались на глубине 8-19 км (or поверхности дна),
а затем были подняты и вскрыты вследствие глубокой и, видимо, длительной эрозии.
Возраст комплекса домеловой, скорее всего палсозойский-раннсмсзозойский. По-
видимому, этот комплекс характеризует геосинклинальпую стадию развития региона,
тогда как перекрывающий ее комплекс субщелочных подушечных базальтов отвечав-]
талассотрапповой формации.
Вышележащая маломощная и иедислоцировапная осадочная толща типична для
платформенных областей.
Граница между океаническим и островным склонами желоба (осевая зова) в ряде
мест осложнена надвигом с образованием в основании островного склона «аккреци-
онной призмы». В других местах этой призмы нет, и мошпыс (2-3 км) кайнозойские
отложения, слагающие Приосевой блок островного склона, уменьшаясь в мощности,
переходят в маломощные пелагические отложения океанического склона.
Максимальная мощность осадочной линзы отмечается в 15-20 км северо-за-
паднее оси желоба, что подтверждается и гравиметрическими наблюдениями: к этой
зоне приурочено относительное уменьшение величины силы тяжести. Следовательно,
ось прогиба в начале формирования осадочной линзы располагалась ближе к остро-
вам, а затем, по мере заполнения его осадками, смешалась на юго-восток.
Если принять среднюю мощность осадочной линзы в 2 км, а ее ширину в 40 км,
го объем осадков на 1 км протяженности желоба составит 80 км1. Принимая неоге-
новый возраст пород, слагающих эту линзу, можно рассчитать, что скорость осадко-
накопления составляла в среднем 10 см за 1000 лет, что характерно для материковых
окраин. Такая высокая скорость осадконакопления могла быть обеспечена только при
наличии поблизости крупной области сноса, подвергавшейся интенсивному размыву.
По-видимому, эта область располагалась на месте верхней и средней частей склона,
ныне опущенных на значительную глубину. Эго дает основание считагь, что и осевая
часть желоба испытала недавнее погружение на 3-4 км.
Зона сочленения Курило-Камчатской, Хоккайдо-Сахалинской и Японской
систем. Сочленение этих систем происходит в восточной части о-ва Хоккайдо и к югу
от него, на стыке Курило-Камчатского и Японского глубоководных желобов. Обычно
это сочленение рассматривается как торцевое или как наложение Курило-Камчатской
дуги второго рода (но В.В. Белоусову) па Хоккайдо-Сахалинскую дугу первого рода.
В свете новых данных, полученных на подводной части зоны сочленения, эти пред-
ставления нуждаются в пересмотре.
Имеющиеся данные свидетельствуют о существенных различиях в строения
указанных систем. Основное заключается в том, что в Хоккайдо-Сахалинской системе
(Главный пояс Хидака) в строении складчатого фундамента принимают участие по-
роды до нижнего миоцена включительно, в то время как в Курильской системе фун-
даментом служат доверхнемсловые образования. В северной части зоны сочленения
меридиональные структуры о-ва Хоккайдо веерообразно меняют свое простирание на
северо-северо-восточное, отвечающее простиранию структур в юго-западной части
Большекурильской зоны, а в южной - па северо-западные, приближающиеся к про-
стиранию структур в юго-западной части Курило-Камчатской системы. Таким обра-
зом, в зоне сочленения происходит явное сближение простираний структур Хоккайдо-
СахалинскоЙ и Курило-Камчатской систем (рис. 86).
От мыса Зримо на о-ве Хоккайдо в юго-восточном направлении протягивает-
ся блок докайнозойских скальных пород, который отчетливо выражен в рельефе
дна в виде подводного хребта. Длина блока 60 км, ширина 40 км. Юго-восточная
часть его опушена по разлому и перекрыта неоген-четвертичными отложениями.
Рассматриваемый блок служит непосредственной границей между структурами
островных склонов Курило-Камчатского и Японского желобов. К юго-западу (регион
Санрику) и северо-востоку от него складки в неогеновых отложениях меняют свое
простирание с северо-восточного на северо-западное, испытывая поворот почти на
60°. По данным выполненных нами драгирований, описываемый блок сложен поро-
дами, аналогичными развитым на мысе Зримо, - ороговикованными песчаниками,
алевролитами, кремнистыми породами, а также граните и дам и и габброидами.
Таким образом, он представляет собой выступ древнего (доверхиемелового) фун-
дамента, разделяющий депрессии, выполненные кайнозойскими отложениями. В пре-
делах этих депрессий обнажена только самая верхняя часть разреза - верхнеллиоцен-
плейстоценовые туфогенные песчанистые алевролиты с многочисленными валунами,
галькой и щебнем самых разных пород (гранитов, песчаников, роговиков, кремней,
андезитов, базальтов, пемзы, конгломератов, известняков и др.). К юго-востоку от это-
го блока располагается неглубоко залегающий блок сейсмоакустического фундамен-
та, перекрытый маломощной толщей не дислоцированных кайнозойских отложений
(плиоцен-плейстоцен), который служит непосредственным продолжением структур
Главного пояса Хидака.
Курило-Камчатский и Японский глубоководные желоба в зоне сочленения вы-
клиниваются, а между ними находится подводная гора Зримо, представляющая собой
с тратовулкан, сложенный субаэральными вулканогенными образованиями верхнеме-
лового и кайнозойского возраста, залегающими па породах континентального типа.
Вулканогенные образования представлены в основном мелкопористыми пирок-
сеновыми, пироксеп-шгагноклазовыми и оливин-пироксеп-плагиоклазовыми базаль-
1амн, плати об азальтами, аидезитобазальтами и андезитами, а также их ксеноланами и
лавобрекчиями. В лавобрекчиях имеются включения пелитового туффита с остатками
диатомей, радиолярий, спор и пыльцы палеоценового возраста.
Калий-аргоновые датировки базальтов указывают па верхпемеловой -палео-
ценовый возрастэтих пород (56-80 млн лет), а в известняках, драгированных с вершины
горы Зримо, содержатся остатки всрхпсмсловых гастропод Ncrinca (Plcsioptygmalic)
nobilis Muster. По всей вероятности, время формирования вулканогенной голщи охва-
тывает поздний мел и палеоцен. По химическому составу вулканогенные породы
относятся к высокоглиноземистым разностям щелочного оливин-базальтового типа
щелочно-известковой серии.
В составе фундамента, подстилающего вулканогенную толщу, присутствуют:
биотитовыс риолиты, роговообмапковые габбро, измененные порфириты, биотит-
хранатовые сланцы, аркозовые песчаники, пегматоидные биотитовыс граниты, грано-
диориты, роговообмапковые диориты, андезиты, биотитовыс роговики, кремнистые
сланцы, биотитовыс гнейсы и анортозиты. Этот комплекс аналогичен комплексу по-
род супергруппы Хидака (триас-юра), развитому в районе мыса Эриомо и на его под-
водном продолжении.
4
144'
147°
Рис. 86. Зона сочленения Курило-Камчатской, Хоккайдо-Сахалинской, Японской систем:
1 - океанический блок; 2 - подводные горы; 3 - оси глубоководных желобов; 4 верхняя граница
Приосевого блока; 5-13 - структуры Курило-Камчатской системы: 5 - Фронтальная антиклиналь-
ная зона, 6 - предполагаемое продолжение Фронтальной антиклинальной зоны, 7 - зона Сарома,
8 - подводное продолжение зоны Сарома, 9 — Внешняя синклинальная зона, 10 — Малокурильская
антиклинальная зона, 11 - зона Тойокоро-Китами, 12 - Внутренняя синклинальная зона, 13 -
Большекурильская антиклинальная зона; 14-18 — структуры Хоккайдо-Сахалинской системы
(Главный пояс Хидака): 14 антиклинорий Хидака, 15 — Центральный синклинорий, 16 - анти-
клинорий Камуикотан, 17 - синклинорий Исикари, 18 - подводное продолжение Главного пояса
Хидака; 19, 20 - структуры Японской системы: 19 - Внешний пояс Камуикотан, 20 - впадина
Хидака; 21 - Южно-Охотская котловина; 22 - границы основных структур; 23 - простирания осей
складок; 24 - крупные надвиги; 25 - Центральнокурильский разлом (сдвиг); 26 - остальные разло-
мы; 27 - береговая линия
Такое же строение имеют горы Безымянная, Такуе-Дайити и Рефу-Дайн
(табл. 41).
Табяици 41 Результаты драгирования подводных гор в зоне сочленения
Курило-Камчатского и Японского желобов
Гора, станция Координаты, град, мин Глубина, м Характеристика материала Судно, рейс. гол организация, источник информации
С.Ш. В. А.
Безы- мянная 144 40,10 149,37 4800-4000 Пористые трахибазальты н трахиандезиты (250 кг) «Пегас», 1980, СахКНИИ ДВНЦ АН СССР (Крас- ный. Павлов, 1980): «Каллисто». И-й, 1979, ТОП ДВНЦ ЛИ СССР (Васильев, Евланов, 1982)
Зримо К-56 40,50 144.52 3900-3800 Пористые и миндалекаменные базальты, их шлаковидныс туфы и туфобрекчии. ксеполавы, анортози- ты, андезиты, трахиты, линаритовые ксеполавы, кислые туфы, обломки гранитов (30 кг)
Л-1 40,57 40,56 144.54 149.55 3950-3900 Биотитовыс риолиты «Боссй-Мару», То- кайский н-т. 1982 (Локи, Цучи, 1984)
Л-2 40,53 40.53 144.50 144,52 4080-4150 Роговообмапковыс, габбро, био- литовый риолит, порфирит, биогвт- гранатовый сланец (по кварциту), аркозовый песчаник То же
Л4 40.58 40.57 144,54 144,54 4010-3960 Биотнтоиый графический гранит, ротовообманковый диорит, габбро, биотитовый риолит, андезит, базаль- ты. трахит, биогитовые роговики (по осадочным породам), аркозовые песчаники, кремнистые породы, сланцы, туфы «Каллисто», 11 -й. ТОЙ ДВПЦЛН СССР (Васильев. Евлапов. 1982)
Такуйо- Даннти К-53 41,25 146 3000-2800 Глыбы и щебень пористых и шла- ковилпых базальтов, их туфов, туфобрекчии и ксснолав, обломки ксеполав липаритов, кислых туфов. Данилов, алевролитов, кристалличе- ских сланцев(250 кг)
К-54 41,25 146,01 2800-2700 То же (200 кг) Тоже
Рефу- Дайн К-55 40,37 146,45 1800-1600 Биотитовыс дашпы (5 кт) -»-
К-128 40.37 146.45 2200 -2000 Базальтовые и андезитовые туфобрск- чип, туфы, гналокластнты, фельзиты, кварцевые диориты, туфогелно-оса- дочпыс породы (40 кг) «Каллисто», 15-й» 1981, ТОЙ ДВНЦ ЛИ СССР (Васильев, 1986)
Гора Безымянная имеет вид усеченного конуса диаметром в основании около
25 км. Глубина подошвы горы 5620 м, вершины 3800 м, высота около 1800 м, крутизна
склонов от 2-3° в нижней части, до 10-15° в верхней. Вершина горы плоская, диаме-
тром около 1,5 км.
Драгированием склона горы на глубине 4800^4000 м поднято около 250 кг глыб и
щебня пористых оливин-нирокссновых и пироксеновых трахибазальтов и пироксен-
амфиболовых и амфиболовых трахиандезитов. Вкрапленники - плагиоклаз (от Ап
30-54 до Ап 68-70), оливин, замещенный гидробиотитом; амфибол и клинопироксен.
Основная масса пилотокситовая, состоит из лейст и микролитов плагиоклаза, микро-
зерен клинопироксена, амфибола и рудного минерала и слабохлоритизировашюго
стекла, иноща с анальцимом. Из акцессорных присутствуют крупные зерна апатита.
Породы характеризуются высокой щелочностью с преобладанием калия и по-
вышенным содержанием титана и фосфора. Очень характерно обилие пор (от 10 до
60 %) округлой, щелевидной и овальной форм размером до 2 см Породы свежие,
вторичные изменения незначительны.
Гора Такуйо-Дайиги имеет в плане форму овала, вытянутого в северо-восточном
направлении па 50 км при ширине до 20 км (но изобате 5000 м). Глубина вершины
горы 2565 м.
На этой горе проведено два драгирования па глубинах 3000-2800 м и 2800-
2700 м (ст. К-63 и К-54). Были подняты однотипные породы (около 250 кг): темно-
серые и красновато-бурые пористые, пузырчагые и шлаковидные и миндалскаменные
базальты, их туфы и туфобрекчий. Базальты некрепкие, при ударе легко рассыпаются
Пустоты диаметром от 0,1 -0,5 до 3-5 мм составляют 20-40 % от общего объема по-
роды, в связи с чем они, как губка, пропитаны водой. Преобладают- мелкопористыс
разност и с незаполненными пуст отами, с генки которых обычно покрыты топким зе-
леноватым налетом. В некоторых пустотах находится светло-желтое полужидкое ве-
щество SiO,, которое при высыхании твердеет и становится розовато-желтым. Реже
встречаются черные и сургучпо-красные афировые и миндале каменные базальты с
миндалинами цеолитов. Преобладают порфировидпые базальты с вкрапленниками
оливина, авгита и роговой обманки, заключенными в раскристаллизованной основ-
ной массе, состоящей из микролитов и мелких зерен плагиоклазов, роговой обманки,
коричневой слюды и рудного минерала.
'Гуфы и туфобрекчий подняты в виде крупных угловатых уплощенных глыб (до
70 см) со свежими поверхностями отрывает коренных обнажений. Это зелено-желтые
легкие породы, сильно измененные вторичными процессами - по ним развиваются
фосфаты, цеолиты и другие вторичные минералы. Туфобрекчий состоят из кзоме-
гричных и угловатых обломков пористых базальтов с обожженными корками (лапил-
ли и вулканические бомбы) размером от 0,1 -0,5 до 3-5 см, слабо сцементированных
шлаково-пепловым цементом. Количество обломков изменяется от 10-15 до 30-40%
от общей массы породы.
'Гуфы зеленовато-желтые, некрепкие, алсвритопсаммитовые, пористые за счет
неплотного соприкосновения зерен.
Обломки базальтов и туфов иногда покрыты железомарганцевыми корками
толщиной до 5 см, которые встречаются и в виде отдельных уплощенных глыб раз-
мером до 30 см. Внутренняя часть таких глыб имеет массивную текстуру, а наруж-
ная - волнисто-слоистую. Глыбы часто пронизаны тонкими (2-3 мм) прожилками
розовато-желтого кремня. Иногда в них встречаются зубы акул. Описанные вулкано-
генные породы (пористые базальты, их туфы и туфобрекчии) очень сходны с назем-
ными плиоцен-четвертичными вулканитами Курильских островов.
Кроме описанных пород были подняты угловатые обломки спекшихся туфов
липаритодацитового состава, алевролиты, кремнистые породы, песчаники, 1раниты,
гранодиориты, плагиограниты и кристаллические сланцы.
Из образца серого мергеля, переслаивающегося с линзовидно-слоистым мелко-
зернистым песчаником и гсмно-серым алевролитом, Н.К. Вагиной определен спорово-
пыльцевой комплекс, характерный, по ее заключению, для палеоцена. В нем резко пре-
обладает пыльца покрытосеменных (91 %): Ulmoidcipitcs - 27 %, Juglanspollcnites - 8 %,
rriporopollenites carpinoides - 7 %. Polyvestibulopollenites verus - 8 %, Caryapollenites
- 6 %. Pterocaryapollenites - 3 %. В единичных зернах встречепы Triporopoiienitcs
betuilcs, T. coryloides, Tricolpitcs (Fagus, Quercus), Proteaceac, Engclhardtia, Platycaria.
Присутствие пыльны семейства Proteaceac указывает на древность палинофлоры.
бреди пыльцы голосемянных (3 %) преобладает семена но Taxodiaceae (Sequoia,
Taxodium, Glyptostrobus), единично встречена пыльна Monosulcites, Tsugapollcnites,
Pinuspollenites. Podocaipites. Из спор (6 %) присутствуют Lciotrilctcs, Lacvigalisporilcs,
Ophyoglossaccae, Marsilca, Licopodiaccae, Osmundaceae. В целом для спектра харак-
терны мелкие размеры пыльцевых зерен, их деформировапность, корродирован-
ность и большая степень фоссилизации. Наряду с пыльцой и спорами присутству-
ют остатки морских диатомей, а также два вида радиолярий: Podocurtis papal is Ehr.
и Afeus aff. liroidcs Riedel and Sanfilippo (определение C.B Точилипой). Первый вид
распространен в палеоценовой зоне В. bidorfensis Мексиканского залива (скв. 94),
второй вид характерен для верхпемеловых отложений — кампапских в Тихом океа-
не вблизи Марианского желоба (скв. 452А) и мааетрнхт-палсоцеповых в Карибском
морс Положение в разрезе мергелей с вышеприведенными палеонтологическими
остатками неясно. Возможно, они образую! прослои среди вулканитов. Абсолютный
возраст базалыоидов, но данным японских ученых, от 52,8 до 81,1 млн лег (Gcolog.
investigation..., 1978), г.с. от палеоцена до кампаиа включительно, по нашим опреде-
лениям, 76 и 106,5 млн лет (верхний-нижний мел). Такой разброс значений абсолют-
ного возраста базальтов из валовых проб, по данным радиоизотопного анализа, объ-
ясняется сильной изменепиостыо пород, в связи с чем к этим определениям следует
относиться с большой осторожностью.
На горе Рсфу-Дайп выполнено два драгирования.
Наиболее результативное драгирование (ci. К-128) проведено па южном склоне
горы на глубине 2200 2000 м. Здесь подняты две большие (40 х 35 х 20 см) глыбы
разложенных базальтовых туфобрекчии. почти нацело замешенных железомарганце-
выми окислами, и много (около 40 кг) более мелких (10-15 см) скорлуповатых облом-
ков таких же туфобрекчии, разложенных базальтовых гуфов, гиалокластитов, реже
базальтоидов, туфопесчаников, гуфов, туфолав, фельзитов и туффитов. Большинство
утих пород встречается также в виде обломков в базальтовых туфобрекчиях и туфах.
Туфобрекчии состоят в основном из обломков коричневат о-серых и красновато-
бурых миндалекаменных пироксеновых и пирокссн-роговообмапковых базальтов.
Редкие (до 10 %) вкрапленники в них (0,3-3 мм) представлены базальтической рого-
вой обманкой и авгитом или только авгитом. Основная масса толситовая, гиалопили-
товая и трахитоидиая, состоит из лейст и микролитов Лабрадора, мелких кристаллов
роговой обманки, авгит а, напело серпа гпшизировашюго ортопироксена, микрозерен
магнетита, псевдоморфоз лимонита по оливину и стекловатого базиса, превращенно-
го в палагонит и частично в делессит. Округлые миндалины выполнены делесситом.
Кроме базальтов в туфобрекчиях встречены обломки розовых окремненных
алевропсаммитовых туфов и алевропелитовых туффитов кислого состава с остатками
кремнистых микроорганизмов. Преобладают обломки кремнистых пород, микроли-
товые лавы андезитобазальтов, красно-бурыс железистые стяжения с яшмовидной и
массивной текстурой, многочисленные обломки скульптурно выветрелого базальта,
обломки кристаллов плагиоклаза и редко пироксена, реликты миндалин, выполнен-
ных хлоритом. Цемент аморфный, кремнистый.
Цементирующая масса туфобрекчий представлена разложенным псефито-
псаммитовым базальтовым туфом, по которому развиваются железомарганцевые
окислы.
Туфы встречаются в виде отдельных глыб. Это зеленовато-розовые крепкие по-
роды первоначально базальтового состава разложенные, псефито-псаммитовые, в
различной степени насыщенные железомарганцевыми окисламп. Иногда в них встре-
чаются мелкие зубы хищных рыб. Литокласты представлены базальтами, аналогич-
ными описанным выше, реже - апдезитобазальгами. Вигрокласты (до 60 %) - об-
ломки основного стекла причудливой формы: палочковидные, саблевидные, ножнн-
цевидпые, очковые и др., размером 0,05-2 мм, с зональным строением: в центральных
час тях располагаются кристаллики пироксена (?), замешенного палагонитом, далее от
центра развит анальцим, а наружные зоны сложены лимонитом. Встречаются витро-
кдасты с пузырчатой текстурой, налаганитизированные, с краев также отороченные
лимонитом. Миндалины заполнены палагонитом. Редкие кристаллокласты (3—5 %)
представлены клинопироксеном и плагиоклазом. Цемент распределен неравномерно,
представлен вторичным стеклом, замещающимся лимонитом и магпегигом, иногда в
нем наблюдаются реликты пепловых частим
Гиалокластиты - зеленовато-розовые некрепкие породы, насыщенные железо-
марганцевыми окислами, макроскопически очень сходными с туфами. Состоят из че-
репков и расплющенных осколков пузырчатого стекла и липзовидиых лавовых обо-
соблений (июбул) с неровными краями. Для глобул характерно сочетание участков
с тонкофлюидалыюй текстурой и участков со сферолитовой отдельностью. Размер
сферолитов 0,3-0,8 мм. Цементом служат расплющенные осколки стекла, спекшиеся
в псевдофлюидальную массу. Стекло неравномерно замещается палагонитом, иногда
хлоритом и анальцимом; местами оно насыщено топкодисперспым магнетитом, об-
разующим линзовидные обособления (до 1 мм). В количестве до 3 % присутствуют
кристаллокласты Лабрадора, пироксена, редкие обломки андезитов, андезитобазаль-
тов и кремпей.
Кроме описанных пород, составляющих подавляющую часть драгированного
материала, в виде единичных угловатых обломков (3 -15 см) были подняты
туфопесчаник коричпсвато-ссрый, мелкозернистый, полимиктовый, с угловаты-
ми зернами, несортированный, с железистым туфогепным цементом;
туфолава фельзита голубовато-серая с редкими обломками перекристаллизо-
ванных вулканических пород среднего состава;
кварцевый диоритовый порфирит, силыюизмспенный, состоящий из вкраплен-
ников роговой обманки, замешенных хлоритом и эпидотом, и соссюритизированного
плагиоклаза, заключенных в кварцсодержащей массе с многочисленными зернами
рудного минерала.
Кроме того, подняты круглые глыбы (14—15 см) пористой пемзы, пропитанные
железомарганцевыми окислами, и три гальки в форме ветрогранников.
Второе драгирование (ст. К-55) было выполнено на вершине горы па глубине
1600-1800 м. Здесь была поднята глыба (5 кг) серого биотитового дацита с абсолют-
ным возрастом 21,6 млн лет.
Структуры Хоккайдо-Сахалинской системы прослеживается в ложе океана за
линией глубоководных желобов. На островном склоне они представлены блоком до-
кайиозойских скальных порол, к которому почти вплотную подходит Фронтальная
зона Курильской системы, однако проследить непосредственно их взаимоотношения
не удается, поскольку между ними располагаются блоки, перекрытые кайнозойскими
отложениями. Эти зоны имеют разную породу, поэтому можно предполагать, что
Фронтальная антиклинальная зона не продолжает Главный пояс Хидака, а изгибается
вблизи его юго-восточного выступа и продолжается далее на северо-восток в зоне
Сарома.
В блоке, расположенном к северу от Фронтальной зоны, структуры Внешней
синклинальной зоны меняют свое простирание от северо-восточного через широтное
до северо-западного, причем оси складок становятся параллельными границе вышео-
писанного блока докайнозойских пород. Вероятно, в северной часта блока, в южной
части района Хобецу-Лцуиай происходит замыкание рассматриваемой зоны, посколь-
ку севернее синклинальная структура не прослеживается, а неогеновые отложения
залегают в грабенах.
Структуры Малокурильской зоны, как уже указывалось, вблизи зоны сочленения
акже меняют свое простирание с северо-восточного на северо-западное. Дальнейшее
продолжение этой зоны, смешенное по разлому па запад, можно предполагать в юж-
ной части зоны Тойокоро-Китами, где верхнемеловые и палеогеновые отложения,
сходные с развитыми па юго-западе Малокурильской зоны, имеют уже сснеро-ссверо-
восточное простирание, близкое к простиранию структур в юго-западной части
Болыпекурильской зоны.
Таким образом, напрашивается вывод о том, что все структуры Курило-Кам-
чатской системы в зоне сочленения се с Хоккайдо-Сахалинской системой образуют
дугу, обращенную выпуклостью на юго-запад. Давление со стороны этой дуга вы-
звало изгиб структур Главного пояса Хидака, образование надвигов, шарьяжей и ме-
таморфизм пород. Сама дуга реагировала па это давление образованием продольных,
поперечных и диагональных разломов со значительными и вертикальными блоковы-
ми перемещениями.
Современные примеры резких дугообразных изгибов островных дуг, сходных с вы-
шеописанными, можно наблюдать п в западной экваториальной части Тихого океана.
Очень важный структурный элемент рассматриваемой зоны Срединно-Куриль-
ский разлом, разделяющий Болынскурильскую и Малокурильскую зоны. Он имеет
характер левостороннего сбрососдвша со значительной амплитудой горизонтальных
перемещений. Это привело к разрыву дуги и образованию веерообразных (кулисоо-
бразпых) складок в се северном блоке. На описанные структуры дискорданпю на-
ложены Курило-Камчатский и Японский вулканогенные пояса, сочленяющиеся в за-
падной части о-ва Хоккайдо.
Сочленение Хоккайдо-Сахалинской и Японской систем имеет несколько иной
характер. Здесь структуры центрального Хоккайдо обрезаются прямолинейной бере-
говой линией, по-видимому, совпадающей с разломом северо-западного простирания,
к югу от которой располагается крупная впадина Хидака (северная часть региона
Санрику). Впадина заполнена слабо дислоцированными верхпекайпозойскими от-
ложениями, смятыми в пологие (1-3°) складки северо-западного простирания, па-
раллельные береговой линии. К югу от зоны сочленения Курило-Камчатского и
Японского желобов простирания становятся вначале субмеридиональными, а затем
северо-северо-восточными. Этот район относится к Внешней зоне Японской дуги и
может сопоставлят ься с Внешней синклинальной зоной Курило-Камчатской системы
К западу от пего располагается внутренняя зона (Внешний пояс Китаками), которая
имеет много общего с Большекурильской зоной.
ОСНОВНЫЕ ЭТАНЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Как уже отмечалось, самые древние породы, очевидно докембрийские,
установлены на банке Кашеварова, которая, видимо, является сводовой частью
Охотоморского массива. Границы и геологическая природа этого массива не установле-
ны. Судя по сходству пород, он может быть аналогом Срединно-Камчатского мас-
сива. Возможно, Охотский массив распространяет ся на юг до района возвышенности
Академии Паук СССР, где также обнаружены гнейсы, однако это фебует проверки.
Докембрийские структуры Охотоморского массива подверглись неоднократ-
ной переработке в позднем локембрии-ранпем палеозое, а затем в позднем палео-
зое-мезозое (до верхнего мела) с образованием эвгеосинклинальных комплексов и
внедрением граиитоидных интрузий.
Палеозойско-мезозойские геосинклинали облекали Охогоморский массив с за-
пада (Хоккайдо-Сахалинская система) и юго-востока (Курило-Камчагская система) и,
возможно, уже тогда отделялись от него глубинными разломами. На такое облекание
указывает, в частности, смена на о-ве Хоккайдо меридиональных структур Хоккайдо-
Сахалинской системы па севср-севсро-вост очные, отвечающие простиранию струк-
тур Курило-Камчатской системы.
В позднем мелу геосишслипальный режим в пределах Охотоморской котловины
сменился орогенным, и здесь в наземных и мелководно-морских условиях началось
формирование пестроцветных туфогешю-осадочных отложений и вулканогенных
толщ кислого и среднего состава, сопровождавшееся внедрением граиит оидных ин-
трузий.
В палеогене, а местами, очевидно, в конце мела вдоль северной и западной
границ Охотоморского массива заложились седиментационные прогибы сложной
конфигурации глубиной до 6 -7 км, заполнившиеся туфогенными осадками. В рай-
оне Курильской островной дуги прогибание сопровождалось вулканическими из-
вержениями основного сост ава.
В позднем олигоцене-раннем миоцене началась вторая стадия npoi ибания, в ко-
торое была вовлечена большая часть Охотоморской мегавпадины, за исключением
отдельных массивов, расположенных в ее центральной и южной частях. Величина
прогибания па этом этапе составила 2- 3 км. В районе Курильской островной дуги
продолжалась вулканическая деятельность, в результате которой сформировалась
голща вулканитов контрастного состава (комплекс «зеленых туфов»).
Третья, заключительная, с тадия прогибания началась в позднем миоцене и про-
должается до настоящего времени. Прогибание достигло 1—2 км и сопровождалось
общей трансгрессией, охватившей в плейстоцене всю котловину.
Геологические и геофизические данные показывают, что котловина Охотско-
го моря образовалась на гетерогенном складчатом основании, а сс континент альные
склоны срезают разновозрастные докайпозойские структуры материкового и остров-
ного обрамлений. Такой же характер имеют и мсгавпадины других окраинных морей.
Что касается кайнозойских структур, то они в общем плане окаймляют котловины
окраинных морей, а часто являются общими и для котловин, и для прилегающей
суши. Это, видимо, может служить подтверждением тому, что на месте теперешних
котловин в прошлом существовали жесткие консолидированные массивы, по краям
которых закладывались кайнозойские структуры.
Котловины окраинных морей образовались в основном в результате опускания
земной коры, сопровождавшегося образованием разломов и дифференцированными
движениями отдельных блоков. Никаких свидетельств в пользу горизонтальных дви-
жений нет, однако некоторое увеличение площади ина Охотского моря, связанное с
растяжением, растрескиванием коры и заполнением трещин магматическими продук-
тами, вполне вероятно. Подтверждением этому могуг служить дайкоподобные тела,
зафиксированные на лептах НСП в районе возвышенности Академии Наук СССР.
Данный процесс может служить причиной изменения физических свойств земной
коры, приводящих к ее «океанизации».
Палеогеографические и палеогеологические реконструкции, выполненные
па основе большого фактического материала, показывают, что образование Охото-
морской котловины началось в олигоцене, а ее глубоководная часть оформилась толь-
ко в конце плиоцена-нлейстоцене.
В это же время сформировался и Курило-Камчатский глубоководный желоб.
Курильская островная дуга как современная морфоструктура обязана сво-
им происхождением в основном образованию Охотоморской котловины и Курило-
Камчатского глубоководного желоба, а также блоковым поднятиям в ее пределах,
более интенсивным на флашах, и росту положительных форм рельефа за счет вул-
канических извержений.
ЯНОПОМОРСКОЕ ЗВЕНО
Рассматриваемое звено является южной частью Восточно-Азиатского сектора
Главные морфоструктуры (элементы) звена представлены котловиной Японского
моря с континентальным обрамлением и Японской системой дуга- желоб.
Наземная часть звена покрыта геологическими съемками масштаба 1 : 1000 000,
1:200 000 и крупнее. Дно Японского моря детально изучено геолого-геофизическими
методами, данные которых обобщены в нескольких монографиях. Последняя, наибо-
лее полная сводка геолого-геофизических данных содержится в российско-японской
монографии «Geology and geophysics of the Japan sea» (1996) и отображена на геоло-
гических каргах: «Геологическая карга два Японского моря» масштаба 1 : 2 500 000
(1985), «Geological investigation of the Japan sea» (1979), «Geological map of the Japan»
(1978) и др. О Японской системе дуга-желоб написаны многочисленные публикации
с приложениями теологических карт (Геологическое развитие..., 1968; и др.).
Центральное место в Япономорском регионе занимает котловина Японского
моря. Это типичное глубокое морс, отгороженное от оксана и других морей мел-
ководными барьерами. Его северная граница проходит но 51°40' с.ш., а южная по
33°31' с.ш. От Охотского моря и Тихого океана оно отделяется Японскими островами
и о-вом Сахалин. Проливами Невельского (глубина 5-27 м, ширина около 8 км) и
Лаперуза (глубина 25-70 м, ширина 44 км) оно соединяется с Охотским морем; про-
ливом Цугару, или Сапгарским (глубина 130 м, ширина 19 км), сообщается с Тихим
океаном. С Восточно-Китайским морем Японское море связано Корейским проли-
вом, который разделяется Цусимскими островами па два прохода. Восточный (проход
Цусимский, или Крузенштерна) имеет глубину 115 м, а Запад!пай (проход Броутона)
204 м. Общая ширина пролива от 160 до 230 км. Узким Симопосекским проливом,
глубина которого Ими ширина 2 км. Японское море связано с внуЕрсшшм морем
Японии и с Филиппинским морем.
Общая площадь моря с островами составляет 1071 тыс. км2, без островов
1062 тыс. км2. Наибольшая длина моря 2220 км, ширина между заливом Посьета и
мысом Осима 895 км. В Японском море преобладают глубины 2000 м, средняя глу-
бина 1535 м, максимальная 3720 м.
Основные элементы дна - материковая и островная ступени, образующие
борта котловины; глубоководные впадины (Центральная и Хонсю), подводные воз-
вышенное ги (Ямато, Ирикорсйскис, Витязя. Богорова и др.) итрогообразныс впадины
(Татарский и Цусимский проливы) (рис. 87). Со стороны континента Япономорскую
котловину ограничивает материковая ступень с узким хорошо выраженным шельфом
и крутым склоном. Со стороны островной дуги (Японских островов) граница котло-
вины менее четкая. Здесь па всем ос протяжении выделяется Японский бордерлепд.
Характерные элементы рельефа континентального склона Японских островов -
подводные каньоны, погруженные морские террасы и гряды На восточном подводном
склоне Японских островов, омываемом водами Тихого оксана, широко распростране-
ны подводные равнины па глубине 2000 м. Также отмечены подводные равнины в
интервале глубин от 2000 м до глубины внешнего края шельфа. Японские геологи
объясняют все эти явления флексурным опусканием края континента или глобальны-
ми поднятиями уровня моря (Тесло!ичсское разнигие..., 1968).
Японский глубоководный жслоб протягивается вдоль островной дуги и образует
единый морфоструктурный элемент с ее внешним склоном. На севере он отделяется от
Курило-Камчатскою желоба горой Зримо, на юге от Идзу-Бопииского желоба - мас-
сивом гор Дайни-Касима и др. Длина желоба 580 км, максимальная глубина 8472 м.
Ось желоба полого углубляется в юго-западном направлении. В рельефе дна по оси
желоба проводится ipanuua островных континентальных и океанических структур
Очертания желоба определяются в северо-восточной части изобатой 4200 м, а в юго-
западной - 4600 м. Борта желоба асимметричны. Со стороны островного склона борт
более крутой. Гипсометрически он более высокий, осложнен уступами и площадка-
ми, образующими ступени. В его приосевой части развиты структуры гравитационно-
го оползания - аккреционные призмы.
Континентальное обрамление. Северо-западным обрамлением Япономорской
котловины служат структуры Сихотэ-Алиня и юго-западного Приморья, западным -
структуры Корейского полуострова.
Рис. 87. Морфологическая карта Япономорской котловины. Изобаты в мирах; кружки - сква-
жины глубоководного бурения
Сихотэ-Алинская зона протягивается в субмеридиональном направлении по-
чти на 1500 км при ширине 180-220 км. В ее составе выделяются выступы древне-
го складчатого основания, палеозойские и мезозойские геосинклинальные системы и
Восточно-Сихотэ-Алинский вулканоген (рис. 88).
Наиболее древние породы обнажаются здесь в Анюйском и Хорском блоках.
Это различные гнейсы и кристаллические сланцы протерозойского возраста (850-
2000 млн лет).
Палеозойские образования (силур-пермь) развиты в Центрально-Сихотэ-
Алинской геосинклинальной системе, где представлены известково-вулканогенно-
Рис. 88. Морфотекюннчсская схема Япономорского звена. Наземное обрамление и шельф:
I ранне-докембрийские Снпо-Корейский шит (а) и Китайская платформа (б); 2 докембрийские
срединные массивы (а, б): 1 Ханкайскпй, 2 Сергеевский, 3 Хида; 3 докембрийский массив,
переработанный процессами палеозойской мезозойской и кайнозойской активизации: а - па суше,
б на акватории: I Западно-Сихотэ-Алииская зона, 2 — Очхонскпй прогиб; 4 палеозойские мио-
гсосинклинальлыс прогибы на докембрийском основании: зоны: 1 - Спасско-Вознесенская, 2 -
Пхепнамская; 5-8 - геосинклнналыю-склалчатые системы: 5 - палеозойская (Лаеолин-1 родсковская
зона); 6 - палеозойско-мезозойские: 1 - Ценз ралыго-Сихоз э-Алинская. 2 Китаки-Абукума, 3 Юго-
Западного Хонсю (зоны Сангуп, Ямагути. Санбагава, Титпбу и Реке); 7 - мезозойские: 1 - Восточио-
Сихотэ-Алинская, 2 Пактонская; 8 кайнозойские: 1 - Хоккайдо-Сахалинская, 2 - Северного
Хонсю; 9 - вулканогенные пояса: 1 - Восточно-Сихотэ-Алинский, 2 - Корейский, 10- кайнозойские
наложенные впадины; 11 - поздискайнозойскис базальтовые плато, япономорская котловина; 12 -
бордерлецд; 13 подводное плато (глубокий шельф) и прогибы, 14 - глубоководные впадины: I -
Цснзральиая, 2 Хонсю (Ямато), 3 - Цусимская, 15 крупные подводные возвышенности - блоки
фундамента; а - докембрийского, б - палеозойско-мезозойского возраста; 16 Тихоокеанская котло-
вина; 17 - бровка шельфа,' 18 - основные разломы; 19 -- геологические границы
кремнисто-терригенными отложениями мощностью до 20 км, прорванными довольно
крупными телами габброидов и гранитоидов. Складчатость линейная со средними и
крутыми углами падения.
Восточно-Сихотэ-Алинская мезозойская геосинкливальная система (триас-мел)
сложена вулканогенно-кремписто-терригенными отложениями мощностью до 22 км,
смятыми в линейные складки северо-восточного простирания и прорванными мело-
выми гранитоидами.
Восточно-Сихотэ-Алипский вулканоген представляет собой плутогенно-
вулканогенный пояс, наложенный на мезозойские и местами палеозойские геосинк-
линальные образования. По своему строению он сходен с Охотско-Чукотским вуп-
каногепом. В нем принимают участие следующие структурно-вещественные ком-
плексы:
гурон-коньяк - туфы и агломераты риолитового и риолит-дацитового состава с
линзами вулканогенно-осадочных пород 800-1 000 м;
коньяк—сантон - игпимбриты, сопровождаемые экструзиями и субвулкани-
ческими телами дацитов, риолитов и автомагматических брекчий того же состава и
пачками туфогенно-осадочпых пород; комагматичные турон-сантонским вулканиты
интрузии представлены рранитоидами, реже - диоритами до 1000 м;
маастрихт-нижний палеоцен - игнимбриты и туфы липаритодацитов
1000-1200м;
?во впадинах вулканогенная моласса, фациалыю замещающаяся андезитами
до 700 м;
?интрузивными аналогами вулканогенных пород являются габбро-диориты, ди-
ориты и граниты;
эоцен—олигоцен - базальты, аддезитобазальты, туфы, выше трахириолиты, ipa-
хидациты, амдезитодациты и их туфы 100-500 м;
олигоцен - континентальные осадочные и гуфогснно-осадочпыс отложения
100-150 м;
палеоген—нижний миоцен - вулканогенные, вулканогенно-терригенные и терри-
генные отложения 120-250 м;
миоцен - платобазальты, вулканические брекчии, агломератовые туфы, экст-
рузивные купола долеритов, андезитов и андезитодацитов 150 200 м;
плиоцеп-нижний квартер - платобазальты и ацдезитобазальты до 120 м.
Южное Приморье. Структуры южного Приморья большинством исследовате-
лей рассматриваются как зоны палеозойской, мезозойской и кайнозойской активи-
зации докембрийского Хапкайского массива (Геологическая карта..., 1992). Самыми
древними породами здесь являются амфиболиты, прорванные рапнепалеозойскими
[рапигоидами, развитые в основном в Находкинской зоне.
Срсднепалеозойскис отложения установлены в Муравьеве-Амурской зоне. Они
представлены двумя толщами:
силур—девон — вулканогенные образования апдезит-липаритового состава, про-
рванные интрузиями 1-ранитоидов 4500 м;
средний девон - пестроцветные терригенные отложения с растительными остат-
ками 1500 м.
Пермские отложения залегают с размывом и несогласием па девонских и более
древних образованиях. Они представлены терригенными, вулканогенно-осадочными
и вулканогенными породами андезит-липаритового состава (4000-6000 м), фациаль-
но заметающими друг друга. Встречаются мощные линзы рифогенных известняков.
Для пермских отложений характерны широкие пологие складки северо-восточного
простирания с углами падения в крыльях 20-40°. Эффузивные толщи выполняют
вулкано-тектонические впадины и кальдеры.
Триасово-юрские отложения выполняют Раздольненский и Дунайский прогибы.
Это терригенные угленосные породы, часто туфогенныс (1000-4500 м). Складчатость
брахиформная.
Отложения мелового возраста развиты в Суйфунской и Партизанской впадинах.
Это прибрежно-морские и континентальные угленосные толщи, местами туфогенные
(4500-5000 м). В Партизанской впадине верхняя часть разреза состоит из андезитов,
дацитов и их туфов.
Палеогеновые и миоценовые отложения выполняют изометричпые в плане нало-
женные впадины, сформировавшиеся в результате сводово-глыбовых движений. В их
составе преобладают континентальные огложения с бурыми углями (1000-1500 м)
Во впадинах Хасанского района развиты также эоцеп-олигоценовые вулканиты - ба-
зальты, риолиты, риолито-дациты и их туфы (до 500 м).
Плиоценовые отложения — галечники, пески, глины, туфы, прослои диатомитов
(до 200 м) - практически не дислоцированы. В плиоцене произошли излияния базаль-
тов и андезигобазальтов Шуфанского плато.
Юго-Западное Приморье и сопредельные территории КНДР и КНР. Здесь
выделяются две зоны - Туманганская и Западно-Приморская.
Тума и ганская зона сложена мощной толщей морских гсосинкл инальных от-
ложений, имеющих следующий разрез:
девон-нижний карбон - зеленые, глинистые, кварц-ссрицнтовые и другие слан-
цы, эффузивы основного и среднего состава, туфы, туффиты, линзы известняков
3000 м;
верхний карбон - эффузивы основного и кислого состава, глинистые сланцы,
песчаники, конгломераты 5000 м;
пермь - вулканогенно-терригетшо-кремнистые отложения 4500 м.
Породы смяты в крутые складки и прорваны многочисленными интрузиями
позднепермских гранитоидов
Западно-Приморская зона отделена от Тумангапской Зарубинским разломом.
Здесь развиты в основном метаморфизованные вулканогенно-осадочные и терри-
генные отложения, возраст которых не установлен. Условно эти отложения сопос-
тавляются со средце-верхнепалеозойскими образованиями Тумангапской зоны. Они
прорваны крупными интрузиями пермских гранитоидов, вызвавших их кошактовый
метаморфизм. Выше несогласно залегают пермские вулканогенно-осадочные отло-
жения (до 6000 м), смятые в широкие пологие складки с углами падения в крыльях
20-30°, реже до 40-50°. Эффузивы (риолиты, дациты, фельзиты и андезитовые пор-
фириты) слагают вулкано-тектонические впадины, кальдеры проседания и почти го-
ризонтально лежащие покровы. Многие исследователи относят Западно-Приморскую
зону к структурам ран не-поздн сперм ской вулкано-плутонической активизации на до-
кембрийском Ханкайском массиве (Геологическая карта..., 1992).
Корейский полуостров и примыкающая к нему с севера территория принад-
лежат Сипо-Корейскому щиту Китайской платформы, имеющей архейский фунда-
мент. Это различные гнейсы и кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, грану-
литы, гранитогнейсы и амфиболиты. Северо-восточная часть Китайской платформы
сложена протерозойскими метаморфическими породами - амфиболитами, гнейсами,
кристаллическими сланцами и мраморами, прорванными интрузиями гранитоидов.
Па фундаменте, в наложенных впадинах залегают рифейские, палеозойские,
мезозойские и кайнозойские отложения, прорванные большим количеством раз-
новозрастных грапитоидпых интрузий.
Во впадине Пхеинам, одной из наиболее крупных, в основании разреза залегают
рифейские (сипийскне) метаморфизованные осадочные породы - кварц и гы, филлиты,
тинистые сланцы, алевролиты, известняки и песчаники (до 1500 м). Выше согласно
или со стратиграфическим перерывом залегают кембрийские, ордовикские и девон-
ские терригенно-карбонатные отложения (до 4000 м), перекрытые кам» шоу юл иными
и пермскими отложениями, в нижней части - морскими терригенными, с пачками из-
вестняков, в верхней - угленосными (до 2500 м). Рифейские и палеозойские отложе-
ния прорваны многочисленными крупными интрузиями позднепермских гранитои-
дов, внедрение которых завершило палеозойский этап активизации Сиво-Корейского
щита В триасе начался новый этан активизации, в результате которой образовались
преимущественно узкие (до 10 км) грабены. В этих грабенах в течение триаса, юры и
раннего мела накопились терригенные, терригенно-вулканогенные и вулканогенные
отложения (до 5000-6000 м).
В позднем мелу они были смяты в крутые складки. В это же время на отдель-
ных участках произошли излияния эффузивов среднего и кислого состава, сопро-
вождавшиеся внедрением гранитоидов. Наиболее интенсивно этот процесс проявился
в юго-восточной части Корейского полуострова, где сформировалась плугогенпо-
нулкаиогепная зона, сходная с Сихотэ-Алинским вулканогеном.
В палеогене в рассматриваемом регионе начали формироваться [рабены, в кото-
рых в палеогене и неогене накопились преимущественно континентальные грубообло-
мочные терригенные, часто угленосные, вулканогенно-осадочные и вулканогенные
олщи мощностью до 3000 м. В неогене произошли излияния нлатобазальтов. В плей-
стоцене и голоцене продолжались вулканические извержения, по лавы слали более
кислыми и щелочными.
Япономорская котловина в плане имеет ромбовидную форму (рис. 89). Общая
площадь акватории составляет 1062 тыс. км2. Протяженность длинной оси ромба се-
веро-восточного простирания составляет 2220 км, короткой оси широпюго направ-
ления - около 900 км. Море глубоководно, его максимальная глубина, обнаруженная
в 90 км к югу от возвышенности Витязя, составляет 3669 м. Японские ученые ука-
зывают максимальную глубину в координатах 43° с.ш. и 137° в.д., равную 4224 м.
Средняя глубина моря 1535 м. Это почти замкнутый бассейн с отчетливыми «рапица-
ми. Западная ipaiiima проходит по берегам Приморья и Корейского полуострова. На
севере границей принято считать самое узкое место пролила Невельского, па востоке
берега Сахалина и Японии, включая проливы Лаперуза, Сашарскнй и Симоносеки. В
Цусимском проливе границей считается условная линия от о-ва Кюсю к о-ву loro и
мысу Кольчолкап в Корсе. От Тихого оксана, Охотского и Восточно-Китайского мо-
рей оно отделено мелководными барьерами с глубинами, не превышающими 150 м
Береговая линия изрезана слабо. Основные ее направления совпадают с общим на-
правлением морфоструктурных зон и отдельных морфост руктур. 1ак, морфострук-
турные зоны Приморья, Северной Кореи, Цусимскою пролива и южного Хонсю ори-
Рис. 89. Морфоструктурная схема Японского моря: I - шельф; 2 - континентальный склон:
3 - подножие континентального склона; 4 - (лубоководные котловины; 5 - желоба. 6 - подводные
возвышенности и хребты; 7 - подводные горы: 8 - границы абиссальных впадин
оптированы в северо-восточном направлении, а Южной Кореи — в северо-западном.
Морфосгруктурные зоны северного Хонсю, Хоккайдо и Татарского пролива имеют
субмеридиональное простирание.
Дно Японского моря довольно хорошо изучено с помощью драгирования и буре-
ния. Здесь установлены разновозрастные комплексы пород, перекрытые во впадинах
позднекайнозойскими вулканогенными и морскими осадочными отложениями.
Наиболее древними образованиями являются, по-видимому, «серые гнейсы»,
развитые на островах Оки. Но аналогии с гнейсами о-ва Хонсю можно предполагать,
что они имеют раннедокембрийский возраст (3,6 млрд лет).
В пределах материковой ступени Корейского полуострова и Прикорейского
бордерпенда наиболее древние породы представлены роговообманковыми, биотит-
роговообманковыми, биотитовыми микроклиновыми гнейсами в виде ксенолитов
и реликтов в краевых частях гранитного массива. Возраст пород установлен по
радиоизотопному анализу - 2729 млн лет (Геология дна..., 1987; Леликов, 1992;
Геологическое строение..., 1993, Леликов, Малярепко, 1994). По петрохимической
характеристике они представляют единый метаморфический комплекс с одиовозраст-
ными гнсйсогранитами и мигматитами, широко распространенными на Корейском
полуострове, которые имеют выходы в область материковой ступени па продолжении
массивов Собэк, Кенги, Нанним, Кимчек, Кванмо, зоны Хесан-Ивон. Среди пород
архейского комплекса преобладают биотитовые, биотит-граиатовые и кордиерито-
вые гнейсы, а также мигматиты, грапат-силлиманитовые, гранатовые, магнетитовые
сланцы и мраморы. В нижнепротерозойском комплексе наиболее широко развиты
амфиболиты, биотит-мусковитовые гнейсы, доломитовые мраморы и другие мета-
морфические породы.
Среди интрузивных образований выделяются архейско-раннспротерозойские
гранитоиды, поздпепротерозойские габброиды и гипербазиты, поздпепротерозойские
граниты и плагишраниты, поздненалсозойские гранитоиды. ранне- и позднемеловые
гранитоиды.
Архейско-раннспротерозойские гранитоиды тесно связаны с одновозрастными
метаморфическими породами в составе гнейсомигматигового комплекса па возвы-
шенности Криштофовича. Среди метаморфических пород этого комплекса выделены
мигматиты и биотитовые гнсйсограниты, которые по соотношению щелочей отнесе-
ны к метаморфическим формациям калиево-патрисвого ряда с преобладанием натрия
над калием. Мигматизация, региональная гранитизация и их петрохимические осо-
бенности указывают па то, что формирование пород проходило в условиях большой
и умеренной глубинности. Возраст грапитоидов определен рубидий-стронциевым
методом: 2729, 2231, 2139, 2097 и 1923 млн лет (Берсенев и др., 1983). Породы со-
поставляются с раннепротерозойской серией Мачхоллен массивов Нанним, Собэк и
Кенги Корейского полуострова.
К протерозою условно отнесены биотит-амфиболитовые гнейсы, амфиболиты,
кварцевые диориты и разгпсйсованные граниты, драгированные в юго-западной ча-
сти возвышенности Ямато.
К рифею относится путятипская свита (метаморфизованные туфоконгломераты
с горизонтами метапорфиритов и прослоями песчаников, кремнистых сланцев и мра-
моров), развитая на подводном продолжении о-ва Путятин.
На шельфе Корейского полуострова к рифейским образованиям отнесены не-
большие площади на продолжении складчатых зон Туманган и Окчхон.
На шельфе залива Петра Великого выделяются поздпепротерозойские габброи-
ды и гипербазиты, развитые на продолжении крупного массива, сложенного рогово-
обманковыми и пироксеп-роговообманковыми диоритами, габбро-диоритами, габбро
и гипербазитами, а также средне- и крупнокристаллические (до гигантокристалличе-
ских) порфировидные граниты и плагиогралиты. Их радиоизотопный возраст 618 млн
лет (Берсенев и др,, 1983).
Среднепалеозойские отложения прослежены на шельфе Приморья. Они вы-
делены в карбопатпо-эффузивпую толщу, представленную в береговых обнажениях
кристаллическими известняками, кварц-хлоритовыми сланцами, кремнистыми ар-
I иллитами и кварцевыми песчаниками. Видимая мощность толщи 530 м. К югу от
бухты Киевка, в области шельфа закартирована вангоуская серия, разрез которой в
береговых обнажениях представлен кремнистыми породами, порфиритами и их туфа-
ми, песчаниками, глинистыми сланцами, кварц-хлоритовыми, кварц-серицитовыми,
эпидот-хлоритовыми, серицит-карбонатчыми сланцами с маломощными линзами из-
вестняков. Последние охарактеризованы среднелалеозойской фауной.
На возвышенностях северного замыкания Центральной котловины к этому
комплексу относятся метапорфириты, амфиболиты, филлитовидные сланцы, фил-
литы и мстапесчаники; на возвышенности Ямато - метаморфизованные туфы и лавы
среднего состава, на Восточно-Корейской возвышенности - терригенные отложения,
с размывом залегающие на средиеналеозойских гранитах, представленные внизу
конгломератами и дресвяниками, переходящими в песчаники и реже в алевролиты
Радиометрический возраст гранитов 332 млн ле г.
К верхнему палеозою в пределах материковой ступени южного Приморья от-
носятся породы пермского возраста.
Нижнепсрмскис отложения представлены ороговикованными алевролитами с
прослоями мелкозернистых массивных и косослоистых песчаников. Описанные по-
роды сопоставляются с разрезом пород поспеловской свиты раннепермского возрас-
та, развитой на прилегающей суше
Верхнепермские отложения выявлены на подводном продолжении п-ова Му-
равьев-Амурский по характерной структуре аномального магнитного поля. Они со-
поставлены с владивостокской свитой, сложенной порфиритами, кварцевыми порфи-
рами, туфами, туфоалевролитами, туфопссчаниками, туфоконгломератами, песчани-
ками и алевролитами.
Верхпеналеозойские перасчлепепные отложения выделены, по данным гид-
ромагнитной съемки, к востоку от Центрального разлома. Предполагается, что по
аналогии с толщей, развитой па побережье, они представлены алевролитами, пес-
чаниками, кремнистыми породами, порфиритами, туфопссчаниками и известняками.
На возвышенности Хакусан, расположенной в юго-восточной части Японского
моря, к всрхпеиалеозойским отложениям отнесена голша филлитовидных сланцев.
Радиоизотопный возраст филлитов 180 млн лет. Предполагается, что эта цифра указы-
вает на мезозойский возраст процесса метаморфизма пород, а их формирование про-
исходило значительно раньше. По литологическому сходству с породами суши они
отнесены к верхнему палеозою. На шельфе островов Хоккайдо и Хонсю выделены
небольшие площади верхнепалеозойских пород, соответствующих толщам приле-
гающей суши, сложенным вулканогенными, терригенными и карбонатными отложе-
ниями.
Поздлспалеозойские габброиды и пироксениты слагают небольшой массив, вы-
деленный па шельфе о-ва Хонсю, в зоне Майдзуру. Комплекс представлен гшроксе-
новыми габбро, пироксепитами, горнблендитами, роговообманковыми габбро и дио-
ритами.
На возвышенности Ямато к верхнему палеозою относятся контактово-метамор-
физованные песчаники, алевролиты, углисто-глинистые сланцы, конгломераты и про-
рывающие их гранитоиды с радиометрическим возрастом 222 и 270 млн лет (Берсенев
н др-, 1983).
Из мезозойских отложений достоверно установлены только меловые обра-
зования
Ниэ/снемеловые континентальные отложения установлены в юго-восточной
части Северного и на северо-западе Южного Ялюто. Они изучены в разрезах на двух
крутых склонах, в интервалах шубии 640-950 и 960 -1500 м. Осадочные породы зале-
1 ают па позднепалеозойских гранитах. Па Южном Ямато они перекрыты палеогеном.
В нижней части разреза преобладают аркозовые песчаники с прослоями алевропес-
чаников, алевролитов и туфогснно-кремпистых алевролитов. Верхняя часть разреза
отличается появлением граувакковых аркозов.
В алевропесчаниках нижней и верхней частей Северного Ямато определен пали-
покомплекс, имеющий близкое сходство с альбскими комплексами Приморья, южно-
го Сахалина, Средней Азии и Японии. Представительность таксономического сосгава
палинокомплекса и прекрасная сохранность пыльцы и спор свидетельствуют об их
автохтонном захоронении. Палинокомплскс харакзереп для прибрежной раститель-
ности субтропического климата. Это позволило И.И. Берсеневу с соавторами (1983)
сделать вывод о том, что возвышенность Ямато во время седиментации изученных
осадков являлась сушей.
Верхний мел представлен преимущественно вулканогенными породами, раз-
витыми на подводной возвышенности Ямато. Они представлены в основном туфа-
ми и лавами дацитов и риолитов, прорванными гранитами с абсолютным возрастом
67 74 млн лет.
Кайнозойские образования распространены наиболее широко, представлены
вулканогенными и осадочными толщами, развитыми как во впадинах, так и на воз-
вышенностях.
Палеогеновые образования установлены на возвышенностях Ямато. Они состоял
из палеоценовой песчано-алевролитовой и эоцен-олигоценовой вулканогенных голш
смешанного состава (базальт-андезит-риолитовый комплекс). Обе толщи формирова-
лись в субаэральных условиях.
Па подводных возвышенностях в южной и юго-восточной частях Яноломорской
котловины установлен олигоцеп-нижпемиоценовый трахидацитовый комплекс.
Он состоит в основном из игнимбритов и туфов риолит-трахитового, трахириолит-
дацитового и андезит-дацитового состава, формировавшихся в наземных условиях.
Эта толща по возрасту аналогична формации «зеленых туфов» Японии.
Олигоцен-нижний миоцен. В пределах материковой ступени южного Примо-
рья в районе залива Петра Великого выделена аргиллитовая толща олигоцел-
лнжнемиоценового возраста. Породы залегают с резким угловым несогласием на
мезозойских отложениях и поздпемеловых грантах и перекрыты осадками средне-
миоценового возраста. Базальные слои толщи мощностью в несколько метров пред-
ставлены мелкообломочными конгломератами. Среди галек преобладают породы под-
стилающих образований. Выше лежит толща аргиллитов, закартированная в интерва-
ле глубин 700-1550 м. Породы серые и гемно-серыс, массивные, имеют раковистый
излом- В ряде случаев аргиллиты интенсивно катаклазированы, трещинки иногда вы-
полнены сульфидами. И.К. Пущин с соавторами (1977) отмечает более высокую сте-
пень литификации аргиллитов, по сравнению с литологическими разностями пород
среднемиоценового возраста. Органических остатков в аргиллитах не обнаружено.
Возраст толщи определен условно по ее стратиграфическому положению и литоло-
гии. В области материковой суши аналогом этой толщи выступает Надеждинская сви-
та олигоцепового возраста, которая с размывом и несогласием перекрыта породами
усть-давыдовской свиты миоценового возраста.
Аналогичные по сос таву и возрасту отложения обнаружены на хребтах Окусири,
Южном Ямато и на возвышенности Криштофовича. На склоне хребта Окусири они
обнаружены на глубине 2400-2500 м залегающими на породах средпспалеозойского
возраста, выше перекрыты миоцен-плиоценовыми базальтоидами. Отложения пред-
ставлены аргиллитами, песчанистыми алевролитами, а также шебнем и гравелитами
Галька гравелитов сложена кремнистыми породами, кварцем, филлитами и эффузива-
ми. В песчанистом алевролите обнаружен пижнемионеновый палинокомплекс.
В юго-западной части Южного Ямато толща залегает на рифейских отложе-
ниях, а на возвышенности Криштофовича - на метаморфических породах архей-
ранпепротерозойского возраста. Ес слагают пепловые туфы, алевролиты, песчаники,
туфопесчаники, туфодиатомиты. 1равийные конгломераты. Состав обломочного ма-
териала - граниты, гнейсы, эффузивы, вулканическое стекло, группа минералов (пла-
гиоклаз, калишпат, кварц, роговая обманка, биотит, мусковит, апатит, сфен), обломки
колоний пресноводных диатомей. Возраст толщи определяется содержащимся в ней
раннемиоценовым комплексом пресноводных диатомей и палипоспектров. Диатомеи
обнаружены также в образцах, поднятых на Северном Ямато и возвышенное™
Криштофовича. Палинокомплекс сопоставляется с ранне-среднемиоценовым ком-
плексом усть-давыдовской и кизинской свит Приморья. Пресноводный состав диато-
мовой флоры и массовое развитие представителей планктонного рода AuJacasira сви-
детельствуют об образовании отложений в озерном бассейне, а хорошая сохранность
диатомей и отсутствие морских форм указывают на автохтонность палипокомплекса
Предполагается, что на отдельных участках толща осадков начала накапливаться в
конце олигоцена, поэтому отнесена к олигоцепу-нижнему миоцену (Безверхний и
ДР-, 1980).
Среднемиоценовые отложения почти сплошным чехлом трансгрессивно по-
крывают породы докайнозойского возраста либо лежат на палеоген-нижнемиоце-
новых базальтоидах и аргиллитах. В области внутреннего шельфа и долинах с глу-
бокими врезами осадки маломощны, часто отсутствуют. В основании толщи залегает
базальный слой небольшой мощности, сложенный песчаниками с гравием и галькой,
конгломератами и конгломератобрекчиями. Галька и гравий имеют различную ока-
танное! ь и представлены породами докайнозойского фундамента. Цементом является
разнозернистый полимиктовый песчанистый материал, пропитанный гидроокисями
железа. Разрез слагают преимущественно измененные диатомиты с прослоями и лин-
зами песчаников, туфопесчаииков, алевритовых диатомитов, гуфодиатомитов, гуффи-
тов и редко песчанистых туфогенных известняков. Их возраст определен на основа-
нии изучения остатков диатомей- Диатомовая флора представлена преимущественно
морскими планктонными формами.
Верхнелшоценовые отложения согласно залегают на среднемиоценовых либо
трансгрессивно на породах фундамента. Они обнаружены драгированием па всех
полигонах. Литологический состав пород этой толши близок к нижележащей толще
среднемиоценового возраста. Различие состоит в увеличении в верхней подсвите ко-
яичества диатомитов, известковистых песчаников и линз известняков. Возраст пород
определен по комплексу диатомей как позднемиоценовый.
Во внутренних районах Японского моря морские осадки средне-верхнемио-
цепового возраста распространены почти повсеместно, они отсутствуют лишь на
крутых склонах подводных возвышенностей и гор. По литологии они аналогичны
таковым, развитым на материковой ступени Приморья. В основании их разреза по-
всеместно залегают базальные слои, представленные конгломератами, гравелитами и
|равелистыми песчаниками. Выше лежат песчаники, алевролиты и диатомиты, а так-
же породы переходного состава — алевропесчаники, диатомовые алевролиты. В по-
родах присутствует пирокластический материал.
Образования среднего миоцена-плиоцена на подводных горах и хребтах в пре-
делах глубоководных впадин и на подводных возвышенностях представлены лавами
щелочных базальтов, грахиандезитов и трахитов, а также сравнительно маломощны-
ми преимущественно грубообломочными отложениями - конгломератами, гравели-
1ами и песчаниками, сменяющимися вверх по разрезу алевролитами» диатомитами и
диатомовыми алевролитами с примесью пирокластического материала.
Во впадинах позднекайнозойские отложения вскрыты скважинами 299-302 и
794-79 (рис. 90).
В Центральной впадине, к северу от возвышенности Ямато скв. 301 в нижней
части разреза (487-373 м) пробурены верхпемиоценовые илы, глины, алевролитовые
глины и диатомовые пески, часто с глауконитом (Initial Reports..., 1975. v. 31). Выше
залегают плиоценовые глины и песчанистые алевролиты (373-164 м), четвертичные
глины и глинистые алевролиты (164-0 м).
Скв. 300, расположенная восточнее, вскрыла только плейстоценовые глины и
диатомовые алевролитовые глины с глауконитом (117 м).
В самой северо-восточной части Центральной впадины, у подошвы конти-
нентального склона о-ва Хоккайдо пробурены две скважины. Скв. 795, пробуренной
на глубине 3300 м, в основании разреза (762-683,5 м) вскрыт акустический фунда-
мент, представленный измененными пористыми базальтами, апдезитобазальтами и
базальтовыми брекчиями. Эти породы относятся к известково-щелочной острово-
дужной ассоциации и совершенно отличны от пород, ассоциирующихся с зовами
спрединга. Сильная пористость базальтов (до 30 %) указывает па незначительную
глубину их излияния. Они перекрыты среднсмиоцеповыми аргиллитами и туфами
(683,5-665,0 м), переходящими в кремнистые аргиллиты и алевролитовые аргиллиты
(665-325 м). Выше залегают верхпемиоцен-плиоцеповые диатомовые алевролитовые
аргиллиты (665-325 м). Еще выше - верхиемиоцен-плиоценовыс диатомовые алевро-
литовые аргиллиты и биогурбироваппые диатомовые отложения с редкими карбонат-
ными и доломитовыми конкрециями (325-239 м). Верхняя часть разреза представлена
диатомовыми илами, диатомовыми алевролитовыми тлипами и биогурбировапны-
ми диатомовыми отложениями с редкими прослоями пепла (239-123 м), нлиоцен-
п лейстоценовым и глинами и алевритовыми глинами. Скв. 796, пробуренная в осно-
вании восточного склона хребта Окусири, до базальт ов псдобурсна. Вскрытый се раз-
рез (мощность 465 м) начинается с отложений среднего миоцена, насыщен большим
количеством терригенного и вулканокластичсского материала, появляющегося среди
отложений позднего миоцена (416,5-301,0 м) и проси вживающегося до конца плиоце-
Рис. 90. Колонки скважин ODP в Японском море (Initial Reports.., 1990, v. 128): 1-6 преоб-
ладающие литологические типы осадков- I - глины и алевролитовые глины, 2 - диатомовые илы.
3 — диатомовые глины, 4 - переслаивающиеся кремни и кремнистые глины, 5—кремнистые аргилли-
ты и портцелланиты, 6 - известковистые и фосфатные глины; 7-12 - подчиненные литологические
типы осадков: 7 - туфы, 8 - вулканические пески, 9 - карбонатные илы, 10 - пески и алевриты,
11 - органогенные пески, 12 - аргиллиты с галькой; 13,14 - изверженные породы: 13 — базальтовые
силы и потоки, 14 - риолитовые туфы
на. Породы повсеместно сильно биотурбированы. Начиная с конца плиоцена (1,8 млн
лет) в разрезе появляются прослои мелководных песков, что авторы предварительно-
го отчета связывают с началом поднятия хребта Окусири (Preliminary report..., 1985).
Судя по обилию СаСО3 и хорошей сохранности микрофоссилий, в среднем миоцене
этот район находился выше уровня карбонатной компенсации, а с позднего миоцена
до голоцена - ниже этого уровня. Повсеместная биотурбация отложений свидетель-
ствует о том, что они формировались в богатой кислородом водной среде.
К востоку or возвышенности Ямато, на стыке между впадинами Центральная
и Хонсю пробурена скв. 302, которая вскрыла предположительно рапиемиоценовые
алевритовые аргиллиты (531—528 м), выше — верхнемиоцен-плейстопсновые алеври-
товые глины и илы.
Юго-восточнее возвышенности Ямато, в котловине Хонсю скв. 299 вскрыты
верхнемиоценовые аргиллиты с прослоями песков, пеплов, 1уфов, глин и аргиллитов,
часто с глауконитом (532—351 м). Выше залегают плиоцен-плсйстоценовые диатомо-
вые илы и алевритовые глины с прослоями песков и пепла.
К северо-востоку от этой скважины, па стыке котловин Хонсю и Центральная на
глубине 2811 м пробурена скв. 794, вскрывшая в интервале 646-543 м шесть долсри-
говых силлов, несколько различающихся по составу, структурам и текстурам. Четыре
нижних силла сложены афировыми массивными и пористыми разностями, два верх-
них - преимущественно плагиоклазово-порфировыми. В основании вскрытой пачки
имеется метровый прослой биотурбированного туфа и туфогенного аргиллита с горя-
чими контактами. Возраст долеритового комплекса нс установлен. Залегающие выше
осадочные отложения разделены иа пять пачек различного возраста:
1) средний миоцен (543-520,6 м) - аргиллиты с единичными прослоями туфов,
породы биотурбированы, содержат пирит и фосфагы;
2) средний-верхний миопен (520,6-491,7 м) - туфы и аргиллиты с прослоями
лапиллиевых туфов;
3) верхний миоцен-плиоцен (491,7—293,5 м) - глины и аргиллиты, верхние 57,8 м
с пеплом, пиритом и карбонатными микритами;
4) плиоцен (293,5-92,3 м) - диатомовые илы и глины;
5) плиоцен-плейстоцен (92,3-0 м) — глины и глинистые алевриты. По всему раз-
резу отложения сильно биотурбированы.
К югу от возвышенности Ямато, в котловине Хонсю пробурена самая глубо-
кая скв. 797 (903 м). Нижняя часть скрытого разреза (903 -553,5 м), относящаяся к
нижнему миоцену, представлена переслаиванием магматических и осадочных пород.
Магматические породы разделены на две группы
Первая труппа, характеризующая нижнюю часть разреза (900,1-651,8 м и 608,6-
580,2 м), состоит из сильно измененных афировых и гшагиоклазовых базальтов и
долеритов, чередующихся с прослоями тонкослоистых песчаников, алевролитов, ар-
гиллитов и туфоалевролитов. Базальгы и долсриты в основном массивные, имеют го-
рячие контакты с осадочными породами. Они характеризуются низким содержанием
Rb, Ва, К, Nb и Се и бот аты А1,03- По этим признакам они сходны с островодужными
комплексами. В то же время дайки и силлы из самой верхней части пачки предо i пи-
лены пористыми щелочными базальтами и тавайитами с высоким содержанием Zr, Y,
li, Nb, Rb, Ba и Се.
Вторая труппа пород (609,4-608,8 и 579,5-553,5 м) состою из афировых, реже
олпвин-плагиоклазовых базальтовых, чередующихся с конгломератами и гуфогепны-
мн аргиллитами. Породы сильно брекчированы; контакты с осадочными породами
холодные, что указывает на эффузивную природу этих базальтов.
Вышележащая осадочная толща представлена пятью литологическими пачками.
Нижняя пачка (627,3- 426,6 м) охарактеризована в верхней части среднемиоценовой
мнкрофаупой; нижняя ее часть условно считается пижнемиоценовой. Вся пачка со-
стоит из аргиллитов и туфов, в нижней части пачки чередующихся с базальтами вто-
рой группы. Вышележащая пачка (426,6-301,5 м) представлена верхпемиоцеповыми
аргиллитами, алевритовыми аргиллитами и кремнистыми аргиллитами с прослоями
кремней и порцелланитов. На ней залегают позднемиоцеи-плиоценовые диатомовые
глины и алевритовые аргиллиты (301,5-224,0 м), плиоценовые диатомовые илы и гли-
нистые диатомовые илы (224,0-119,9 м) и плиоцен-четвертичные глины (119,0-0 м).
Анализ геологического строения дна Японского моря показывает, что до мио-
цена этот регион развивался как часть восточной окраины Азиатского континента.
Формирование глубоководных котловин началось в раннем миоцене в резуль-
тате дифференцированных блоковых опусканий, сопровождавшихся внедрением даек
и силлов долеритов, а затем подводными излияниями пиллоу-базальтов (скв. 797).
Излияния происходили в мелководных условиях и сопровождались отложением
песчаников, кошломератов и алевритов шельфовых и дельтовых фаций. В конце
раннего- начале среднего миоцена подводный вулканизм ослабел, а затем прскра] ид-
ея, дно котловины опустилось па 1500—2000 м. В течение позднего миоцена-плиоцена
глубина оставалась примерно такой же, а в позднем плиоцене- голоцене понизилась
до современного уровня (около 3000 м). Опускание дна Центральной впадины к се-
веру от возвышенности Ямато (в районе скв.300 и 301) в позднем кайнозое составило
2000-3000 м, а в северо-восточной части этой впадины опускание началось в среднем
миоцене и составило примерно 3000 м (скв. 795). Можно полагать, что опускание дна
в пределах остальной части впадины произошло в это же время
Подводные возвышенности начали опускаться позже и с меньшей амплитудой,
чем котловины. В районе возвышенности Ямато острова существовали вплоть до кон-
ца плиоцена, возможно и в раннем плейстоцене.
Японская система дуга-желоб. Японская островная дуга благодаря большой
площади суши является в геологическом отношении самой информативной. Японские
острова представляют собой релик ты континента с мошной (до 42 км) корой, сложен-
ной разновозрастными комплексами пород от докембрия до кайнозоя включительно
(Геологическое развитие..., 1968). Регион прошел длительный путь полициклическо-
го геосипклиналыюго развития и лишь в миоцене вступил в островодужную стадию.
По сейсмическим данным, в земной коре Японских островов и островного склона
Японского желоба выделяется 6 слоев, в том числе верхний «гранитный» с V = 5,0-
5,6 км/с, а нижний с V =- 6,0 6,5 км/с (рис. 91). Японская дуга состоит из двух частей:
северо-восточной (дуга Тохоку) и юго-западной, разделенной зоной разлома Фосса
Магна. Геологическое строение н история развития этого региона служат ключом для
расшифровки геологической истории всех структур сектора, в связи с чем необходимо
остановиться на них подробнее.
Рис. 91. Строение земной коры северной части Японской системы дуга- желоб (Аносов и др..
1983). 1 - морское дно, 2 отражающие границы, 3 подошва коры
Наиболее древние породы Японской островной дуги — метаморфические породы
пояса Хида на о-ве Хонсю. Л. Миясиро (1976) сопоставляет их с «серыми гнейсами»,
типичными для архейской континентальной коры. Анализ изотопного состава свинца
из гнейсов Хида позволяет определить их возраст - 3700 ± 300 млн лет. Согласно рас-
четам, эволюция свинца до 3700 млн лет протекала в мантийных условиях, а позже - в
континентально-коровых (Волобуев и др., 1987).
Идентичность свинцово-изохронного возраста и петрологических параметров
гнейсов Хида с этими же параметрами кайнозойских вулканогенных пород и руд
(Tatsumoto, Khight, 1969) свидетельствует о широком развитии «серых гнейсов» или
аналогичных им по возрасту и составу пород в докембрийском фундаменте Японских
островов. Это подтверждает сходство их ранней геологической истории с историей
Курил и Камчатки, где установлены такие же соотношения (Волобуев и др., 1987).
Следует отметить, что возраст гнейсов Хида, определенный калий-аргоновым мето-
дом, оказался значительно меньшим (1160 + 60 млн лет). По-видимому, эти цифры
отражают время последней стадии метаморфизма пород. Гнейсы и кристаллические
сланцы предположительно докембрийского возраста развиты также в метаморфи-
ческих поясах Абукума, Реке, Самбагава, Куро-Сэгава, Саигун и Майдзуру на о-ве
Хонсю (Геологическое развитие..., 1968).
Отложения кембрия и ордовика па Японских островах отсутствуют. Наряду с
анализом палеогеологической ситуации в смежных районах (Китай, Корея, Приморье)
это даст основание считать, что в раннем палеозое в этом регионе существовали плат-
форменные условия. Эту стадию японские геолога рассматривают как догеосипкли-
нальпую.
В силуре началась трансгрессия, которая явилась началом процесса раздроб-
ления древних платформ (Шатский, 1960).
В девоне на месте Японских островов возник прогаб, в котором сформировалась
мощная (до 3000 м) вулканогенно-осадочная толша с преобладанием кислых и щелоч-
ных вулканитов в нижней части разреза, средних и основных - в средней и верхней.
В конце девона произошла кратковременная регрессия, сменившаяся в нача-
ле карбона новой трансгрессией, во время которой отложилась мощная толща пре-
имущественно глинистых пород при значительной роли вулканогенных образований
основного и среднею состава. В позднем визе произошли складчатость, мет аморфизм
и внедрение интрузий, завершившие на большей части региона первую эвгеосипкли-
пальную стадию.
В конце раннего карбона регион был затоплен эпиконтинентальным морем
(трансгрессия Онимару), в котором вплоть до конца карбона отлагались карбонатные
осадки.
В самом конце карбона произошло складкообразование (складнагость Сэтимап)
с последующим поднятием и эрозией.
Для пермских отложений, существенно карбонатных (до 4500 м), очень ха-
рактерно обилие конгломератов с галькой и валунами гранитов, количество которых
возрастает вверх по разрезу. Причиной этому послужили образование и рост горных
сооружений, разделивших пермский морской бассейн па ряд мелких водоемов, в
которых отлагались осадки флишевого типа почти без вулканогенных образований.
В поздней перми-триасе в результате складчатых движений район вновь превратился
в горную страну.
Мезозойские образования представлены мощными геосинклинальными тол-
щами (до 15 000 м) терригенных и вулканогенных отложений, которые развиты во
всех зонах'. В конце мела-начале палеогена они были дислоцированы и прорваны ин-
трузиями, за исключением зоны Симаито, где геосинклипальное осадконакопление
продолжалось и в кайнозое.
В главном поясе Хидака, на о-ве Хоккайдо мезозойские отложения слагают боль-
шую часть мощной толщи эвгеосипклииальных отложений, объединяемых в супер-
группу Хидака. Возраст низов этой голщи (группа Никонокава) палеонтологически
не охарактеризован и трактуется в ин тервале от верхнего палеозоя до триаса включи-
тельно. По всей вероятности, здесь в течение всего мезозоя продолжал существовать
геосинклиналышй прогиб меридионального прост ирания, продолжавшийся на север
и юг за пределы современного о-ва Хоккайдо (геосинклиналь Эдзо). На юго-западе
этот прогиб граничил с Главным поясом Хонсю, который в мезозое представлял собой]
окраину континента (Геологическое развитие.... 1968).
В триасе в центральной части о-ва Хоккайдо, в морском бассейне вначале отлага-
лись терригенные (песчано-алевритовые) осадки типа субполевошлатово-кварцевых
вакк, что свидетельствует о сиалическом характере областей сноса, которые затем
сменились граувакковыми н глинистыми осадками с прослоями кремнистых и кар-
бонатных отложений и туфов основного состава. В юре проявилась интенсивная вул-
каническая деятельность, в результате которой сформировалась мощная толша по-
душечных лав спилитов, диабазовых порфиритов и их туфов с прослоями и линзами
песчаников и известняков.
В раннем мелу (апт-альб) отложилась толща песчаников, переслаивающих-
ся с кислыми гуфами и кремнистыми сланцами. В позднем мелу в районе островов
Хоккайдо и Сахалин продолжал существовать меридиональный флишевый трог (гео-
синклиналь Эдзо).
На о-ве Хоккайдо в этом гроге отложились мощные (до 5000 м) терригенные
(преимущественно песчаные и алсвриготлипистые) осадки. В верхней части разреза
появляются грубозернистые песчаники и конгломераты. Прогибание временами сме-
нялось поднятиями, зафиксированными в ряде мест в виде несогласия в основании
группы Хакобути. Осадконакопление носило цикличный характер флишевого типа
(Tanaka, 1963). Оно сопровождалось кислым вулканизмом в смежных районах, что
устанавливается по наличию прослоев туфов дацитового и риолитового состава.
Условия осадконакопления изменялись от мелководных до умеренно глубоководных.
Па основании анализа ориентированных структур установлено, что в восточной части
прогиба снос обломочного материала происходил с юга на север, а в западной - с за-
пада на восток. Фациальные изменения показывают, что области сноса располагались
как к западу, так и к востоку от флишевого прогиба (Tanaka, 1963).
В конце мела-начале палеогена в рассматриваемом регионе произошло под-
нятие, сопровождавшееся в ряде мест складчатостью, ме таморфизмом и внедрением
интрузий, в результате чеТО он превратился в горную страну.
В олигоцене-ранпем миоцене регион вступил в островодужную стадию, оз-
наменовавшуюся интенсивными блоковыми движениями по глубинным разломам,
вулканизмом и формированием в грабенах мощной вулканогенно-осадочной толши
«зеленых туфов». Позднекайнозойский этап был таким же, как и в пределах Курило-
Камчатской дуги.
Некоторые ученые считают, что изгиб Японской дуги и складчатость кайно-
зойских отложений в ее пределах явились результатом «раскрытия» Японского моря.
Однако детальные исследования японских ученых (Suzuki et al., 1997) показали, чтотип
складчатости (сундучные и гребневидные складки, чередующиеся с протяженными
участками горизонтального залегания слоев) свидетельствует о ее происхождении в
результате блоковых движений фундамента по вертикальным разломам. На это же
указывает и конседиментационный характер складчатости
Японский желоб имеет длину 580 км и максимальную глубину 8472 м. На севе-
ре он отделяется от Курило-Камчатского желоба подводной горой Эримо, располо-
женной па продолжении Главного пояса Хидака на о-ве Хоккайдо. Фундамент этой
горы представлен породами коптинентальнго типа, а вулканогенно-осадочный чехол
мощностью до 1 км - верхнемеловыми субаэральными базальтами, андезитами, их
туфами и туфобрекчиями, перекрытыми известняками.
На юге Японский желоб отделяется от Идзу-Бонинского массивом гор Данни-
Касима, Даити-Касима и Катори, имеющих такое же строение, как и гора Эримо.
Желоб асимметричен: его островной склон круче океанического. Он состоит из
трех ступеней шириной до 50 км. разделенных крутыми уступами. Днище желоба
шириной от 2 до 15—20 км выполнено осадками.
Геологическое строение островного склона желоба наиболее детально изучено в
его северной части (рис. 92).
В верхней и средней частях склона драгированием установлены неогеновые от-
ложения, выделенные под названием формации Санрику (lijima, Kagami, 1961). Они
представлены диатомовыми мергелями, туфогенными песчаниками, кремнистыми
аргиллитами.
Мергели состоят из скорлупок диатомей и пелитоморфпого карбопата с при-
месью мелких обломков кислого вулканического стекла, пемзового песка, полевых
пшатов, амфиболов, зерен граната, циркона, сфена, гсматига, листочков биотита и
мусковита.
Туфогенные песчаники мелкозернистые, глинистые. Они состоят из зерен квар-
ца, плагиоклазов, калиевого полевого шпата, биотита, обломков вулканического стек-
ла. Цемент глинистый, гуфогенный.
Кремнистые аргиллиты состоят из криптозернистого кремнезема с примесью че-
рен глауконита, вулканического стекла, кварца, полевых шпатов.
Возраст формации, по данным диатомового анализа, установлен как средний
миоцен—ранний плиоцен. Эти породы с поверхности иссверлены норами ископаемых
беспозвоночных животных, характерных для зоны литорали и сублиторалн. На них с
размывом залегают верхнеплноценовыс конгломераты, состоящие из гальки габбро-
вдов, мигматитов, гнейсов, роговиков, других пород, развитых в метаморфическом
поясе Хидака. Перепое гальки осуществлялся реками, а отложение ес происходило
в прибрежной зоне моря. В настоящее время этот район находится на глубине 2200
2300 м.
В средней части островного склона, соответствующей Фронтальной зоне
Курило-Камчатского желоба, скважинами 438, 439 вскрыт разрез мощностью око-
ло 1200 м, начинающийся верхнемеловыми черными окремненными аргиллитами
(Initial Reports..., 1980). На них с размывом залегают верхнеолигоцеповые коигло-
мератобрекчии, состоящие из обломков дацитов, реже — аргиллитов (50 м), перехо-
дящие вверх по разрезу в массивные полимиктовые песчаники с мелководной фау-
35°
Рис. 92. Расположение
А скважин (Л) и геологический
45 е разрез (Б) северной части
Японского желоба (Honza et
al., цит. по: Initial Reports...,
1980, v. 56, 57): 1 - верхний
плиоцен-плейстоцен (диато-
мовые илы с галькой и пепло-
выми прослоями), 2 - миоцен-
нижний плиоцен (снизу вверх
песчаники и алевролиты тур-
бидитового типа, диатомовые
глины с прослоями карбонат-
40 ных конкреций); 3 - олиго-
цеп (конпюмератобрекчии и
песчаники); 4 — верхний мел
(окремененные аргиллиты),
5 - перемятые кайнозойские
отложения приоссвого блока;
6 — разломы; 7 буровые сква-
жины; 8 - линия разреза
РПб ГчЦ, НЗв
пой (100 м). Песчаники перекрыты пачкой переслаивающихся песчаников и алевро-
литов турбидитового типа (150 м) нижнего миоцена. Верхняя часть разреза (850 м)
представлена зеленовато-серыми диатомовыми глинами, в нижней части (средний
миоцен) с прослоями карбонатных конкреций и тонкими прослоями известняков, в
средней (верхний миоцен-плиоцен) — с пепловыми прослоями и единичной галькой.
Самая верхняя часть разреза (около 100 м) содержит многочисленную гальку, валуны,
пепловые прослои (верхний плиоцен-плейстоцен).
Ниже по склону (перед Приосевой зоной) скважинами435,584,440 вскрыт непре-
рывный разрез от верхнего миоцена до плейстоцена мощностью 820 м. Верхний мио-
цен (вскрытая мощность 120 м) и плиоцен (360 м) представлены серыми диатомовыми
глинами с галькой и многочисленными следами перемыва. С глубины 400 м осадки лити-
фицированы (превращены в диатомовые аргиллиты) и псредроблены. Плейстоценовые
отложения (320 м) состоят в основном из серых глинисто-диатомовых илов с галькой
и многочисленных пепловых прослоев, перекрытых песками с галькой и валунами
(80 м). В скв. 584 среднемиоценовые и нижнеплиоценовые слои наклонены на вос-
ток под углами 40-70°, однако в других скважинах (584Л и 584В), расположенных
на расстоянии около 1 км друг от друга по простиранию слоев, установлены только
небольшие (до 100 м) смещения одновозрастных горизонтов. По-видимому, большие
углы наклона слоев имеют локальный характер и обусловлены разломами (сбросами),
падающими на запад (Karig, Kagami, 1983). Такие сбросы могли образоваться только
в условиях растяжения.
В нижней части склона, соответствующей Приосевой зоне Курило-Камчатского
желоба, скважинами 441 и 434 до глубины 670 м вскрыты литифицированные пере-
дроблепные отложения, представленные в нижней части разреза верхнемиоценовы-
ми бронированными диатомовыми алевролитами и туффитами (вскрытая мощность
187,5 м), выше - плиоценовыми диатомово-глинистыми алевролитами с тонкими
прослоями вулканического пепла и рассеянной галькой алевролитов и аргиллитов.
Породы обогащены пиритом и органическим веществом Встречаются брекчирован-
ные карбонатные конкреции. В интервале ПО - 360 м наблюдается четырехкратное
повторение двух диатомовых зон (чешуйчатая тектоническая структура, образовав-
шаяся в результате надвигов). Верхняя часть разреза (100 м) представлена верхне-
плиоценовыми не литифицированными зеленовато-серыми глинисто-диатомовыми
илами с прослоями и гнездами вулканического пепла и редкой галькой. Такой же со-
став имеют и маломощные (несколько метров) плейстоценовые отложения, практиче-
ски не дислоцированные.
Таким образом, приосевая зона желоба предст авляет собой зону смятия (рис. 93),
тогда как в средней части островного склона фиксируется зона растяжения
Неогеновые отложения островного склона в южной час ти Японского желоба изу-
чены с помощью драгирования. Они представлены однообразной по составу толщей с
возрастным диапазоном от раннего миоцена до плиоцена включительно. Она состоит
Рис. 93. Сейсмопсологичсскпй разрез приосевой зоны островного склона в северной части
Японского желоба (Ilonza et al., 1980)
из туфодиатомитов, мергелистых туфоалсвролитов, туффитов, мергелистых алевро-
литов, песчаников. Характерны отсутствие слоистости в породах, плохая сор тировка
материала, наличие рассеянной гальки и гравия, преобладание неритических видов
диатомей. Эти особенности указывают на формирование толщи в условиях открытого
мелкого моря с хорошо аэрируемым придонным слоем. Суля по погрубению материа-
ла вверх по разрезу, можно предполагать, что с середины до конца плиоцена проис-
ходило обмеление бассейна, сменившееся в начале плейстоцена опусканием и углу-
блением моря. Образовавшиеся в плейстоцене осадки хорошо отсортированы, они
отражают условия седиментации в умеренно глубоководном бассейне (Huene, Arthur,
1982).
Океанический склон желоба по сейсмическим характеристикам аналогичен
Курило-Камчатскому и, видимо, сложен т акими же породами: подушечными базаль-
тами и прорывающими их телами габброидов. Кровля сейсмоакустического фунда-
мента, характеризующаяся скоростями выше б км/с и отождествляемая с поверхно-
стью «третьего океанического слоя», прослеживается с океанического склона под
ос тровной на 40-50 км от оси желоба (Maisuzawa et al., 1980).
Вышележащая осадочная толща имеет мощность от 0 до 400 м. Она пробурена
скв. 436, расположенной в 75 км к востоку от желоба (Honza et al., 1980). В основа-
нии разреза (интервал 380-397,5 м) вскрыты темно-коричневые кремнистые породы
позднего мела с радиоляриями: Spongosa-tnnialis и Diclyomitra pseLidomacrocephala.
Выше (интервал 360-380 м) залегают черно-коричневые монтмориллонитовые гли-
ны с остатками рыб и радиолярий, по которым установлен эоцсн-раинсмиоценовый
возраст вмещающих пород (Точилина, 1985). Залегающая выше толша включает
непрерывный однотипный разрез от нижнего миоцена до плейстоцена включительно.
Нижняя его часть (интервал 360-312 м) представлена нижне-среднемиоценовыми
желтоватыми радиоляриево-диатомовыми алевролитами, переходящими выше в
верхнемиоценовые диатомовые алевролиты. Выше 265 м (примерно граница мио-
цена и плиоцена) нотифицированные отложения сменяются не нотифицированными
зеленовато-серыми глинисто-диатомовыми и туфодиатомовыми илами с многочис-
ленными прослоями (1-10 см) вулканического пепла. Скорость осадконакопления
возрастала от 30 мм/млн лет в позднем миоцене до 70 мм/млн лет в плейстоцене,
мощность которого около 120 м.
Приведенные данные свидетельствуют о гом, что Японский желоб по своему
строению очень сходен с Курило-Камчатским. На сто островном склоне также вы-
деляются две синклинальные зоны и разделяющая их антиклинальная зона (массив
Ойясио), а в основании островного склона «аккреционная призма», сложенная пере-
мятыми кайнозойскими отложениями. Цитологическое изучение этих отложений по-
казывает, что они отлагались па островном склоне, т.е. нс являются океаническими
осадками, «скученными» при субдукции (Huene, Arthur, 1982).
Массив Ойясио в средней части островного склона, соответствующий
Фронтальной зоне Курило-Камчатского желоба, в олигоцене представлял собой сушу,
с которой происходил снос материала. С раннего миоцена до плиоцена включительно
весь ос [ровной склон Японского желоба относился к зоне шельфа, на котором отлага-
лись мелководные осадки. Лишь в конце плиоцена-плсйстоцспе произошли блоковые
опускания, связанные с образованием Японского желоба (Honza, Kagami, 1977; lijima,
Kagami, 1961).
Эти ВЫВОДЫ ПОДТВСрЖ-
даются гем, что в осадочных
отложениях Японии, относя-
щихся к возрастному интер-
валу от палеозоя до кайнозоя
(преимущественно от триаса
до палеогена), встречаю гея об-
ломки ортокварцитов (рис. 94).
К-Ar датировки этих обломков
укладываются в три группы:
докембрий (778 млн лет), ран-
ний палеозой (550-470 млн
лет), поздний палеозой (ЗЮ-
260 млн лет) с преобладанием
докембрийских и раннепалео-
зойских датировок. Поскольку
ли возрасты отражают время
метаморфизма или изменения
ортокварцитов, Шибата (Shiba-
la, 1979) считает, что все орток-
варциты образовались в докем-
брии.
Обломки ортокварцитов
были найдены также в конгло-
мератах типа Усугину (Tokuoka,
Okanu. 1982). которые состоят Р"‘- М- Гасирострапение обломков ортокввршпот в
_ Японии (Choi ct al.. 1992)
m обломков (ранодиоритов, а
laioicc аплитов, габбро, туфов,
известняков и других пород. Область сноса обломков в эти KoiunoMqiarbi в перми
находилась по обе стороны от современных Японских островов (рис. 95). В Южной
Японии данные палеотечений дают основание предполагать, что палеосуша Куросио
была областью сноса вышеупомянутых обломков ортокварцитов в меловое и палео-
геновое время (рис. 96).
Участки палеосуши, очевидно, были широко распространены в течение палео-
зоя, мезозоя, палеогена, а затем были полноегыо затоплены в палеогене и миоцене.
Опускание, которое, по-видимому, было связано с поднятием геосинклинали Хонсю,
подтверждается реликтами структур, наблюдающимися на сейсмических профилях.
Д.Р. Чоем была проведена нерепнгерпретация глубинного сейсмического про-
филя в северной части Японского желоба (Choi et al., 1992). Здесь океаническая кора
имес1 следующее строение (рис. 97)‘
1) фундамент мощностью 4 5 км, который включает нижнюю массивную купо-
ловидную пачку 1а (архей ?) п слоистые пачки lb, 1с. Id (архей-протерозой ?);
2) тонкие промежуточные толщи II и III (нижний-средний палеозой), отчетливо
слоистые и тектонически слабо нарушенные;
3) покрывающие их толщи V и VI (юра?-голоцен), в подошве которых имеется
горизонт радиоляриевых кремней, вскрытых скв. 436 DSDP (Initial Reports..., 1980).
Рис. 95. Палеогеография района Японских островов в поздней перми (Choi et al., 1992). 1-3-
ареалы распространения фузулинид: 1 - Yabeina globosa, 2 - Lepidolina multtseptata. 3 - Lepidolina
multiseptata-Lep. Kumaensis: 4 - распространение конгломератов типа Усугину; 5 - суша
Областью сноса для толщ I—IV являлась современная глубоководная северо-
западная часть Тихого океана (рис. 95, 97). Сопоставление сейсмического разреза с
хорошо изученной стратиграфией о-ва Хонсю (Minaio el al., 1979) дает основание
полагать, что осадочные толщи II, III, IV, прослеживающиеся со стороны океана
под островную дугу, коррелируются с отложениями кембрия-ордовика (толща II),
силура-карбона (толща III), перми-триаса (толща IV).
Сходный сейсмостратиграфи веский разрез установлен и в Алеутском желобе
(см. рис. 71).
Рис. 96. TTaneoreoi рафия района Японских островов в палеогене (по: данным: Minato ct al.,
1965. Harata et al., 1978). I суша; 2 литораль; 3 -- плошали с мощностью осадков менее 2 км; 4
направление течений
L кшжщт
Вышеупомянутые наблюдения и их интерпретация в обоих желобах (Японском
и Алеутском) противоречат плиготектонической интерпретации, которая предпола-
гает, что продолжающиеся под островные дуги отражающие границы указывают на
Рис. 97. Глубинный сейсмический профиль через северную часть Японского глубоководного
желоба по линии 1-1 на рис. 92 (А) и его интерпретация (Choi et al., 1992) (Б)
аккреционный клин, сформированный в результате субдукции Тихоокеанской плиты.
Однако их интерпретация игнорирует тот факт, что аккреционные клинья, как показа-
ло бурение скважин DSDP 434—436 и 440-441, состоят в основном не из океанических
осадков, а из терригенных обломков, которые сносились с расположенных западнее
участков или с современной суши. Продолжение осадочных слоев на запад, как сказа-
но выше, указывает на область сноса, которая существовала в пределах современных
абиссальных равнин вблизи желобов. Эта область сноса была, вероятно, поставщи-
ком осадочного материала, включая протерозойские ортокварциты, в существовавшее
прежде море Тетис.
Осадки, заполняющие современные желоба так же, как и акустические слои под
абиссальными равнинами, почти не дислоцированы. Этот факт ставил в тупик мно-
гих предыдущих исследователей, которые изучали желоба в северо-западной части
Тихого океана (например, Ludwig et al., 1966; Huene von, Shor, 1969; Gnibidenko et al.,
1978; и др). D.W. Scholl и M.S. Marlow однажды заметили: «События субдукции или
соскабливания (offscraping) отложений в желобах ясно не выражены» (Scholl, Marlow,
1974, р. 268).
На сейсмических профилях ясно видно, что геологические структуры под же-
лобами и глубоководными абиссальными равнинами характеризуются комбинацией
нормальных (растяжение) и надвигово-разломных (сжатие) систем. Хорошо заметны
блоковые разломы, которые образуют структуры горстов и грабенов, крупные дисло-
кации в нижней части земной коры так же, как и в кайнозойском осадочном чехле под
абиссальными равнинами.
Крупные разломы являются несомненно глубинными, очевидно достигающими
верхней мантии. Несколько крупных надвигов с падением на запад (30 -35°) имеются
сейчас в основании склона желоба. Интерпретация дислокаций, возникших в резуль-
тате разломов, показывает, что эти движения закончились перед отложением толщи IV
(пермь-триас). Исключением является надвиг в самом основании склона, который до
сих пор активен, нарушает донный рельеф. Мигрирующая во времени на восток зона
надвига точно совпадает с современной зоной Беиьофа, что дает основание предпо-
лагать, что зона надвига могла быть более или менее постоянно активной с раннего
палеозоя, и активность могла быть связана с повторяющимися орогеничсскими дви-
жениями, которые проявлены в северной части о-ва Хонсю (Minato ct al.. 1977).
Зона сочленения Японского и Идзу-Бопипского желобов. Идзу-Бопинская
вулканическая дуга торцово сочленяется с вулканическими поясами Японии в цен-
тральной части о-ва Хонсю (зона Фосса Магна), а одноименные глубоководные же-
лоба в зоне сочленения отклоняются оз вулканических дуг и располагаются один па
продолжении другого. Между ними находится горный массив с глубиной основания
около 5 км и шириной около 100 км, состоящий из подводных гор высотой 3-4 км,
имеющих сходное строение: Дайи ги-Касима, Катори, Дайпи-Касима (рис. 98). Наибо-
лее детально изучена гора Дайити-Касима. Она представляет собой стратовулкан со
срезанной абразией вершиной, сложенный верхнемеловой вулканогенно-осадочной
толщей. Вулканогенные породы представлены пористыми авгит-ол и виттовыми ба-
зальтами, муджиеритами, щелочными оливиновыми базальтами, трахитами, андези-
тами, трахиандезитами, их туфами, туфолавами, туфобрекчиями, формировавшимися
в субаэральных условиях. Эти породы чередуются с туфогенными песчаниками, алев-
ролитами, филлитами, рифогенными известняками. В последних содержатся остатки
песчаных форамипифер Orbitolina и гастропод из ряда Nerinea, характерных для верх-
него мела.
Вулканогенно-осадочная толща залегает на складчатом фундаменте, в состав
которого входят: гранодиориты и диориты, биотит-роговообманковые измененные
порфириты; биотитовые гнейсы; биотитовые роговики по плагиоклаз-кварцевьш
породам; роговообмапково-биотитовые роговики по туфобрекчиям; двуслюдя-
ные аркозовые песчаники; кремнистые породы и сланцы. Эти породы сходны с
поаднспалсозойскими-ранпемсзозойскими образованиями о-ва Хонсю, которые рас-
пространились в пределы рассматриваемого района и далее па восток, поскольку они
встречаются в фундаменте многих подводных гор западной части Тихого океана.
Фундамент разбит разломами на блоки и местами перекрыт кайнозойскими оса-
дочными отложениями (рис. 99). На островном склоне среди них выделяются пять
сейсмогеологических комплексов. Первый (верхний) комплекс развит на полотих
участках шельфа и глубоководных террасах. Он представлен горизонтально-слоистой
Рис. 98. Геологическая схема зоны сочленения Японского и Идзу-Бони некого желобов
(Антипов и др., 1980). 1-5 - осадочные отложения континентального блока: 1 - верхний плиоцен-
плейстоцен (v = 2,2—2,5 км/с); 2 - верхний миоцен (v = 2.3-2,5 км/с); 3 - нижний-средний (?) мио-
цен (v = 2,5-3,2 км/с); 4 - условно эоцен-олигоцен (v = 3,2-3,7 км/с); 5 - вулканогенно-осадочная
толша верхнемелового-палеоценового возраста (v = 3,7-4,5 км/с); 6 - верхнепалеозойский-
нижнемезозойский складчатый фундамент (v - 4,5 км/с); 7 — осадочные отложения океанического
блока; 8 - предположительно верхнеюрские платобазальты (v = 3,2 км/с); 9 — геологические грани-
цы; 10 - разломы; 11 - оси глубоководных желобов
пачкой мощностью до 500 м, состоящей из плиоцен-плейстоценовых илов, илистых
песков и алевритов с галькой и гравием, трансгрессивно залегающей на подстилаю-
щих образованиях вплоть до фундамента.
Второй комплекс мощностью 1500 м полого дислоцирован, слоистость в нем
выражена хуже, чем в первом комплексе. В его состав входят верхнемиоценовые-
нижнеплиоценовые известковистые туфопесчаники, туфоалевролиты и туфоаргилли-
Рис. 99. Сейсмогеологические профили зоны сочленения Японского и Идзу-Бонинского жело-
бов (Антипов и др., 1980). 1 - кайнозойские осадочные отложения с v = 1,7-3,7 км/с: 2 - верхнсмс-
ловые эффузивы: 3 — складчатый фундамент континентального блока; 4 - фундамент океанического
блока (верхнеюрские платобазальты), 5 - разломы
ты, отлагавшиеся в мелководном морском бассейне вблизи областей сноса, сложен-
ных кислыми породами.
Третий комплекс имеет мощность до 2-3 км. Он сложен нижнемиоценовыми ту-
фами, туффитами, туфогенными песчаниками, алевролитами и известняками, также
формировавшимися в мелководных условиях. В ряде мест породы катаклазированы и
гидротермально изменены. Возможно, в состав этого комплекса входят и среднемио-
ценовые отложения.
Четвертый и пятый комплексы литологически не охарактеризованы. По аналогии
с Курило-Камчатским желобом можно предполагать, что четвертый комплекс сложен
эоцен-олигоценовыми туфогенно-осадочными отложениями, пятый - палеоце-
новыми вулканитами основного и среднего состава.
К востоку от глубоководных желобов сейсмогеологический разрез существенно
отличатся от вышеприведенного. По аналогии с океаническим склоном Курило-
Камчатского желоба и валом Зенкевича можно считать, что фундамент здесь сложен
подушечными лавами верхнеюрских платобазальтов. Перекрывающая его осадочная
толща мощностью до 500 м состоит из двух пачек — верхней (v = 1,7—2 км/с), сло-
женной неоген-плейстоценовыми слабо уплотненными туфогенными диатомовыми
илами и глинами, и нижней (v = 2,5 - 3,3 км/с), представленной литифицированными
кремнисто-глинистыми отложениями верхнего мела-нижнего миоцена.
Таким образом, в тектоническом отношении район делится на два блока -- ociров-
ной и океанический. Граница между ними проходит по осевым частям глубоководных
желобов, а в зоне сочленения - вдоль основания восточного склона горы Дайиги-
Касима (рис. 99, профиль 2). Островной блок характеризуется сложным строением,
обусловленным многочисленными сбросами с амплитудой до 1.5—2 км, образующими
в ряде мест гигантские не заполненные осадками расщелины (рис. 99. профили 2.
12).
Океанический блок также разбит сбросами, но амплитуда их не превышает пер-
вых сотен метров (обычно 100 м). Особенно отчетливо они выражены в южной части
района (рис. 99, профиль 4). Обращает па себя внимание ненарушенность первого
океанического слоя между горами Дайити-Касима и Дайни-Касима (рис. 99, профили
2, 13).
Приведенные данные свидетельствуют о гом, что торцовые участки Японского
и Идзу-Бонинского глубоководных желобов сформировались совсем недавно в ре-
зультате ступенчатых блоковых опусканий земной коры континентального типа, а
сохранившийся между ними горный массив еще не подвергся этому процессу. По-
видимому, он представляет собой реликт древнего крупного континентального мас-
сива Ойяси, располагавшегося к восгоку от о-ва Хонсю. Ненарушенность осадочных
отложений в зоне сочленения и наличие зияющих расщелин указывают на преоблада-
ние сил растяжения
ГЛАВА 2. ЮЖНО-АЗИАТСКИЙ (ФИЛИППИНСКИЙ) СЕКТОР
Этот сектор включает две системы островных дуг и глубоководных желобов: вну-
треннюю, приконтипемтальную, - юго-западную Японскую, Рюкю, Филиппинскую,
- и внешнюю, внутриокеаническую, - Идзу-Бонинскую, Волкано, Марианскую, Яп,
Палау, Айю, а также Филиппинскую котловину.
Котловины окраинных морей - Восточно-Китайская, Южно-Китайская, Сулу
Сулавеси, а также расположенные восточнее морфоструктуры являются общими для
Тихоокеанской и Индоокеанской зон перехода, которые в этом регионе сливаются, об-
разуя сложную Индо-Тихоокеанскую зону.
В этой главе описана восточная часть сектора - Филиппинский регион, основные
данные по геологическому строению которого приведены в монографиях «Геология
дна Филиппинского моря» (1980) и «Геология и петрология зон глубоководных жело-
бов северо-запада Тихого оксана» (1990)
ЮГО-ЗАПАДНАЯ ЯПОНСКАЯ ДУГА
Эта дуга включает часть о-ва Хонсю к югу от тектонической зоны Фосса-Магнэ,
острова Кюсю, Сикоку и ряд примыкающих к ним мелких островов. В пределах дуги
выделяются пять зон (рис. 100). Первые три зоны относятся к Внутреннему поясу,
четвертая и пятая к Внешнему. Эти пояса разделены Медианной тектонической ли-
нией. Во Внутреннем поясе широко развиты меловые вулканогенные породы н грани-
юиды, во Внешнем преобладают осадочные отложения (табл. 42).
Геологическое строение дуги описано в предыдущем разделе. Здесь кратко
остановимся только на строении южной части дуги, примыкающей к Филиппинской
котловине - гсосинклинальной зоне Симанто. Эта зона сложена мощными флишоид-
ными толщами мелового-палеогенового возраста мощностью до 2000 м, сложно дис-
лоцированными в середине миоцена. Фундаментом, видимо, служат серпентиниты.
Рис. 100. Тектоническое районирование Юго-Западной Японии (Мезозойско-кайнозойские
складчатые пояса, 1977). 1 Гранины тектонических зон, 2 приблизи гельныс гектоническис гра-
ницы; цифры на рисунке - зоны: 1 - Хида, 2 - Сашун-Ямагути, 3 - Реке, 4 Самбагава-1 итибу.
5 Саманто
Таблица 42. Схема стратиграфии юго-западной Японии
Зона
Хида Сангсзи-Ямагути Реке Самбагава-Титибу Симанто
N,-Q Гравий, песок, ил, торф (до 3000 м) Илы, пески, туфы (до 1000 м) Илы, пески, гравелиты, туфы, андези- ты (до 1000 м) Гравий аллюви- альных террас (до 100 м)
N, Морские аргил- литы, песчаники, конгломераты, ди- атомиты, зеленые туфы, андезиты (до 3000 м) Аргиллиты, песчаники, конгломераты, лигниты, зеле- ные туфы (до 3000 м) Песчаники, аргиллиты, алевролиты, конгломераты, туфы, риоли- ты, андезиты (до (500 м) Озерные илы, пески,кон- гломераты, туфы (300-700 м) Неритовые аргиллиты, песчаники, конгломераты (300-3000 м), глинистые сланцы
Р, , ? Apr иллиты, песчаники, угли, конгломераты (350-3000 м) Тоже Литоральные песчаники. аргиллиты, конгломераты (700 м) Туфоконгло- мераты, пия- лоу-базальты (до 10000 м)
Р, Андезиты, рио- литы, спекшиеся туфы (500 - 3000 м) Наземные рио- литы (380 м) ) ?
К К, - риолитовые спекшиеся туфы и озерные отложе- ния (600-2500 м) Риолиты, даци- ты, игнимбриты (2500 м); анде- зиты, дациты, туфы (3600 м) Песчаники, глинистые сланцы, конгломера- ты, туфы (до 10000 м) Морские и кон- тинентальные глинистые слан- цы, песчаники, известняки, конгломераты (до 12 000м) Гсосинклн- нальпые глинистые сланцы, песча- ники, кремни- стые сланцы, известняки (до 20000 м)
1-1 Литоральные, неритовые и кон- тинентальпые пес- чаники. глинистые сланцы, конгло- мераты, угли (до 10000 м) Литоральные и неритовые гли- нистые сланцы, песчаники, кон- гломераты, угли (до 15000 м) Риолитовые спекшиеся туфы (>1000 м) Морские гли- нистые сланцы, песчаники, известняки, конгломераты (до 1500 м) 7
S D Известняки, гли- нистые сланцы, кератофиры, туф- фиты, песчаники (>280 м) ? ) Мелководные кислые туфы, лавы, глинистые сланцы, извест- няки (1300 м)
Рет Метаморфические породы Хида Часть метамор- фических пород Сангери (?) Часть мета- морфических пород Реке (?) Часть метамор- фических пород Самбагава (?) (6000-8000м)
С-Р Глинистые слан- цы, песчаники, известняки, шаль- штейны, реже - конгломераты (?) Гсосинкли- пальпыс кро- вельные сланцы, песчаники, из- вестняки. крем- нистые сланцы, шальштейны (800-3000 м) Первичные породы мста- морфитов Рекс - кровельные сланцы, песча- ники, кремни- стые сланцы (> 1000 м) Геосипкли- пальные кро- вельные сланцы, песчаники, крем- нистые сланцы, шальштейны, конгломераты (1500-4000 м)
Окончание табл. 42
Зона
Хида Салгсэн-Ямагути Реке Самбагава-Титибу Симанто
S-D Известняки, гли- нистые сланцы, кератофиры, туф- фиты, песчаники (>280 м) ? Мелководные кислые туфы, лавы, глинистые сланцы, извест- няки (1300 м)
Реш Метаморфи- ческие породы Хида Часть метаморфи- ческих пород Сангсри (?) Часть метаморфи- ческих пород Рекс (?) Часть метаморфи- ческих пород Самбагава (?) (6000-8000 м)
амфибол-гранатовые сланцы и пикриты, встречающиеся в виде глыб в серпентинито-
вом меланже на п-ове Босо (Геология дна..,, 1980). Снос материала в геосинклиналь
Симанто происходил со стороны Филиппинского моря.
В неогене и плейстоцене в пределах зоны формируются терригенные, преиму-
щественно мелководные отложения мощностью до 3000 м. Вулканизм в позднем кай-
нозое здесь не проявлялся
СИСТЕМА ДУГА-ЖЕЛОБ РЮКЮ (I[АПСЕЙ)
Островная дуга и сопряженный с пей глубоководный жслоб Рюкю соединяют
Юго-Западную японскую дугу с о-вом Тайвань. Глубоководный желоб Рюкю протя-
гивается от перемычки, отделяющей его от Нанкайского трога, до континентального
склона о-ва Тайвань, к которому он торцово причлсвястся под прямым углом. Большая
часть желоба имеет глубину более 6500 м, максимальная глубина 7790 м. Склоны кру-
тые, на островном склоне имеется ступень, расположенная на глубине 2000-3000 м.
Днише желоба местами плоское в результате заполнения его осадками (до 300-350 м),
шириной 3-5 км, местами имеет V-профиль. Очертания осевой зоны желоба в плане
извилистые. Большая часть островного склона лишена осадков, за исключением сту-
пени, где их мощность достигает 200-250 м (Геология дна..., 1980). Морской склон
желоба более пологий и большей частью покрыт осадочным чехлом.
Островная дуга Рюкю является продолжением островной дуги Юго-Западной
Японии и торцово сочленяется со структурами о-ва Тайвань, подчиняясь закономер-
ности, отмеченной в главе I для Алеутской и Курило-Камчатской дуг. Опа представ-
ляет собой дугообразный горный хребет, вершины которого образую! острова и бан-
ки, самый крупный острот - Окинава. В пределах островной дуги выделяются две
зоны - внутренняя вулканическая и внешняя, обращенная к глубоководному желобу,
невулканическая. Фундамент островной дуги сложен метаморфическими породами и
породами офиолитовой ассоциации, сложно дислоцированными и прорванными ин-
трузиями от ульграосповного до кислого состава. Стратиграфически выше располага-
ется толща метаморфизованных эффузивов, филлитов, кремнистых сланцев, местами
превращенных в зеленые и глаукофаиовыс сланцы и амфиболиты. В этих отложспи-
ях имеется пермская фауна, однако предполагается, что верхняя часть толщи может
иметь триасовый возраст, поскольку на ней согласно залегают юрские терригенно-
кремнистые отложения, порванные мелкими интрузиями основного и ультраоснов-
ного составов. Верхнепалеозойские и мезозойские образования дислоцированы и
осложнены многочисленными разломами. Образования меловой системы на островах
Рюкю нс установлены, а палеогеновые огложения представлены терригенными тол-
щами значительной мощности. В неогене во внешней зоне (острова Окинава, Мияко
и др.) отлагались вначале терригенные осадки (миоцен), затем мелководные известня-
ки (плиоцен-плейстоцен). Во внутренней зоне (о-ва Гото, северо-западная часть о-ва
Кюсю) нижнемиоценовые отложения также представлены терригенными породами,
а с середины миоцена до настоящего времени здесь происходят вулканические из-
вержения, в результате которых сформировалась толща островодужных вулканитов
известково-щелочной серии. К плиоцену приурочено внедрение мелких интрузивных
тел среднего и кислого состава.
Приведенное описание показывает, что островная дуга Юго-Западной Японии
и ее продолжение -- дуга Рюкю (I Танеев) - представляют собой длительно разви-
вавшиеся полициклические геосннклиналыю-складчатые системы, вступившие в
островодужную стадию только в позднем кайнозое. Это отличает их от Алеутской и
Курило-Камчатской островных дуг, где островодужный вулканизм начался в позднем
мелу. В остальном же они очень сходны между собой, но существенно отличаются
от внешних островных дуг Филиппинского региона (Идзу-Бопипской, Марианской,
Яп, Палау).
ОСТРОВ ТАЙВАНЬ
Это соединительное звено между системой дуга-желоб Рюкю и Филиппинской
островной системой. В пределах острова выделяются четыре зоны, имеющие различ-
ное строение (рис. 101).
Метаморфические породы: кристаллические сланцы, гнейсы и мраморы, сла-
гающие фундамент, - обнажаются в зоне Центрального хребта. В толще этих пород,
имеющей мощность до 5600 м, обнаружены пермские фузулиниды и кораллы. На
этом основании возраст голщи считается поздпспалсозойским. Она прорвана меловы-
ми интрузиями диоритового и гранодиоритового составов. Па востоке зоны развиты
глаукофановыс сланцы и амфиболиты (пояс Джули).
С востока зона Центрального хребта ограничена узкой меридиональной рифто-
вой депрессией, выполненной плейстоценовыми отложениями; с запада к ней при-
мыкает зона Предгорий. Эта зона сложена в основном палеогеновыми и неогеновыми
алевролитами и аргиллитами с прослоями кварцевых песчаников, конгломератов, из-
вестняков, пирокластических пород, редко - лав (до 4000 м). Верхи разреза представ-
лены плиоцец-плсйстоценовой молассой (до 6000 м) и плейстоценовыми рифогенны-
ми известняками (80 м). Самая западная часть острова (Западная береговая равнина)
сложена мощной (до 5000 м) толщей неоген-плейстоценовых песчаников, алевроли-
тов и аргиллитов, местами угленосных, интенсивно дислоцированных и осложнен-
ных надвигами.
К западу от о-ва Тайвань на о-ве Пенгу имеются выходы щелочных и толситовых
базальтов.
Рис. 101. Структурные зоны Тайваня (1 - форланд, 2 зона предгорий, 3 - центральный хребет
и его метаморфическое ядро, 4 рифтовая долина, 5 - береговой хребет, 6 - вулканическая внутрен-
няя дуга, 7 - надвиги или гравитационные покровы, 8 - крутые разрывы, гравитационные взбросы,
разрывы или сдвиги): I Тайбей, П - Синьчжу, III Мяолм, IV - Тайчжун, V Цзян, VI Тайвань,
VII - Гаосюн, VIII Тайдун, IX - Хуалянь, X о-в Хошаодао (Людао), XI - Лансюй, XII острова
Пзнху
Восточная часть острова (зона Берегового хребта) сложена в основании ультра-
основными и основными породами и аргиллитами, по-видимому, мезозойского воз-
раста. Выше залегают миоценовые андезиты, агломераты, туфы (до 3000 м), плио-
ценовые турбидитные песчаники, глинистые сланцы с линзами конгломератов (до
5000 м), плейстоценовые брекчии и конгломераты (2000-2500 м), представляющие
собой олистостромы. В них присутствуют блоки и обломки ультраосновных пород и
базальтов.
К востоку от о-ва Тайвань располагается внутренняя вулканическая дуга, пред-
ставленная цепочкой мелких вулканических островов, сложенных андезитами, агло-
мератами, туфами с глыбами пород офиолитовой ассоциации, видимо, слагающих
фундамент островов. На некоторых островах вулканизм продолжается в настоящее
время.
ФИЛИППИНСКАЯ ОСТРОВНАЯ СИСТЕМА
Филиппинская островная система ограничивает Филиппинскую котловину с за-
пада и продолжает Тихоокеанское «огненное колыю», характеризующееся высокой
современной сейсмичностью и вулканизмом. Система состоит из двух частей, раз-
делспных глубинным разломом. Западная часть представляет собой мозаику блоков
Зондской плиты, на которую наложились неогеновые островные дуги и междуговые
впадины; восточная часть (Филиппинские Кордильеры) — островную дугу, заложив-
шуюся в палеогене и продолжающую развиваться до настоящего времени вместе с
сопряженным с ней глубоководным Филиппинским желобом. Северная часть дуги
представлена Севере-Лусонским хребтом и хребтом Гагуа, протягивающимися к о-ву
Тайвань. Южным ее продолжением служит дуга Моллукских островов, образованная
хребтами Сапгихс и Талауд и глубоководным желобом Талауд.
Фундамент Филиппинской островной системы представлен двумя толщами -
офиолитовой и флишевой, метаморфизованными в амфиболитовой фации. Они сло-
жены спилитами, кремнистыми породами и граувакками, реже — мраморами и квар-
цитами, прорванными мелкими гранитоидными телами. Иа о-ве Миндоро в породах
фундамента имеется фауна карбона-нижней перми, но нижняя часть его, по аналогии
с о-вом Палаван, может иметь раннепалеозойский возраст (Gervasio, 1966). Фундамент
несогласно перекрыт верхнепермской молассой и мелководными известняками, а еще
выше залегает мощная (до 10000 м) триасово-юрская голща граувакк и глинистых
сланцев в верхней части разреза с прослоями конгломератов, аркозовых граувакк и
с тонкими линзами известняков (Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса, 1977).
Меловые отложения представлены вулканогенно-осадочными толщами мощностью
до 3000 м (о-в Лусон), состоящими из чередования граувакк, глинистых и кремнистых
сланцев и спилитов, которые развиты на всех островах Филиппинского архипелага,
В позднем мелу отложились мелководные органогенные и оолитовые известняки и
зуфогешю-обломочные породы. Они смяты в складки и прорваны телами ультрама-
фитов и габброидов, положение которых контролируется разломами. В палеогене и
неогене в прогибах отложились мощные (до 9000 м) флишевые и молассовые толщи,
а в смежных с ними зонах поднятий сформировались вулканогенные толщи андези-
тового и дацитового составов. Наиболее интенсивно вулканизм проявился в олиго-
цепе. Таким образом, в пределах рассматриваемого региона островодужная стадия
наступила в палеогене. Характерны резкое усиление эксплозивного вулканизма анде-
зитового и дацитового составов в конце миоцена-начале плиоцена и его постепенное
затухание в плейстоцене.
Филиппинская котловина по своему положению, рельефу и геологическому
строению существенно отличается ог окраинных морей северо-востока Азии. От
Тихоокеанской мегавпадипы опа отделена описанной выше внутренней системой
глубоководных желобов и островных дуг, а на западе и севере ограничена внешней
системой желобов, дуг и окраинных морей, сходных с однотипными морфострукзу-
рами Восточно-Азиатского сектора. Протяженность котловины в меридиональном на-
правлении 2800 км, в широтном - 2200 км. Глубины в ее пределах такие же, как и п
Тихом океане (5500-6500 м).
Основными морфоструктурпыми элементами Филиппинской котловины явля-
ются впадины Филиппинская, Сикоку и Паресс-Всла, хребет Кюсю-Палау, возвышен-
ность Бородино, зона Центрального разлома и рифт Паресе-Вела.
С севера и северо-запада Филиппинская котловина ограничена Юго-Западной
Японской дугой с Нанкайским трогом и системой дуга-желоб Рюкю (Нансей), с за-
пада Филиппинской островной системой и о-вом Тайвань.
Филиппинская впадина имеет длину 2200 км и ширину 1000-1100 км (по
изобате 5500 м); максимальные глубины превышают 6000 м. Зоной Центрального
(Тайваньскою) разлома она делится на северную и южную части. Северная часть
впадины имеет сложно расчлененный рельеф, особенно вблизи хребта Кюсю-Палау;
амплитуда расчленения до нескольких сотен метров. Рельеф южной части впадины
значительно проще’ здесь имеются значительные по площади районы с выровненным
плоским дном.
В западной части впадины на глубине 3500-4000 м находился крупное подво-
дное плато Бенхам, которое представляет собой горе г, состоящий из грех массивов,
вы тянутых в северо-восточном направлении. Гребни этих массивов срезаны абразией
и перекрыты осадочными отложениями мощностью 400-5000 м. На южном краю пла-
то расположена банка Бенхам с глубиной 38 м, представляющая собой выступ фун-
дамента.
На плато Бенхам скв. 292 в интервале 443—368 м вскрыты пузырчатые субще-
лочные базальты (абс. возраст 38,1-38,2 млн лет), изливавшиеся на глубине менее
500 м (Мскее; цит. по: Initial Reports..., 1975, v. 31). Они перекрыты позднезоцен-
олигоценовыми наноилами и мелом (367—154 м) и позднеолигоцен-плейстоцсновыми
наноилами с глауконитом и вулкано-кластическим материалом. Начиная с позднего
эоцена район плато Бенхам погрузился на 3000-3500 м.
Породы фундамента Филиппинской впадины драгированы в зоне Центрального
разлома и в ряде других мест. Эта зона, пересекающая впадину по диагонали от плато
Бенхам до рифа Паресе-Вела, имеет ширину до 300 км и представлена в осевой части
узким желобом, параллельно которому располагаются многочисленные хребты и лож-
бины с относительными превышениями до 1500 м. Драгированием в юго-восточной
части зоны, вблизи ее сочленения с хребтом Кюсю-Палау было установлено два ком-
плекса пород (Тарарин и др., 1988). Первый комплекс представлен ме таморфическими
породами - амфиболитами, мстаультрабазитами, метагаббро идам и, мстадиабазами и
метабазальтами, а также диабазами и их туфами. В ряде случаев установить перво-
начальный состав метаморфических пород не удалось. Среди них выделяются апо-
лерцолитовые серпентиниты, талькиты, тремолит-тальковые, серпснтин-тальковыс
и тремолит-серпентин-тальковые породы, претерпевшие интенсивный динамомета-
морфизм.
Диабазы и метабазальты первого комплекса характеризуются низким содержа-
нием калия, рубидия и бария при повышенном содержании хрома, никеля и читана,
что сближает их с примитивными толеитовыми базальтами ВТП, Манихики и 1 laypy.
По набору и химическому составу пород рассматриваемый комплекс наиболее близок
к офиолитам, драгированным в зоне разлома Паресе-Вела, где встречены шпинелсвые
лерцолиты, тогда как для офиолитов желобов Яп и Марианского характерна ассоциа-
ция гарцбургитов и плагиоклазовых лерцолитов.
Второй комплекс представлен слабо измененными стекловатыми клинопирок-
сеновыми и оливин-клинопироксеповыми высокожелезистыми толеитовыми базаль-
тами, которые по особенностям химизма сходны с субщелочными базальтами В1П.
Можно полагать, что они значительно моложе пород первого комплекса.
В 150 км севернее, в зоне разлома, параллельной Центральному разлому, драги-
рованы пиллоу-базальты и долерито-базальты (Ханчук и др., 1987).
Субщелочные базальты в пределах впадины вскрыты скважинами 294 и 447.
Осадочный чехол, пробуренный скважинами, имеет возраст от палеоцена
(скв. 295) до плейстоцена включительно. Нижняя часть разреза восточной части впа-
дины представлена грубообломочными отложениями - вулкапокластическими брек-
чиями и конгломерато-брекчиями (скв. 290 и 447), сменяющимися в позднем олигоце-
ис относительно глубоководными отложениями - пелагическими глинами и органо-
генными илами. Мощность осадочного чехла меняется от 104 (скв. 447) до 250 м (скв
290). В южной части впадины (скв. 291) пачка конгломератов (251-213 м) подстилает-
ся позднеэоцен-рапнеолигоценовыми глинами и перекрывается поздпеолигоценовы-
ми - плейстоценовыми пелагическими глинами (Initial Reports..., 1975, v. 31). Наличие
грубообломочных отложений, а также пузырчатые текстуры подстилающих базаль-
гов свидетельствуют о мелководных условиях и о последовавших, начиная с конца
олигоцена, опусканиях, амплитуда которых составила, по-видимому, 5000 6000 м. На
северо-западном окончании зоны Цен трального разлома скв. 293 в основании разреза
вскрыты среднсэонсиовыс алевроли ты (9 м), па которых залегают брекчии, сос тоящие
из обломков габброидов, базальтов, гнейсов и кристаллических сланцев. В глинистом
цементе содержатся микрофоссилии среднего миоиена-позднего плиоцена. Брекчии
перекрыты покровом толситовых базальтов (около 7 м), на которых лежит голша
плиоцсн-плейсгоценовых турбидитов - глин, алевритов, песков и пепла. Мощность
этой толщи около 515 м (Initial Reports..., 1975. v. 31). Наличие горизонта брекчии, а
также обилие в турбидитах обломков терригенных пород п переотложенных мелко-
водных бентосных форамипифер свидетельствует о том, что в плиоцене и в плейсто-
цене неподалеку от района скв. 293 имелся массив размывавшейся суши, сложенный
породами континентального типа (гнейсы и кристаллические сланцы). По-видимому,
и в районе скважины глубины до недавнего времени были значительно меньше.
Возвышенность Бородино. В самой северной части Филиппинской впадины
расположено подводное плато Лмами, а к югу от пего - хребты Дай го и Оки-Дайто.
объединяемые под названием «возвышенность Бородино». Поверхнос ть плато и хреб-
тов сглажена, расположена на глубине 2000-3000 м, склоны крутые и расчлененные.
Над поверхностью плато и хребтов возвышаются отдельные горы, вершины которых
образуют о-ва Бородино. В этом районе проведен большой объем драгирований и про-
бурено две скважины. Первые драгирования были выполнены нами в 1971 г. на хребте
Оки-Дайто и плато Амами, где с глубины около 4000 м были подняты субщелочные
пористые базальты, а выше по склону - эоценовые нуммулитовые известняки.
В 1984 г. нами был изучен участок в южной части хребта Оки-Дайто (Коновалов
и др., 1987). Здесь были драгированы вулканогенные породы, относящиеся к трем
комплексам (рис. 102).
Первый (нижний) представлен зеленокаменно измененными андезитами с резко
подчиненным количеством базальтов и андезитобазальтов, а также туфов и игним-
бритов среднего состава. Формирование этою комплекса происходило в субаэраль-
ных условиях. С вулканогенными породами ассоциируются долериты и габброиды,
слагающие, видимо, дайки. Радиометрический возраст микрогаббро, определенный
калий-аргоновым методом И. Матсуда, равен 37,1 ± 2,6 млн лет Для пород первого
комплекса характерно умеренное содержание титана и щелочей, существенное пре-
обладание натрия и повышенное содержание магния. По химическому составу эти
Iv v|l I r ri 2 |I Т|з lL l| 4 |**,el 5 I ,^6 CSz К/|в
Puc. 102. Геологическое строение хребта Оки-Дайто 1,2- зеленокаменноцзмененпые по-
роды: 1 - андезиты, реже базальты, 2 - долериты и габброиды; 3, 4 субшелочные породы:
3 пикрито-базаяьты и ферробазальты, 4 - долериты; 5 - кайнозойские осадочные отложения: а -
четвертичные, б - третичные; 6 - геологические границы (условно); 7 - разломы; 8 сейсмоакусти-
ческий фундамент
породы сходны с вулканитами известково-щелочной островодужной серии, от типич-
ных представителей которых они отличаются повышенным содержанием титана, ка-
лия и магния. По-видимому, породы первого комплекса аналогичны вулканогенным
образованиям, драгированным в ряде участков хребта Дайто японскими геологами
(Mizuno et al., 1975; Shiki et al., 1974). Эти образования имеют верхнемеловой возраст
(82—85 мл и лет).
Второй комплекс представлен свежими щелочными базальтами, имеющими
ограниченное распространение. Они характеризуются аномально высоким содержа-
нием Na,OH К,О (до 4-6 %) и титана при повышенном содержании бария, стронция и
циркония, что сближает их с базальтами континентальных рифтов.
Третий комплекс включае т свежие пикриг-базальты, субш елочные ферробазаль-
1ы и долериты, образующие единый генетический ряд. Они имеют значительно повы-
шенное содержание железа и титана при несколько повышенной щелочности с преоб-
ладанием калия над натрием.
Кроме отмеченных пород в ряде мест в пределах возвышенности Бородино япон-
скими учеными были драгированы кристаллические сланцы эпидот-амфиболи говой
фации метаморфизма, а также гранитоиды, гоналиты, андезиты и габброиды.
В небольшой депрессии в восточной части хребта Дайто скв. 445 в основании
разреза вскрыта пачка конгломератобрекчий, грубозернистых песчаников и аргил-
литов, не содержащая органических остатков (892-854 м). Конгломератобрекчий со-
стоят из угловатых и слабо окатанных обломков базальтов, андезитов, аргиллитов и
известняков, сносившихся с располагавшейся поблизости суши. Выше залегают сред-
неэоценовые аргиллиты, алевролиты, песчаники, конгломераты и конгломератобрек-
чии (854-616,5 м). В верхах этой пачки появляются прослои кремней, мергелистых
известняков и радиоляритов. Конгломераты состоят из различно окатанной гальки
очень разнообразных пород: альб-сеномапских рифогенных известняков, базальтов,
андезитов, долсритов, перидотитов, гранитов, гори-блсидиювых сланцев, песчаников,
алевролитов, аргиллитов и кварца. Конгломераты такого же состава были подняты на
возвышенности Бородино при драгированиях (Tokuyama el al.; Mills; цит. но: Initial
Reports..., 1980, v. 58). В эоценовых отложениях присутствуют нуммулиты, лслеципо-
ды, мшанки и остатки ежей, а также глауконит, что свидетельствует о мелководных
условиях осадконакопления. Но радиометрическому возрасту базальты и андезиты,
встречающиеся в виде обломков в конгломератах, делятся на меловые (105-132 млн
лет) и палеоценовые (55-59 млн лет). Вышележащая осадочная толща разделена на
пять пачек:
— 616,5—555 м; верхний эоцен; аргиллиты, кремнистый нановый мел, туфы и
радиоляриты;
— 555-379 м; олигоцен; нановый мел с прослоями мергелей, известковистых пес-
чаников, аргиллитов и глин с переотложенными эоценовыми крупными фораминифе-
рами;
- 379-141 м; миоцен; мел с прослоями пепла, туфов, туфопесчаников и аргил-
литов;
- 141-46,5 м; плиоцен; органогенные карбонатные илы с прослоями пеплов;
- 46,5-0 м; плейстоцен; органогенные илы
К югу от этой скважины, во впадине между хребтами Дайто и Оки-Дайто пробу-
рена скв. 446, которая вскрыла пачку афировых пузырчатых базальтов и диабазов, по-
кровы которых чередуются с туфослоями аргиллитов (1-15 м). В аргиллитах присут-
ствуют остатки мелководной фауны и глауконит. Радиометрический возраст базальтов
по Ат'10/39 равен 54-56 млн лет, по К/Аг - 48.2 млн лет (Initial Reports..., 1980, v. 58). По
химическому составу и характеру вторичных изменений они близки породам третьего
комплекса, драгированным нами в южной части хребта Оки-Дайто.
Таким образом, данные драгирований и бурения позволяют составить следую-
щий сводный разрез верхней части земной коры возвышенности Бородино:
I) кристаллические сланцы эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма, изме-
ненные базальты и андезиты, прорванные гранитоидами и габброидами (нижний мел);
2) базальты, андезиты и их туфы (верхний мел-палеоцен);
3) нуммулитовые известняки, песчаники, конгломераты, аргиллиты, туфы, мел
(эоцен);
4) карбонатные, терригенные и вулканогенные отложения, прорванные габброи-
дами и гранитоидами (олигоцен-миоцен):
5) преимущественно органогенные карбонатные отложения (плиоцен-плей-
стоцен).
Характерно присутствие кислых интрузивных пород и эффузивов среднего со-
става, встречающихся как в виде обломков, так и в гальке конгломератов, что свиде-
тельствует о размыве коры континентального типа. Наличие реликтов этой коры под
возвышенностью Бородино установлено геофизическими методами, где ее мощность
составляет 15-18 км (Murauchi et al., 1968). Вулканизм, происходивший в субаэраль-
ных условиях, закончился в этом районе в палеоцене, после чего началось опускание,
особенно интенсивное в конце миоцена-начале плиоцена.
Хребет Кюсю-Палау пересекает всю котловину Филиппинского моря, протяги-
ваясь от западной оконечности Японской дуги на севере до дуги Палау на юге. По мор-
фологии и геологическому строению он сходен с Западне- и Восточно-Марианскими
хребтами. Цоколь хребта разбит многочисленными разломами на блоки, но имеются
и отдельные конические горы, одна из которых образует риф Паресе-Вела. Иа хребте
пробурено две скважины, а также выполнен большой объем драгирований, что позво-
лило установить основные черты его геологического строения.
В северной части хребта Кюсю-Палау расположена подводная гора Комахаси-
Дайни, на которой было проведено несколько драгирований (Коновалов и др., 1989).
Эта гора возвышается над хребтом на 2000 м, а над днищем абиссальной равнины - на
4000-4500 м. Минимальная глубина ее уплощенной вершины 289 м. Ее цоколь об-
разован диоритами, гранодиоритами, тоналитами и плагиогранитами, прорванными
дайками диабазов (интервал 2200—900 м). На размытой поверхности этих пород за-
легают валунные конгломераты, состоящие из различно окатанных валунов (до 20 см)
и глыб подстилающих грани! оидов. Цемент карбонатный, образовавшийся при раз-
мыве рифогенных известняков. Конгломераты перекрыты пачкой органогенных из-
вестняков, содержащих миоценовую фауну. Это дает основание считать конгломераты
домиоценовыми (очевидно, олигоценовыми), а подстилающие их гранитоиды - еще
более древними, скорее всего эоценовыми. Имеющиеся радиометрические датировки
грапитоидов (37,4-56 млн лет), выполненные по К/Ar, не противоречат геологиче-
ским данным. Новые определения, выполненные И. Мацуда в 1989 г. из наших об-
разцов, подтвердили это (39,6 ± 2,7 и 41,1 ± 3,7 млн лет). Не исключено, однако, что
эти датировки отражают не время внедрения грапитоидов, а время последней фазы их
термального изменения. В этом случае истинный возраст- грапитоидов может оказать-
ся более древним.
В северной части хребта Кюсю-Палау скв. 296 (глубина 2290 м) в интервале
1087—570 м вскрыта толща поздпеолигоценовых туфоалевролитов, песчаников, лапил-
лиевых и витрокристаллокластических туфов с редкими прослоями мела. В породах
встречаются многочисленные обломки пористых базальтов, иногда серпеитинизиро-
ванных. Туфы по составу отвечают толеитовым базальтам и двупироксеновым анде-
зитам островодужных серий. Формирование их происходило преимущественно в су-
баэральных условиях в результате вулканических извержений, происходивших в этом
районе. Выше (570-310 м) залегает пачка мела с прослоями и линзами песка, пепла
п пемзы, также имеющая позднеолигоценовый возраст. Она перекры та миоценовыми
глинистыми Пановыми илами с прослоями мела и пепла (310-63 м) и плейстоцено-
выми глинами и вулканическим пеплом (Initial Reports..., 1975, v. 31). Плиоценовые
отложения из разреза выпадают.
В средней части хребта скв. 448А (глубина 3493 м) в интервале 914-180 м про-
бурена среднемиоценовая вулканогенная толща, состоящая из покровов пористых
плагиоклазпироксеновых базальтов (5-10 м), чередующихся с брекчиями и туфами
(20-35 м). Радиоизотопный возраст базальтов 30-36 млн лет (Sutter, Snce; циг. но:
Initial Reports..., 1980, v. 59). Сильная пористость базальтов свидетельствует об их
излияниях в мелководных условиях. Брекчии состоят из обломков андезитов, пори-
стых базальтов, диоригов, гранодиоритов и вулканического стекла, сцементирован-
ных карбонатным материалом. В средней части толщи (575-319 м) встречаются по-
кровы пиляоу-базальтов (20-30 м), а в верхней (319-180 м) преобладают косослои-
стыс туффиты и пановый мел. Выше залегают позднеолигоценовый мел с прослоями
1уфов и обломками пемзы (180-81 м) и миоценовые нановые илы (Initial Reports...,
1981, v. 59). Характер разреза свидетельствует о том, что до конца олигоцена в районе
скв. 448А существовали мелководные условия. Резкое опускание с амплитудой около
3900 м произошло в конце олигоцена-началс миоцена. Примерно па такую же глуби-
ну опустилась в это время и северная часть хребта Кюсю-Палау (Рудич, 1984).
К юго-западу от скв. 448 нами в 1983 г. драгированием был изучен разрез скло-
нов хребта Кюсю-Палау в интервале глубин 5300-2750 м. Он представлен преимуще-
ственно бескарбонатными туфогенными аргиллитами и алевролитами, реже - туфа-
ми, туффитами, вулканогенно-осадочными брекчиями. Состав вулканокластического
материала отвечает андезиту. В породах содержатся позднем и оцено вы е фора мини-
феры.
Таким образом, намечается различие в составе миоценовых отложений: кар-
бонатных в скв 448, пробуренной в основании склона хребта, и бескарбонатных на
самом хребте. Это может объясняться более интенсивным накоплением пирокласти-
ческого и терригенного материала в пределах хребта в результате вулканической дея-
тельности и размыва.
В южной части хребта Кюсю-Палау в 1976 г. были драгированы метаморфиче-
ские сланцы, метаморфизованные разгнейсованные габброиды, ллагиограниты, дио-
риты и жильные породы (Евланов и др., 1978). Абсолютный возраст по К/Ar кристал-
лических сланцев 96-101 млн лет (четыре определения), 42,5 и 153 млн лет; разгней-
совапиых пород основного состава — 313—336 млн лет (три определения); разтнейсо-
нанных диоритов - 86, 87, 118 и 125 млн лет; разгнейсованных лайковых пород - 64
и 66 млн лет. По-видимому, эти цифры отражают время последней стадии метамор-
физма пород, а большой разброс значений объясняется разнородностью материала и
различной степенью его измсненности, а также очень низким содержанием калия, ч то
снижав! точность определений калий-аргоновым методом. Тем не менее имеющиеся
данные свидетельствуют о наличии в фундаменте хребта Кюсю-Палау мезозойских, а
возможно, и палеозойских пород.
Впадина Сикоку (Нампо) расположена в северо-восточной части Филиппинской
котловины, между северным звеном хребта Кюсю-Палау и Идзу-Бонииской островной
дугой. Размеры впадины примерно 900 х 330 км (по изобате 4500 м), максимальная
глубина превышает 5000 м. Рельеф глубоководной части впадины высокохолмистый с
отдельными подводными горами и невысокими хребтами.
В самой северной части впадины пробурена скв. 297 (глубина 4480 м), разрез
которой в нижней части представлен миоценовыми пеплами с прослоями аргиллитов
(680-618 м) и плиоцсн-плейстоценовыми алевролитами, аргиллитами, песками, гли-
нами и пеплом (Initial Reports..., 1975, v. 31). Поданным сейсмопрофилирования, сква-
жина иедобурена до фундамента иа 100 м. В плиоценовых отложениях присутствуют
остатки мелководных бентосных форам инифер и обильный терригенный материал,
сносившийся, видимо, с о-ва Сикоку в то время, когда желоба Рюкю еще ие было, а
впадина Нампо была иа 1500-2000 м мельче (Ingle el al.; цит. no: Initial Reports..., 1975.
v. 31).
В центральной части впадины пробурено три скважины. В скв. 442 (глуби-
на 4644 м) нижняя часть разреза (455—289,7 м) представлена пузырчатыми пиллоу-
базалыами (объем пор до 50 %), перекрытыми миоценовыми цеолитовыми глинами
и аргиллитами с ходами илоедов (289,7-277 м). Выше залегают среднемиоценовые-
плиоценовые глинистые вулканические пеплы, глины и илы (277-164 м) и верхпе-
пл ио цен-плейстоценовые илы и глины (164-0 м).
Сходный разрез вскрыт скв. 443:
- 581,5-457 м; массивные плагиоклаз-оливиновые базальты, чередующиеся с
сильно пористыми плагиоклазовыми пиллоу-базальтами; радиометрический возраст
базальгов 15,6 ± 1,9 млн лет (Ozima et al.; цит. по: Initial Reports..., 1980, v. 58);
- 457-314 м; нижний-средний миоцен; аргиллиты, нановый мел и вулканиче-
ский пепел;
— 314-206,5 м; средний-верхний миоцен; аргиллиты и глинистые нановые илы,
- 206,5-121 м; верхний миоцен-плейстоцен; бескарбонатные илы и глины, ино-
гда с вулканическим пеплом;
- 121-0 м; плейстоцен; нановые илы и глины (Initial Reports..., 1980, v. 58).
Скв. 444, пробуренной немного севернее, вскрыты массивные плагиобазальты и
диабазы, перекрытые ранне-среднемиоценовыми аргиллитами, вулканическими пе-
плами и Пановыми илами (273-253 м). Выше пройден силл долеритов (253-240,6 м) с
радиометрическим возрастом 14,7±2,1 млн лет(Мскее, Klock; цит. no: Initial Reports...,
1980, v. 58), в кровле которого вскрыты брекчированные базальты. Выше залегают
средне-верхпемиоценовые пеплы, аргиллиты и илы с прослоями пемзы (240,6-120 м),
верхнемиоцен-плейстоценовые карбонатные и пепловые илы (120-0 м).
Анализ разрезов скв. 442-444 показывает, что еще в раннем миоцене глубины в
среднем части впадины Сикоку не превышали 1000 м.
Впадина Паресе-Вела является южным продолжением впадины Сикоку. Она рас-
положена между хребтом Кюсю-Палау и Западно-Марианским хребтом, имеет длину
около 1110м, ширину 600 м (по изобате 4500 м) и глубину 4800-5700 м. Продольная
юна риф га Паресе-Вела делит впадину на две части. Восточная часть впадины имеет
относительно ровное пологохолмистое дно, тогда как западная ее часть характеризу-
ется сильно расчлененным рельефом, обусловленным чередованием узких хребтов и
желобов север-северо-восточного простирания. Наиболее сложным рельефом харак-
теризуется рифтовая зона Паресе-Вела, где глубины достигают 7000 м (рис. 103).
Рис. 103. Геологический разрез западной часта Фичиппннского моря (по. ГЛ. Кирилловой.
1989, с изменениями и дополнениями): I осадочные отложения; 2 вулкамокластпчсские образова-
ния; 3 базальты; 4 - метаморфические породы, ультрабазиты, диабазы, габброиды. метабазалы ы:
5 ссйсмоакустнческип фундамент неустановленного состава. 6 разломы; 7 буровые скважины
Восточная и западная чаши впадины Паресс-Вела существенно различаются и
по геологическому строению.
В западной части впадины, вблизи подошвы хребта Кюсю-Палау, на глубине
4722 м пробурена скв. 449 (Initial Reports..., 1981, v. 59), в которой вскрыты плагиоклаз-
олнвнн-шпине левые силы гонористые (до 20 %) базальты (151,5-111,0 м), перекрытые
верхнемиоцеповыми Пановыми идами (111-108 м) и раннем ноненовыми Пановыми
илами (108-98 м) и пелагическими глинами (98-60 м). Выше залегают средггсмиоце-
новые пелагические глины с прослоями радиоляриевых и Пановых илов (60-28,5 м)
и плиоцен-плейстоценовыми глинами. Наличие сильно пористых базальтов в основа-
нии разреза свидетельствует о глубинах их излияния менее 500 м. Многочисленными
драгированиями в южной части рифтовой зоны Паресе-Вела установлены дуниты,
гарцбургиты и шпинелевые лерцолиты, верлиты, анортозиты, троктолиты, габбро-
диабазы и оливиновые габбро. Этот комплекс перекрыт пористыми железистыми и
высокоглиноземистыми титанистыми толеитовыми пиллоу-базальтами с повышен-
ной щелочностью, сходными с однотипными базальтами MOR (Симаненко и др.,
1987; Щека и др., 1986; Геология дна..., 1980). Осадочный чехол в западной части
впадины прерывистый, мощность его несколько возрастает вблизи подошвы хребта
Кюсю-Палау (до 100-150 м).
Восточная часть впадины имеет более мощный осадочный чехол, который пред-
ставляет собой вулканокласгический шлейф, спускающийся с Западно-Марианского
хребта. У подошвы этого хребта мощность шлейфа достигает 3 км, у рифтовой зоны
Паресе-Вела он практически выклинивается.
Скв. 450 (глубина 4712 м)в основании разреза вскрыты плагиоклаз-клинопиро-
кссн-оливииовыс пиллоу-базалыы с радиометрическим возрастом 17,4 и 18,5 млн лет
(Sutler, Snee; цис по: Initial Reports..., 1981, v. 59). Выше залегают среднемиоценовые
туфы и туфокопгломсраты, состоящие из гальки базальтовых стекол и пемзы разме-
ром до 2 см (интервал 362—93,5 м) и пелагические глины с пепловыми прослоями
Такие же глины слагают и верхнюю часть разреза (верхний миоцен-плейстоцен). Все
слои, по данным НСП, смяты в пологие складки.
Пробуренная несколько восточнее скв. 53 вскрыла андезитобазальты, пере-
крытые нижнеолигоценовыми известняками и туфобрекчиями (4 м), олигоцен-ниж-
немиоценовыми известняками, мергелями и органогенными илами с прослоями
пепла (32 м), миоценовыми глинами и пеплами с галькой туфов и пемзы (120 м) н
цеолите вы ми глинами без микрофаупы (9 м). Суммарная мощность осадочной толщи
здесь 200 м.
Южнее пробурена скв. 54, которая вскрыла оливиновые базальты (294-292 м),
перекрытые базальтовыми туфобрекчиями. Выше (270-89 м) залегают среднемиоце-
новые карбонатные глины, пеплы, грубозернистые пески с галькой туфов и пемзы.
Выше керн не отбирался (Initial Reports..., 1971, v. 6).
Анализ разрезов скважин, пробуренных в восточной части впадины Паресе-Вела,
показывает, что до миоцена включительно здесь существовали относительно мелковод-
ные условия. Снос материала происходил с Западно-Марианского хребта, который был
значительно выше и шире, чем сейчас (Rex et al.; цит. no: Initial Reports..., 1971, v. 6).
ИДЗУ-БОНИПСКАЯ СИСТЕМА ДУГА-ЖЕЛОБ
Опа расположена к югу от средней части о-ва Хонсю.
Идзу-Бони некий желоб в морфоло! ичсском отношении и в физических по-
лях сходен с Курило-Камчатским. Желоб отделен от северной части Филиппинского
моря островной дугой, протягивающейся в субмеридиональном направлении от п-ова
Идзу па севере до островов Огасавара (Бонин) па юге. Дуга состоит из цепочки мел-
ких островов и подводных вулканов, образующих в северной части дуги архипелаг
Идзусито. В восточной зоне этого архипелага расположены более крупные острова:
Осима, Мияке, Микура, Хатидзе, Аогасима, а также скалы Байонез, сложенные плей-
стоценовыми базальтами и андезитобазальтами, реже — дацитами (кальдера Байонез).
В западной зоне расположены мелкие острова: Тосима, Удоне, Ниидзима, Сихине,
Кодзу, представляющие собой плейстоценовые и голоцен-современные вулканы, из-
вергающие андезиты, дациты, риолиты. Земная кора Идзу-Бонинской системы дуга-
желоб имеет мощность до 15-17 км, состоит в основном из «базальтового» слоя с
V — 6,5-6,7 км/с. Максимальный прогиб границы «М» приурочен к осевой зоне же-
лоба (рис. 104).
Рис. 104. Сейсмическая модель земной коры Идзу-Бонилской системы дуга—желоб (Holla.
1970)
Далее на запад она вначале поднимается, достигая под Бонинским хребтом 12 км,
затем вновь погружается до 18 км под хребтом Шихито (Shichito) (рис. 105).
В разрезе земной коры выделяются 4 сейсмогеологических слоя. Первый (от по-
верхности) слой со скоростями продольных сейсмических волн 1,8-2,2 км/с развит
голысо под Бонинским трогом, где его мощность достигает 3 км. К борт ам трога этот
слой выклинивается. Второй слой со скоростями 3,0-4,2 км/с имеет максимальную
мощность (около 4 км) под хребтом Шихито и выклинивается в восточном борту
Бопинского трога. Предполагается, что он сложен вулканокластическими породами
(Hinoetal., 1991).
Подстилающий его третий слой (4,3-5,6 км/с) изменяется в мощности от
1 км под центральной частью Бопинского трога до 4-6 км под хребтами Шихито и
Бонинским.
ВТ12 ВТ13 ВТ6 ВТ14 ВТ15 ВТ16
Рис. 105. Сейсмическая модель земной коры Бенинского трога (Hino ct al., 1991)
Четвертый слой (6,5-6,9 км/с) полого наклонен с востока на запад, уменьшаясь
в этом направлении в мощности от 7,5 до 5,0 км. Судя по сейсмическим скоростям,
слои 3 и 4 сложены магматическими породами.
Обращают на себя внимание выдержанность всех слоев по латерали и отсут-
ствие каких бы то ни было смешений по разломам как под самим Илзу-Бонинским
желобом, так и к западу о г него.
В 1974 г. здесь был выполнен большой объем драгирований (рис. 106).
Драгированные породы представлены двумя возрастными группами: миоцено-
вой и плиоцен-четверти чной.
Рис. /Об. Расположение геологических станций в северной части Идзу-Бопипской душ
Миоценовые образования развиты преимущественно в западной части дуги, на
склонах подводных гор со срезанными абразией вершинами. Они представлены вул-
каногенными и туфогснно-осадочными породами, видимо, чередующимися в разрезе.
Вулканогенные породы образуют непрерывный ряд от базальтов до риолитов с преоб-
ладанием вулканитов кислого и среднего состава. Очень широко распространены пи-
рокластические образования - туфолавы, лавобрекчии, туфы, пемзы. По химическо-
му составу миоценовые вулканиты относятся к известково-щелочной серии (Кичина,
Остапенко, 1977). Содержание щелочей в основных породах изменяется от 2-3 до
6,5 % при резком преобладании окиси натрия. Среди кислых пород встречаются раз-
ности, пересыщенные щелочами (до 8,5 %).
Туфогенно-осадочные породы представлены туфогеппыми песчаниками, алевро-
литами, туффитами, конгломератами и диатомитами, содержащими, по определениям
В П. Болдыревой, смешанный комплекс диатомей, характерных для курасийской и
маруямской свич Южного Сахалина (средпий-всрхпий миоцен).
Плиоцен-плсйстоценовые вулканогенные образования слагают островершин-
ные конусообразные подводные вулканы, тяготеющие к восточной части дуги. Они
представлены преимущественно свежими базальтами и андезит обазальтам и, состав
которых сильно варьирует от крайне- до средне известковистого (Кичина, Остапенко,
1977). От миоценовых вулканитов они отличаются почти полным отсутствием вто-
ричных изменений.
Обращает на себя внимание наличие среди драгированного материала гальки
н валунов, в том числе грапитоидов и метаморфических пород, которые, очевидно,
местного происхождения, входят- в состав фундамента, подстилающего вулканогенно-
осадочную толщу. Это еще больше усиливает сходство между Идзу-Бонипской и
Курильской островными дугами.
В средней части желоба, с островного склона (ст. В7-106, глубина 6000-5500 м)
поднято более 400 кг глыб (до 0,8 м в поперечнике) и щебня.
В северной части Идзу-Бонипскои дуги па склоне желоба пробурен створ из че-
тырех скважин (рис. 107).
В средней част и склона (глубина 4900,8 м) скв. 784 вскрыты тектонические брек-
чии, состоящие из обломков в различной степени ссрпептннизированных гарцбурги-
тов и дунитов, реже — мегабазальтов (425,3-380,0 м). Они перекрыты миоценовыми
аргиллитами и плиоцен-плейстоценовыми илами и глинами (380 0 м).
Немного выше по склону (4646,8 м) скв. 783 в основании разреза также вскрыла
брекчированные серпентипизированные гарцбургиты и метабазалыы (158,6 125 м),
перекрытые плиоцен-плейстоценовыми илистыми глинами и алевритами с кремни-
стыми и карбонатными биогенными компонентами и вулканическим пеплом.
Скв. 785 (глубина 2660,8 м) вскрыла только плейстоценовые о сложения илы с
прослоями пемзы.
Скв. 782 (2458,6 м) вскрыт более полный разрез, представленный в основании
(476,8-450 м) андезитами и дацитами островодужного типа. Выше залегают эоцен-
олигоценовыс илы, переслаивающиеся с туфитами, песками с галькой в гравием,
вулканическим пеплом (410-330 м). В интервале 240-150 м вскрыты миоценовые
валовые мергелистые илы с пепловыми частицами, а выше (150-0 м) - плиоцен-
плсйстоценовые пановые глинистые илы с прослоями вулканического пепла.
К северу от указанного створа па глубине 3058,1 м пробурена еще одна скв. 786,
которая вскрыла толщу (828,6-125 м) средпсэоцеповых вулканокластических и седи-
139° 140° 141° 142°
Рис. 107. Расположение скважин глубоководного бурения в Идзу-Бопинской системе дуга-
желоб. А - на профиле; Б - в плане. Изобаты в километрах (Fryer et al., 1990)
ментаниоиных брекчий, алевролитов, песчаников, туфов и лав андезитов, выше кото-
рых залегают эоцен-миоценовыс нановые мергели и глины и миоцен-плейс гоценовые
нановые илы.
В средней части желоба, с его островного склона (6000-5500 м) нами драгирова-
ны средне- и крупнокристаллические роговообманковые и кварцевые диориты.
Южная часть дуги представлена двумя грядами. Внутренняя (западная) гряда
продолжает цепочку мелких островов и подводных вулканов, сложенных плиоцен-
плейстоценовыми и голоцен-современными андезитами и базальтами. Она отделена
впадиной Огасавара от внешней гряды (острова Мукосима, Титисима и Хахасима),
сложенной палеогеновыми вулканогенными и туфогенно-осадочными породами и ри-
фогенными известняками (Уидзиэ, Мацумару, 1977).
Островной склон желоба имеет здесь ступенчатое строение, обусловленное
сбросами. Наиболее отчетливо выражены ступени на глубинах, км: 2,5; 4,0; 5—5,5;
7-7,5; 8. Ширина ступеней от 3 до 10 км, наклон к оси желоба 3—5°, крутизна разде-
ляющих их уступов до 25-30°.
По данным непрерывного сейсмического профилирования, осадочный чехол
на островном склоне практически отсутствует. Предыдущими исследованиями на
островном склоне желоба были обнаружены серпентиниты, базальты, бониниты, вул-
канические брекчии, пемзовые лапиллиевые туфы, туфогенные песчаники и алевро-
литы (Preliminary report..., 1981, 1985), андезиты, долериты, толептовыс и щелочные
оливиновыс базальты с абсолютным возрастом от 25 до 79 млн лет (Ozima, Kaneoka,
1968; Izu-Ogasawara, 1976). Из осевой зоны желоба с глубины 8450 м были драгиро-
ваны обломки базальтов (Ozima, Kaneoka, 1968), однако петрологическое и петрохи-
мическое описание этих пород отсутствует. Нс были установлены и взаимоотношения
между различными типами пород. Это вызвало необходимость проведения дополни-
тельных работ, которые были выполнены нами в 1984 и 1986 гг.
В 1984 г. с уступов между ступенями, на островном склоне желоба с глубины
2480-5640 м (рис. 108, ст. 114-83,84,85) нами было драгировано большое количество
крупных (до 15 см в поперечнике) остроугольных обломков (часто со свежими поверх-
ностями отрыва) серпентинитов, аиогарцбургитовых и аподувитовых серпентинитов,
обильная щебенка метаморфических пород, включающих основные кристаллосланцы
эпидот-амфиболитовой фации и единичные обломки гранатсодержапшх кварцитов, а
гакже небольшое количество обломков, туфов и лав бонинитов, базальтов переходно-
го шла (от бонинитовых к известково-щелочным базальтам) и толеитов. Работы по
изучению островного склона продолжались в 7-м рейсе судна «Академик Александр
Виноградов». В этот период было пройдено два профиля В7-2 (ст. В7-10, 12) и
В7-9 (ст. 1-9). Последний фактически приурочен к приостровной части перешейка
между желобами Волкано и Изду-Бопипским, где четко обособляется изомез ричная
в плане возвышенность, являющаяся западным массивом плато Огасавара. На пере-
численных станциях был поднят обильный материал разнообразных ультрамафитов
и габброидов, а также базальты, бониниты, известняки и другие осадочные породы
(Васильев, 1992).
Породы, слагающие островной склон желоба и западный массив плато Огасавара,
делятся на восемь комплексов (рис. 109)
1) метаморфические породы эпидот-амфиболовой фации;
2) апогарцбургитовыс и агюдупитовые серпентиниты;
3) расслоенные интрузии (лерцолиты, верлиты, нироксениты, габброиды, квар-
цевые диориты);
4) лавы, туфолавы и гуфы базальтов,
5) шаровые лавы субшелочных базальтов;
6) рифогенные известняки;
7) бониниты, андезиты, их туфолавы и туфы;
8) осадочные и туфогснпо-осадочные породы.
Рис. 108. Расположение геологических станций в южной части Идзу-Бонппского желоба: I
геоло!ичсскнс станции, 2 — линия разреза. 3 - изобаты, 4 осн глубоководных желобов
Первый комплекс, драгированный только на ст. П4-85, представлен мелкими
обломками величиной 0,5—2 см зеленой или зелсновато-серой окраски сланцеватого и
полосчатого строения. Наиболее распространены различные меланократовые эпило-
говые амфиболиз ы, в виде единичных образцов обнаружены гранатсодержашие квар-
циты и хлорит-амфиболовые сланцы.
ЗВ-ОЗ'с.ш. 28°45с.ш
142“40‘з.д. 143“29'з.д.
Рис. 109. Теологический разрез островного склона в южной части Идзу-Бопинского желоба'
I осадочные отложения (Q); 2 - туфогснпо-осадочпыс отложения (Pg); 3 вулканогенные образо-
вания. бониниз ы, андези! ы. их туфы и зуфолавы (Pg); 4 - карбонатные отложения (К2. N21); 5 ша-
ровые лавы субщелочных базальтов; 6 лавы, туфолавы и туфы базальтов, кремнисто-карбинатныс
породы; 7 расслоенные интрузии (ультрамафиты, габброиды, кварцевые диориты); 8 апогарц-
бурп новые серпентиниты: 9 - метаморфические породы элидот-амфибояитовой фации; 10- места
находок ископаемых органических остатков; 11 предполагаемые разломы; 12 условные геологи-
ческие границы
Эпидотовые амфиболиты — меланократовые породы, состоящие из тонко- или
мелкозернистого агрегата роговой обманки и окрашенного эпидота, к которым в тех
или иных количествах присоединяются зеленый биотит, кварц, хлорит, плагиоклаз
(обычно замещенный альбитом, хлоритом и мусковитом), магнетит, ильменит, сфен,
апатит и иногда селадонит. Количество плагиоклаза в этих породах, как правило, не-
велико, а чаще всего он отсутствует. Химический состав пород близок составам ба-
зальтов, иногда повышенной щелочности, и пикритов. Низкое содержание бария ука-
зывает на толеитовый характер этих пород (Геологическое строение южной части...,
1986).
Полосчатые кварциты представляют собой светлоокрашенные породы, в кото-
рых существенно кварцевые прослои (с небольшой примесью железомагнезиаль-
пых минералов и плагиоклаза) чередуются с меланократовыми полосками, в кото-
рых сосредоточена большая часть темноцветных минералов. Мощность полосок не
превышает 1—2 мм. Минеральные ассоциации рассматриваемых пород следующие:
гранат, плагиоклаз (замещенный альбитом), биотит, роговая обманка, эпидот, кварц,
гранат, плагиоклаз, мусковит, эпидот, кварц. Гранат образует единичные хорошо
ограненные кристаллы размером до 0,1 мм. приуроченные обычно к меланократо-
вым полоскам. Гранаты чрезвычайно богаты спессартиновым компонентом. Высокую
марганцевистость обнаруживают также и все другие темпоцветные минералы квар-
цитов. Температура этих минералов, определенная по константе равновесия грапат-
биогитового парагенезиса (с учетом высокой мартанновистости граната), оценивается
в 400- 415° С. Исходная порода, подверг шаяся метаморфизму, очевидно, вулканогенно-
кремнистые отложения.
Хлорит-амфиболовые сланцы сформировались, вероятно, при метаморфизме
ультрамафитов. Среди них различаются хлорит-тремолит-кумминггонитовые и тальк-
хлорит-актиполит-тремолитовые разности. Хлорит-зремолит-куммииггонитовыс
сланцы состоят из полосок куммингтонита, хлорита и буровато-зеленого тремолита.
Размер зерен куммингтонита достигает 0,2-0,6 мм, остальные минералы имеют более
мелкую величину выделений. В качестве акцессорных присутствуют сфен и рудные
минералы. Тальк-хлорит-амфиболовые сланцы состоят из агрегатов хлорита, актино-
лита и тремолита, чередующихся с участками существенно талькового состава. Все
минералы этих пород содержат повышенные количества хрома.
Второй комплекс драгирован в средней (ст. Н4-83, 84, 85) и нижней (ст. В7-
12) частях островного склона желоба, а также на западном массиве плато Огасавара
(ст. В7-8, 9). Выделение агюгарц-бургичовых и аподунитовых серпентинитов, обна-
руживающих признаки динамоме таморфизма и пластического течения вещества, в
самостоятельный комплекс проведено условно по аналогии с хорошо обнаженными
и изученными разрезами, где метаморфические перидотиты слагают основание офио-
литовых комплексов. В драгированном материале крупные обломки серпентинитов
несут признаки тектонического дробления, перетирания и развальцевания (зеркала
скольжения, сглаженные формы, интенсивные деформации и катаклаз зерен минера-
лов). Породы состоят из магнезиального оливина, ортопироксена, незначительного
количества хромистой шпинели и клинопироксена. При серпентинизации оливина
в нем возникает типичная петельчатая структура, при которой в центре ячеек ино-
гда сохраняются реликты оливина, по швам и шпурам петельчатых форм развивается
магнетит. В некоторых образцах совместно с серпентином по оливину образуется не-
большое количество талька.
Первичная гипидиоморфнозернистая структура пород (с некоторым ксеномор-
физмом ортопироксена по отношению к оливину) в большинстве случаев преобра-
зуется в типично метаморфическую с хорошо выраженной полосчатостью за счет
сегрегации оливина и ортопироксена в отдельные полосы. В шлифах отмечаются все
стадии приспособления минералов этих пород к направленным тектоническим дис-
локациям — проявление изгиба кристаллов, их субпараллельная ориентировка.
Химические анализы пород и определения содержания в них микроэлементов
показывают крайнюю степень обеднения их всеми базальтическими компонентами.
Особую черту химизма составляет сравни гельно низкое содержание хрома, что согла-
суется с незначительным содержанием акцессорного хромшпинелида (Геологическое
строение южной части..., 1986).
Третий комплекс драгирован на станциях В7-8 и 9 совместно с апогарцбургито-
выми серпентинитами второго комплекса, а на ст. В7-5 — без них. Комплекс представ-
лен богагым набором ультраосновных и основных пород, среди которых различаются
лерцолиты, верлиты, вебстериты, ортопироксепиты, габбро-нориты и габбро, габбро-
диабазы и диабазы. Наиболее распространены плагиоклазовые верлиты и полосчатые
габбро-нориты.
Лерцолиты, макроскопически не отличающиеся от серпентинизировапных гарц-
бургитов, состоят из оливина (60-70%), моноклинного пироксенатипа диопсид-авгита
(10-12 %), ортопироксена (10-20 %), хромшпинелида и редко плагиоклаза. Структура
породы гипидиоморфнозернистая с фрагментами кумулятивной. Оливин на 70-90 %
серпентинизирован. Сохраняются только отдельные ядра размером 0,1-0,3 мм в цен-
тральных частях петель серпентина. Иногда совместно с серпентином по оливину
развивается тальк. Пироксены, ромбический и моноклинный, в виде зерен размером
0,5-4 мм располагаются между идиоморфными зернами оливина. Ортопироксен в
значительной мере замешен баститом, тальком, серпентином, а по клинопироксену
иногда развит термолит. В плагиоклазеодержащих лерцолитах плагиоклаз, состав-
ляющий менее 10 % объема породы, нацело замещен гидрогроссуляром и хлоритом
Акцессорный хромшнипелид представлен красно-бурыми неправильными выделе-
ниями размером 0,5-1 мм, приуроченными к посткумулусной фазе.
Верлиты, встреченные в виде обломков черного и темного цвета размером до
6-8 см, состоят из оливина (60- 70 %), клинопироксена (20-30 %), плагиоклаза (10-
20 %) и хромшпинелида. Структура пород кумулятивная, участками пойкилитовая.
Оливин образует округлые и изометричныс зерна размером 1-3 мм, интенсивно заме-
щенные петельчатым серпентином с выделением струйчатых и пылевидных скопле-
ний рудного минерала, очевидно магнетита. Иногда в ассоциации с серпентином по
оливину образуется небольшое количество хлорита и снектита. Моноклинный пирок-
сен наблюдается в виде крупных неправильных зерен, приуроченных к промежуткам
между кристаллами оливина и нередко содержащих пойкилитовые вростки послед-
них. Как правило, клинопироксен в верлитах свежий, только в наиболее измененных
разноегях он частично замещается хлоритом. Плагиоклаз, как и клинопироксен, при-
надлежит к посткумулусной фазе, цементируя кристаллы серпентинизированного
оливина. Обычно плагиоклаз замещен гидротроссуляром, хлоритом, пренитом, сме-
шанноелойными силикатами. Хромшпинелид встречается в виде идиоморфных, но
чаще неправильных выделений красно-бурого цвета размером до 1 мм.
Вебстериты и ортопироксениты - близкие по внешнему виду среднезернистые
бластокатаклазированные породы - состоят1 из деформирован! 1ых призматических кри-
сталлов ромбического и моноклинного пироксена размером 0,5—2,5 мм. Ромбический
пироксен всегда преобладает над моноклинным в вебстеритах и составляет около 90 %
от объема породы и ортопироксенитах. Иногда в вебегеритах совместно с пироксени-
тами в небольшом количестве присутствует первичная бурая роговая обманка, вы-
деляющаяся иа заключительной стадии кристаллизации породы и обрастающая кри-
сталлы клинопироксена. Для ортопироксенитов характерны пойкилитовые вростки
оливина в ромбическом пироксене. В том и другом видах пироксенитов присутствует
акцессорный хромшпинелид. Вторичные изменения пород заключаются в развитии
зеленого амфибола и хлорита с выделением магнетита, приуроченных в основном к
краевым зонам кристаллов пироксенов.
1 аббро-нориты драгированы в виде многочисленных обломков и крупных глыб
размером до 15-20 см в поперечнике. В их составе главная роль принадлежит основ-
ному плагиоклазу (40-50 %) и моноклинному пироксену (30-40 %), в подчиненном
количестве присутствуют ортопироксен (10-20 %) и иногда первичная бурая рого-
вая обманка. Плагиоклаз и пироксены образуют таблитчатые и призматические кри-
сталлы размером от 1-2 до 3—5 мм, причем характерно их полосчатое распределение
с концентрацией плагиоклаза в более узких (0,5-1 см), а пироксенов в более широ-
ких (1-2 см) полосах. Вторичные процессы проявлены неравномерно: ортопироксен
обычно в значительной мере замещен бурым смектитом, а клинопироксен - бесцвет-
ным амфиболом в ассоциации с эпидотом и зеленой шпинелью, а по плагиоклазу раз-
виваются соссюрит и хлорит.
Габбро состоят из идиоморфных кристаллов основного плагиоклаза (40-60 %),
клинопироксена (30-50 %) и рудного минерала (1-5 %), к которым иногда присое-
диняется небольшое количество (менее 10 %) первичной бурой роговой обманки.
При метаморфических преобразованиях, характерных для этих пород, плагиоклаз
замещается альбитом, хлоритом и соссюритом, а клинопироксен и бурая роговая
обманка преобразуются в зеленую и голубовато-зеленую роговую обманку, хлорит
и эпидот. Хлорит и эпидот совместно с кварцем выполняют также мелкие трещинки
в породах.
Возможно, к комплексу расслоенных интрузий принадлежат и диориты, драги-
рованные в основании островного склона Идзу-Бонинского желоба (ст. В7- 10) в виде
двух небольших (2 см) обломков. Диориты сложены средним плагиоклазом (50-60 %),
частично замешенным соссюритом, хлоритом, альбитом, кварцем, буровато-зеленой
роговой обманкой (30-40 %), которая по краям кристаллов обрастает и корродируется
биотитом, первичным биотитом (5-10 %) и кварцем (до 3-5 %). Акцессорные минера-
лы представлены магнетитом, ильменитом, сфеном, апатитом. Породы катаклазиро-
ваны и бластированы, местами испытали интенсивные вторичные изменения.
Габбро-диабазы и диабазы по характеру метаморфизма, нередко сопровождае-
мому катаклазом, очень близки к габбро-норитам и габбро, г.е. относятся, вероятно, к
комплексу расслоенных интрузий, однако они могут быть и полнокристаллическими
аналогами базальтов четвертого комплекса, слагая субвулканнческие тела и подво-
дящие каналы. Габбро-диабазы и диабазы представляют собой средне- и мелкозер-
нистые породы темно-серого и зеленовато-серого цвета. В составе их преобладают
основной плагиоклаз (30-50 %) и моноклинный пироксен (35-50 %), образующие
офитовую, диабазовую или габбро-диабазовую микроструктуры. В виде примесей
присутствуют первичная роговая обманка, оливин (до 3-5 %), рудный минерал (до
5-7 %). Интенсивные вторичные изменения пород выражаются в замещении плагио-
клаза альбитом, хлоритом, пренитом, соссюритом клинопироксена и бурой роговой
обманки - зеленой шесговатой роговой обманкой, хлоритом, эпидотом; по оливину
образуются тальк-смектитовые псевдоморфозы.
Четвертый комплекс представлен в основном базальтами переходного типа от
бонинитовой к известково-щелочной серии. Единичные образцы принадлежат толем-
товым долеритам. На станциях В7—5, 8, 9, 12 подняты лавы, туфолавы и туфы толеи-
тового состава, а также обломки кремней и метаморфизованных известняков, видимо,
входящих в состав рассматриваемого комплекса.
Базальты переходного типа представляют собой афировые и редкопорфировые
породы с умеренным количеством пор, черной, пепельно-серой, коричневато-серой
окраски. Основная масса чаще имеет гиалопилиговую структуру, при которой в буро-
ватом ст екле, в той или иной степени замещенном смектитом, карбонатом, цеолитом,
бурыми окислами железа, беспорядочно распределены микролиты и лейсты (длиной
до 0,3 мм) плагиоклаза, призматические зерна клинопироксена (длиной до 0,3 мм),
мелкие выделения рудного минерала и в более основных разностях красновато-бурые
псевдоморфозы смектита по оливину. Среди вкрапленников встречаются клинопирок-
сен и плагиоклаз (кристаллы размером до 0,8-1,5 мм). Для пород характерны повы-
шенное содержание магния при повышенном же содержании кремнекислоты и низкое
содержание гитана, т.е. бонинит овая тенденция.
Толеитовые базальты - серые и коричневато-серые преимущественно порфи-
ровые породы с интерсертальной, микродолериговой, петельчатой, реже гиалопм-
литовой структурами основной массы. Она сложена лейстами плагиоклаза, зернами
клинопироксена, содержащимися примерно в равных количествах, рудного минерала
(3-5 %) и бурого смектитизированпого вулканического стекла. Количество послед-
него обычно не превышает 30 % и только в наиболее стекловатых разностях дости-
гает 50-60 %. Порфировые выделения представлены таблитчатыми кристаллами
плагиоклаза размером 0,5-1,5 мм и короткопризматическими зернами моноклинного
пироксена величиной до 0,8 мм. Изредка встречаются псевдоморфозы смектита по
оливину. Долериты толситового состава представляют собой породы темно-серого
цвета с мелкокристаллической афировой структурой. Они имеют типичную офито-
вую основную массу и состоят из широких призм клинопироксена (35-40 %) и лейст
основного плагиоклаза (40-45 %). Разнообразно ориентированные лейсты плагиокла-
за идиоморфны но отношению к пироксену, причем наблюдаются характерные для
долеритов сужения концов лейст плагиоклаза, врастающих в пироксен, и расширение
их свободных концов. Встречаются зерна пироксена с вростками мелких идиоморф-
ных пластинок плагиоклаза (пойкилоофитовая структура). Рудный минерал (магнетит
илититаномагпетит) заполняет промежутки между зернами пироксена и плагиоклаза,
часто корродируя их. Пироксен в значительной мере, особенно по краям зерен, заме-
щен амфиболом тремолит-актинолитового ряда. По содержанию породообразующих
окислов и литофильных микроэлементов долериты соответствуют океаническим то-
леитам (Геологическое строение южной части..., 1986).
Среди туфолав и туфов различаются литокластическис и литокристалло-
кластические разности. Первые состоят из обломков стекловатых базальтов (вели-
чиной от долей миллиметра до 1-3 мм), сцементированных пелитоморфной массой
или бурым денитрифицированным стеклом. В последнем случае породы правильнее
относить к туфолаиам. Литокристаллокластические туфы базальтов пелитовой и роке
псаммитовой размерности состоят из обломков плагиоклаза, клинопироксена, рудного
минерала, вулканического стекла в тонкозернистом цементе, имеющем тот же состав.
Чаше связующая масса представлена смектитизированным стеклом, что указывает на
принадлежность пород к туфолавам.
Как уже указывалось, на ст. В7-5 вместе с изверженными породами драгирова-
ны известняки и кремни. Известняки белые, окремненные, мелко- и криптозернистые,
иногда с примесью глинистого материала. Кремни светло-серые, криптозернистые,
плитчатые. Положение этих пород в разрезе не установлено. Возможно, они образуют
прослои или пачки в вулканогенной толще четвертого комплекса, но не исключено,
что эти породы образуют самостоятельную толщу, перекрывающую эффузивы, как
это наблюдается на островном склоне желоба Волкано (Геологическое строение же-
лоба Волкано, 1986).
Пятый комплекс сложен подушечными лавами субщелочных базальтов, дра-
гированными на северо-восточном окончании западного массива плато Огасавара
(ст. В7-1). Результаты драгирования на других участках данного плато позволяют
считать, что подушечные лавы субшелочных базальтов перекрывают породы офио-
литового комплекса и сами перекрываются рифогенпыми известняками. Поднятый
материал представлен автомагматическими брекчиями, обломками в которых являют-
ся клиновидные сегменты и целые шары миндалекаменных базальтов с хорошо вы-
раженными бурыми корками закаливания. Цемент брекчий имеет базальтовый состав,
но, претерпев интенсивное гидротермальное преобразование, превратился в смектит-
кальцитовый агрегат. Базальты представляют собой серые и буровато-серые порфиро-
вые породы с большим количеством пор (0,5-1 мм), выполненных смектитом, кальци-
том и гидроокислами железа. Вкрапленники, составляющие 10-15 % объема породы,
сложены основным плагиоклазом, с которым иногда ассоциируют псевдоморфозы
смектита по оливину. Плагиоклаз также нередко замещается смектитом и кальцитом.
Основная масса гиалопилиговой структуры содержит около 40-70 % бурого смскти-
гизнровапного стекла, микролита и лейсты плагиоклаза, призматические кристаллы
клинопироксена, псевдоморфозы смектита по оливину и рудные выделения.
Шестой комплекс представлен известняками и кремнями, драгированными на
ст. В7-3 на глубине 4000-3700 м. Известняки органогенно-обломочные (детритовые)
и слоистые.
Органогенно-детритовые известняки подняты в виде крупных глыб размером до
40 см в поперечнике и более мелких обломков. Они сложены детритом раковин дву-
створок, гастропод, кораллов, крипоидей, панцирей морских ежей и, возможно, мел-
ких морских рачков. Отмечены также редкие остатки мшанок. Преобладаю т остатки
раковин двустворок и гастропод размером до 6 см, толщина стенок наибольших из
них достигает 2 см. Кораллы представлены одиночными и колониальными разновид-
ностями. Многообразие остатков известковых раковин, преобладание в карбонатных
отложениях детритовых органогенных известняков свидетельствуют о мелководных
условиях формирования пород комплекса в пределах банки или кораллового рифа.
Слоистые известняки имеют, по-видимому, подчиненное значение в комплексе.
Слоистость пород обусловлена чередованием прослоев известковистого песчаника
мощностью 4-7 см и алевритового известняка мощностью 3-5 см. Границы между
разнородными прослоями резкие, в зоне коггтагста отмечаются следы размыва па по-
верхности более тонкозернистых (алевритовых) слоев. В изученных образцах на-
блюдается градационная слоистость в песчаных прослоях, выраженная изменением
размерности частиц от грубозернистой песчаной (1-2 мм) до мелкозернистой (доли
миллиметров). В описываемом комплексе присутствуют также осадочные карбона-
тые породы со слоистой текстурой, слоистость в которых выражена чередованием
зеленовато-серых и кремовых прослоев, окраска которых связана, вероятно, с различ-
ным содержанием фосфатного или железомарганцевого материала.
Кремни среди пород комплекса имеют резко ограниченное развитие и залегают,
по-видимому, в виде маломощных линз и мелких стяжений или желваков. Они встре-
чены в виде единичных обломков, сложенных кремнистой породой водянисто-серого
цвега. В известняках обнаружены остатки меловых гастропод и планктонных фора-
минифер рода Archaeglobigerma (определения В.Д. Худика и С.П. Плетнева).
Седьмой комплекс представлен туфолавами и лавами бонинитов. С ними ассо-
циируются андезиты и их туфы. Эти же породы драгированы нами вместе с бонинита-
ми на островном склоне желоба Волкано (Геологическое строние желоба..., 1986).
Туфолавы бонинитов, поднятые в драге ст. Н4-85, представлены угловатыми
глыбами размером от 8 х 8 х 6 до 15 х 11 х 8 см брекчиевой текстуры, при которой
обломки лав серовато-зеленого цвета и свежего стекла бледно-зеленой или черной
окраски сцементированы замещенным смектитом, буровато-зеленым и бурым сте-
клом. Характерно наличие большого количества мелких (до 1 мм) без заполнения или
зонально заполненных пор в краевых частях смектитом, в центре - смектитом, карбо-
натом, цеолитом. Обломки лав (размер от нескольких миллиметров до 3—4 см) состоят
из порфировых выделений оливина, ромбического и моноклинного пироксенов, по-
груженных в стекловатую основную массу, неравномерно насыщенную мельчайшими
скелетными кристаллами и микролитами клинопироксена, содержащую также зерна
хромита, редкие микролиты плагиоклаза и иголочки апатита. Главный минерал вкра-
пленников - оргопироксен (бронзит) - представлен хорошо образованными призмати-
ческими кристаллами бледно-зеленого цвета длиной до 0.8-1 мм. Иногда мелкие кри-
сталлы ортопироксена заключены в крупные вкрапленники оливина. Клинопироксен
(хромсодержапшй магнезиальный авгит) занимает второе место по количеству среди
вкрапленников. Он образует таблитчатые кристаллы травянисто-зеленого цвета раз-
мером до 0,1-0,5 мм, нередко в тесной ассоциации с бронзитом. Вкрапленники оливи-
на, гораздо более редкие по сравнению с пироксенами, представлены идиоморфными
бесцветными кристаллами (размер от 0,1 до 1 мм), насыщенными включениями стек-
ла и пысокохромистой шпинели. Изредка наблюдается замещение оливина тальком и
серпентином. Вкрапленники пироксенов и оливина аналогичного состава наблюда-
ются также в обломках стекла и в стекловатой связующей массе.
Химический состав бонинитов, характеризующийся одновременно высоким
содержанием кремнекислоты и магния при пониженном содержании титана и алю-
миния, близок к составам бонинитов Бонинских островов и бонинитов, драгирован-
ных в Марианском глубоководном желобе (Геология дна Филиппинского моря, 1980).
Относительно слабая степень вторичного изменения обломков лав и стекла бони-
нитов из изученных лавобрекчий указывает, вероятно, па их кайнотигшый характер
и возрастную близость к палеогеновым бонинитам Бонинских островов (Увдзиэ,
Мацумару, 1977).
В восьмом комплексе объединены осадочные и туфогенно-осадочиые отложе-
ния кайнозойского возраста.
Наиболее древние из лих (палеогеновые) драгированы на западном склоне за-
падного массива плато Огасавара (ст. В7-6, 7), где они в виде сравнительно мало-
мощного покрова (около 500 м) залегают на описанных выше породах офиолитовой
ассоциации. Среди них встречаются туффиты, тефопесчаники, туфоалевролиты, пес-
чаники, глины, пелиты.
Туффиты - наиболее распространенные породы комплекса; подняты на обеих
станциях драгирования в виде глыб размером до 25 см и многочисленных мелких
обломков. Породы кремово-коричневой окраски и псаммитовой, реже - более мел-
козернистой (до алевритовой), структуры. С поверхности глыбы и обломки покры-
ты бугорчатой железомарганцевой коркой толщиной около 3 мм. Породы насыщены
включениями размером до 3 мм светло-желтой окраски.
Туфопесчаники развиты незначительно. Они подняты в виде полуокатанных об-
ломков размерами 3-9 см, представлены разнозернистой плохо сортированной поро-
дой зеленовато-коричневого цвета.
В составе комплекса отмечены такке пелиты, представляющие собой слабо
уплотненные породы светло-коричневого цвета, а также плотные глины коричневого
цвета.
Кроме описанных разностей присутствуют глыбы слоистых туфогенно-осадоч-
пых пород: фавелитов. алевролитов и туффитов. Поверхности слоев неровные, ино-
гда с постепенным переходом одного прослоя в другой. Песчаные разности образо-
ваны преимущественно вулканическим стеклом и представляют собой туфогенную
породу. Алевритовые прослои сложены туффитом, аналогичным описанным выше.
Песчаники встречены на обеих станциях и представлены небольшим количе-
ством обломков размерами до 12 см, сложенных темно-серой, серой или зеленовато-
серой породой со среднезернистой или тонкозернистой структурой.
Туфоалевролиты подняты в виде двух глыб угловатой и округлой формы разме-
рами 24-25 см, сложенных коричневой породой с пятнистой текстурой.
Алевролиты наиболее распространены среди пород, поднятых на ст. В7—7. Они
слагают глыбы размером до 30 см и множество более мелких обломков. Э го зеленовато-
серые или коричнево-кремовые тонкозернистые породы со слабо выраженным рако-
вистым изломом. Местами в них отмечается примесь песчаного материала. С поверх-
ности глыбы и обломки покрыты маломощной буровато-черной корочкой, а на одном
из образцов отмечена примазка песчаника. Возраст толщи определен С.П. Плетневым,
обнаружившим в песчаниках позднепалеоценовые формы фораминифер Globorotalia
pseudomenaidii Boeii, Acarina intermedia Subb., фрагменты Reophax.
Кроме описанных пород с островного склона желоба были подняты глыбы из-
вестковистых алевролитов, илов и уплотненных глин. Алевролиты подняты на глуби-
не 3000-2600 м (ст. Н4-84). Эго светло-серые, пятнистые массивные породы с гнезда-
ми песчанистого материала (0,5-1,5 см), крепкие. В известковис том цементе имеются
остатки ранцеплиоценовых фораминифер (определение О.А. Ткалич).
На глубине 5640-5400 м (ст. Н4-85) подняты коричневые слабо уплотненные
глины, а также галька (3-5 см) литокристаллокластических грубообломочных туфов,
тонкозернистых туффитов и мелкозернистых туфопесчаников.
На глубине 5200-5000 м (ст. В7-1) вместе с глыбами базальтовых брекчий были
подняты карбонатные илы, в которых С.П. Плетнев определил комплекс мелководных
бентосных фораминифер раннего плиоцена.
На глубине 4200-3700 (ст. В7- 2,3) и 3400-3000 м (ст. В7-4) наряду с коренными
породами подняты карбонатные илы с плейстоценовыми планктонными форамини-
ферами и нанопланктоном (определения С.П. Плетнева и М.Г. Бирюлиной).
Океанический склон желоба более пологий (5-7°), большей частью перекрыт
осадочной толщей, мощность которой, поданным НСП, достигает 800-1000 м.
В средней части желоба, на океаническом склоне выполнено два драгирования.
С глубины 6000- 6500 м (ст. В7-108) поднято около 100 кг глыб и щебня вулканоген-
ных и туфогенных пород. Преобладают базальты - серые и темно-серые пористые по-
роды, состоящие из вкрапленников плагиоклаза (0,3-0,5 мм, иногда до 1,5 см), заклю-
ченных в микролитовой основной массе с топкой вкрапленностью рудного минерала
и мелкими пустотками, заполненными хлоритом. Поры, размером 0,1-0,3 мм, иногда
до 1,5 см, составляют 20-30 % от объема породы; иногда они заполнены вторичными
продуктами (эпидотом, кальцитом и смектитом). Несколько реже встречаются дациты
светлые (серые, зеленоватые, коричневатые) пористые породы, часто флюидальныс,
иногда полосчатые, состоящие из микрофельзитовой основной массы и мелких вкра-
пленников альбит-олигоклаза. Встречаются пузырчатые разности, напоминающие
пемзу.
Среди туфогенных и гуфогенно-осадочных пород отмечены следующие разности:
- туфы псефито-псаммитовые и псаммитовые, состоящие из угловатых облом-
ков пористых базальтов, аналогичных вышеописанным, реже пелитоморфных из-
вестняков, сцементированных алевропсаммитовым туфовым материалом основного
состава;
- туффиты кремнистые, светло-коричневые, с тонкими линзовидными прослоя-
ми более темного цвета;
- кремнисто-глинистые туфогенные аргиллиты красновато-коричневые, тонкос-
лоистые (0.5 2 мм);
- туфодиатомиты белые, неясно-тонкослоистые;
- туфопссчаникн слабо литифицированные, грубозернистые, тем но-зеленые.
Кроме вышеописанных пород, среди драгированного материала присутствуют
обломки ярко-желтых пятнистых яшм, органогенно-детритовых и пелитоморфных
фосфатизированных известняков и мергелей.
Кроме того, поднято большое количество сургучпо-красной и т емно-желтой гли-
ны с мелкими обломками разложившихся базальтов и туфов. По-видимому, эта глина
представляет собой кору выветривания базальтов.
Выше по склону (ст. В7-109, глубина 5640-5120 м) драгированы обломки пе-
литоморфных фосфатизированных известняков и железомарганцевые конкреции, в
ядрах которых находятся обломки известняков.
В южной части желоба, на его океаническом склоне расположен узкий хребет
широтного простирания длиной 95 км и высотой до 5 км, вдающийся почти до осевой
зоны желоба. По данным драгирований, в основании разреза здесь залегают подушеч-
ные лавы субщелочных базальтов, среди которых в подчиненном количестве встреча-
ются тектонические брекчии с обломками базальтов, сцементированные скрытокри-
сталлическими агрегатами апатита. Осадочный чехол мощностью до 1000 м пред-
ставлен пелагическими карбонатными отложениями.
Кроме того, с океанического склона желоба с глубины 5800-5500 м (ст. Н4-86)
подняты округлые глыбы пятнистых плотных глин с линзовидными включениями
песчанистого материала, а также обломки сильно измененных фосфатизированных
туфов и лав.
Комплекс подушечных лав субщслочпых базальгов прослеживается назначигель-
ное расстояние к востоку от желоба. Базальты этого комплекса представляют собой
темно-серые или черные породы с умеренным количеством мелких пор, свободных
или заполненных вторичными минералами, среди которых преобладают гидроокис-
ям железа, апатит в ассоциации со смектитом и реже филлипситом. В большинстве
обломков базальтов, имеющих характерную для подушечных лав клиновидную (сск-
ториальную) форму, видна стекловатая корка закаливания красновато-бурого инета
голшиной от нескольких миллиметров до 3-4 см. Кроме мелких нор, в базальтах при-
сутствуют удлиненные норы (длиной до 1-3 см), ориентированные перпендикулярно
к поверхности шаров и представляющие, вероятно, каналы «прорыва» вулканических
газов. Эти поры обычно лишены вторичных продуктов. Максимальная пористость (до
20-30 %) приурочена к промежуточной зоне подушек.
Базальты обладают витрофировой гиалопилитовой или интерсертальной струк-
турами основной массы, сложенной беспорядочно ориентированными .микролитами и
лейстами плагиоклаза, зернами оливина, замещенного смектитом, и участками смек-
титизировашюго стекла с рудной вкрапленностью. Редкие порфировые выделения
представлены псевдоморфозами смектита по оливину величиной 0.2-1 мм и удлинен-
ными призматическими, реже таблитчатыми кристаллами плагиоклаза длиной до 2
мм. В довольно большом количестве присутствует рудный минерал типа ильменита,
образующий решетчатые или скелетные кристаллы в стекле и зернах плагиоклаза
Центральные части вкрапленников в лейстах плагиоклаза замешены калиевым поле-
вым шпатом. Химический состав субщслочных базальтов характеризуется повышен-
ным содержанием железа, щелочей, титана, фосфора и микроэлементов литофильной
группы и пониженным содержанием магния и кальция (Геологическое строение юж-
ной части..., 1986). Низкое содержание магния обусловливает высокие величины ко-
эффициента железистости пород. Однако по процен гному содержанию железа (ниже
[2 % в пересчете на окисное железо) они относятся не к железистой, а к магнезиально-
железистой группе базальтов. В большинстве проанализированных проб содержание
натрия и калия примерно одинаково. Но, вероятно, повышенное содержание калш
связано с развитием вторичного калиевого полевого шпата, а в неизмененных породах
натрий преобладал над калием. Следствием вторичных изменений пород являются
также высокая степень окисления железа, что связано с развитием Д11октаэдрич<есойм<<«
(скисножелезистого) смектита по стеклу основной массы, и повышенное содержаице
во многих пробах фосфора и фтора, обусловленное образованием вторичного фтера-
11<пита. Содержание пятиокиси фосфора в первичных породах составляло, очевмдмж.
0.7-1,2 %. В части редкоэлсмептного сост ава субшслочные базальты харжзерчозтеш-
ся устойчиво повышенным содержанием стронция, бария н циркония. Содержание
фсмафильных микроэлементов в субшелочпых базальтах Идзу-Бошшского
колеблется в довольно широких пределах. Однако наличие образцов с повышемпей
концентрацией никеля, хрома и ванадия указывает- па принадлежность пород к океа-
ническому типу.
Апатитовые породы океанического склона желоба представлены двумя морфо-
логическими типами: метасоматическим, связанным с замещением обломгов ммм-
тов в брекчиях, и осадочным, образующим цемент брекчий. В порогах первого пиша
под микроскопом различаются реликты первичных минералов базальта. жиоченпые
в тонкокристаллическую массу апатита, в ассоциации с которым всгреч.иотся снек-
гит, кальцит, филлипсит. Эти же вторичные минералы в подчиненном количестве cspw-
сутствуют в ассоциации с тонкокристаллическнм апатитом в породах второго пета.
Химические анализы пород показывают, что они имеют высокую концет^шню фос-
фора и кальция, соответствующую содержанию 75-85 % апатита и 25-15 % примеси
силикатов и карбонатов. Породы метасоматического и осадочного типов различаются
по содержанию углекислоты, иттрия и лантана. В метасоматических породах содер-
жание всех трех компонентов меньше, чем в осадочных: углекислоты в 1,5-2 раза,
иттрия - в 2-4 раза, лантана - в 1,5-3 раза.
Комплекс пелагических отложений, прерывистым чехлом перекрывающий вул-
каногенные образования, представлен в основном карбонатными отложениями мело-
вого возраста, среди которых преобладают фораминиферо-кокколитовые известняки
с желваками и линзами кремней. Характеристика этих отложений дана ниже, при опи-
сании океанического склона желоба Волкапо и плато Огасавара.
Таким образом, проведенные исследования позволили установить существен-
ные различия в геологическом строении островного и океанического склонов Идзу-
Бонинского желоба, что наблюдается и в других желобах северо-западной части
Тихого океана. Эти различия обусловлены принадлежностью островных и океани-
ческих склонов к разным шпам структур, геологическое развитие которых шло по-
разному.
В Идзу-Бонипском желобе, в отличие от других желобов, удалось более деталь-
но изучить зону островного склона, включая западный массив плато Огасавара. Эта
зона имеет сложное строение, характерное для складчатых поясов. К низам разре-
за здесь относятся эпидотовыс амфиболиты, гранатсодержашие кварциты и хлорит-
амфиболовые сланцы, представляющие собой типичные эвгеосипклинальные образо-
вания, метаморфизованные в зпидот-амфиболитовой фации.
Положение в разрезе катаклазированпых апогарцбургитовых серпентинитов
второго комплекса не установлено. По мнению ряда исследователей, подобные об-
разования. изученные на континенте, представляют собой древние блоки мантии,
тектонически перемешенные вверх и служащие основанием, на котором сформиро-
валась верхняя часть офиолитовой ассоциации. Однако не исключается возможность
и интрузивного генезиса этих пород. Эти же породы вмешают и расслоенные интру-
зии ультрамафтов и габброидов, включая средне- и крупнозернистые разности, кри-
сталлизация которых, по аналогии с континентальными массивами, происходила на
глубине около 5 км и, возможно, более. Нахождение этих пород в настоящее время
на поверхности свидетельствует о длительном поднятии и денудации блока земной
коры в районе западного массива плато Огасавара после внедрения и консолидации
интрузий.
По-видимому, к заключительной фазе интрузивного магматизма третьего ком-
плекса относятся кварцевые диориты, драгированные на станциях В7-10 и В7-106.
Вулканогенные образования четвертого комплекса существенно отличаются от
описанных пород меньшей измепенностыо и, по-видимому, являются существенно
более молодыми. Можно полагать, что они несогласно перекрывают породы перво-
го, второго и третьего комплексов и характеризуют собой новый этап геологического
развития района, который уже не типично геосинклинали 1ый. Судя по химическому
составу пород, они характерны для районов со зрелой корой повышенной мощности.
Очевидно, вулканизм был вызван тектонической активацией района и образованием
глубоких разломов.
С вулканогенными образованиями ассоциируются субвулканические тела
габбро-диабазов и диабазов, описанных в третьем комплексе, которые, видимо, вы-
полняют подводящие каналы.
Подушечные лавы субщелочных базальтов пятого комплекса., драгированные в
основании островного склона желоба, судя по сильной передробленности, граничат
с породами островного склона по разлому и относятся к зоне океанического склона
(рис 110). Таким образом, граница между островной и океанической зонами перехо-
дит здесь не по осевой зоне желоба, а в нижней части его островного склона.
Рис. ПО. Геологическая схема средней часта желоба Волкано: 1 — кайнозойские туфох'енно-
осадочные отложения; 2 туфы основного, реже среднего состава, туффиты, туфогенные алевро
литы, песчаники; 3 - андезиты, бониниты; 4 - рифогенные известняки; 5 карбонатно-кремнистые
отложения; 6 туфы и лавы толеитовых и субщелочных базальтов; 7 - щелочные туфы и лавы
среднего и кислого состава; 8 - пиллоу-лавы субщелочных базальтов; 9 - офиолитовый комплекс
(ультрамафиты, габброиды, базальтовды); 10- условные геологические границы; II - находки ис-
копаемой фауны; 12 - липни геологических разрезов, 13 - ось глубоководного желоба
Следующий этап геологического развит ия рассматриваемой зоны начался после
завершения формирования вулканогенных пород четвертого комплекса. В это время
район испытал интенсивное поднятие и размыв, в результате чего па поверхность
были выведены метаморфические и интрузивные породы первых трех комплексов.
В позднем мелу (сантонкампан) восточная часть района была частично опуше-
на ниже уровня моря и на ней происходило рифообразование (известняки шестого
комплекса).
Возраст описанных магматических и метаморфических пород зоны островного
склона может быть примерно определен по следующим данным. Верхним возрастным
пределом вулканогенной толщи четвертого комплекса служит поздний мел (сантон-
кампан), поскольку этот возраст имеют перекрывающие ее рифогенные известняки
По-видимому, эта толща перекрывается и кремнисто-карбонатными отложениями,
развитыми южнее, па островном склоне желоба Волкано, формирование которых на-
чалось в вала! окинс (Геологическое строение желоба Волкано, 1986). Следовательно,
возраст вулканогенной толщи четвертого комплекса не моложе валанжина. Как уже
отмечалось, эта толща отделена ог подстилающих образований несогласием и пере-
рывом, отвечающим, видимо, значительному возрастному интервалу, в течение кото-
рого район испытал поднятие и размыв не менее чем на 5 км. в результате чего на по-
верхность были выведены интрузивные образования второго и третьего комплексов.
Этим определялся их верхний возрастной предел (гриас-юра). В действительности
же они, судя по степени метаморфизма и аналогии с континентальными массивами,
могут быть древнее.
В палеогене к востоку от рассматриваемого района заложился вулканический
пояс - внешняя дуга Огасавара (Бонин), в котором до олигоцена происходили извер-
жения лав и лавобрекчий двупироксеновых андезитов, бонинитов, реже базальтов
(острова Хахадзима и Тнтцдзима) Имеются данные об абсолютном возрасте этих
пород - 40 млн лет (Tsunakava, 1983). Одновременно с вулканическими извержения-
ми происходило отложение грубозернистых туфогенных песчаников с нуммулитами
Nummulites loninensis. В пашем районе этому периоду соответствуют бонипитовые
лавы и лавобрекчий седьмого комплекса, а также синхронные с ними туфогенно-
осадочные отложения западного склона западного массива плато Огасавара. В олиго-
цене извержения прекратились и произошло формирование рифогспных известняков
с Pallalispira rutteni (Уцдзиэ, Мацумару, 1977).
Около 5-10 млн лет назад эффузивы претерпели термальную активизацию, ко-
торая, но-видимому, была синхронной вулканической деятельности на внутренней
дуге (о-в Нисиносима), где в это время изливались относительно высокощелочные
авгит-оливиповые базалыы, промежуточные между щелочными и толеитовыми
(Юаса,Танаки, 1982).
До середины плиоцена район находился вблизи уровня моря, и только в конце
плиоцена—плейстоцене произошли блоковые опускания, приведшие к формированию
желоба. Эго установлено па гайоте Ябе, расположенном к востоку от о-ва Титидзима,
на котором с середины мела до конца плиоцена происходило накопление мелковод-
ных осадков (Сибэ, 1979), а также подтверждается нашими данными по ст. В7-1, где
с глубины 5200-5000 м были подняты карбонатные осадки с остатками мелководных
бентосных фораминифер (предварительное заключение С.П. Плетнева).
Геологическое развитие океанической зоны шло иначе. Фундамент здесь
не вскрыт, и разрез начинается с толщи подушечных лав субщелочных калисво-
натриевых, реже калиевых (шошонитовых) базальтов, которые известны во всех же-
лобах северо-западного обрамления Тихого океана. От толеитов гавайского типа они
отличаются меньшим содержанием титана и магния, большей окисленностью железа
и более высоким содержанием щелочей и фосфора. Комплекс признаков, в том числе
высокая степень окисления железа, и наличие прослоев туфов и туфолав указывают
на мелководные условия извержений в богатой кислородом среде. Глубинные очаги,
давшие субщелочную базальтовую магму, существовали, очевидно, длительное время
после излияния шаровых лав. В определенных условиях в них могли происходить
дифференциация магмы и последующее формирование щелочных дифференцирован-
ных серий, подобных базальт-трахиг-«антеллеритово<му комплексу желоба Волкано
(Геологическое ст роение желоба Волкано, 1986).
Вулканическая деятельность закончилась в доверхнемеловое время, после чего
начались осадконакопление и рифообразование, продолжавшиеся с перерывами до
раннего плиоцена.
Приведенные данные свидетельствуют о том, что островной и океанический
склоны Идзу-Бопинского желоба принадлежат различным типам геотектонических
структур. Островной склон является частью геосииклииальной области, испытавшей
длительное полициклическое развитие, закончившееся в мезозое. Оно характеризу-
ется развитием типичной для таких областей офиолитовой ассоциации, включающей
набор пород от улырамафитов до кварцевых диоритов.
В юре (?) произошли текгоно-магмагическая активация региона и формирование
толщи эффузивов основного состава. В палеогене на эту зону наложился вулкани-
ческий пояс Огасавара (Бонин) с андезитовым и бонинитовым вулканизмом, связан-
ный с глубинным разломом. Океанический склон, в отличие от основного, характе-
ризуется более стабильными условиями, типичными для жестких структур. Развитые
здесь вулканогенные образования слагают полого залегающую толщу покровного
•пита, формирование которой закончилось, видимо, в юре. В заключительную фазу
вулканизма образовались отдельные сооружения, сложенные щелочными породами,
которые возвышались над базальтами плато в виде отдельных гор (банка Рамапо) и
горных массивов (плато Огасавара). Этот древний вулканогенный рельеф был частич-
но снивелирован абразией, начавшейся в мелу, и карбонатным осадконакоплением на
срезанных абразией вершинах гор, которое с перерывами продолжалось до раннего
плиоцена включительно. В то же время в понижениях между горами и горными мас-
сивами осадки практически не накапливались.
В конце плиоцена-плейстоцене произошли блоковые опускания, в результате
которых па границе между складчатой областью (островной блок) и жесткой плитой
(океанический блок) сформировался гаубоководный желоб.
ЖЕЛОБ ВОЛКАНО
Желоб имеет длину около 350 км и максимальную глубину 9160 м. Морфология
желоба сложная: северная часть длиной около 100 км имеет меридиональное направ-
ление и глубину 5600-5900 м, средняя часть в плане извилистая с расширениями и
пережимами. Глубина желоба и крутизна склонов на этом участке максимальны (соот-
ветственно 8500-9160 м и 15-20°). Далее на юго-восток желоб вновь выполаживается
п расширяется. Южное его окончание на стыке с Марианским желобом нечеткое.
Склоны желоба большей частью лишены осадочного покрова, а в его осевой ча-
сти осадочные отложения имеются лишь в отдельных впадинах, причем мощность их
нс превышает 500 м. Ступенчатый характер склонов обусловлен нормальными сбро-
сами.
Северная часть желоба отделена от Филиппинского моря островной дугой
Кадзан (Волкано), продолжением Идзу-Боиинской дуги, которая состоит из несколь-
ких мелких островов (Нисиносима, Китайо, Ио, Син-Иво-Дзима) и подводных гор
вулканического происхождения, сложенных плиоцен-плейстоценовыми и голоцен-
современными вулканитами андезитового, базальтового и трахитового состава (лавы,
туфобрекчии, туфы, обсидианы). Извержения продолжаются в настоящее время.
Южнее расположены Марианские и Западно-Марианские острова, образующие две
гряды, разделенные Марианским трогом. По строению они сходны с островами дуги
Кадзан (Волкано).
В желобе Волкано проведено 16 результативных драгирований на двух участках
(габл. 43).
Островной склон. На данном склоне п средней части желоба развиты магмати-
ческие образования, а также две осадочные толши (снизу) - кремнисто-карбонатная и
туфогенпо-осадочпая (рис ПО)
Магматические образования драгированы в нижней части склона на станциях
В7-28 и В7-29 (рис. 111). Они могут быть подразделены па два комплекса: интру-
зивный, представленный апогарцбургитовыми серпентинитами, габбро-норитами,
и вулканический, представленный лавами и туфами андезитобазальтов, андезитов,
андезито-дацитов, единичным обломком бонинита, обломками гиалокластитов.
Очень интересно присутствие в образце бонинита микроксеволита габбро-норита,
аналогичного обломкам этих пород, поднятым на ст. В7-29. Этот факт позволяет счи-
тать, что в основании островного склона желоба Волкано по аналогии с островами
Яп, Бонин и островным склоном Идзу-Бони некого желоба находится офиолитовый
комплекс, выше которого располагаются более молодые покровы, сложенные бони-
нитами и эффузивами дацито-андезитовой ассоциации. Абсолютный возраст дацито-
андезитовых лав на Бенинских островах оценивается в 26 млн лет (Kaneoka, 1971).
Поднятые на ст. В7-29 обломки апогарцбургитовых серпентинитов так же, как и сер-
пентиниты Идзу-Бонииского желоба, состоят из псевдоморфоз петельчатого серпен-
тина с магнетитом по оливину и крупных (до 5-7 мм) деформированных призмати-
ческих кристаллов ортопироксена, по краям замещенных биотитом и бесцветным ам-
фиболом. В виде единичных зерен присутствует железистая шпинель. Габбро-нориты
сложены крупными кристаллами Лабрадора (около 60 %), ортопироксена (около 15 %)
и клинопироксена (25 %), имеющими в общем довольно свежий вид.
Среди пород собст венно вулканогенного комплекса преобладают двупироксено-
вые андезиты и их туфы, а другие виды пород - андезитобазальты, андезитодаци-
гы и их туфы - встречаются в подчиненном количестве. Двупироксеновые андезиты
имеют порфировую структуру и пилотакситовую, нередко флюидальпую основную
массу. Вкрапленники и основная масса образованы в основном плагиоклазом, ромби-
ческим и моноклинным пироксеном. Обломки кристаллов того и другого пироксена
встречаются также и в туфах андезитов.
Кремннсто-карбонатная толща, слагающая нижнюю часть склона к югу
ог описанного разреза, имеет мощность не менее 1000 м. В нижней части склона по-
роды псредроблены до состояния милонитов, представляющих собой белую, корич-
невую и желтую тектоническую глину с обломками кремней и известняков (от 0,1 мм
до 5-10 см).
Таблица 43. Результаты драгирования в желобе Волкано
Станция Район Координаты. град., мин Глубина, м Характеристика материала
С UI в.д.
114-45 Средняя часть, океанический склон 24,29 143,39 7800-7600 Крупноглыбовый и щебеночный материал: подушечные базальты, осадочные породы (200 кг)
Н4 46 Тоже 24,14 24,25 143,44 143,36 7900-7600 Щебень подушечных базальтов (5 кг)
Н4-47 -»- 24.06 24,07 143,55 143,56 7720-7200 Два обломка базальтового шлака
Н4-48 -»- 24,08 24,12 143,60 143,01 7000-6800 Глыбы и щебень щелочных базаль- тов, трахитоидов и их туфов (150 кг)
Н4-49 -»• 24,10 24,13 144,03 144,03 6000-5400 Глыбы и щебень сиенитов, щелочных базальтов, трахитоидов и их туфов
Н4-50 -»- 24,13 24,15 144,01 144,01 5000-4000 Глыбы и щебень органогенных из- вестняков, туфов и лав толеитов и субщелочных базальтов
114-55 -»- 24,18 24,20 143,40 143,42 8400-7820 Обломки базальтов и туфов (0,6 кг)
114 54 Островной склон 24,09 24,12 143,33 143,39 8400- 7450 Глыбы и щебень кремнисто- карбонатных пород, тектоническая глина (1000 кг)
Н4-56 -»- 24,12 24,03 143,37 143,37 7400-6200 Об ломки к ремп исто-карбонатных пород и туфов (0,5 кг)
В7-28 -»>- 24,18 24,19 143,27 143,25 6980-6600 Гиалокластиты базальтов, алевроли- ты. мергель, слаболитифицированныс породы (0,3 кг)
В7 29 -»- 24,21 24,22 143,33 143,22 8200-6400 Туфы и лавы среднего и основного состава, бонинит, габбро, гарцбургит, осадочные породы (0,8 кг)
В7-30 Северная часть, островной склон 25,45 25,46 143,13 143,13 5600-5300 Кремнистые породы, извест няки
В7-32 Океанический склон 25,50 25,48 143.19 143,17 5300-4760 Карбонатно-кремнистые породы (30 кг)
137-34 Каньон на океани- ческом склоне 25,40 25,37 143,25 143,26 4000-3200 Органогенные известняки (50 кг)
137-57 Островной склон, перемычки между желобами Идзу-Бо- нииским и Волкано 26,03 26,03 143.19 143,19 3760-3430 Обломки пемзы (20 кг), редкие кусочки слаболитифицировапных песчаников
В7-59 Тоже 25,55 25,59 143,12 143,09 4760- 40000 Обломки слабояитифицирован- пых карбонатных алевролитов (К, коньяк-санто) i)
В составе толщи преобладают кремнистые породы, среди которых выделяются
следующие разности: желтые и розовато-желтые полосчатые и линзовидно-слоистые
с тойкими (от I мм до 3 см) прослойками светло-розовых пелитоморфных известня-
ков; красные, розовые и розовато-серыс линзоввдно-полосчатые (0,5-3 см); светло-
серые полупрозрачные и белые непрозрачные линзовидно-полосчатыс (от 1 мм до
2-3 см); темно-коричневые, с раковистым изломом с линзовидными прослоями бе-
Рис. Ш. Геологические разрезы (1 I, П II) средней части желоба Волкано. Положение и уел.
обозначения см. на рис. 110
лого и светло-розового пелитоморфного известняка (мощность прослоев кремней
1 10 см, известняков 1 5 см); серые и темно-серые полосчатые, с раковистым из-
ломом (мощность прослоев 1—2 см); темно-серые и черные, с раковистым изломом,
переслаивающиеся с белыми тонкослоистыми пслитоморфнымн известняками (мощ-
ность прослоев кремлей 3—5 см, известняков 0.2-2 см).
Кроме того, встречаются, песчаники белые, карбонатные, грубозернистые, неяс-
но слоистые, с мелкими (0.5—2 мм) листочками хлорита на плоскостях напластования:
песчаники белые, карбонатные, от мелко- ло тонкозернистых, алсвритистых, неяс-
но тонкослоистые, с листочками хлорита на плоскостях напластования; известняки
белые, светло-желтые и зеленоватые, пелитоморфпые. плитчатые и неясно тонкос-
лоистые, иногда окремненные, с топкими линзовидными прослоями кремней; опока
белая, неслоистая.
Кремнистые породы состоят из кринтозсрнистооо кремнезема кварц-халцедоно-
вого состава с редкими остатками радиолярий и фораминифер различной сохранности,
с примесью глинистого и карбонатного вещества. Гекс гура обычно микро слоистая,
обусловленная чередованием топких (1,0-2,5 мм) лмнзовндпых слойков чистых крем-
нистых порол, чередующихся с кремнисто-глинистыми и кремписто-карбонатными и
карбонатными слойками, имеюпшми четкие границы.
Кремнисто-глинистые породы, переслаивающиеся с кремнями, представляют
собой однородную непрозрачную массу, представляющую смесь аморфного кремне-
гема с тонким глинистым веществом, в которой встречаются тонкие листочки (0,5-
1 мм) и пятна более чистого кремнистого вещества. Кремнисто-карбонатные поро-
ды отличаются от вышеописанных кремней наличием гпездовидпых и линзовидпых
включений пелитоморфного карбоната (0,05 0,1 мм) и большим количеством остат-
ков радиолярий и фораминифер.
Среди карбонатных пород, переслаивающихся с кремнями, преобладают пелито-
морфные известняки, состоящие из мелких (0,001-0,005 мм) зерен карбоната с очень
небольшой примесью глинистого вещества, образующего тонкие червеобразные ско-
пления. Постоянно присутствует также примесь кремнезема (от 5 до 15—20 %) в виде
округлых и линзовидных выделений размером 0,025-0,15 мм. Наблюдаются посте-
пенные переходы к кремнисто-карбонатпым породам. Встречаются также микрослои-
стые неравномерно зернистые мелкообломочные известняки, состоящие из мелких
(0,05-0,15 мм) обломков пелигоморфпого известняка с нерезкими ограничениями,
окаймленных чистым прозрачным карбонатом, сцементированные комковатым кар-
бонатным материалом. Присутствуют единичные разъеденные зерна полевых шпатов
и разложенные остатки радиолярий и фораминифер.
Карбонатные песчаники состоят из угловатых зерен известняка размером 0,2-
0,5 мм, сцементированных мелкозернистым карбонатом (0.02-0,03 мм) с перекри-
сталлизованными обломками раковин моллюсков и остатками радиолярий и фора-
минифер. Радиолярии, содержащиеся в кремнях и известняках, относятся к четырем
возрастным ассоциациям (определения СВ. Точилиной):
1) ранний мел, валапжин-готтерив, слои с Staurosphaeria trachyostraca — St.
Scptemporata; в кремнистых породах, тонко переслаивающихся со светло-розовыми
нелитоморфными известняками (проба Н4-54/6к), содержатся: Staurosphaera sep-
icmporata (Рагопа), Tricolocapsa sp., Sethocapsa (?) aff. orea Foreman, Dictyomitra aff.
caqpatica Losynjak, Dictyomitra aff. cosmocanica Foreman, Congyiothorax oblongus Yao,
Ullianapora sp.;
2) апт-альб, слои c Acaeniotyle umbilicata, Eucyrtis tenuis; из светло-серых и
белых линзовидно-нолосчатых кремнистых пород определены: Cenellipsis sp. - до-
минант, Acaeniotyle diaphorogona Foreman, C. umbilicata (Rust.), Holocryptocanium
japonicum Nakaseko, Dictyomitra albiensis Aliev, D. formosa Squinabol, D. produstra
Aliev, Pseudodictyomitra caipatica Losynjak, Tripilidium (?) dendrocanthos Squinabol;
3) ранний-поздний мел, альб коньяк; слои с Holocryptocanium geysersensis; в
згой ассоциации, кроме единичных видов-индексов зоны, присутствуют также не-
сколько экземпляров Dictyomitra sp., Cryptamphorella sp.;
4) поздний мел, кампан-маастрихт; слои с Gongylothorax barbui, ассоциация
содержит вид-индекс, а также Acanthosphaera sp., Dictyomitra veneta (Squinabol),
Gongylolhorasx sp., Lithocampae sp.
Приведенные виды характерны для верхнемеловых отложений пояса Симато в
Японии.
Более позднее детальное изучение комплексов радиолярий из рассматриваемых
изложений, выполненное О.Л. Смирновой (2005), показало, что первые три ассоциа-
ции принадлежат одной возрастной группе. О.Л. Смирнова выделила более 90 таксо-
нов, идентифицированных па видовом уровне, что позволило сузи ть возрастной диа-
пазон до позднего баррсма-раппсго апта. По ее заключению, эти комплексы наиболее
близки к комплексам радиолярий из наземных баррем-аптских разрезов Западного и
Восточного Тезиса, что указывает на существование в раннем мелу широких палео-
географических связей между Тихим океаном и океаном Тетис
Кроме раннемеловых радиолярий хорошей сохранности, в описываемых от-
ложениях встречаются немногочисленные остатки переотложенных среднеюрских
(байос-бат) радиолярий плохой сохранности зоны Tricolocapsa сопеха, известной из
наземных разрезов континентального обрамления северо-западной части Тихого оке-
ана. Это указывает на существование в раннем мелу поблизости от рассматриваемого
района участков суши (очевидно, островов), подвергавшихся размыву.
Содержащиеся в рассматриваемой толще комплексы радиолярий характеризу-
ют относительно мелководные условия осадконакопления в меловой период, а на-
личие родов Hongylothorax, Dictyomitra и некоторых Lithocampe указывает на тем-
пературы водных масс, близкие к современным температурам вод тропических
областей. Породы, слагающие эту толшу, вероятно, представляют собой биогенно-
диагенетические образования, формировавшиеся при слабом привносе терригенного
и вулканогенного материала в период прекращения вулканической деятельности и
пенепленизации суши.
В северной части островного желоба Волкано (рис. ! 12, 113; ст. В7-ЗО; глубина
5600-5300 м) были драгированы мелкие обломки плитчатых серых тонкослоистых
кремней и белых мелкозернистых окремненных известняков, иногда мергелистых,
сходных с породами описанной крсмнисто-карбонатной толщи В отдельных облом-
ках известняки существенно фосфатизированы. Поднят также обломок дресвяника,
состоящего из мелких обломков песчаников, заключенных в глинистом цементе.
Туфогенио-осадочная толша (см. рис. 113; ст. И4—57; глубина 6600-6380 м) име-
ет мощность более 500 м. Опа состоит из зеленовато-серых алевритовых витрокла-
стических туфов и гл инистых туффитов. Туфы песлоистые, пятнистые, пористые,
состоят из мелкоалевритовых зерен бесцветного вулканического стекла с небольшой
(1-2 %) примесью псаммитовых обломков андезит обазальтов и алевритовых зерен
плагиоклаза, кварца, редко пироксена, амфибола и биотита. Глинистые туффиты не-
слоистые, плохо сортированные, пятнистые. Состоят из мелкочешуйчатого слабо
двупреломляющего материала, представленного в основном заносистыми осколками
бесцветного вулканического с текла алевритовой размерности, непрозначными пепло-
выми частицами, обломками (0,02-0,25 мм) андезитобазальтов, плагиоклазов, редко
пироксена. Определимых органических остатков в породах этой толщи не обнаруже-
но. Аналогичные по составу отложения на островном склоне Идзу-Бонинского жело-
ба имеют, как уже отмечалось, палеогеновый возраст. Формирование толщи проис-
ходило в период активной вулканической деятельности и усиленного терригенного
сноса с прилегающей суши.
Океанический склон желоба имеет ступенчатое строение. Средняя крутизна
его 10°, на отдельных уступах - до 30° В строении склона принимают участие пять
комплексов пород (снизу):
1) субщелочпых подушечных лав базальтов;
2) туфов и лав щелочной сильно дифференцированной серии;
3) туфов и лав базальтов толеитовой и субщелочной серий;
4) органогенных известняков,
5) слабо литифицироваппых туфогенно-осадочных отложений.
Первый комплекс драгирован в нижней части океанического склона в интерва-
ле глубин 8400 7500 м (см. рис. 111; станции Н4--45, 46, 47, 55). В его составе пре-
обладают базальты темно-серые, массивные, порфировые и афировые с умеренным
количеством нор. Во многих обломках хорошо различаются стекловатые корки за-
калки красновато-бурого цвета. Перпендикулярно к поверхности корок в ряде глыб
и обломков располагаются цепочки удлиненных (до 2 см) узких пор, не заполненных
вторичными минералами и представляющих собой, по-видимому, пути прорыва газов
из затвердевших лавовых подушек. Более мелкие (до 1 мм) поры округлой формы
обычно заполнены бурыми окислами железа и зеленоватыми чешуйчатыми агрегата-
ми минералов группы смектита.
143°
Рис. 112. Расположение геологических станций в северной части желоба Волкано. Усл. обо-
значения см. на рис 110
Основная масса породы имее т интерсертальную структуру, т.е. сложена тонкими
лейстами плагиоклаза, в промежутках между которыми заключены выделения тон-
копризматического клинопироксена и стекла, нацело замещенные бурыми окислами
железа и чешуйчатыми агрегатами смектита. В основной массе наблюдаются гломе-
в
Рис. //j. I'wioi >1ческие разрезы северной части желоба Волкано Положение см на рис. 112
\сл ебозначения ем на рис 110 Подошва осадочной голши и разломы на профиле I I показаны но
иниым НСП. на профите П-П по аналогии с профилем I-I
ропорфмровые выделения плат иоклаза и оливина, нацело замешенные боулингитом.
или сростков обоих минералов. Величина таблиц плагиоклаза и призмочек оливина
до 0.8 мм. а гломеровндных выделений - до 2 мм. Плагиоклаз как в фенокристах, так
и в основной массе в верхней части толщи (ст. Н4-45) почти нацело замещен совер-
шенно прозрачным калиевым полевым шпатом без микроклиновой решетки, вероят-
но адуляром. В менее нарушенных участках (ст. 114-46) по плагиоклазу развивается
преимущественно смсктиг. В нижней части (ст. 114-55) степень изменения пород за-
метно убывает: калиевый нолевой шпат отсутствует, плагиоклаз умеренно замешен
смектитом, в значительной мерс от замещения сохраняется клинопироксен.
Базальты самой глубокой станции (Н4-55) отличаются преобладанием калия над
натрием, сравнительно невысоким содержанием титана и в общем низким содержани-
ем магния. Эти особенности состава указывают на принадлежность базальтов к шо-
шонитовой серии, характерной для островных дуг. Базальты других станций (Н4-46 и
114 -45) имеют повышенное содержание титана и натрия, причем в образцах, где мало
адуляра, натрий преобладает над калием. Это позволяет относить базальты, поднятые
на станциях 114-45 и 114-46, к субщелочным натриевым и натрисво-калиевым базаль-
там. Как в шошонитах, так и в субщелочных базальтах отсутствуют нормативные не-
фелин и оливин и присутствует нормативный кварц. Отсутствие нормативного оли-
вина, несмотря на наличие в породах псевдоморфоз по этому минералу, так же, как и
резкое преобладание грехвалентного железа над двухвалентным, связано с сильным
вторичным изменением пород, протекавшим под воздействием богатой кислородом
и слабо нагретой морской воды. Следствием этого процесса является также выщела-
чивание из шошонитов и щелочных базальтов фосфора и переотложение его в форме
фторсодержащего апатита в ассоциации сдиоктаэдрическим смект итом, гидрослюдой,
цеолитом (гмеленигом), кальцитом, кварцем. Содержание фосфора в базальтах с ме-
тасоматическим апатитом поднимается до 6,7 % P,OS. Здесь же (ст. 114-46) встречены
мелкие обломки бледно-розового цвета, почти полностью сложенные апатитом. Все
породы характеризуются повышенным содержанием как литофильных, так и сиде-
рофильпых микроэлементов, что свойственно субщелочным базальтам океанических
островов. По содержанию породообразующих окислов и микроэлементов к базальтам
первого комплекса очень близки базальты океанического склона Марианского желоба
(Геология дна Филиппинского моря, 1980). Некоторые образцы их имеют такие же по-
вышенные концентрации фосфора, как и базальты желоба Волкано, те. содержат, ве-
роятно, метасоматическую апатитовую минерализацию. Определенное сходство вы-
является также при сравнении описываемых базальтов и подушечных субщелочных
базальтов вала Зенкевича, где также замечаются породы с калиевой (шошонитовой) и
натриевой тенденциями состава (Геологическое строение желоба Волкано, 1986).
Кроме вулканогенных пород, в составе этого комплекса встречаются прослои
туфогенных кремнисто-глинистых пород с примесыо карбонатного материала, плит-
чатые обломки которых (около 200 кг) были драгированы на ст. И4-45 (интервал дра-
гирования 7800-7600 м). Из этих пород О.Л. Смирновой (2005) определен комплекс
раннемеловых радиолярий (поздний баррем-рашшй апт), аналогичный выделенному
из кремнисто-карбопагных отложений островного склона (ст. Н4-54) и южного за-
мыкания Идзу-Бонипского желоба (ст. В7—5). Ранее этот комплекс считался поздне-
юрским (Васильев, 1992).
Второй комплекс (туфы и лавы щелочных эффузивов), залегающий па глубинах
примерно от 7000 до 5400 м (ст. 114-48,49), представлен разнообразными породами и
имеет, вероятно, очень сложное строение. Мощность комплекса около 2000 м. Нижняя
часть его (ст. Н4-48) сложена преимущественно лавами и литокристаллокластически-
ми туфами и гуфобрекчиями трахитоидов и подчиненными лавами щелочных базаль-
тов. В верхней части комплекса (ст. Н4-49) преобладают туфы щелочных базальтов
и 1рахитоидов, подчиненное положение занимают лавы этих пород. 'Гуфы и лавы ба-
зальтоидов и трахитоидов находятся в виде многочисленных остроугольных обломков
(около 800 кг в драге ст. Н4-49) и крупных глыб (размером до 50x30x25 см), коренное
происхождение которых по вызывает сомнения. Вулканические породы представля-
ют типичную непрерывную натриевую серию, дифференцированную от щелочных и
субщслочных базальтов до пантеллеритов и трахириолитов. Промежуточные члены
этой серии - гавайиты, муджисриты, бепмореиты, трахиты, трахидациты - различа-
ются но количественному соотношению полевых пшатов и темноцветных минералов,
по составу плагиоклаза, содержанию гетрогенных окислов и акцессорных элементов.
Кроме того, обнаружены меланократовые сиенит-порфиры, вероятно, представляю-
щие собой субинтрузивную фацию щелочных базальтов.
По парагенезису пород второй комплекс желоба Волкано аналогичен щелочно-
му комплексу Гавайских островов, который принимается как эталон непрерывной
дифференцированной серии щелочного или субщелочпого состава. Ыа Гавайях и в
Императ орском хребте эта серия находи гея в тесной ассоциации с резко преобладаю-
щими (до 99 % по объему) толеитами гавайского типа и связывается с дифферен-
циацией исходной магмы щелочного пикробазальтового состава. При драгировании
желоба Волкано пи толеитов гавайского типа, ни никробазальтов не было встречено
Другое различие дифференцированных серий желоба Волкано и Гавайских островов
заключается в количест венных соотношениях пород основного, среднего и кислого
состава. Так, если на Гавайях породы основного состава преобладают, то в желобе
Волкано трахиты и пантеллериты распространены примерно в такой же степени, как
и базальты.
Щелочные и субщелочныс базальты, микроскопически не различимые, находят-
ся в виде крупных глыб и угловатых обломков различного размера, вплоть до мелкой
щебенки, которая преобладает. Цвет пород от почти черного с зеленоватым оттен-
ком до темно-серого, иногда с зеленоватым или коричневым оттенком. Встречаются
как массивные, гак и пористые разности с порфировой и афировой структурами.
Порфировые выделения представлены таблитчатыми зернами плагиоклаза (длиной
от 0,8 до 10 мм) и титан-авгита (длиной до 0,3 мм), редко щелочным пироксеном с
зеленовато-желтыми цветами плеохроизма типа эгирина. Основная масса гиалоци-
литовой и интерсертальной структуры сложена бурым стеклом, в котором беспоря-
дочно распределены зерна оливина, большей частью замещенного смектитом, свеже-
го титан-авгита и плагиоклаза с примесью апатита (тонкие иголки в плагиоклазе) и
рудного минерала. Пироксен основной массы и вкрапленников часто корродируется
щелочным амфиболом типа арфведсонита. По с гсклу развиваются смектит и кальцит.
Щелочные и субшелочпые базальты имею! умеренное содержание гитана, щелочей
(с четким преобладанием натрия над калием), фосфора и редких элементов группы
тигана -- циркония и ниобия. Содержание стронция и бария повышенное, близкое к
концентрациям в базальтах первого комплекса, а содержание никеля и хрома заметно
ниже, чем в последних. Различия химического состава щелочных и субщелочных ба-
зальтов проявляются при сравнении их минеральных норм: для щелочных базальтов
характерно присутствие нормативных нефелина и оливина, в пересыщенных кремне-
кислотой разностях субщелочных базальтов появляется нормативный кварц.
Гавайи гы представлены крупнопористыми до шлаковых порфировыми и афиро-
выми разностями темной окраски с коричневыми оттенками. Среди вкрапленников
находятся таблицы кислого или среднего плагиоклаза (до 8 мм) и более редко титан-
авгита (до 0,3 мм). Плагиоклаз сильно замещен цеолитом (филлипсит), смектитом
и лейкоксеном. Цеолит и смектит заполняю! также поры в основной массе породы.
Она имеет гиалопилитовую и интерсертальную струкзуру и сложена бурым изменен-
ным стеклом, в котором беспорядочно распределены микролиты плагиоклаза и более
крупные таблички плагиоклаза и подчиненного клинопироксена. Присутствует боль-
шое количество акцессорных минералов, включенных главным образом в плагиоклаз.
Это в значительной мерс замещенные лейкоксеном пластинки ильменита, вытянутые
вдоль двойниковых швов, конвертовидные зерна сфена, иголочки апатита.
Состав гавайитов характеризуется повышенным содержанием кремпекислоты,
титана, щелочей, фосфора, рубидия, бария, циркония, ниобия при пониженном со-
держании кальция, магния, никеля, кобальта и хрома.
Муджиериты и бенмореиты, макроскопически не различимые, представляют со-
бой породы более светлой окраски, чем базальты и гавайиты. В большинстве случаев
цвет их серый, коричневый, светло-серый и даже кремов ый, как у трахи гов. Количество
пор и их размеры непостоянны. Имеются порфировые и афировые разности. Среди
вкрапленников находятся кислый плагиоклаз и титан-авгит. Основная масса в муд-
жиеритах имеет гиалопилитовую структуру, иногда с флюидалыюй ориентировкой
микролитов кислого плагиоклаза, как бы обтекающих поры. Для бенморситов наря-
ду с гиалопилитовой характерна грахитоидная структура основной массы. В основ-
ной массе, сложенной бурым стеклом, вместе с кислым плагиоклазом присутствуют
клинопироксен и санидин. Различия химизма пород выражаются главным образом о
уменьшении содержания магния и увеличении содержания железа при переходе от
муджмеризов к бснморситам, что, несмотря па близкое содержание кремпекислоты,
титана, щелочей и микроэлементов, указывает на остаточный характер бенмореитово-
го расплава по отношению к муджиеритовому.
Трахиты и трахидациты выделяются светлыми окрасками, чаще кремовых от-
тенков, шершаво-плотной (трахитовой) основной массой, незначительным количе-
ством вкрапленников. Вкрапленники представлены альбитом. Основная масса сло-
жена разложенным стеклом и зернами двух размерностей - микролитами и лейстами.
Среди микролитов различаются альбит и желтый амфибол типа арфведсонита. Среди
лейст наблюдаются альбит, санидин (изометричные зерна неправильной и квадрат-
ной формы), редкий клинопироксен, кварц (неправильные выделения в интерстициях
зерен других минералов). В небольшом количестве присутствуют рудный минерал и
апатит.
В составе пород по сравнению с бенмореитами резко возрастает содержание
кремнекислоты и натрия, а также бария (трахиты), циркония, ниобия, уменьшается
содержание титана, железа, кальция, фосфора, стронция.
Пантеллериты и трахириолиты преимущественно массивные, плотные, афиро-
вые, реже порфировые породы зеленовато-серой, светло-серой, розовато-кремовой
окраски. В шлифах породы имеют трахите идную структуру, при которой лейсты аль-
бита более широкие, с менее четким параллельным расположением, чем при типич-
ной трахитовой структуре, а калиевый полевой шпат (санидин) чаще образует изоме-
(рические зерна (в шлифе - квадратные и прямоугольные формы). Цветные минералы
в основной массе представлены щелочным амфиболом, арфведсонитом и редко керсу-
гитом, находящимся в сростках с арфведсонитом. Степень идиоморфизма минералов
уменьшается в последовательности: альбит, амфибол, санидин. Последним выделял-
ся кварц, заполняющий интерстинии между зернами всех более ранних минералов. В
пантеллеритах он присутствует в небольшом количестве, в трахириолитах его больше.
Редкие небольшие (в среднем 0,1-0,2 мм, иногда до 1 мм) вкрапленники образованы
альбитом, санидином, а также клинопироксеном. Из акцессорных минералов присут-
ствуют апатит и циркон (включения во всех породообразующих минералах), в неболь-
шом количестве рудный минерал, большей частью, вероятно, ильменит, в различной
степени замешенный буроватым лейкоксеном. Химический состав пантеллеритов и
трахириолитов характеризуется высоким содержанием кремнекислоты (до 72 %) и
щелочей (до 10 %) при пониженном содержании алюминия, железа, магния, титана,
фосфора и почти полном отсутствии кальция. Высокая щелочность пород обусловли-
вала пониженное содержание кварца в пантеллеритах, но в трахириолитах, где содер-
жание натрия надает, его количество уже приближается к нормальному для гранитов.
Характерна высокая концентрация таких микроэлементов, как рубидий, цирконий,
ниобий. В то же время содержание стронция и бария в породах очень низкое. В слу-
чае стронция это связано, очевидно, с крайней бедностью пантеллеритов кальцием.
Низкое же содержание бария можно объяснить тем, ч то пантеллеритовый расплав яв-
лялся остаточным дифференциалом трахитовой магмы, при кристаллизации которой
происходило максимальное фракционирование бария с накоплением его в трахитах.
Туфы, занимающие значительный объем во втором комплексе, большей частью
относятся к типу лигокристаллокяастических. Они состоят из обломков (от 1—2 мм
до 5-10 см) различных базальтов и трахитоидов, феннокристаллов минералов, глав-
ным образом плагиоклаза, которые сцементированы стекловатой массой бурого или
зеленого цвета, содержащей многочисленные кристаллиты, слабо просвечивающиеся
в шлифах.
Меланократовые сиенит-порфиры (габбро-сиеиит-порфириты) подняты на ст.
114-48 в виде двух крупных (30 х 30 х 25 см) глыб остроугольной формы со свежими
сколами, это, очевидно, отторжении от коренного выхода субинтрузивного тела - дай-
ки или штока. Порода свегло-бурого цвета с розовым оттенком, обладает отчетливой
градационной полосчатостью с чередованием полос (5-6 см) порфировых и афировых
разнос гей. Вкрапленники (до 3 мм) сложены плагиоклазом. Основная масса представ-
лена агрегатом интерсертальной структуры: между тонкими таблицами плагиоклаза
длиной до 1 мм находятся участки, сложенные сростками лейст плагиоклаза с зер-
нами калиевого полевого шпата с псевдоморфозами смектита ио оливину, а также
раскрис галлизованным стеклом. Последнее имеет структуру, напоминающую сагени-
товую решетку ильменита, только здесь между игольчатыми кристаллами, нацело за-
мещенными бурым веществом, находятся микролиты плагиоклаза. Плагиоклаз заме-
щается калиевым полевым шпатом, филлипситом, по всей породе развиваются много-
численные выделения карбоната, имеющего в проходящем свете буроватую окраску,
что указывает на присутс твие в составе минерала железа. Химический состав пород
указывает на родство их со щелочными (пефелинпормативными) базальтами.
Третий комплекс представлен псефитовыми и псаммитовыми туфами толеито-
вых и субщслочиых базальтов и подчиненными им лавами этих пород. Туфы подняты
в виде крупных обломков и глыб размером до 70 х 40 х 30 см, базальты - в виде об-
ломков неправильной формы (клиновидные фрагменты и стекловидные корки лав не
наблюдались). Мощность комплекса около 500 м.
Толситовые базальты распространены преимущественно в виде обломков в ту-
фах. Цвет их зеленый различной интенсивности и оттенков, текстура порфировая и
афировая. Вкрапленники образованы плагиоклазом. Основная масса толеитовой или
интерсертальной структуры сложена в основном лейсгами плагиоклаза, среди кото-
рых находятся участки светло-зеленого стекла и зернышки клинопироксена. Из вто-
ричных минералов распространены кальцит, смектит, бурые окислы железа.
Субшелочпые базальт ы представляют собой массивные, иногда крупнопористые
до шлаковых породы очень темной, почти черной окраски Поры и трещинки в ба-
зальтах нередко заполнены кальцитом, а па поверхности обломков нарастают участки
органогенных известняков. 'Гекстура базальтов афировая и порфировая с вкраплен-
никами плагиоклаза (до 5 мм) и редкими мелкими вкрапленниками клинопироксена.
Основная масса гиалопилитовая, состоит из темпо-бурого непросвечивающего стекла,
в котором беспорядочно распределены микролиты и лейсты плагиоклаза. В породах
с интерсертальной и долеритовой основной массой промежутки между таблицами
плагиоклаза заполнены клинопироксеном, иногда в сростках с зернами оливина, за-
мешенного боулипгитом. Почти но всех шлифах наблюдаются мелкие листочки био-
тита, обраст ающие таблички плагиоклаза и включенные в стекле. Вторичные минера-
лы - смектит, кальцит и глауконит.
Туфы базальтов представлены двумя видами: лигокристаллокластическими и
кристалловитрокластичсскими (гиалокластичсскими). Туфы первого вида сложены
обломками темпо-зеленых толеитов и темно-серых субщслочиых базальтов, облом-
ками стекла и кристаллов плагиоклазов, которые сцементированы стеклом, в различ-
ной степени раскристаллизоваппым и замещенным вторичными минералами. В jy-
фах, окрашенных в зеленую гамму цветов, преобладают обломки толеитов, а обломки
ст екла и стекловатый цемент имеют зеленоватую окраску. В туфах же бурого цвета
обломки сгекла и стекловатая масса окрашены в бурые тона. Среди вторичных ми-
нералов, интенсивно замещающих стекло обломков и основной массы, различаются
кальцит, сместит, глауконит, кварц. Наиболее значительное количество вторичных
минералов наблюдается в гиалокластитах.
Базальты характеризуются выдержанным преобладанием натрия над калием,
повышенным содержанием титана, циркония и ниобия, присутствием разностей с
пониженным содержанием натрия и титана, т.е переходных к толеитам. Последние
отличаются очень низким содержанием бария, что характерно для толеитов срединно-
океанических хребтов. Однако весьма значительная степень изменения как туфов,
гак и лав толеитов, обусловившая, вероятно, повышенное содержание калия в них
и обшее резкое снижение концентраций всех микроэлементов, не позволяет сделать
определенного заключения об исходном составе и типе пород.
Среди драгированного материала третьего комплекса встречаются обломки
плотных пород бурого цвета, сложенные скрытокристаллическим апатитом с при-
месью карбоната, смектита, гидроокислов железа. Состав этих пород отличается от
апатитовых пород гидротермально-метасоматического происхождения высоким со-
держанием гриокиси железа, углекислоты, иттрия и лантана.
Четвертый комплекс представлен в основном карбонатными отложениями
двух фаций. Рифогенная фация мощностью до 500 м развита спорадически, венчает
вершины отдельных подводных гор (ст. Н4-50). Она представлена органогенными из-
всстпяками.
Известняки белые и светло-желтые, крепкие, кавернозные, состоят из остатков
кораллов и моллюсков (головоногих, брюхоногих и двустворчатых) и пелитоморфио-
। о карбонатного вещества. Встречаются также оолитовые известняки, состоящие из
мелких (0,1—1,5 мм) оолитов с концентрическим строением, в центре которых наблю-
даются обломки известняка. Оолиты цементируются тонкозернистым (0,01-0,1 мм)
карбонатным цементом базального типа. Брюхоногие моллюски, по определению
В.Д. Худика, представлены родами Epitonium и Terebra, достоверно известными с
раннего палеогена. Первый род часто встречается в составе коралловых сообществ
тропической и субтропической области Западной Пацифики; моллюски второго ряда
характерны для бентосной фауны тропических вод региона. Ядра двустворчатых мол-
люсков относятся к роду Mactra, известному от мела и доныне как типичный элемент
бентосной фауны (преимущественно прибрежных) субтропических зон Пацифики.
Палиноспектр из известняков, изученный В.С. Маркевич, представлен в основ-
ном (98 %) спорами I.eiot-riletes, Polypodiacidites, Clcicheniidites и Osmundaciditcs.
Встречаются также единичные зерна голосеменных Araucariaciditcs, таксодиевых и
сосен. Кроме того, встречаются разнообразные водоросли (в том числе диатомовые
рода Coscmodiscus), спикулы губок, хитин и крупные обрывки растительных тканей.
Таким образом, палеонтологические и палинологические определения ле позволяю!
уверенно датировать возрас т известняков. Однако по ряду признаков, в том числе по
степени минерализации споровых оболочек и общему их древнему облику, можно по-
jjaraib, что седиментация происходила в позднемеловое время. Хорошая сохранность
споровых оболочек, частая встречаемость спор в виде не распавшихся скоплений,
мелководный характер моллюсков и большое количество крупных обрывков расти-
тельных тканей хорошей сохранности свидетельствуют о том, что формирование из-
вестняков происходило в условиях прибрежной зоны.
Пелагическая фация мощностью до 1000 м слагает океанический склон желоба в
его северной части, а также перемычку между желобами Волкано и Идзу-Бонипским.
В ее составе преобладают фораминиферо-кокколитовые известняки с желваками и
линзами кремней. Они драгированы на станциях В7—32 (глубина 5300-4760 м) и В7-
34 (глубина 4200 -3200 м).
Среди карбонатных пород наиболее распространены белые плотные мелоподоб-
ные известняки, реже встречаются серые мягкие глинистые известняки и мергели.
Породы состоят из микрозернистой кальцитовой массы, в которой рассеяны скелеты
мелких планктонных форамипифер различной сохранное!и, иногда замещенные каль-
цитом скелеты радиолярий, а также кольцевые формы кокколитов. Кроме низкомаг-
незиального кальцита, слагающего основную массу породы, в незначительном коли-
честве присутствуют халцедон, опал, алеври голые зерна плагиоклаза, вулканических
стекол и кварца, глинистые комочки, единичные зерна гетита, гематита, обломочки
железомарганцевых корок и микрокопкреций. Среди известняков обнаружены также
калькарениты, состоящие из обломков известняков с неровными краями (0,1-0,2 мм),
эллиптических пеллстов из микрозсрнистого и коллоидально-зернистого кальцита (до
35 %) и раковин форамипифер (до 5 %), сцементированных микрозернистым кальци-
том Обломки частично представлены фрагментами створок моллюсков и панцирей
иглокожих
Кремневые породы встречаются в виде желваков неправильной формы с глад-
кими округлыми краями (размером до 30 х 15 х 10 см) линз и линзовидных пластин
(0,5-7 см). Продукты их дробления - остроугольные обломки, в изобилии присут-
ствующие среди драгированного материала. Резко преобладают серые кремни, зна-
чительно реже встречаются серые известковые и известковистые кремни и красно-
коричневые яшмы.
Макротекстуры кремней обычно пятнистые и линзовидпо-слоистые. Контуры
пятен и линз причудливы, размер от первых миллиметров до первых сантиметров, а
сами они фиксируют неравномерное развитие окремнения в биотурбированиом кар-
бонатном или кремнисто-карбонатком осадке. Неоднородности микротекстур, наблю-
даемые в шлифах, обусловлены наличием в кремнях бурых известковистых участков,
остатков форамипифер, сохранивших известковые скелеты или заместившиеся крем-
неземом и часто импрегнировапныс аморфными гидроокислами железа и глинистым
веществом, что обусловливает бурые и буро-желтые цвета этих участков. Породы ми-
крозернистые, с размером зерен основной массы 0,001-0,005 мм. Встречаются участ-
ки с коллоидально-зернистой (менее 0,0001 мм) структурой.
По данным рентгеновского дифрактометрического изучения, в минеральном
составе кремней преобладает кварц, в подчиненном количестве находится кальцит.
Опал-КТ в породах практически отсутствует, что свидетельствует о завершенной
степени диагенетической трансформации кремнезема и достаточной древности по-
род. Свободный кремнезем находится в виде зернистой кварц-халцедоновой массы с
волнистым или облачным угасанием изометричных зерен, а также в виде лучистых,
сноповидных и сферолитовых агрегатов халцедона. Из второстепенных компонентов
в количестве менее 2-3 % отмечаются гидроокислы железа, мелкие зерна гематита (в
яшмах), железомарганцевые хлопьевидные выделения и микроконкреции, агрегатные
скопления смектита, единичные кристаллы пироксенов.
Органические остатки в силицитах представлены целыми и полурастворенными
раковинками фораминифер (размером 0,08-0,32 мм), среди которых С.П. Плетневым
установлены верхпемеловые планктонные Archacoglobigenna sp. Круглые и кониче-
ские формы (0,05-0,22 мм), выполненные более крупнозернистым, чем в основной
массе, кварцем, принадлежат радиоляриям и, возможно, диатомеям.
Известковистые и известковые кремни представляют группу пород, промежу-
точную по составу между кремнями и известняками, содержащих кальцит соответ-
ственно от 5 до 25 и от 25 до 50 %. Основной компонент известковистых и известко-
вых кремней - микрозернисгый кварц (халцедон) - слагает более 50 % объема пород.
Структурные и минералогические черты, отмеченные выше для кремней и яшм, харак-
терны также и для этих пород. Отмечается лучшая сохранность и большее количество
раковин фораминифер в известковистых и известковых силицитах, чем в кремнях.
Камеры их выполнены микрозернистым и коллоидально-зернистым кварцем и каль-
цитом, а стенки камер частично замешены халцедоном и частично сохраняют первич-
ный известковый состав. Внутри камер фораминифер наблюдаются глобули диаме-
тром 10-15 мкм и скопления глобуль халцедона и опала. Встречаются разновидности
износ псовых силидитов с обломочной структурой, где средние и крупные песчаные
зерна представлены фрагментами раковин моллюсков, кораллов, известковых водо-
рослей, а также пеллетами, обломками спикул кремневых губок, раковин планктон-
ных и бентосных фораминифер. радиолярий и других организмов и сцементированы
глинисто-кварцевым микрозернистым материалом. Текстуры, структуры и состав этих
известковых кремней позволяют предполагать, что первичный осадок представлял
известковые турбидиты. Большинство силицидов кремнево-карбонатного комплекса
это продукты диагенетической сегрегации кремнезема, происходившей в первич-
но относительно однородном пелагическом кремнисто-известковом радиолярисво-
кокколит-форамипиферовом иле. Достоверные панцири диатомей в шлифах нс най-
дены, возможно, из-за нестойкости их в диагенезе. Однако не исключено, что кремне-
зем диат омовых водорослей играл существенную роль в формировании окремнелых
участков в известняках и кремневых желваков и линз. Описанная толща, по-видимому,
синхронна крсмнисто-карбонатной толще островного склона, для которой, как указы-
валось, установлен возраст от валамжина до Маастрихта включительно
Пятый комплекс предс тавлен слабо нотифицированными туфогепно-осадочны-
мп отложениями кайнозойского возраста, которые были драгированы с нижней части
океанического склона на ст. Н4 -45 с глубины 7800-7500 м вместе с вулканогенными
породами первого комплекса, описанными выше. По-видимому, туфогенио-осадочныс
породы несогласно залегают па вулканогенных в виде маломощных линз. Они пред-
ставлены туффитами, туфами и зуффвтовыми глинами. Туффиты коричневые, буро-
ватые, массивные, псслоистые, с рассеянными мелкими включениями пемзы (0,1-
2 мм). Обломочная часть породы (30 -40 %) представлена угловатыми и оскольчатыми
зернами (0,02—0,3 мм) андезин-лабрадора часто в оболочке из вулканического стекла
и эффузивных пород. Среди последних преобладают темные, почти непрозрачные
мелкопузырчатые базальты, иногда с микролитами плагиоклаза, и измененные разно-
сти с микролитовой структурой. Реже встречаются зерна пироксена, амфибола, квар-
ца, разложенного туфа и вулканического стекла. Цементирующая масса представлена
почти изотропным глинистым веществом, насыщенным топким вулканическим мате-
риалом - рогульчатыми, занозистыми и серповидными обломками бесцветного про-
зрачного стекла и мутными полуразложенными пепловыми частицами. Встречаются
единичные обломки раковин радиолярий и спикул, губок. Глинистое вещество, по
данным рентгеновского анализа, полностью состоит из монтмориллонита.
'Гуфы пепловые, зсленовато-ссрые и светло-ссрыс, слоистые состоят из тонких
(0,1-5 мм) линзовидных прослоев псаммитовых и алевритопслитовых разностей
Обломочная часть представлена осколками вулканического стекла, пепловыми части-
нами, обломками кристаллов плагиоклаза и редко клинопироксена. В туфах и туффи-
тах встречаются остатки диатомей, характерных для неогена.
Таким образом, изложенный фактический материал позволяет наметить основ-
ные чер ты геологического развития изученного района. Обращает на себя внимание
резкое различие в строении океанического и островного склонов желоба Волкано.
Здесь удалось более детально изучить океанический склон, имеющий специфическое
строение.
Развитие внешней (океанической) зоны прослеживается начиная с излияний
подушечных лав субщслочиых, иногда калиевых (шошонитовых), но чаще калиево-
нат риевыс базальтов, которые драгированы не только в желобе Волкано, но и в целом
ряде районов на всем огромном протяжении зоны глубоководных желобов от вала
Зенкевича до южного окончания Марианского желоба.
Развитие вулканизма, последовавшего после форсирования голши субшелочных
шаровых базальтов, происходило в различных районах Западно-Тихоокеанского ре-
гиона по-разному. В большинстве случаев оно выражалось в извержениях шаровых
лав базальтового, реже трахитового, субщелочного, в меныней степени щелочного со-
става. Район желоба Волкано отличается от этого общего направления магматической
эволюции широким спектром составов эффузивов и очень высокой экспяозивпостыо
вулканизма.
Во втором комплексе получили необычно широкое распространение продукты
среднего и кислого состава, вплоть до пантеллеритов и трахнриолитов, причем объем
лав находится в резко подчиненном положении по отношению к объему различных
пирокластических образований. Извержения происходили в наземной обстановке, на
что указывают их эксплозивный характер, псстроцветиый состав пород и их интенсив-
ное окисление. Вулканиты второго комплекса впервые обнаружены в пределах океа-
на. Представляется, что процесс непрерывной дифференциации базальтовой магмы с
накоплением существенного объема кислых расплавов мог эффективно протекать в
условиях тектонически спокойной обстановки, в камерах значительной вертикальной
протяженнос ти, под достаточно мощной и хрупкой покрышкой вмещающих пород.
Вулканогенный разрез океанического склона желоба Волкано венчается мало-
мощной пачкой туфов с резко подчиненным количеством лав субшелочных и толеи-
товых базальтов третьего комплекса.
Анализируя полученные данные по петрохимии и геохимии эффузивов второго
и третьего комплекса, мы приходим к выводу, что они принадлежат единой магма-
тической серии. Прослеживая распределение потроганных и акцессорных элементов
литофильной и фемафилыюй групп в породах, можно прийти к выводу, что исходная
магма этой серии была близка по составу к наиболее богатым магнием, хромом и
никелем разностям субщелочных базальтов, отличаясь от них еще большей основ-
ностью, и дифференциация ее происходила по двум направлениям: 1) с накоплением
щелочей и образованием нефелин нормативных щелочных базальтов и мегасиенитов
в камерах с повышенным давлением углекислоты; 2) с одновременным накоплением
щелочей и кремпекислоты и образованием непрерывной дифференцированной серии,
вероятно, в камерах с повышенным давлением воды.
Возраст вулканогенной толщи океанического склона желоба Волкано можно
приближенно определить по следующим данным. Верхний возрастной предел се-ва-
ланжин, поскольку такой возраст имеют перекрывающие данную толщу пелагические
известняки и кремни. Меловой возраст (от раннего до позднего мела) имеют также из-
вестняки, перекрывающие вулканогенные образования на большинстве подводных гор
в северо-западной части Тихого океана (банка Рамапо, район хребта Маркус-Неккер,
Магеллановые горы и др.). Кроме того, весь поздний мел начиная с кампана и конец
раннего мела (до апта включительно) характеризуются нормальной полярностью маг-
нитного поля, в то время как рассматриваемая нами толща формировалась длительное
время в условиях знакопеременного поля (Линькова, Райкевич, 1985) с частым чере-
дованием фаз прямой и обратной полярности (рис. 114). В конце юры-начале мела в
рассматриваемом районе начались блоковые опускания и формирование кремнисто-
карбоватной толщи, однако они происходили неравномерно. На быстро опускавшихся
участках формировалась пелагическая фация, на стабильных и медленно опускавших-
ся -рифогенная. Микритовые радиоляриево-кокколит-фораминиферовые илы пелаги-
ческой фации отлагались на глубинах ниже поверхности лизоклина и выше критиче-
ской глубины карбон атонакопления. Меньшую роль играл мелководный известковый
раковинный детрит, привнесенный турбидитными потоками. После отложения в боль-
шинстве случаев осадки подверглись биотурбации, которая влияла на локализацию
кремневых стяжений и ход диагенетического кремнеобразования. Количество реакци-
онноспособного органического углерода было достаточным для создания преимуще-
ственно восстановительной среды диагенеза. Лишь в отдельных участках с повышен-
ным окислительным потенциалом было возможно отложение окисных форм железа и
формирование желваков и линз сургучно-красных яшм.
Пелагическая ассоциация мелов, мелоподобных известняков, мергелей, жел-
ьаковых и линзовидных кремней широко развита в мел-палеогеновых отложениях
Гихого океана. Литологически она сходна также с меловыми отложениями Русской
Рис. 114. Магнитные свойства и полярность вулканогенных пород океанического склона же-
лоба Волкано; определения Т.И. Линьковой и М.И. Райкевича (1985): 1,2- полярность намагничен-
ности пород: 1 - обратная, 2 - прямая; остальные усл. обозначения см. на рис. 109
платформы (с глауконит-кремнистой формацией). Толши микритовых сферовых из-
вестняков с конкрециями кремней и известковых кремней известны в платформенных
каменноугольных отложениях Предуралья, а также в геосинклинальиых триасовых
отложениях Сихотэ-Алиня. В последнем случае карбонатно-кремнистая ассоциация
отлагалась на удалении от континентальной окраины, в абиссальной части геосинкли-
нального окраинного моря, в обстановке, до некоторой степени сходной с современ-
ной океанической. В палеогене осадконакопление прекратилось, возможно, в связи с
общим поднятием рельефа (или опусканием уровня моря), а в миоцене возобновились
условия, сходные с существовавшими в позднем мелу. Лишь в позднем плиоцене на-
чалось интенсивное опускание района, ознаменовавшееся сменой карбонатного осад-
конакопления терригенным.
Развитие внутренней (островной) зоны шло иначе. Основание разреза этой зоны
в желобе Волкано изучено слабо. Однако по имеющимся данным и по аналогии с Идзу-
Бонинским (Геологическое строение южной части..., 1986) и Марианским (Геология
дна Филиппинского моря, 1980) желобами можно полагать, что оно представлено по-
родами офиолитовой ассоциации, которая, по нашим представлениям, характеризует
начальные этапы развития эвгеосинклинали. Возраст офиолитовой ассоциации точно
не установлен. Верхний возрастной предел ее определяется залеганием на пей в Идзу-
Бонинском желобе верхнемеловых рифогенных известняков.
Более молодая и кремнисто-карбонатная толща, образование которой началось
в валапжине, уже после прекращения вулканической деятельности, на что указывает
полное отсутствие в ней пирокластического материала. Обычно считается, что по-
добные толщи формируются в глубоководных геосинклинальиых трогах (Волохин,
1985), однако это вряд ли можно считать твердо доказанным. Наоборот, наличие
прослоев грубозернистых песчаников скорее свидетельствует в пользу мелководных
условий седиментационного бассейна, удаленного от областей терригенного сноса.
Отложение кремнисзо-карбопазных осадков происходило в локальных прогибах,
между которыми располагались участки низменной суши, в середине позднего мела
также погрузившихся ниже уровня моря, и па них началось рифообразование в то
время, как в прогибах до Маастрихта включительно шло кремнисто-карбонатиое осад-
конакопление.
В палеоцене в рассматриваемом районе, являвшемся южной частью внешней
островной дуги Огасавара (Бонин), началась вулканическая деятельность, которая
продолжалась до конца олигоцена. Наземные вулканы извергали базальтовые, ан-
дезитовые и бонинитовые лавы и туфы, образовавшие отдельные покровы, а также
служившие поставщиком вулканогенного материала при формировании палеогено-
вой зуфогенпо-осадочной толщи. На отдельных участках в то же время происходило
рифообразование.
В миоцене вулканическая деятельность прекратилась и район начал испыты-
вать медленные дифференцированные опускания с накоплением мелководных осад-
ков. В позднем плиоцене началось быстрое опускание района и образование желоба
Волкано.
Полученные нами данные позволяют сделать ряд выводов, имеющих принципи-
альное значение.
Различия в геологическом строении и развитии океанического и островного
склонов желоба Волкано свидетельствует о принадлежности их к различным типам
геотектонических езруктур. Океанический склон - это часть жесткой плиты, нахо-
дившейся в относительно стабильных тектонических условиях. Очень важное зна-
чение имеет наличие здесь мощной (до 2 км) толщи щелочных вулканитов средне-
го и кислого состава с содержанием кремнезема до 72 %. Вопрос о генезисе таких
магм однозначно не решен, однако большинство исследователей полагают, что они
характерны для районов со зрелой континентальной корой повышенной мощности.
Следовательно, можно считать, что и рассматриваемый нами район в период форми-
рования вулканических образований второго комплекса имел кору такого же типа.
Островной склон принадлежит мезозойской геосинклинальной области с разви-
тием типичных для этой области формаций - офиолитовой и кремнисто-карбонатной.
В палеогене на нее наложились внешний вулканический пояс Огасавара (Бонин), а в
плиоцене-плейстоцене - внутренний вулканический пояс (Кадзан), связанные с глу-
бинными разломами.
Образование глубоководного желоба Волкано произошло в конце плиоцена-
нлейстоцене в результате интенсивных блоковых опусканий, которые продолжаются
в настоящее время.
Зона сочленения желобов Идзу-Бонипского и Волкано представляет собой
перемычку длиной 5 км, шириной 5-10 км и глубиной 3500-4000 м. Поверхность
перемычки неровная. Южная часть Идзу-Бонинского желоба, располагающаяся к се-
веру от этой перемычки, имеет сложное строение. Крутизна островного склона здесь
возрастает до 9—11°, и на нем появляются ступени, видимо, сбросового происхожде-
ния. Продольный профиль желоба также ступенчатый, высота разделяющих ступени
уступов от 100-150 до 700 м. В самой южной части желоба днище его расширяется
до 30-35 км, и в нем появляются гри каньона с глубиной вреза до 400 м. На глубине
около 4000 м желоб полностью выклинивается.
Северная часть желоба Волкано также имеет сложное строение. Днище его здесь
также сильно расширяется и приобретает корытообразную форму. Склоны асимме-
тричны: островной значительно круче океанического; местами на нем наблюдаются
уступы высотой до 500 м, видимо, сбросового происхождения
На перемычке, разделяющей желоба Волкано и Идзу-Боиинский, выполнено два
драгирования на се западном склоне. По данным сейсмопрофилирования, этот склон
представляет собой выступ сейсмоакустического фундамента, тогда как в днище пе-
ремычки и на ее восточном склоне залегает осадочная толща мощностью до 1000 м,
осложненная субвертикальными разломами (см. рис. 113, профиль 1). Эта толща про-
слеживается па восток до Центрального массива плато Огасавара и па юг в пределы
океанического склона желоба Волкано, где она, по данным драгирований, сложена
карбонатными породами с линзами и желваками кремней. Возраст толщи позднемс-
ловой.
С уступа па западном склоне перемычки с глубины 4760-4000 м (ст. В7—59) были
драгированы плитчатые обломки ли гифицировапных слоистых карбонатных песчани-
стых алевролитов, из которых С.П. Плетневым определены фораминиферы верхнего
мела (коньяк-сантоп). По-видимому, эти отложения имеют очень небольшую мощ-
ность, поскольку при сейсмопрофилировапии они не выделяются. Выше по склону
(ст. В7-57, глубина 3760-3480 м) драгировано около 20 кг пемзы и несколько облом-
ков слабо литифицировапных песчаников, иссверленных камнеточцами. Мощность
этих отложений незначительна
Южнее перемычки с обоих склонов желоба Волкано драгированы верхнемело-
выс кремнисго-карбонатпые отложения, описанные выше.
Анализируя данные по геоморфологии и геологическому строению зоны сочле-
нения желобов Илзу-Бонинского и Волкано, можно сделать некоторые выводы.
Эта зона разделяет глубоководные желоба, которые в ее пределах полностью
выклиниваются. В торцовой части желобов наблюдаются глубокие врезы и сбро-
совые уступы, свидетельствующие о тектонической активности рассматриваемой
зоны в настоящее время. Эта зона разделяет также Западный и Центральный масси-
вы плато Огасавара, которые различаются по геологическому строению, о чем под-
робно сказано в следующей главе Западный массив относится к Идзу-Бонинской
геосинклиналыю-складчатой системе, тогда как Центральный принадлежит области
Западно-Тихоокеанского талассократона.
Граница между этими структурами проходит в основании островных склонов
желобов и вдоль западного склона разделяющей их перемычки. По-видимому, она
представляет собой глубинный разлом.
МАРИАНСКАЯ СИСТЕМА
Она продолжает систему Волкано. но имеет более сложное строение. Ее основ-
ные морфострукгурпыс элементы - глубоководный желоб и два хребта: Восточно-
Марианский и Западно-Марианский, разделенные Марианским трогом (рис. 115).
Рис. 115. Морфоструктуриая схема л расположение скважин глубоководного бурения в южной
части Филиппинской котловины {по: Г.Л. Кириллова. 1989). 1 - местоположение скважин; 2 — под-
водные хребты; 3 - глубоководные желоба; 4 рифты
Марианский глубоководный желоб сильно изогнут: простирание его меняется
от юго-юго-восточного до субширотного. Длина около 2200 км, максимальная глуби-
на в южной части 11034 м. Между 15 и 20° с.ш. имеется несколько перемычек глуби-
ной менее 5000 м. Днище желоба большей частью плоское, шириной 2-6 км. Средняя
крутизна склонов 7-9°. На островном склоне желоба имеется широкая ступень, рас-
положенная на глубине 3500—4000 м. Аккреционная призма на островном склоне же-
лоба отсутствует, разломы па обоих склонах имеют характер нормальных сбросов.
На островном склоне желоба драгированы серпентиниты, лерцолиты, гарцбур-
гиты, троктолиты, массивные и полосчатые габбро, а также базальты, андезиты и да-
циты (Bloomer, Hawkins, 1983; Геология дна..., 1980).
Таким образом, здесь развиты ге же комплексы пород, что и па островных скло-
нах желобов Идзу-Бонинского и Волкано.
По гсотраверзу (18° с.ш.) в желобе пробурен створ из пяти скважин (Initial
Reports.... 1979, v. 59). На океаническом склоне желоба скв. 452 (глубина 5870 м) вскры-
ты кампапскис радиоляриевые алевролиты с обломками кремпей, резко несогласно
перекрытые пеоген-четвертичными глинами (46,5 м). В приосевой части островно-
го склона на глубине 7034 м скважинами 461 и 461А вскрыты крупногалечниковые
конгломераты, обломочный материал в которых представлен преимущественно мета-
базитами и метадиабазами, реже встречаются габброиды, неизмененные базальты и
диабазы, вулканические стекла и полимиктовые брекчии. Размер обломков достигает
7 см. В цементе конгломератов обнаружена переотложенная фауна мелового возраста.
В скв. 461 конгломераты перекрыты четвертичными алевролитами, конгломератами,
лапиллиевыми туфами и глинами (11 м), а в скв. 461А - илами и туфоалевролита-
мн (6 м) со смешанной эоценовой, олигоцеповой и миоценовой микрофауной. По-
виднмому, эти отложения представляют собой очень молодые (четвертичные) нако-
пления, снесенные с верхней части островного склона Немного выше по склону (глу-
бина 6445 м) пробурены скважины 460 и 460А, вскрывшие стекловатые плагиоклаз-
оливин-клинопироксеновые и плагиоклаз-клинопироксе новые пузырчатые базальты,
перекрытые эоцен-олигоценовыми конгломерато-брекчиями, состоящими в основном
из обломков базальтов (мощность 10 и 28,5 м). Выше (скв. 460) залегают олигоцс-
повыс алевролиты, туфы и конгломераты (около 20 м), состоящие из полуокатаиной
пинией слабо нотифицированных грубозернистых песчаников. Верхняя часть разреза
в обеих скважинах представлена четвертичными диатомовыми илами, алевритами с
прослоями вулканического пепла (28,5 и 65 м).
Примерно и средней части островного склона желоба (глубина 4121 м) скв. 459В
вскрыты трещиноватые афировые и пиллоу-базальты (691,5—596,6 м), перекрытые эо-
ценовыми алевролитами, аргиллитами и туфами (596,6-540,5 м). В нижней части этой
пачки имеются пласты сильно пористых афировых базальтов. Вышележащие осадоч-
ные отложения разделены на шесть литологических пачек:
- 540,5 -539,5 м; нижний олигоцен; алевролиты и туфы;
- 539,5—454 м; верхний олигоцен; носки, песчаники, мел, алевролиты, аргилли-
1Ы, известняки и туфы, прослой конгломерата;
454-435 м; верхний олигоцеп-нижний миоцен-мел;
- 435-64,5 м; миоцен; илы, мел, алевриты, песчаники, туфы, прослои вулкани-
ческого пепла,
- 64,5-45,5 м; верхний миоцен -плиоцен; вулканический пепел;
- 45,5-0 м; плейстоцен; глины, алевриты, пески, вулканический пепел; присут-
ствуют мелководные донные форамипиферы и диатомеи.
Еще выше по склону (глубина 3447 м). на глубоководной ступени пробурена скв.
458, которая в основании разреза такм?с вскрыла афировые базальты (465,5 418 м).
Они перекрыты пачкой перемежающихся покровов андезитов и пузырчатых афиров
пиллоу-базальтов (418-380 м), сменяющихся вверх по разрезу бонинитами (3 ВО-
256,5 м). Выше залегают следующие пачки:
- 256,5-171 м; олигоцен; мел с прослоями пепла, в нижней части — туфы, песча-
ники и алевролиты;
1 71-38 м; миоцен; туфогенные нановые илы, мел, песчаники и алевролиты с
прослоями пепяов и туфов;
- 38-19 м; плиоцен; алевритовые витрокластические пеплы и напоилы;
- 19-0 м; плейстоцен; кремнисто-карбонатные органогенные илы с прослоями
пепла.
В разрезе скважины часто наблюдаются перерывы; в рапнеолигоценовых отло-
жениях присутствуют переотложенные раннеэоценовые микрофоссилии, а в миоце-
новых - галька олигопеновых известняков, что свидетельствует о размыве этих отло-
жений вблизи места расположения скважины.
Анализ разрезов скважин 458,459 и 460 показывает ступенчатое опускание скло-
на желоба. Учитывая мелководный (возможно, субаэральный) характер излияния лав,
вскрытых этими скважинами, амплитуда послеолигоцепового опускания в районе
скв. 458 определяется в 2500-3000 м, а в районе скв. 459 — в 3500-4000 м. Поскольку
эоценовые конгломераты, вскрытые скв. 460, также отлагались в прибрежной зоне,
глубина погружения в этом районе может быть определена в 6000- 6500 м.
К северу от этого с твора, в зоне сочленения желобов Идзу-Бонипский и Волкано
пробурено четыре скважины (778-781). Три из них вскрыли брекчии, состоящие из
обломков ссрпснтштизнрованных гарцбургитов и дунитов, а также метабазальтов, ме-
тагаббро, талькитон к жильного карбоната. Цементом служит песчано-глинистый ма-
териал, образовавшийся в основном за счет разрушения ультрамафитов и мафитов, с
примесью биогенного вещества (остатки фораминифер, радиолярий, нанофоссилий).
Возраст цемента плиоцсн-плейстоцсповый. Брекчии перекрыты маломощными (10—
15 м) плейстоценовыми илами и глинами. Эти скважины были пробурены на глубине
от 3086,8 до 3947,2 м. Четвертая скважина (глубина 4420,6 м) вскрыла плиоценовые
илы и глины с горизонтом базальтов мощностью 19,5 м (интервал 72,3—91,8 м). Выше
залегают пл йог (еи-н лейстоцеповые диатомово-радиоляриевые илы и глины.
На широте о-ва Гуам, в средней части склона (5554 м) скв. 60 вскрыты пиж-
нсмиоценовыс грубозернистые песчаники (2 м), миоценовые вулканические пеплы
(интервалы 346-342 и 297—288 м) и средпемиоценовые карбонатные илы с прослоями
глин и псплов (231-52 м). Выше керн не отбирался (Initial Reports..., 1971, v. 6).
Таким образом, учитывая данные драгирований и бурения на островном склоне
желоба, который являлся одновременно и восточным склоном Восточно-Марианского
хребта, сводный разрез cix> фундамента представлен следующими тремя комплекса-
ми:
- метаморфизованных пород основного и улыраосновного состава (серпентини-
ты, лерцолиты, гарцбургиты, дуниты, габброиды, метадиабазы, метабазальты);
- пиллоу-базальтов (скв. 460,459,458);
- неизмененных базальтов, андезитов и бонинитов (скв. 458).
Возраст последнего комплекса как эоценовый определяется несогласным зале-
ганием па нем олигоцеповых отложений, а также присутствием среди вулканогенных
образований пачек осадочных пород с эоценовой фауной (скв. 459В). По-видимому,
он служит возрастным аналогом формации Факии о-ва Гуам. Два верхних комплекса
на островах не обнажены. С учетом того что в цементе конгломератов, состоящих из
обломков пород этих комплексов, содержится переотложенная фауна мелового воз-
раста (скв. 461), можно считать, что возраст пород первого и второго комплекса доме-
ловой. Это предположение подтверждается большим сходством разрезов островных
склонов Марианского желоба с Идзу-Бонинским и Волкано, где офиолитовый ком-
плекс перекрыт нижнемеловыми отложениями.
Океанический склон Марианского желоба, по данным драгирований, сложен
субтел очными пиллоу-база лигами и гиало-кл аститами с прослоями туфогенно-
осадочных пород, формирование которых происходило в мелководной, временами
субаэральной обстановке Радиометрический возраст одного образна базальта равен
102*3=5 млн лет (Геология дна.... 1980). Однако этот возраст, видимо, занижен. По ана-
логии с океаническим склоном желоба Волкано можно предполагать, что и здесь вул-
каногенная толща сформировалась до начала мела.
Восточно-Марианский хребет представляет собой вулканическую дугу, обра-
щенную выпуклостью к востоку. Она состоит из цоколя, разбитого разломами на бло-
ки с насаженными на них коническими вулканическими горами, вершины которых
нпо1да образуют острова (рис. 116).
Рис. 116. Схематический разрез через Марианский трог (Lonsdale, Hawkins. 1985): I оса-
дочные отложения; 2 вулканогенные образования (преимущественно плиоцен-плсйстоценовые
базальты и андезиты)
Разрезы на островах Гуам и Сайпан показываю!, что цоколь хребта сложен вул-
каногенными образованиями, формировавшимися от эоцена до среднего миоцена
включительно (Ingle. 1975; Mocabe. Uycda, 1983). Основание разреза вулканогенного
комплекса представлено пиллоу-лавами, туфами и конгломератами формации Факпи и
риолитами формации Сэнкакуяма (верхний эоцен). Радиометрический возраст вулка-
нитов этих формаций от 40,7 до 43,8 млн лет (Mcijer ct al., 1983). Выше залегают оли-
гоцеповые (формации Хэгмэн и Алутум), верхнеолигоценовые-среднемиоценовые
(формация Уматап на о-ве Гуам) и среднемиоценовыс (формация Фина-Сису) вулка-
ниты основного и среднего состава. Радиометрический возраст олигоценовых вулка-
нитов 32,2-35,7 млн лет, среднемиоценовых - 12,0 13,5 млн лег (Meijer et al., 1983).
После прекращения вулканической деятельности в середине миоцена в пределах
хребта началось карбонатное осадконакопление, которое с перерывами продолжалось
до плиоцена.
В плейстоцене (возможно, в конце плиоцена) образовалась молодая вулканиче-
ская града, вулканы которой (Паган, Ала-Мэгэп, Гогуан) вначале извергали продук-
ты голейтового состава, а в последние 0,2 млн лет - известково-щелочного (Natland,
Tarney. 1981).
Разрез четвертичных осадочных отложений в пределах хребта вскрыт скважина-
ми 455 и 457. Он представлен органогенными илами, глинами, алевритами, пеплом,
конгломератами, песками, реже - мелом и туфами. Вскрытая мощность этих отложе-
ний 104 м (скв. 455) и 61 м (скв. 457).
Таким образом, в пределах осевой части Восточно-Марианского хребта кайно-
зойский разрез представлен преимущественно вулканогенными образованиями. На
восточном склоне хребта они фациально замещаются осадочными отложениями (скв.
458 и 459).
Марианский трог имеет ширину 190—220 км и глубину до 5000 м. Рельеф его
сильно расчлененный, что обусловлено интенсивной раздробленностью фундамента
и блоковыми движениями, в результате чего образовалась сложная система горстов и
грабенов (рис. 116). Осадочный чехол разви т в основном в приборговых частях трога,
где пробурен скважинами 456 и 453 (Initial Reports..., 1978, v. 60).
Скв. 456 в восточном борту трога вскрыгы пузырчатые пиллоу-базальты, пере-
крытые плейстоценовыми илами, глинами, алевритами, пеплами, конгломератами с
песками (около 170 м), слагающими вулканокластический шлейф, выклинивающийся
по направлению к осевой части трога. Основываясь на пузырчатых текстурах пиллоу-
базальтов, можно предполагать, что амплитуда опусканий в четвертичное время здесь
составила примерно 2500 м.
В западном борту т рога скв. 453 вскрыт ы катаклазированные серпептииизнрован-
ные габбро-нориты и метабазальты (605-588,5 м), относящиеся по своему составу к
островодужной серии. Выше залегают грубообломочные брекчии (588,5-455,5 м), со-
стоящие из обломков габброидов и метабазальтов, испытавшие, по-видимому, гидро-
термальное изменение. Еще выше залегает мощная (342 м) плионен-плсйстоценовая
толща, сложенная в нижней части преимущественно аргиллитами, в верхней - терри-
генными илами, глинами, аргиллитами, алевролитами и пеплами. В отдельных про-
слоях осадки биотурбидировапы.
В центральной част и Марианскою трога скв. 454 вскрыта пачка пузырчатых
пиллоу-базальтов (объем пустот до 55 %) с прослоями плейстоценовых аргиллитов
(171,5-67 м). Мощность покровов базальтов от 0,5 до 12 м. Выше лежат плейсто-
ценовые илистые глины, карбонатные илы и алевритистыс пеплы (Initial Reports...,
1969, v. 60).
Наличие сильно пористых лав свидетельствует о глубине их излияния не более
500 м. Следовательно, этот район опустился в плейстоцене на 3500 м (современная
глубина здесь 3826 м).
Драгированием в Марианском троге были также подняты в основном свежие ба-
зальты, сходные по составу как с нормальными толеитами MOR, так и с островодуж-
ными базальтами. Кроме того, в западном борту трога драгированы пемзы кислого
состава.
Детальными работами в Марианском троге обнаружены абиссальные холмы и
группы куполов диаметром от 50 до 1000 м, в районе которых наблюдается повышен-
ный тепловой поток, что связывается с современной гидротермальной деятельностью
(Lonsdale, Hawkins, 1985). Это подтверждается и наличием марганцевых пленок и ко-
рок. На одном из куполов драгированы риодацитовые пемзы.
Таким образом, имеющиеся данные свидетельствуют о том, что рифтогенез в
Марианском троге продолжается и в настоящее время. Однако он отличен от рифтоге-
неза срединно-океанических хребтов, о чем свидетельствуют существенные различия
в составе продуктов гидротермальной деятельности.
Западно-Марианский хребет по морфологии сходен с Восточно-Марианским.
Он также представляет собой дугу, обращенную выпуклостью на восток, с блоковым
цоколем, надстроенным конусовидными вулканами.
Скв. 451. пробуренная на восточном склоне хребта (глубина 2060 м), вскрыла
пиллоу-базальты (930,5-925 м), перекрытые позднемиоиеновой вулканогенной мо-
лассой, состоящей из ритмичного чередования пачек туфов, вулканомиктовых конгло-
мератов и брекчий. Состав обломков в основном базальтовый и андезитовый, состав
туфов - андезитовый. В ряде пачек встречаются прослои и линзы лигнитов, мелковод-
ные фораминиферы, обломки кораллов и раковин моллюсков, что свидетельствует о
мелководных условиях осадконакопления. Верхняя часть разреза (36 м) представлена
позднеплиоцен-плейстоценовыми карбонатными илами.
СИСТЕМЫ ДУГА-ЖЕЛОБ ЯП И ПАЛАУ
К юго-западу от Марианской системы кулисообразно располагаются две неболь-
шие по протяженности островные дуги и сопряженные с ними желоба Яп и Палау.
Желоб Яп имеет длину около 500 км, глубину до 8500 м. Профиль желоба сим-
метричный, склоны крутые (до 20-25°), часто обрывистые и практически лишены
осадочного чехла, в то время как днище желоба шириной до 11 км выполнено осад-
ками (рис. 117).
Рис. 117. Характер сочленения островного в океанического склонов в желобе Яп (Аносов и
ДР, 1983)
В желобе Яп выполнен довольно большой объем драгирований (табл. 44).
В строении островного склона принимают участие метаморфические породы
(амфиболиты и зеленые сланцы), комплекс расслоенных интрузий ультраосновного
и основного состава. Для пород этого комплекса характерны шлаковидные сильно
пористые, а также флюидальные и трахитоидные текстуры, типичные для продуктов
наземных извержений. По химическому составу вулканиты относятся к известково-
Табяица44. Результаты драгирований в желобе Яп (Геология дна..., 1980)
Станция Координаты', град, мин Глубина, м Местоположение Характеристика материала
1427-Д1 8; 25.4 8; 25.9 137;52,9 137. 52,3 82007650 Основание островного склона желоба Яп Многочисленные обломки и ще- бенка диабазов, габбро, пород ряда базальт-андезит, их брекчии и туфы, а также обломки грубоплит- чатых песчаников и туфопссча- нпков
1428-Д1 8. 25,4 8; 27,1 137; 44 137; 43,1 6100-5600 Там же, выше по склону Многочисленные глыбы и обломки андезитов, андезитодацитов, их ту- фов н туфобрекчий; редкие мелкие обломки кварцевых диоритов
1429-Д1 8; 23.7 8; 23 137,41,4 137; 41,1 4500-4140 Там же, еще выше по склону Многочисленные обломки туфов и туфобрекчий андезитового и апдезит-базальтового состава; более редкие обломки эффузивов того же состава
1431-Д1 9; 39.2 9; 39,1 138.30.6 138,29.4 7500-7150 Островной склон желоба Яп в районе северной оконечности остро- ва Яп Обломки, глыбы и брекчии пород офиолитовой ассоции, включая ультрабазиты, габбро, пиллоу- базальты, диабазы, амфиболиты, зеленые сланцы
1436-Д1 И; 10,5 П. 10,7 138:45.8 138:45,0 5200-4700 Островной склон желоба Яп в зоне сочленения с Ма- рианским желобом Обломки диабазов, базальтов, базальтовых брекчий, апдезито- базальтов, кварцевых диоритов, палагонитовых туфов
1437-Д1 И; 04,8 11,02.7 139,02,5 139; 01,5 7400-7000 Основание океа- нического склона зоны сочленения Японского и Мари- анского желобов Глыбы и обломки пиллоу- базальтов, диабазов, габбро; гиалокластиты, марганцевые конкреции, осадочные породы
1438-Д1 11; 20.9 11; 21,6 139:05.6 139; 05,2 6700-6400 Островной склон Марианского жело- ба в зоне сочлене- ния с желобом Ян Глыбы и обломки моно- н по- лимиктовых брекчий, содержащие эффузивы ряда базальт-андезит, обломки базальтов, диабазов, ан- дезитов и андезитовых туфов
1439-Д1 9: 36,0 9; 36,5 138; 33.6 138; 35,0 7600-7250 Океанский склон желоба Яп, вос- точнее о-ва Яп Глыбы и крупные обломки пиллру-базальтои и диабазов; глинистые осадки
1440-Д1 9; 34.9 9; 34,8 138; 35,0 138; 35,6 6100-5800 Там же, выше по склону Большое количество глыб и обломков пнллоу-базальтов и диа- базов; обломки гиалокластичсских брекчий
Первая координата - начало, вторая - конец драгирования
щелочной серии островодужного типа. Породы изменены в условиях зеленосланце-
вой и пренит-пумпелеитовой фаций метаморфизма. Вместе с вулканогенными обра-
зованиями на островном склоне желоба Яп драгированы плитчатые слоистые песча-
ники и алевролиты, которые, видимо, слагают вну гриформационные прослои и пачки
в вулканогенной толще.
Океанический склон сложен ниллоу-базальтами, диабазами, гиалокластитами,
витрокластическими брекчиями, реже - габбро, которые, видимо, слагают мелкие ин-
трузивные тела (Геология дна..., 1980). Радиометрический анализ (К/Аг) амфиболи-
тов из желоба Яп дал очень молодой возраст - 11,0 и 31 млн лет, а возраст амфибола
из ядерной части этих амфиболитов оказался значительно древнее -81 ± 2,5 млн лет
(Геология дна..., 1980). Видимо, омоложение возраста амфиболитов связано с поте-
рей аргона в результате вторичного нагрева. Возможно, этим объясняется и молодой
радиометрический возраст горнблендита.
Ост ровная дуга Яп, сопряженная с желобом, судя по геологичскому строению
острова Ян и результатам драгирования, сложена в основании зелеными сланцами,
серпентинизироваштыми перидотитами, амфиболитами, габброидами, метабазальта-
ми. Здесь также отмечается омоложение радиометрическою возраста амфиболитов по
сравнению с амфиболом из их ядерпой час ти (соответственно 33,8 ± 1 и 93,0 i 3 млн
лет). Породы фундамента сильно дислоцированы, местами образуют меланж, в ко-
тором встречаются обломки нлагиограннтов и атломератовых туфов (Shiraki, 1971).
Выше залегают мелководные срсднсмиоцсиовые осадочные брекчии формации Мэп,
перекрытые миоиеп-нл иоценовыми андезитами, туфолавами, туфоконгломератами.
Разрез венчается плиоиен-плейстоценовыми рифогенпыми известняками.
Желоб Палау, имеющий меридиональное простирание, торцово сочленяется с
желобом Ян, будучи отделен от него перемычкой шириной 130 км. Максимальная
глубина 8070 м, плоское дно шириной до 10 км выполнено осадками. Склоны ступен-
чатые, средняя крутизна 8-9°.
Па островном склоне желоба гремя драгированиями на Шубине от 6700 до
4400 м установлены базальты, апдезитобазальты, их туфы, а также песчаники, гра-
велиты, косослоистыс зуфонесчаники предположительно палеогенового возраста.
Радиометрический возраст пироксеп-плагиофирового андезитобазальта 26 ± 2 млн
лег, габбро 31 ± 4 и 13 ± 3 млн лет (Геология дна..., 1980).
Островная дуга Палау является южным продолжением хребта Кюсю-Палау.
О-в Палау сложен палеогеновыми андезитами и туфолавами, туфами, туфобрекчиями
и агломератами с прослоями туфогенно-осадочных пород. Они несогласно перекрыты
позднсмиоцен-нлсйстоцсновыми известняками и глинами (Геология дна..., 1980).
Хребет Тоби и желоб Айю. К юту от дуги Палау располагается хребет, пред-
ставляющий собой невысокое поднятие с сильно расчлененным грядовым рельефом.
Две горы этого хребта образуют коралловые острова Тоби и Хелен. В осевой части
поднятия находится небольшой желоб Айю с глубиной до 5500 м. Несколько восточ-
нее располагает ся хребет Мания, который протягивается па юг до Новогвинейского
желоба, ограничивая с юга Филиппинскую котловину.
ВЫВОДЫ
Анализ теологических данных показывает существенные отличия западной и
северо-западной частей Южно-Азиатского сектора от восточной.
Западная часть представляет собой раздробленный край Зондской плиты, на ко-
торой в кайнозое заложились внутренние моря и островные дуги Индо-Тихоокеанской
зоны перехода.
Северо-западная часть сектора включает юго-западную Японскую дугу, продол-
жающую ее к юго-западу систему дуга-желоб Рюкю (Нансей) и Восточно-Китайское
шельфовое море с трогом Окинава. Эти морфоструктуры также заложились в кайно-
зое на раздробленном краю Азиатского материка и являются непосредственным про-
должением структур Восточно-Азиатского сектора, с которыми они имеют тесную
морфогенетическую связь.
Восточная часть сектора, включающая Филиппинскую котловину и внешнюю
систему островных дуг и глубоководных желобов, отделяющих ее от Тихоокеанской
мегавпадины, также, по-видимому, сформировалась на древней континентальной
коре, по подверглась значительно более интенсивной переработке. Возможно, при-
чиной этому послужил преимущественно мафический состав этой древней коры в
пределах восточной части сектора, в отличие от сиалического в западной, чем вызва-
ны существенные различия в их строении.
О наличии континентальной коры в пределах восточной части Южно-Азиатского
сектора свидетельствуют следующие данные (табл. 45).
Таблица 45. Метаморфические п ма« магические породы кислого и среднего состаоа
Филиппинского региона
Район Характеристика пород Возраст Источник информации
Гора Комахасн-Дайпи, северная часть хребта Кюсю-Палау Диориты, гранодиориты, тона- литы, илагиограниты Предположительно меловой Коновалов и др., 1989
Возвышенность Бородино Кристаллические сланцы, гра- ниты, гранодиориты, тонали- ты, измененные андезиты Меловой(105-182 и 82-85 млн лет) Коновалов и др., 1987 Mizuno et al., 1975; Shiki el al, 1974
Архипелаг Идзусито Гранодиориты, аплиты, кварце- вые диориты, андезиты, даци- ты, риолиты, кислые пемзы Предположительно меловой и кайно- зойский Васильев, 1988
Южная часть хребта Кюсю-Палау Кристаллические сланцы разгнейсоваппые, диориты, плагиограниты и габброиды Верхний палеозой (?) мезозой Евланов и др., 1978
Идзу-Бонннский желоб, средняя часть, островной склон Кварцевые диориты Предположительно меловой Васильев. 1988
Илзу-Бопипский желоб, южная часть, островной склон Грапатсодсржашис кварциты, кристаллические сланцы, сер- пентиниты. диориты, андези- ты, бониниты Предположительно домезозойский, ме- зозойский, кайнозой Васильев, 1988
Желоб Волкано, островной склон Андезиты, андезитодациты, бониниты; серпентиниты Кайнозойский; предположительно домезозойский Васильев, 1988
Желоб Волкано, океа- нический склон Грахиты, трахидациты, пан- теллериты, трахнрнолиты с содержанием SiQjW 72 % Юра
Окончание табл. 45
Район Характеристика пород Возраст Источник информации
Марианский желоб, островной склон Серпентиниты, кристалли- ческие сланцы; андезиты, ланиты, бониниты Предположительно ломсзозойский. мсл-кайнозой Bloomer, Hawkins. 1983
Восточно-Марианский хребет Риолиты формации Сзнкаку- Яма; андезиты Верхнеэоценовый, олигоцен -миоцен Meijer et al., 1983
Марианский трог Пемзы кислого состава Кайнозой Lonsdale, Hawkins, 1985
Запади о-Марианск и й хребет, скв. 451 Андезиты и их туфы Миоцен Initial Reports.... 1981, v. 59
Желоб Яп. островной склон Андезиты, дапиты, кварцевые диориты Предположительно мел и кайнозой Геология дна..., 1980
Островная дуга Яп Амфиболиты, кристаллические сланцы, серпентиниты, андези- ты, нлагиограниты Предположительно ДОМСЗОЗОЙСКИЙ, миоцен Sliiraki, 1971
Островная дуга Палау Андезиты, дациты Палеоген Г еояогня дна..., 1980
Филиппинская впади- на. зона Центрального разлома Амфиболиты, талькиты, серпентиниты, тремолит- талысовыс и другие метамор- фические породы II ред! юложительно ломсзозойский Тарарип и др., 1988
Северо-Западное окон- чание зоны Централь- ного разлома (скв. 293) Обломки гнейсов и кристалли- ческих слан цеп —»— Initial Reports..., I975.V. 31
Хребет Кюсю-Палау, средняя часть (скв. 448 А) Обломки диоритов и грано- диоритов в олигоценовых брекчиях Предположительно меловой Initial Reports..., 1981. v. 59
1. В северной час ти Филиппинской котловины (гора Комахаси-Дайпи, архипелаг
Цдзусито, возвышенность Бородино) широко разви ты верхнемеловые и кайнозойские
магматические породы кислого и среднего состава, включая полнокристаллические
ин грузивные разности, характерные для зрелой континентальной коры.
2. Из района северной части современной Филиппинской котловины на север, в
1сосипклипаль Симанто вплоть до раннего кайнозоя происходил снос протерозойских
ортокварцитов и других пород континентального типа. В палеозое, мезозое и раннем
кайнозое в пределах современного Напкайского грога и впадины Сикоку существова-
ла палеосуша Куросио (Harala et al., 1978; Choi et al., 1989).
3. Метаморфические и магматические породы кислого и среднего состава при-
сутствуют во всех глубоководных желобах и островных дугах восточного и запад-
ного обрамления Филиппинской котловины, а также па хребте Кюсю-Палау и в зоне
Центрального разлома.
4. В составе кайнозойских вулканитов островных дуг широко развиты андезиты,
а также бониниты, которые считаются продуктом ассимиляции базальтовой магмой
пород континентального типа.
5. Изотопный состав свинца и стронция в вулканитах Марианской дуги свиде-
тельствует о происхождении магм в результате плавления древней континентальной
коры (Meijer, 1976; Волобуев и др., 1987).
Таким образом, практически во всех морфоструктурах Филиппинского региона
известны породы континентального тина. В то же время обращает на себя внимание
то обстоятельство, что в северной части региона этих пород значительно больше, чем
в центральной и южной. Эго можно объяснить либо более глубокой переработкой
континентальной коры, шбо изначальным мафическим ее составом на большей части
Филиппинского региона В триасе(?)-юре континентальная кора была существенно
переработана тектономагматически ми процессами, в результате чего сформировался
комплекс расслоенных интрузий базит-гипербазитового состава и перекрывающий
его вулканогенный комплекс базальтового состава. По-видимому, этот процесс про-
исходил в пределах всего Филиппинского pci нона, поскольку типичные для него по-
роды встречаю гея во всех морфоструктурах.
Формирование интрушвпого базиг-гипербазигового и вулканогенного базальто-
вою комплексов в Филиппинском регионе происходило синхронно с формировани-
ем аналогичных комплексов в пределах западной части Тихоокеанской мсгавпадипы.
Таким образом, напрашивается вывод о том, что до юры включительно Филиппинский
регион являлся частые Тихоокеанской метавпадины, что подтверждается и сходством
строения земной коры этих регионов по геофизическим данным (рис. 118). Его обосо-
бление произошло в поздней юре в результате заложения эвгеосинклииального трога,
iipocipaiiciBCHiio совпадавшего с современной системой островных дуг восточного
обрамления Филиппинской котловины. В этом гроге сформировался вулканогенный
Рис. 118. Строение земной коры Филиппинского региона (по: А.Г Родников, 1987). 1-4 - слои:
1 - осадочный; 2 вулканогенный; 3 «аршинный»; 4 базальтовый; 5 зона повышенной прони-
цаемости; 6 разломы; 7 - поверхность, м; 8 - очы и землетрясений; 9 - астеносфера
комплекс основного состава (четвертый комплекс островного склона Идзу-Бонинского
желоба) и перекрывающая его кремнисто-карбонатная толща мелового возраста.
В позднем мелу начался второй этап тектоно-магматической активизации
Позднемеловые вулканические и интрузивные породы известны на Филиппинских
островах, на возвышенности Бородино, па хребте Кюсю-Палау, а также предполо-
жительно выделяются в других местах. Породы этого возраста имеют в основном
средний и кислый сос тав, что свидетельствует о переработке коры континентального
1 ила. Очевидно, к этому времени относится заложение островных дуг, в том числе
палеодуги Кюсю-Палау.
В палеогене гектономагматическая активизация охватила практически весь
Филиппинский регион, включая ложе современной Филиппинской котловины, где в
мелководных и местами субаэральных условиях происходили площадные излияния
базальтов.
В Филиппинской впадине затухание вулканизма произошло в эоцене (район скв
294, 295 и 446); во впадине Паресе-Вела — в олигоцене; во впадине Сикоку - в мио-
цене, а в Марианском троге - в плейстоцене. Таким образом, фиксируется постепен-
ное затухание вулканизма в восточном направлении. За прекращением вулканической
деятельности следовало начало прогибания и формирования впадин, что отчетли-
во фиксируется данными бурения (рис. 119). В палеогене уже были сформированы
основные морфоструктурныс элементы Филиппинского региона, однако впадины в то
время были меньше но площади и мельче, а хребты и возвышенности больше и выше,
чем в настоящее время.
Интенсивное погружение региона началось в миоцене и продолжается до на-
стоящего времени.
Океанической блок, примыкающий к Филиппинскому региону, характеризует-
ся начиная с юры более стабильными условиями, типичными для жестких структур.
лет
Рис. 119. Графики вертикальных движений по скважинам, пробуренным в Филиппинской кот-
ловине. Положение скважин см. на рис. 107
Развитые здесь вулканогенные образования слагают полого залегающую толщу по-
кровного типа, формирование которой закончилось в юре. В поздней юре-раннем
мелу образовались отдельные вулканические сооружения, сложенные щелочными
породами, которые возвышались над базальтовым плато в виде отдельных гор (банка
Рамапо) и горных массивов (плато Огасавара). Этот древний вулканогенный рельеф
был частично снивелирован абразией, начинавшейся в мелу, и карбонатным осадко-
накоплением па срезанных абразией вершинах гор, которое с перерывами продолжа-
лось до раннего плиоцена включительно. В го же время в понижениях между горами
и горными массивами осадки практически нс накапливались.
В копне плиоцспа-плейстоцснс произошли блоковые опускания, в результате ко-
торых на границе между активизированной областью (Филиппинский регион) и хсест-
кой плитой (океанический блок) сформировались глубоководные желоба.
Приведенные данные показывают, что глубоководные желоба нс образуют
сплошного кольца, а являются отдельными звеньями, разделенными довольно ши-
рокими (до 100 км и более) участками с гористым подводным рельефом. Эти участ-
ки служат «мостиками», соединяющими океанический и континентальный сегменты
Земли, и поэтому представляют собой наиболее благоприятные объекты для изучения
границы конгинспт-оксаи.
Зоны сочленения глубоководных желобов в тектоническом от ношении высту-
пают как наиболее активные участки, в которых дробление и блоковые опускания
происходят в настоящее время в условиях преобладающего растяжения. Они дают
возможность воссоздать кар типу сочленения Азиатского континента с Тихим океаном
в допяиоцеповос время, г.с. до начала формирования глубоководных желобов
Сравнительный анализ геологического строения глубоководных желобов запада
Тихого оксана показывает, что все они сходны между собой и, видимо, образовались
одновременно в результате одних и тех же глобальных процессов, проявившихся в
позднем кайнозое.
Однако существуют и различия, позволяющие выделить среди рассматриваемых
желобов два типа. К первому о тнося гея Курило-Камчатский, Японский и Алеутский
желоба, ко второму - Идзу-Бопинскнй, Волкано, Марианский и другие желоба, рас-
положенные южнее.
Желоба первого типа, которые К.Ф. Сергеев назвал приконтинентальньши
(Сергеев, 1976), разделяют океанический и континентальные блоки, имеющие разное
строение и разную геологическую историю. Островные склоны этих желобов при-
надлежат длительно развивавшимся (с докембрия) гсосипк липа льно-складчатым си-
стемам. на которые в кайнозое наложились вулканические пояса островных дуг. По
геофизическим характеристикам кора этих зон типично континентальная мощностью
до 40-45 км (Аносов и др., 1983).
Островные склоны желобов второго типа (океанических и псевдоокеаническнх,
по классификации К.Ф. Сергеева) принадлежат островным дугам, которые имеют
геофизическую кору мощност ью всего 15-17 км (I lolta, 1970). Обнажающийся в пре-
делах этих дуг докайнозойский фундамент сходен с фундаментом внугриокеапиче-
ского желоба Муссау и Тайваньского разлома в Филиппинском море (Геологическое
строение желоба Муссау, 1987). Он также является довольно древним (палеозойско-
мезозойским), но в отличие аг фундамента пр и континента ль пых дуг имеет мелано-
кратовый состав. Вероятно, в юре иа нем заложилась Идзу-Бонинская эвгеосинкли-
наль, отделившая or океана впадину Филиппинского моря. Эта эвгеосинклиналь ин-
исрсировала в позднем меду, а в палеогене была трансформирована в островодужную
систему с типичным для пес известково-щелочным вулканизмом.
Таким образом, желоба первого и второго типов разделяют структуры с разным
строением земной коры. Островные склоны желобов принадлежат геосипклинально-
складчатым зонам, тогда как океанические являются погруженным краем Западно-
Тихоокеанской плиты Граница между этими структурами первого порядка совпа-
дает с осевыми зонами желобов или смещена в нижнюю часть островного склона.
В Алеутском, Курило-Камчатском и Японском желобах (желоба первого типа) она
обычно осложнена надвигом континентального блока на океанический с образова-
нием в Приосевой зоне островного склона линзы перемятых кайнозойских пород
(аккреционная призма). В желобах второго типа (Идзу-Бопинском, Волкано и др.)
рассматриваемая Гранина имеет вид нормального сброса, а аккреционная призма от-
сутствует, что указывает на преобладание сил растяжения.
Глубоководные желоба разделены перемычками, представляющими собой «мо-
стики» между основными и океаническими склонами. В тектоническом отношении
ни «мос тики» наиболее активны, процесс образования желобов здесь продолжается
и настоящее время.
ГЛАВА 3. АВСТРАЛО-МЕЛАНЕЗИЙСКИЙ СЕКТОР
Этот сектор тоже имеет чрезвычайно сложное строение. Внутренняя зона включа-
ет пять звеньев: Новогвинейское, Соломоново, Новогебридское, Тонга-Кермадекское
г Новозеландское. К внешней зоне относятся моря Кораллово и Тасманово, а также
система хребтов и трогов, расположенных между этими морями (рис. 120).
ВНУТРЕННЯЯ ЗОНА
Новогвинейское звено. В это звено входит о-в Новая Гвинея (за исключением
самой восточной части) и расположенный к северу от пего Новогвинейский желоб. На
востоке Новогвинейское звено соединяется с южной частью Филиппинской остров-
ной системы. Граница между ними условно проводится по широтному разлому, про-
ходящему примерно по 2° ю.ш. (Plate-Tectonic Мар..., 1982)
Остров Новая Гвинея составляет северную часть Австралийского континента,
ся которого он отделен шельфовым Арафуртским морем с глубинами менее 200 м.
Южная равнинная часть острова представляет собой край Австралийской платформы.
Здесь на докембрийских метаморфических породах фундамента горизонтально зале-
гают маломощные отложения кембрия, перми-карбона и мезозоя, суммарная мощ-
ность которых увеличивается с юга па север от 1000 до 1500 м. Они тоже перекрыты
горизонтально залегающими кайнозойскими отложениями примерно такой же мощ-
ности, состоящими из палсоцсн-миоцсповых известняков и плиоцси-плейстопеновых
геррнгсшшх отложений с лигнитами, от грубо- до тонкозернистых. В очень неболь-
шом количестве присутствуют четвертичные андезиговые лавы и туфы.
Северная часть острова занята двумя параллельными горными хребтами, разде-
ленными депрессией Сепии. Здесь выделяются две зоны: южная - миогеосинклиналь-
ISO’ 160°E 120°
Рис. 120. Тектоническая схема Австрало-Меланезийского сектора (по: А.Е. Сузюмов, 1977, с из-
менениями): 1 - Австралийская эпибайкапьская платформа; 2—5 — складчатые зоны: 2 — палеозойская
(тасманийская), 3 - раннемезозойская, 4 — то же, активизированная в палеогене, 5 - раннекайнозой-
ская; 6-8 - наложенные впадины: 6 - позднемеловые, 7 - палеогеновые, 8 - неогеновые; 9 - островные
дуги; 10-глубоководные желоба; 11 - внутриокеанические желоба; 12-15-котловины Тихоокеанской
мегавпадины на разновозрастных основаниях: 12 - позднеюрском-раннемеловом, 13 - позднемело-
вом, 14 — палеогеновом, 15 — неогеновом; 16 — приосевая зона срединно-океанического хребта; 17 -
подводные валы и плато; 18 — главнейшие разломы; 19-скважины глубоководного бурения
Цифры в кружках - желоба: 1 - Лира; 2 - Муссау; 3 - Западно-Меланезийский; 4 - Соломонов;
5 Витязя; 6 — Британский; 7 - Сан-Кристобаль; 8 - Санта-Крус; 9 — Северный Новогебридский;
10-Южный Новогебридский; 11 - Тонга; 12-Кермадек; 13-Маккуори
пая, и северная - звгеосипклинальная (Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса,
1977).
В миогеосииклинальной зоне развиты те же комплексы пород, что и на юге
острова, но здесь они смяты в складки и разбиты разломами. Сводный стратиграфи-
ческий разрез этой зоны следующий:
нижиий-средний палеозой: базальты, брекчии, известняки (>600 м); аргиллиты,
доломиты, известковистые аргиллиты (>1600 м);
карбон-пермь: аргиллиты (130 м);
пермь-триас: известняки и доломиты (>330 м); пестроцветные аргиллиты и до-
ломиты (500 м);
юра-мсл: песчаники, аргиллиты и алевролиты (>1550 м);
палеоцен-миоцен: органогенные известняки (> 1500 м);
миоцен: песчаники и алевролиты (> 1800 м).
Развиты дайки и интрузии кислого состава. Дислокации произошли в кайнозое,
с эоцена до плейстоцена.
В эвгеосинклиналыюй зоне развиты в основном дислоцированные верхнемело-
выс и кайнозойские флишевые и траувакковые толщи суммарной мощностью около
10 000 м, из которых половина приходится на плиоцен-плейстоцен. Магматические
образования представлены доверхнемеловыми ультрамафитами и серпентинитами,
черхнемеловыми — эоценовыми базальтами и андезитами, образующими покровы
среди осадочных отложений, и мелкими плиоцен-плейстоценовыми интрузиями габ-
бро и диоритов.
Новогвинейский желоб прослеживается вдоль северного склона о-ва Новая
Гвинея в его западной части примерно до 138° в.д. Длина желоба 370 км, максималь-
ная глубина 5044 м. Профиль желоба асимметричный: островной склон выше и кру-
че, чем океанический. Дно плоское, выполнено осадками. Желоб асейсмичен, геоло-
гическое строение его не изучено.
К юго-востоку от Новогвинейского желоба вдоль подножия о-ва Новая Гвинея
прослеживается пологий прогиб с глубиной до 4300 м со сложно расчлененным ре-
льефом дна, который выклинивается примерно на 144" в.д (Агапова и др., 1974).
Считается, чго он приурочен к Новогвинейскому глубинному разлому, отделяюще-
му южный поднятый блок Новой Гвинеи от северного опушенного блока Западно-
Каролинской впадины
Западно-Меланезийское звено включает Западно-Мслапезийский глубоко-
водный желоб, одноименную островную дугу. Новогвинейскую котловину (море
Бисмарка) и Новобританскую островную дугу.
Западпо-Мслапсзийский глубоководный желоб протягивается в субширогном
направлении от приосевой части вала Эвурипик примерно до 154° в.д., полого вы-
гибаясь на север. Длина желоба около 1400 км, максимальная глубина 6840 м. Желоб
оконтурен изобатой 4000 м и имеет асимметричный профиль с высоким и крутым
островным склоном и низким и пологим океаническим. Западная часть желоба проре-
зает восточный склон вала Эаурипик, а центральная и восточная граничат с Восточно-
Каролинской впадиной. В восточной части желоба от него под углом на север отходит
желоб Муссау. Глубина желоба и крутизна склонов больше в восточной части желоба,
к востоку от желоба Муссау. Западно-Мслапезийский желоб, как и Новогвинейский,
асимметричен. Морфологически он делится па две части (GEBCO, 1984): западную и
восточную. Первая шире и мельче, чем вторая. Примерно иа 150° в.д. желоб выклини-
вается, не доходя до желоба Лира.
В 1986 г. в Западно-Меланезийском желобе в районе его сочленения с желобом
Муссау нами были проведены геологические работы. В этом месте желоб резко асим-
метричен: северный его склон значительно ниже и положе, чем южный. Днище желоба
представляет собой всхолмленную поверхность с глубиной 6000-6400 м (рис. 121).
Pul. 121. Г Теологический разрез Запздно-Мслапсзппского желоба: I кайнозойские осадочные
отложения; 2 свежие толситовые базальты, дотерты и гпалокластиты: 3 - измененные толситовые
базальты, автомагматическис брекчии, долеркты; 4 апогарцбургитовыс и аполернолитовые сер-
пентиниты; 5 разломы; б - интервалы драгирований
В результате драгирования, проведенного па островном склоне желоба, установ-
лено, чго в его строении принимают участие те же комплексы пород, что и в желобе
Муссау. Самыми древними из них являются серпентиниты, образовавшиеся за счет
метаморфизма гарцбургитов и кальнитсодержаших разностей ультрамафитов, пере-
ходных к лерцолитам. Такие породы обычно считаются пластинами мантии, выжа-
тыми в результате тектонических процессов, однако не исключена их интрузивная
природа. По-видимому, с ними ассоциируют метаморфиты основного состава, драги-
рованные совместно с серпентинитами в желобе Муссау.
Более молодой комплекс расслоенных ультраосновных интрузий, широко рас-
пространенный в желобе Муссау, в Западно-Меланезийском желобе драгирован лишь
в виде единичных обломков, заго вышележащий комплекс зеленокаменно-измененных
базальтов, долеритов и их брекчий представлен большим количеством образцов. По
химическому составу эти породы относятся к океанической толеитовой серии. Столь
же широко развит н комплекс не метаморфизованных пиллоу-базальтов, долеритов и
гиалокластитов толеитового ряда, отличающихся от океанических толеитов несколь-
ко повышенным содержанием калия и пониженным содержанием тигана. Отдельные
разности базальтов близки к толеитовой серии островных дуг (Геология и петроло-
гия..., 1990).
Осадочные отложения на островном склоне развиты спорадически. Они пред-
ставлены алевритами, песчаниками, известняками, мергелями, гравелитами и глина-
ми. Породы несут следы оползания и биотурбации. В них содержится миоценовая
микрофауна. Максимальной мощности (до 500-700 м) осадочная толща достигает в
верхней части склона и в днище желоба.
Сходство в геологическом строении желобов Западно-Меланезийского и Массау
свидетельствует о принадлежности их к единой геолого-структурной зоне, рассечен-
ной этими желобами, образовавшимися в позднем кайнозое.
Западпо-Мсланезийская островная дуга морфологически выражена только в
восточной части (о-в Новая Ирландия и расположенная к северу от него гряда мелких
островов и банок). В центральной и западной частях имеется лишь несколько изо-
лированных подводных гор и банок. Сейсмичность и вулканизм в пределах дуги не
проявлены.
О строении фундамента дуги некоторое представление дают приведенные выше
результаты драгирований в зоне сочленения желобов Западно-Меланезийскою и
Массау, где развиты метаморфизованные ультрамафиты и мафиты, зеленокаменно-
измененные базальты и диабазы и свежие островодужные пиллоу-базальты, долериты
и гиалокластигы. Болес молодые образования представлены неогеновыми вулканита-
ми, слагающими острова и подводные горы.
Новогвинейская котловина (море Бисмарка). Эта сравнительно небольшая в
плане котловина овальной формы заключена между Западно-Мслансзийской дугой
на севере и Новобританской на юго-востоке. С юго-запада котловина ограничена се-
верным побережьем о-ва Новая Гвинея. Длина котловины (с запада на восток) око-
ло 1000 км, ширина до 600 км. В пределах котловины выделяются две впадины -
Новогвинейская, расположенная в ее западной части, и Манус - к юго-западу от о-ва
Новая Ирландия. Дно впадин довольно ровное, средняя глубина около 2000 м. Во
впадинах имеются крутые уступы, невысокие гряды и отдельные подводные горы
с относительными превышениями до 400 м. Осадочный чехол прерывистый, мак-
симальной мощности (до 500 м) он достигает па склонах островов Новая Гвинея и
Новая Британия. В центральной части котловины осадочные отложения нивелируют
сложно расчлененный рельеф фундамента, мощность их здесь в понижениях рельефа
не превышает 200 м.
В северной части котловины находится поднятие островов Адмиралтейства, ко-
торое расположено на меридиональном подводном вале с глубинами менее 1000 м,
пересекающем всю котловину. Вал сейсмически активен, расположенные на нем горы
представляют собой вулканы. Некоторые из них, расположенные к югу от о-ва Мануа,
активны в настоящее время.
Новобританская дуга образована крупным одноименным островом на востоке
п о тходящей от него на запад цепочкой мелких островов, протягивающихся вдоль се-
верного побережья о-ва Новая Гвинея. На северо-востоке дуга горцово сочленяется с
Новоирландским звеном Западно-Меланезийской дуги.
В пределах дуги выделяется две зоны: вулканическая со стороны Новогвинейской
котловины и невулканическая, обращенная к Новобританскому глубоководному же-
лобу. Наиболее древние породы, обнаженные в пределах дуги, представлены остро-
иодужпыми вулканитами Бейпипг основного и среднего состава, мощность которых
достигает 2000 м (Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса, 1977). Вулканиты
прорваны интрузиями диоритов и габброидов. В позднем эоцене-срсдпем олигоцене
вулканиты Бейпипг были смяты в складки, разбиты разломами и претерпели воздыма-
пие и размыв. На них несогласно залегают недисяоцировапные верхнсолигоценовыс-
нижнемиоценовые вулканогенные образования, сходные по составу с вулканитами
Беннинг. Третья фаза вулканизма проявилась в позднем миоцене-плиоцене. В это
время сформировалась толща туфов среднего и кислого состава.
В позднем плиоцене-плейстоцене в результате деятельности стратовулканов
центрального типа в вулканической зоне образовалась толща островодужных андези-
тов и риолитов. Дуга характеризуется очень высокой сейсмичностью.
Соломоново звено имеет очень сложное строение. В его пределах выделяются
Северный Соломонов желоб, Соломонова островная система, глубоководные желоба
Новобританский и Южный Соломонов, котловина Соломонового моря и п-ов Папуа с
продолжающим его архипелагом Лунзиада и подводным хребтом Поклингтон.
Северный Соломонов желоб протягивается в юго-восточном направлении
между подводным плато Капингамаранги (Онтон г-Джава) и океаническим склоном
Соломоновой островной системы на 1300 км. На северо-западе его продолжением
служит внутриокеанический желоб Лира, на юго-востоке он торцово сочленяется с
желобом Витязя (GEBCO, 1984).
Северный Соломонов желоб состоит из двух изолированных прогибов, которые
иногда выделяются как самостоятельные желоба, - Санта Исабель и Малаита. Желоб
не является глубоководным: его максимальная глубина в северо-западной части не
превышает 3500 м, а в юго-восточной -4500 м. Лишь самый юто-восточный короткий
отрезок желоба субмсридионалыгого простирания имеет глубины до 5500 м. Желоб
асейсмичен и асимметричен: островной склон его значительно выше и круче, чем
океанический. Днище желоба предо i авляст собой продолжение океанического скло-
на, причленяюшсгося к островному по разлому (рис. 122)
юз
Рис. 122. Геологический разрез через желоб Малаита (по Л.Е Сузюмов. 1977, с дополнения-
ми) 1 осадочные отложения (K-Q); 2 пиллоу-базальты (J3-KI): 3 - разломы
Соломонова островная система представляет собой поднятый блок, располо-
женный между описанным выше Северным Соломоновым желобом, Новобриганским
и Южным Соломоновым желобами. Длина его около 1000 км. ширина до 250 км.
Система образована двумя островными грядами, разделенными bi iy грид у го вой впа-
диной с глубинами до 1500 м. Высота островов над уровнем моря достигает 2000 м
На о-ве Гуадалканал имеются гсрассы высотой 600 и 1800 м, сложенные миоцено-
выми морскими отложениями. В пределах системы выделяются три провинции:
Тихоокеанская, Центральная и Вулканическая (Мезозойско-кайнозойские складчатые
пояса, 1977).
Наиболее полно разрез Тихоокеанской провинции представлен на о-ве Малаита.
Он начинается толщей базальтов, перекрытой сеноманскими форамипиферовыми из-
вестниками. Радиометрический возраст базальтов на о-ве Санта-Исабель 66 + 3 млн
лет. Выше залегают кайнозойские карбонатные отложения до плиоцена включительно,
смятые в пологие складки. Мощность осадочных отложений до 1500 м. Этот разрез
аналогичен разрезу, вскрытому скважинами на валу Капингамаранги (скв. 288, 289),
что указывает на принадлежность Тихоокеанской провинции Соломоновых островов к
струюурам Тихоокеанской мегавпадины, от которых она была отделена желобом лишь
в позднем кайнозое. Тектонические движения проявились от позднего мела до голоце-
на преимущественно в виде вертикальных блоковых поднятий и вызванного ими коро-
бления слоев. На о-ве Малаита имеются также олигоценовые вулканогенные породы.
Расположенная южнее Центральная провинция отделена от Тихоокеанской раз-
ломной зоны, которая фиксируется развитием серпентинитового меланжа, образовав-
шегося в миоцене. В Центральной провинции развиты метаморфические породы фа-
ции зеленых сланцев, ультрамафиты, габброиды и базальты. Мощность этого комплек-
са. который считается «океаническим комплексом основания», около 6000 м. Возраст
его меловой (радиометрический возраст базальта с о-ва Гуадалканал 92 ± 2,0 млн лет)
Возраст метаморфизма считается позднепалеоценовым-раннеэоценовым. Выше за-
легает эоцен-олигоценовая вулканогенно-осадочная толща, состоящая из андезитов,
базальтов н туфов, прорванная диоршами. Мощность толщи порядка 2000 м. Эта
хх)лща перекрыта миоцен-че гвертичпы ми рифовыми известняками, вулканогенны-
ми и осадочными отложениями флишевого т ипа мощностью до 6000 м (Мезозойско-
кайнозойские складчатые пояса, 1977).
В Вулканической провинции развиты плиоцен-че твертичные вулканиты средне-
го состава, относящиеся к островодужной известково-щелочной серии, в централь-
ной части дуги встречаются толеитовые базальты. Мощность вулканогенной толщи
до 1000 м. Некоторые вулканы действуют в настоящее время. Радиометрический воз-
раст вулканитов Соломоновых островов приведен в габл. 46.
Южная часть островной системы характеризуется очень высокой сейсмично-
стью. Очаги землетрясений расположены в пределах субвсртикалыюй ссйсмофокаль-
иой зоны (Сузюмов, 1977). Разломы имеют вид крутых взбросов.
Котловина Соломонова моря до размерам и очертаниям сходна с
Новогвинейской С севера она ограничена вышеописанной Новобританской ду-
гой, с северо-востока - Соломоновой островной системой, с юго-запада - п-овом
Папуа, с юга и юго-востока — ар-
хипелагом Луизиада и подводным хребтом Поклингтон. В север- ной части котловины распола- гается Новобританский глубо- ководный желоб, коленообразпо изгибающийся па стыке между островными системами Западню- Меланезийской и Соломоновой, которые разделены изометричпой в плане впадиной с максимальной глубиной 4639 м (пролив Пионер) Расположенная к юго-восгоку часть желоба иногда выделяется Таблица 46 Радиометрический возраст вулканогенных пород Соломоновых островов (Summary..., 1987)
Остров Прошитая Возраст, мин лет (кол-во определений)
Малаша Тихоокеанская 33.9; 34,1
Санта-Исабель 66 ± 3,0 (20 Опр.)
Гуадалканал Центральная 92 ±2.0; 24.4+ 0,3: 20,0 ±6,4 (13 опр.); 1.3 ± 1,8(11 опр.)
Шуазсль -)>- 5.5 ±6,8; 44.3 ± 17,5; 32,4 ±6,8
Флорида »- 44.7 ±2.1, 38,4 ±0,7
под названием Бугенвильского желоба, который выклинивается на траверзе между
островами Бугенвиль и Шу аз ель.
В западной части котловины желоб раздваивается. Южная более глубокая его
ветвь подходит к ус1ью р. Маркхем на о-ве Новая Гвинея и далее продолжается как
шовная зона Раму Маркхем в восточной части Новой Гвинеи (Smith, 1964). Северная
ветвь желоба выклинивается в проливе между Новой Гвинеей и Новой Британией.
Желоб асимметричен, его северные (островные) склоны более круты и высоки, чем
южные. Максимальная глубина желоба 9103 м, днище плоское шириной 2-5 км, скло-
ны крутые, расчлененные, прак тически лишены осадочного покрова.
К тогу от желоба находится овальная в плане впадина с очень сильно расчленен-
ным рельефом, глубина которой около 4500 м. Дно впадины образовано чередованием
многочисленных глыбовых гор и узких коротких хребтов и желобов. Эта впадина от-
делена от южной части котловины хребтом Вудларк, переходящим на вос токе в мел-
ководное плато. В центре котловины на этом хребте расположен о-в Мукува. Южная
часть котловины менее глубокая (в среднем около 4000 м), но в ее пределах имеются
мелкие овальные в плане впадины с глубинами до 5000 м, а также короткие хреб-
ты и одиночные желоба преобладающего северо-восточного простирания. Судя по
геофизическим и косвенным геологическим данным, дно котловины сложено моло-
дыми вулканическими породами, перекрытыми прерывистым чехлом кайнозойских
отложений, мошноегь которых в отдельных прогибах достигает 1000 м (Мезозойско-
кайнозойские складчатые пояса, 1977).
П-ов Папуа, отделяющий впадину Соломопового моря от Кораллового моря,
представляет собой продолжение Центрального складчатого пояса Новой Гвинеи, ко-
торое здесь выделяется как метаморфический пояс Оуэн Стэнли.
В основании разреза здесь залегает мощная (более 1000 м) толща графит-кварц-
полевошпатовых слюдистых сланцев, гнейсов и ультрамафитов домелового возраста.
Предполагается, что в состав этой толши входят и палеозойские образования, подобные
породам центральной части Повой Гвинеи (Harrison, 1969), образовавшиеся в результа-
те метаморфизма осадочных отложений платформенного типа. Толша прорвана много-
численными грапитоидными интрузиями. Этот комплекс прослеживается и па островах
Д'Антркасто и Луизиада, где, кроме того, развиты третичные гранитоиды. вулканиты
среднего и кислого состава, их брекчии, конгломераты, граувакки и известняки.
Па метаморфической толще несогласно залегают метаосадочные породы сред-
ней юры-нижнего мела. Это граувакки и серицитовые сланцы, испытавшие регио-
нальный метаморфизм.
Кайнозойский разрез представлен осадочными и вулканогенными толщами зна-
чительной мощности (более 3000 м).
К северу от пояса Оуэн-Стэнли располагается офиолитовый пояс Папуа, в ко-
тором развиты слабодеформироваппые расслоенные интрузии ультраосновного и
основного состава, а также базальты и сланцы. Этот пояс считается классическим
примером офиолитовых поясов, подобных поясам Омана, Кипра и Новой Каледонии.
Его разрез представлен перидотитами, дунитами и пироксенитами, сменяющимися
выше габбро, габброноритами и пиллоу-лавами базальтов. Разрез офиолитовой ас-
социации венчается пачкой сланцев. На основании радиометрических определений
возраст ее считается меловым. Выше несогласно залегают пиллоу-лавы базальтов
с редкими прослоями известняков, содержащих меловую фауну. Местами они рас-
сланцованы и частично метаморфизованы. В эоцене произошли излияния андезитов
и пиллоу-базальтов и внедрение интрузий тоналитов, а в миоцене - излияния базаль-
тов и внедрение гранодиоритов. В плейстоцене сформировалась граувакковая толща
мощностью более 1000 м.
Южный Соломонов желоб ограничивает с юга юго-восточную часть Соломо-
новой островной системы, отделяя ее от котловины Кораллового моря. По морфо-
логии он сходен с описанным ниже Северным Новогебридским желобом и, видимо,
имеет такое же строение. Максимальная глубина желоба (8332 м) находится в его
восточной части, но большая его часть оконтурена изобатой 6000 м. Профиль желоба
асимметричный, склоны ступенчатые. Па стыке с Северным Новогебридским жело-
бом от пего на север отходит узкий короткий желоб, отделяющий Соломоново звено
аг Повогебридского.
Иовогсбридскос звено также принадлежит к числу наиболее сложных по строе-
нию регионов Западно-Тихоокеанской переходной зоны. От Тихоокеанской мегавпа-
дины оно отделено желобом Витязя, а от внешней зоны сектора - сильно изогнутой
Повогебридской системой дуга-желоб, между котрыми располагается Северо-Фид-
жийская впадина.
Желоб Витязя протягивается от желоба Малаита в юго-восточном направлении,
выклиниваясь вблизи банки Хейзел Холм. Профиль желоба симметричный. В отли-
чие от других желобов островная дуга у него отсутствует, сейсмичность проявлена
слабо. Длина желоба около 2000 км, максимальная глубина 6150 м. Крутизна скло-
на 7-9°, местами до 20-25°. Профиль днища желоба меняется от плоского шириной
до 20-25 км до V-образного. Склоны большей частью лишены осадочного покрова
Коренные породы, по данным драгирований, представлены измененными толеито-
пыми базальтами, реже - долеритами и диабазами (Удинцев и др., 1974). Со стороны
Северо-Фиджийской впадины желоб ограничен хребтом с относительными превы-
шениями 0,5-1,5 км, который протягивается почти вдоль всего желоба, снижаясь в
северо-западном направлении. С севера к желобу Витязя примыкает широкий асим-
метричный вал, возвышающийся над дном Меланезийской впадины на 1 -2 км. В его
сводовой части, располагающейся в средней части желоба па одном уровне с дни-
щем Северо-Фиджийской впадины, имеется осадочная толща мощностью 200-300 м
(Сузюмов, 1977).
К юго-востоку от желоба Витязя находится участок Западно-Тихоокеанской
зоны перехода, лишенный глубоководного желоба. Здесь наблюдается постепенный
переход от Северо-Фиджийской впадины к Центральной котловине Тихого оксана, па
границе между которыми располагаются отдельные горы, две из которых образуют
вулканические острова Нуракита и Уоялис. От них к востоку по направлению к о-вам
Токелау отходит подводный хребет Робби.
Северо-Фиджийская впадина, которая часто выделяется под названием
Северо-Фиджийского плато, имеет размеры 2000 х 3000 км. Форма ее в плане оваль-
ная, вытянутая в северо-восточном направлении, дно очень сильно расчлененное,
особенно в восточной части впадины. Средняя глубина ее 2500-3500 м. Рельеф впа-
дины образован системой различно ориентированных коротких хребтов и желобов с
равнинными и холмистыми участками. Осадочный чехол в пределах впадины мало-
мощный и прерывистый. Максимальной мощности (до 500 м) он достигает вблизи
Новогебридских островов (Непрочной и др., 1974). Сейсмоакустический фундамент
сложен, по-видимому, неогеновыми базальтами.
На востоке Северо-Фиджийская впадина соединяется с впадиной Лау, которая
имеет сходное строение.
Фиджийское поднятие на юго-востоке обрамляет Северо-Фиджийскую впа-
дину. Это вытянутый в северо-восточном направлении уплощенный массив, над ко-
торым возвышаются отдельные горы, образующие Фиджийские острова. Поднятие
представляет собой часть кайнозойского тектонического пояса, активного в настоя-
щее время, что подтверждается высоким тепловым потоком (50-140 мВт/м2), гидро-
термальной деятельностью, вулканизмом и высокой сейсмичностью. В его пределах
выделяются две зоны: Южная и Северная.
Южная зона сложена вулканогенно-осадочными отложениями, разбитыми разло-
мами и прорванными большим количеством интрузий. На о-ве Вити-Леву фундамент
представлен тоналитами, шпрудированными роем даек, на которых залегают пиллоу-
базальты (Colley, 1987). Основание стратифицированной части разреза представлено
эоцен-пижпемиоценовой вулканогенно-осадочной толщей, сложенной базальтами,
андезитами, дацитами, спилитами, кератофирами и туфогенно-осадочиыми породами
с прослоями извест няков. Мощность толши 1000-1200 м (Dickinson. 1967). Она слож-
но дислоцирована и прорвана дайками данитов и штоками габброидов (33-55 млн лет)
и тоналитов (33 млн лет). Выше залегеют миоценовые андезиты, трахиты, базальты,
дациты, туфы и туфогсппо-осадочные породы (до 5000 м), плиопен-плейстоценовые
базальты, шошониты и их туфы, чередующиеся с песчаниками, алевролитами и кон-
гломератами (1000-1500 м).
Северная зона сложена в основном неогеновыми гуфогенно-осадочными порода-
ми — песчаниками, алевролитами и конгломератами, реже - известняками и плиоцен-
плейстоценовыми базальтами, граувакками, туфами и конгломератами. Мощность
обнаженной части разреза превышает 5000 м (Мезозойско-кайнозойские складчатые
пояса, 1977). В результате новейших тектонических движений палеогеновые и неоге-
новые отложения разбиты ла блоки, часть которых поднята па высоту до 1300 м над
уровнем моря.
Повогсбридскэн система дуга-желоб2. Новогебридская островная дуга пред-
ставляет собой поднятие, вытянутое в юго-восточном направлении на 1550 км от
о-ва Санта-Крус до о-ва Хантер. С запада она ограничена Новогебридскими глубоко-
водными желобами и разделяющей их перемычкой, с востока - трогами Северный и
Кориолис, с юга - разломной зоной Хантер (рис. 123).
В пределах дуги выделяются три участка: северный, средний п южный, имею-
щих различное строение.
Средний участок наиболее сложный. Он состоит из трех вулканических гряд
(поясов): Западной, Восточной и Центральной - и разделяющей их глубоководной
впадины (рис. 124). В отличие от Северного и Южного он не ограничен глубоковод-
ным желобом и трогом.
Западная гряда в пределах среднего участка представлена двумя сравнитель-
но крупными островами: Санто и Малекула, сложенными в основном палеоген-
миоценовыми вулканогенными образованиями групп Санто и Матаиуи, имеющими
пестрый фациальный состав (Carney, Macfarlare, 1980). Они представлены базальто-
выми и андезитовыми лавобрекчиями с прослоями и липзоидными пачками туфов,
бсскварцелых граувакковых песчаников, рифовых известняков и карбонатных гу-
' Полное описание пой ситсмы приведено в монографии "Гсолого-гсофлтичсскис исследования в
I [овогсбридеком регионе" (1990).
Рис. 123. Морфошрутпурпая схема Иовогсбрндского звена: I оси глубоководных желобов;
2 ось современной вулканической гряды, 3 - разломы, 4 - троги; 5 - изобаты; б - линия разрезов.
Цифры в кружках: 1 - впадина Санта-Крус, 2 - поднятие Торрес, 3 хребет Д’Лнтркастро, 4 - впа-
дина Луайотс, 5 островная дуга Луайотс, 6 - трог Луайотс
167
168
О , , , 35 км
Рис. 124. Гсояо! ичсская карта (А) и разрезы (Б, Д) Среднею звена Новогсбрадской остров-
ной дуги: 1 четвертичные неконсолидированные осадки, в осевой части впадины туфогенные;
2 четвертичные рифовые известняки, аллювий (на островах) и т д.; 3 - четвертичные вулкаиоген-
фов. Встречаются горизонты массивных и подушечных лав базальтов. Породы иро-
пилитизированы и лиритизированы. Мощность вулканогенной толщи 4000 6000 м.
Формирование ее происходило в основном в субаэральных условиях. Толща разбита
многочисленными разломами, смята в складки с углами падения 20^40° и прорвана
мелкими штоками диоритов и габбро. По-видимому, она является аналогом формации
«зеленых туфов» Японии и Курил.
Возраст вулканогенной толши считается олигоцеп-ранпемиоцеиовым (Robinson,
1969; Mallick, Greenbaum, 1977), однако нижняя ее часть, которая на островах не об-
нажена, имеет, очевидно, эоценовый возраст.
Вулканогенные образования несогласно перекрыты среднемиоценовой толщей
туфогенных и граувакковых песчаников, алевролитов, брекчий, калькаренитов (фор-
мации
Вайлапа, Пиалапа и Порт Сандвич) мощностью до 2000-4000 м, залегающей
в тектонически опущенных блоках. Ее формирование происходило в мелководно-
морских условиях вблизи областей сноса, сложенных вулканогенными породами.
Вышележащая голща (верхний миоцен-нижний плиоцен) представлена органо-
генными известняками, формировавшимися в межрифовых впадинах. Залегание тол-
ши линзообразное, максимальная мощность до 1000 м.
Плиоцен-плсйстоценовые отложения - конгломераты, гравелиты, алевриты
(формация Сале на о-ве Санто) - несогласно перекрывают подстилающие образова-
ния в межгорных прогибах. Их мощность достигает 250 м (Mallick, Greenbaum, 1977).
Самые молодые из них плейстоцен—голоценовые рифовые известняки, слагающие
террасы высотой до 350 м (Robinson, 1969).
К западу от Западной гряды на островном склоне пробурено 6 скважин
(рис. 125).
Скв. 286, пробурсной в 120 км к западу от о-ва Малекула, вскрыты базальты
и интрузивные габбро, на которых залегают эоценовые вулканогенно-осадочные по-
роды андезитового состава - витрокластические алевролиты с прослоями туфопес-
чаников и вулканокластических конгломератов (рис. 126). Мощность эоценовых от-
ложений около 500 м. Областью сноса служил район современного о-ва Малекула.
Химический состав вулканитов указывает на принадлежность их к островодужной
андезитобазальтовой известково-щелочной серии.
ныс образования Центральной цени; 4 - плио-плейстоценовые конгломераты, гравелиты, алевриты
(формация Sale на о-ве Санто); 5 - мноцси-плиоцсновые пелагические и гемнпелатческне отло-
жения с известняками и калькаренитами на запале о-ва Санто (Tawoli Calciniiitel н формации на
о-вс Малекула; 6 — миоцеп-плиоцеповые подводные вулканиты и вулканоклаетнты (группы Маэво
н Пснтакост); пиллоу-лавы с прослоями пуфов, алевролитов и серо-голубых мергелей ллунныл
фаций, содержащих до 10-15 % пирита; формация Марио на о-вс Маэво; 7 среднсмношеиовые
туфогепные и граувакковые песчаники, алевролиты, брекчии и калькарениты (формаинн Waatapa
Pialapa, Part Sandwich), мощность 2000-4000 м на о-ве Малекула; 8 нижннй-среднни миоцен, вул-
каниты, турбидиты, терригенные конгломераты, песчаники, алевролиты (группа Sisho сага на о-ве
Маэво, мощность 600 м и формация Olambc на о-вс Пептскост. на карге не показднл); шюллипп
олигоцен-средний миоцен; островодужные вулканиты и вулканоклаетнты (вулканическая группа
Санто и группа Матапуи), мощность 4000-6000 м; полимиктовые и мономиюовыс вулканические
брекчии, прослои туфов, бескварцсвых граувакковых песчаников, редко турбаикгнтов: массив-
ные и пиллоу-лавы базальтов, локальные андезитовые штоки; ipotiiimrnisiiuiis. пиритизация; 10
красные аргиллиты, 11 - серпентиниты, 12 - главные разломы (а\ падение слоев (ё)
Рис. 125. Расположение буровых скважин в средней части Новогебридской системы, изобаты
в метрах (Collot et al., 1992)
Выше залегают олигоценовые карбонатные отложения с примесью вулканиче-
ского пепла (около 50 м), перекрытые миоценовыми абиссальными красными глинами
(около 25 м) и плиоцен—четвертичными вулканическими пепловыми туфами (20 м).
Севернее, на восточном склоне гайота Бугенвиль пробурена ска 830. Нижняя
часть разреза (174,9—350 м) представлена литифицированными, очень плохо отсорти-
рованными вулканомиктовыми песчаниками, содержащими обломки и гальку базаль-
тов, андезитов брекчий и зерна песчаников, которые иногда образуют скопления и
тонкие прослои. Породы сильно изменены и деформированы вплоть до образования
тектонических брекчий. Возраст этих пород не установлен. По аналогии со скв. 286
можно предполагать, что это эоцен. Выше несогласно залегают турбидитовые плей-
стоценовые туфогенные илы и алевриты с различным содержанием песка и глины.
Скв. 831 па поверхности гайота Бугенвиль (глубина 1066 м) вскрыла андезито-
вые и гиалокластитовые брекчии с прослоями туфов и глинистых пород с форамини-
ферами и спикулами губок (727 852 м), перекрытые ноздпеолигоцен-миоценовыми
карбонатными биокластическими породами (256-727 м). Верхняя часть разреза
представлена плиоцен-плейстоценовыми коралловыми обломочными породами (30-
256 м) и плейстоценовыми форами пиферовыми илами и биокластическими осадками
с примесью вулканического пепла (0-30 м).
Еще севернее, на склоне о-ва Санто пробурены скважины 827, 828 и 829.
Наиболее сложный разрез вскрыт скв. 829 (рис. 127). Он представлен многократным
повторением четырех литостратиграфических пачек:
Bigwan Wan — плейстоценовые вулканические алевриты, песчаники, илы, мел;
Bigwan I и - поздний олигоцен- ранний миоцен; форамнннферовый мел;
EEh ЕЕ? 1хШз ЕШЬ §Ц5 Ие ЕЕЬ
ЕЯв gSSs ЕЭю
Рис. 127. Разрез скважины 829 (Collet et al., 1992): I - глинистые вулканические алевриты и
алевролиты; 2 фораминиферовый ил; 3 - брекчия, состоящая из обломков мела и алевролита; 4 -
карбонатный мел, 5 - алевритовый мел: 6—вулканомиковые песчаники, 7 - фораминиферовый мел;
8 - lg-литифицированные брекчии; 9 - sed-литнфицированные брекчии с обломками магматических
пород: 10 - меловая брекчия
Bigwan Tri - позднеплиоценовая или плейстоценовая карбонатная брекчия с об-
ломками позднеолигоценовых-раннемиоценовых карбонатных пород;
Bigwan Fo — вулканические брекчии с обломками базальтов, диабазов, микрогаб-
бро, габбро, пироксенитов и серпентинитов
Авторы отчета (Collot at al., 1992) считают, что этот разрез - результат' тектони-
ческого скучивания при аккреции. Однако он мог образоваться и в результате ополза-
ния на крутом склоне.
Две другие скважины (227 и 228) вскрыли нормальный разрез плионен-
плейстоценовых осадочных отложений мощностью 400 и 120 м соответственно, пред-
ставленный в верхней части преимуществен© глинистыми и карбонатными осадками,
в нижней - литифицированными осадочными брекчиями с обломками магматических
пород, туфопесчаниками и глинистым мелом. Карбонатные обломки в брекчиях име-
ют эоцен-олигоценовый возраст. Снос обломочного материала происходил с остров-
ной дуги.
Восточная гряда состоит из двух небольших островов: Пентекост и Маево.
Самые древние образования, представленные серпентинитами, обнажаются в двух
тектонических блоках в южной части о-ва Пентекост. Считается, что они принадле-
жат офиолитовой ассоциации (Carney, Macfarlare, 1980).
Стратифицированный разрез начинается толщей гуфогенно-осадочных пород
формации Оламбе и группы Сигхотара мощностью более 600 м, представленной ту-
фогенными и турбидитовыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами, калькарени-
тами и конгломератами. Возраст голши - ранний-средний миоцен. Обломочный ма-
териал в конгломератах представлен пизкокалиевыми железистыми островодужными
толеитами, сносившимися с располагающейся восточнее островной дуги. На о-ве
Маево рассматриваемые отложения согласно перекрыты карбонатными алевролита-
ми мощностью 100-150 м самых верхов миоцена.
Считается, что островодужпый вулканизм в пределах Восточной гряды начался
в позднем миоцене, когда в подводных условиях сформировалась тол та пиллоу-лав
базальтов, фациалыю замещающаяся на севере о-ва Маево туфами, аргиллитами, и
мергелями лагунных фаций, содержащими до 10-15 % пирита.
Следующий этап вулканизма, связанный с разломами и блоковыми движениями,
проявился в позднем миоцене (около 6 млн лет) и продолжался в раннем плиоцене
Его продукты представлены палагонитовыми вулканокластическими бречиями с го-
ризонтами туфов и туфогенных алевролитов. На о-ве Пентекост в брекчиях встре-
чаются обломки известняков и серпентинитов - свидетельство тому, что примерно
5 млн ле г назад размывались породы офиолитового фундамента.
После прекращения вулканизма (4-5 млн лет) на севере о-ва Маево отложи-
лись форам иниферовые илы формации Марино мощностью 100 м (плиоцен) и
фораминиферово-птероподовые илы местами с прослоями рифовых обломочных
брекчий (формация Насава, плиоцен-плейстоцен). В плейстоцене-голоцене произо-
шло поднятие, в результате чего образовались террасы высотой до 250 м.
Центральная гряда в пределах среднего звена Новогебридской островной систе-
мы представлена четырьмя относительно крупными островами (Гауа, Аоба, Амбрим
и Эпи) и несколькими более мелкими островами-вулканами, часть которых активна
и в настоящее время (Warden, 1967). Наиболее древние образования, обнажающиеся
на крупных островах, представлены плиоцен-п лейстоценовыми пемзовыми туфами,
брекчиями и агломератами с редкими маломощными прослоями хорошо отсортиро-
ванного слоистого песчано-глинистого материала. Эти отложения содержат горизон-
ты и силлы пиллоу-базальтов и андезитов, приуроченные преимущсствено к верхней
части разреза. Эффузивы обычно брекчированы. В верхней части разреза в отличие оз
нижней сортировка материала и слоистость выражены значительно лучше. Здесь по-
являются прослои песчаников и алевролитов, отлагавшихся в мелководных условиях.
Вулканогенные отложения местами перекрыты рифовыми известняками с прослоями
гуфогенных фораминиферовых калькаренитов позднеллиоценового-плейстоцепового
возраста, которые, в свою очередь, перекрываются более молодыми слоистыми пем-
зовыми туфами, что указывает на продолжение вулканической активности.
В позднем плейстоцене-голоцене сформировались вулканические конусы часто
с кальдерами, сложенные в основном пирокластическим материалом андезитового
состава.
Вулканиты Центральной гряды относятся к оливиц-толеитовон высокоглпнозе-
м истой базальт-андезиз-дацитовой ассоциации (Warden, 1967). По химическому со-
ставу они сходны с плиоцен-четвертичными вулканитами Японской и Марианской
дуг и отличаются от вулканитов океанических островов относительно низкими со-
держаниями TiO, и SiO2.
Центральная впадина, разделяющая западную и восточную гряды среднего
звена Новогсбридской островной системы, представляет собой овальную в плане кот-
ловину длиной в 200 км и шириной 60-70 км с максимальной глубиной в центральной
части до 4000 м. В средней части впадины расположен о-в Аоба, на котором имеется
вулкан, находящийся в сольфатарпой стадии (Warden, 1970). Дно впадины ровное,
практически горизонтальное.
По данным ПСП, центральная часть впадины заполнена осадочной толщей мощ-
ностью более 2500 м, которая к сс краям уменьшается в мощности и частично вы-
клинивается.
Склоны впадины имеют сложное блоковое ступенчатое строение. Ширина сту-
пеней or 1 5 до 5-10 км, а амплитуда сбросов от 300-500 до 1000 м. Поверхность
сбросовых ступеней сложена позднемиоцен-нлейсгоцеповыми осадочными отложе-
ниями, фундаментом служат вулканогенные образования, аналогичные развитым на
островах Восточной гряды.
В северной части впадины пробурены скважинами 832 и 833 (Collot el al.,
1992).
Скв. 832, пробуренная в днище впадины Северная Аоба (см. рис. 125), на глуби-
не 3100 м, вскрыла следующий разрез (снизу):
-952,6-110 6,7 м - литифипированныс базальтовые брекчии с подчиненным»
прослоями вулканических песчаников, алевролитов и пепла;
возраст кровли - ранний-средний миоцен;
- 865,7-95 2,6 м - средний-верхний (?) миоцен; jiiинфицированные вулканиче-
ские песчаники;
- 702,0-865,7 м — верхний миоцен-верхний плиоцен; базальтовые брекчии
(1,5 м), перекрытые фораминиферовымн, паногшанктонными, оолитовыми и глини-
стыми известняками с прослоями глинистых алевролитов, несортированных осадоч-
ных пород и вулканического пепла;
- 625,7-702,0 м - верхний плиоцен-нижний плейстоцен; базальтовые брекчии с
подчиненными прослоями алевролитов и песчеников;
— 461,5-625,7 м - плейстоцен; мел, известняки и несортированные карбонатные
осадочные породы, переслаивающиеся с вулканическими алевролитами, песчаника-
ми и брекчиями, содеркащими обломки вулканических пород;
- 385,6-461,5 м — плейстоцен; песчаники, алевролиты и известняки более вулка-
нические в верхней части пачки и более карбонатные в нижней;
- 0-385,6 м - плейстоцен; глины, алевриты и пески с прослоями вулканического
пепла.
В этом разрезе обращает на себя внимание очень большая мощность четвертич-
ных отложений (около 650 м), их плохая сортировка, литификация и обилие вулкано-
генного материала, сносившегося с островов.
Скв. 833 пробурена на восточном склоне впадины Северная Аоба па глубине
3641,1 м. Она вскрыла следующий разрез:
- 830,3-1001,1 м — нижний плиоцен; вулканогенные песчаники, алевролиты и ар-
гиллиты, перемежающиеся с базальтовыми силлами мощностью до 65 м. Слои слабо
деформированы, на кон тактах с силлами наблюдается хлоритизация.
- 577,8-830,3 м - плиоцен; вулканогенные и терригенные песчаники, алевроли-
ты и аргиллиты;
— 375,8—577,8 м - верхний плиоцен; вулканогенный песок и базальтовая брек-
чия;
- 77,4-375,8 м - плейстоцен; карбонатные алевролиты и аргиллиты сильно био-
турбированпые;
- 0-77,4 м - плейстоцен и голоцен; вулканический пепел и туфогенные алевриты
с карбонатом.
Плохая сортировка и биотурбация осадков свидетельствуют об их отложении в
мелководном бассейне.
Северный участок Поюогебридской островной дуги представлен в основном
Центральной грядой (о-ва Гауа, Банкс и Санта-Крус). Лишь в его южной части име-
ются несколько мелких островов Торрес, являющихся продолжением Западной гряды
среднего участка. С запада он ограничен Северным Новогебридским желобом, с вос-
тока - Северным трогом.
Западная и Центральная гряды разделены внутридуговым бассейном, пред-
ставляющим собой обширную мульду, не компенсированную осадконакоплением
Максимальная глубина в осевой части бассейна около 2200 м. Мощность осадочных
О'глолжепий, выполняющих мульду, увеличивается от 70-100 м на траверзе островов
Торрес до 400-500 м и более в ее центральной части. Утлы наклона слоев возрастают
с глубиной от долей градуса до 1—2°. В ряде мест фиксируются разломы, секущие
все слои осадочной толщи и выражающиеся в рельефе дна в виде горстов. Возраст
осадочной толщи, по-видимому, позднекайнозойский (как и в Центральной впадине
среднего участка).
Западная гряда состои т из шести мелких островов, расположенных на общем цо-
коле, представляющем овальное в плане поднятие длиной 60 км и шириной 30-40 км
(по изобате 1000 м). Все острова (Хиу, Метома, Тегуа, Линуа, Лои Тога) сходны по
строению, представляют собой эоцен-миоценовые вулканогенные сооружения, кото-
рые в плиоцене-плейстоцене были погружены под уровень моря, обросли коралловы-
ми рифами, а затем были подняты на высоту 360 м.
Вулканогенные образования, которые выделяются как «вулканиты Торрес»
(Greenbaum et al., 1975), представлены в основном андезитовыми лавобрекчмями и
туфами.
Изотопный возраст (по K/Ат) автобрекчии роговообмапкового апдезига с запад-
ной части о-ва Хиу 36,7 J* 1,0 и 39,0 ± 5 млн лет (граница эоцена и олигоцена). В го же
время палеонтологические определения по фораминиферам из обломков известняков
в автобрекчиях на о-ве 'Гога дают более молодой возраст: конец олигоцепа-пачало
миоцена. Предполагается, что К/Ат возраст может быть занижен, но, скорее всего, мы
здесь имеем дело с разновозрастными образованиями.
Вулканические породы представлены в основном оливиповыми базальтами, со-
держащими в среднем 45 % SiO„ и роговообмапковыми андезитами (до 64 % SiO2). На
севере (о-в Хиу) андезиты преобладают. Мощность «вулканитов Торрес» превышает
2000 м.
Вулканогенные образования несогласно перекрываются маломощной (до 10 м)
формацией Южная Хиу, имеющей прерывистое распространение. Ес слагают брек-
чии и конгломераты, состоящие из обломков вулканогенных и осадочных пород, сце-
ментированных очень гонким кальцилютитом или фораминиферовым илом. Породы
обычно сопровождаются марганцевой минерализацией в виде корок вокруг обломков
или в виде массивных залежей. Фаунистические определения отсутствуют, возраст
формации условно считается плиоценовым. Ее формирование происходило в уме-
ренно глубоком морском бассейне вблизи областей сноса, сложенных «вулканитами
Торрес», на что указывает обилие хороню окатанных валунов и гальки этих пород,
сцементированных тонким карбонатным цементом.
Самой молодой является формация рифогенных известняков Торрес, слагающая
каскад террас на островах, самая древняя из которых (плейстоценовая) имеет высоту
240 м.
Центральная гряда в пределах семерного участка представлена островами
Банкс и Санта-Крус, которые разделены котловиной глубиной до 3400 м.
О-ва Банкс, расположенные в южной части, включают два относительно круп-
ных острова: Гауа (Санта-Мария) и Вануа-Лава, на которых имеются действую-
щие вулканы, и семь мелких островов и рифов (Mallick, Ash, 1975; Ash et а!.. 1980)
Цоколь, на котором расположены эти острова, представляв! собой овальное в плане
поднятие, вытянутое в меридиональном направлени на 120 км при ширине до 60 км
(по изобате 1000 м). Сами острова представляют собой вулканические сооружения,
сформировавшиеся в позднем кайнозое (с позднего плиоцена до настоящего време-
ни). Вулканические продукты этих извержений - в основном оливиновые базальты и
пироксеновые андезиты с горизонтами туфов и гуфобрекчий, образовавшиеся в суба-
эральных условиях. К/Ar возраст базальтов от 0,2 до 3.5 млн лет. Некоторые вулканы
извергались в историческое время и находятся в сольфатарной стадии (вулканы иа
островах Вануа-Лава, Гауа и др.).
По химическому составу вулканиты островов Банкс относятся в основном к остро-
водужпои андезитобазальтовой высокоглиноземистой щелочноземельной серии.
О-ва Санта-Крус сходны по строению с островами Банкс. Они включают остро-
ва Ндсни, Утупуа, Ваникоро и ряд мелких островков и атоллов, расположенных в
общем цоколе, который представляет собой поднятие, вытянутое в субмеридио-
на льном направлении на 250 км при ширине 30-50 км (по изобате 1000 м). Острова
представляют собой кайнозойские вулканы и группы вулканов, окруженные рифа-
ми. Радиометрический возраст вулканитов дает очень большой разброс значений.
2,2 ±0,1; 12,5 ± 4,2; 26,0 ± 2,0 и 92,0 ± 20,0 млн лет (Snelling et aL, 1970; Jezek et al.,
1977). Видимо, на островах кроме плиоценовых и миоценовых вулканитов имеются и
более древние - олигоценовые и верхнемеловые.
Как уже отмечалось, острова Центральной гряды Повогебридском островной
системы представляют собой вершины вулканов, большая часть которых находится
ниже уровня моря и в геологическом отношении не изучена. Некоторое представление
о строении цоколя вулканов дают результаты драгирования подводной горы, располо-
женной между островами Банкс и Санта-Крус. Эта гора имеет коническую форму, ти-
пичную для наземных вулканов. Высота ее 2500 м. минимальная глубина вершины 450
м. Драгирование проводилось па восточном склоне горы в интервале 1800-1300 м. В
драгированном материале представлены породы двух толщ вулканопспно-осадочного
комплекса - нижней и верхней.
Нижняя (вулканогенная) толша сложена псефопсаммитовыми-псаммитовыми,
псефитовыми и агломератовыми туфами, гуфобрекчиями и туфолавами. Обломочный
материал представлен в основном андезитами и андезитобазальтами, среди которых
выделяются пироксеновые и оливин-пироксевовые разности. Значи гельно реже ветре-
чаются пироксенофировые и оливиновые плагиоклаз-пироксенофировые базальты и
трахиандезиты. В туфах отмечены прослои туффитов и туфогенных песчаников.
Верхняя (терригенно-осадочная) толща представлена вулканомиктовыми разно-
стями от туфоконгломератов и гравелитов до алевролитов и аргиллитов. В основании
толши лежат базальные слои - валунно-галечные и гравийно-галечные конгломера-
ты. Валуны размером до 15 х 12 х 12 см имеют среднюю окатанность, представлены
андезитами и туфами среднего состава. Галька конгломератов представлена андези-
тами, андезитобазальгами и их туфами, туффитами, туфопесчаниками, песчаниками,
известняками. Цемент базальный и выполнения гравелисто-псаммитовой разности с
примесью глинистых минералов
Значительную часть объема поднятого материала составляют разнозерпистыс
(средне- и крупнозернистые) песчаники с прослоями гравелитов Отмечена грубая
косая слоистость. [Спастический материал представлен обломками эффузивных пород
п их туфов, зернами полевых шпатов и пироксена.
В целом описанный комплекс пород сходен с «вулканитами Торрес» (Grecnbaum
cl al., 1975).
Возможно, такие же породы слагают подводный цоколь и других вулканов
Центральной 1-ряды.
Южный участок Новогебридской островной дуги по строению сходен с север-
ным. Он также образован в основном вулканическими островами Центральной фяды:
Эронанга, Ганна, Аисйтиум, Матхеп и Хантер. Позднекайнозойский, в том числе и со-
временный, вулканизм проявился и на самом северном острове рассматриваемого зве-
на - Эфате и окружающих его мелких островках. Однако большая часть вулканитов,
ела! аюших этот остров, по-видимому, имеет миоцен-плиоценовый возраст (Mallick,
Ash, 1975). Здесь зона современного вулканизма (Центральная гряда) наложилась па
более раннюю вулканическую зону, по-видимому, продолжающую на юге Восточный
пояс. Не исключено, однако, что в этом районе происходит конвергенция всех трех
вулканических поясов - западного, центрального и восточного.
Основные этапы геологического развития Новогебридской островной дуги пред-
ставляются в следующем виде.
- Эоцен ранний миоцен. Образование и развитие вулканического пояса в преде-
лах Западной гряды. Интенсивный островодужный вулканизм в условиях прогибания,
накопление мошной (до 4000-6000 м) толщи вулканитов, вулкаиокластов и туфогенно-
осадочных пород пестрого фациального состава. В конце этапа прекращение вулка-
низма, внедрение штоков диоритов и габброидов, образование разломов, складча-
тость, пропилитизация и пиритизация пород вулканогенной толщи. Геодинамическнс
условия: в начале и середине этапа - растяжение, в конце - сжатие.
В центральной и восточной частях среднего звена палеогеновые отложения не
обнажены, поэтому палеогсологические условия этого времени воссоздать трудно.
Можно предполагать, что в эоцене-олигоцеие, как и позже, в раннем-среднем миоце-
не, здесь сушствовал мелководный морской бассейн, в котором отлагались в основном
грубообломочные вулканомиктовые и турбидитовые осадки, областью сноса которых
служил западный вулканический пояс.
- Средний миоцен. В западном иоясе - поднятие, продолжение токовых дви-
жений, размыв горстов, в грабенах - накопление туфогенпо-осздочиых отложений
с калькаренитами мощностью до 2000-4000 м. Начало прогибания в районе осевой
зоны Центральной впадины и заполнение ее гуфогеппым, преимущественно меечано-
глинистым материалом, сносившимся с западного пояса. В вос точной части сохрани-
лись условия, сложившиеся в конце первого этапа
- Поздний миоцен-плиоцен. В западном поясе и начале этапа - поднятие и раз-
мыв, затем - опускание и формирование в опушенных блоках толщи пелагических и ге-
мипелагических отложений с известняками и калькаренитами мощностью до 1000 м.
В восточной части - заложение и развитие вулканического пояса, формирование
в подводных условиях толщи островодужпых вулканитов и вулканокластитов с про-
слоями туфогепно-осадочных пород мощностью до 2000 м. Образование пояса было
вызвано блоковыми движениями по системе разломов, возникших в начале позднего
мионепа в связи с началом образования Северо-Фиджийской впадины. В конце эта-
па - прекращение вулканизма, блоковые поднятия, размыв.
В Центральной котловине в начале этапа - усиление прогибания, затем - образо-
вание разломов и блоковые опускания Формирование мошной (до 2000 м) туфогенно-
осадочной толщи. Областями сноса служили западный и восточный вулканические
пояса. В конце этапа - образование вулканов Центральной гряды, вызванное заложе-
нием глубинного разлома.
- Плейстоцен—голоцен Поднятие западного и восточного поясов, интенсивные
блоковые опускания в пределах центральной впадины и заполнение ее туфогепно-
осадочными породами. Материал поступал в основном в результате вулканической
деятельности в Центральной гряде. В настоящее время эти условия сохраняются.
Глубоководные желоба. Как уже отмечалось, Новогебридская островная дуга
ограничена с запада двумя глубоководными желобами, за исключением ее среднего
звена, где желобов нет.
Северный Новогебридский желоб (Сапта-Крус) имеет длину около 400 км.
Ширина его но изобате 5500 м в среднем около 40 км, пост епенно уменьшается от
наиболее углубленной части к югу. Самые глубокие места желоба имеют слабопа-
клопное, плоское дно шириной 0,5-1,5 км - результат заполнения донными осадка-
ми. Максимальная глубина желоба 9174 м. Желоб состоит из нескольких впадин глу-
биной до 8000-9000 м, разделенных перемычками глубиной 5500-6000 м. Он имеет
асимметричный V-образный профиль. Склоны выпуклые, становятся круче в нижней
части, где часты обнажения коренных пород. Склон со стороны Кораллового моря
обычно положе, чем со стороны островной дуги. В нижней части, глубже изобаты
6000 м, склоны имеют крутизну порядка 7-12°. На склонах выделяется ряд ступеней
и уступов шириной 0,5-4 км и высотой от первых десятков мет ров до 600-700 м. Эти
формы рельефа более характерны для восточного склона желоба. Крутизна уступов
обычно увеличивается к нижней части уступов и склона в целом и иногда достигает
35°. Иногда на склонах наблюдаются куполовидные и горстовые формы рельефа с
поперечными размерами 1,5-3 км и превышением 150-200 м. Эти формы более ха-
рактерны для западного склона желоба, обусловливают его большую расчлененность
и холмистый рельеф. Крутизна островного склона желоба выше изобаты 4000 м резко
уменьшается, образуя характерную ступень.
На склонах желоба, за исключением крутых уступов, выделена осадочная толща
мощностью 100-300 м. Анализ материалов сейсмопрофилирования позволяет сделать
вывод о т ом, что Северный Новогсбридский желоб образовался после формирования
осадочной толщи в результате ступенчатых блоковых опусканий.
В аномальном магнитном поле желоб не выражен. Уровень аномалий близок к
значениям нормального поля Земли.
Поданным драгирований в желобе на 17 станциях по трем профилям, выделено
четыре комплекса пород, отличающихся по составу, возрасту и условиям залегания
(рис. 128, А):
пиллоу-базальты и долеризы;
базальты и шошониты;
вулканогенные и туфогенно-осадочиые породы;
осадочные отложения.
Комплекс пиллоу-базалыпов и долеритов имеет широкое распространение. Ом
слагает уыупы в основании обоих склонов желоба, а также обнажается в обрывах
западного склона вплоть до его верхней части Комплекс объединяет пиллоу-лавы
базальтов, их лавовые и гиалокластичсские брекчии и долериты. Последние выделя-
ются среди подушечных лав грубозернистостыо, хорошей раскристаллизованностыо
и массивной однородной текстурой, что позволяет предполагать наличие в разрезе
силловых образований. По химическому составу базальты относятся к толеитовой и
субщелочпой сериям. Вместе с тем имеются вариации содержаний некоторых окис-
лов и элементов, например титана, ванадия, хрома, никеля, изменчивость которых
легко объяснима в рамках кристаллизационной дифференциации единой магмы. В
верхней части западного склона в интервале глубин 4960-4700 м базальты отличают-
ся более высокой пористостью и отсутствием долеритов. Это может указывать на бо-
чсс высокое гипсометрическое положение центров излияния базальтов, возможно, в
прибрежных условиях. Абсолютный возраст базальтов (К/Ar), драгированных в осно-
вании островного склона (ст. 28), оказался равным 14,5 ± 0,8 млн лет, а точно таких
же базальтов, драгированных в верхней части морского склона, 16,3 ± 2,6,18, 5 ± 1,1
(ст. 34/8) и 25,2 А 0,8 млн лет (ст. 53). Этот возраст находится в противоречии с гео-
логическими данными, согласно которым на описанных базальтах залегают карбонат-
ные отложения с эоценовой микрофауной. Это противоречие может объясняться либо
омоложением возраста базальтов в результате потери аргона при вторичных измене-
ниях, либо аллохтонным залеганием эоценовых пород. Первое представляется более
предпочтительным, поскольку, по данным НСП, осадочные отложения залегают в не-
нарушенном состоянии. Па это же указывают низкое содержание калия в породах и
большой разброс значений возраста.
Комплекс базальтов и шошонитов драгирован в основании обоих склонов же-
лоба. В его составе резко преобладают лавы, лавовые брекчии и туфы шошонитового
состава. Все породы отличаются высокой пористостью. Однако коэффициент зке-
шюзивности очень низкий. Пирокластические образования комплекса представлены
литокристаллокластическими брекчиями. Они составляю!' весьма незначительный
процент (около 3—5 %) драгированного материала, где образуют небольшие корки и
примазки иа лавовых обломках, либо самое гоя тельные фрагменты. По-видимому, в
составе комплекса пирокластические породил слагают небольшие по мощности про-
слои и переслаиваются с лавами. Кроме того, наличие обломков хорошо раскристал-
лнзовапных разностей шошонитов позволяет предполагать в составе комплекса на-
личие субвулкапических образований типа некков и экструзий. Вулканические поро-
ды, слагающие комплекс, представляют собой непрерывный ряд укороченного типа,
от базальтов до шошонитов при отсутствии пород более кислого состава. Базальты,
выделяемые в сос таве этого комплекса, обладают рядом петрографических особен-
ностей, свидетельствующих об их генетической обособленности от шошонитов.
Высокая титанистость базальтов при повышенных содержаниях хрома и никеля, а
Рис. 128. Геологические разрезы Новогсбридских желобов. А - северного, Б южного (рас-
положение разрезов см. па рис 20) (Геолого-геофизические исследования, 1990): I - кайнозойские
туфогснно-осадочные и карбонатные отложения; 2 третичные островодужные вулканогенные об-
разования; 3 миоценовые шошониты, базальты, их туфы и туфобрекчии; 4 — пилпоу-базальты. ло-
лсриты, гналокластиты. лавобрекчни; 5 - сейсмоакустический фундамент (предположительно вулка-
ниты); 6 - разломы; 7 станции драгирования, 8 - точки с определениями ископаемой микрофауны
также особенности минерального состава позволяют относить их к меланократовым
разностям толситовых базальтов островодужного гида. Таким образом, рассматри-
ваемый комплекс представляет собой парагенетическую ассоциацию, состоящую из
двух генетических серий: известково-щелочной и толеитовой. Абсолютный возраст
шошонитов (К/Ar), драгированных в нижней части западного (морского) склона же-
лоба, 5,29 ±0,14; 5,8 ± 0,6 и 14,9 ± 1,2 млн лет (определения выполнены в лаборатории
изотопной геохронологии ИГЕМ)
Комплекс вулканогенных и туфогепно-осадочных пород слагает среднюю и
верхнюю часть островодужного склона желоба. По литолого-генетическому признаку
выделяю гея две толщи: нижняя - существенно вулканогенная и верхняя — существен-
но туфогенно-осадочная. Породы нижней толщи представлены псаммитовыми, псе-
фолсаммитовыми, псефитовыми и агломератовыми туфами, туфобрекчиями и туф-
фитами среднего состава. Эти породы типичны для островодужного вулканическо-
го комплекса, являются, по-видимому, продуктами стратовулканов наземного типа
Из алевритовых туффитов определен комплекс планктонных фораминифер, харак-
терный для среднего эоцена. Верхняя толща представлена туфогено-терригепными
(вуяканомиктовыми) нотифицированными средне- и плохо сортированными осадоч-
ными породами: конгломератами, хравелитами, гравелистыми песчаниками, алевро-
литами, аргиллитами и известняками. Породы толщи, по-видимому, образовались в
мелководной среде в результате размыва и переотложения вулканитов нижней толщи
Плохая сортировка материала, хрубая и косая слоистость и зеркала скольжения сви-
детельствуют о мобильной гидродинамической и тектонической обстановке в период
формирования осадков и в последующее время. Из хуфоалевролитов определен ком-
плекс планктонных и бентосных фораминифер, характерный для верхнего миоцена-
нпжнего плиоцена. Таким образом, палеонтологические данные указывают па время
формирования рассматриваемого комплекса: со среднего эоцена до раннего плиоцена
включительно. Мощность комплекса превышает 2000 м.
Комплекс осадочных отложении развит на западном склоне желоба, где он
горизонтально залегает на поверхности ступеней, прерываясь на крутых уступах
Мощность его, по данным НСП, ог 100 до 500 м. Отложения этого комплекса отли-
чаются от отложений восточного склона желоба почти полным отсутствием пирокла-
стических пород и продуктов их размыва. Они представлены известняками, плотны-
ми известковистыми алевритистыми глинами и песчанистыми алевритами.
В этих отложениях были определены комплексы бентосных и планктонных фо-
раминифер и карбонатного нанонлапктона, относящиеся к двум стратиграфическим
уровням: эоценовому и верхнемиоцен-пижнеплиоцеповому. Эоценовый комплекс
был определен из карбонатных пород, миоиен-плиоцеповый - из слабо литифици-
рованпых глин и алевритов. Характерно, что возраст осадочных отложений оказал-
ся одинаковым на всех ступенях, независимо от их гипсометрического положения,
вплоть до приосевой зоны желоба (около 9000 м).
Южный Новогебридский желоб протягивается между 17°30' и 23° ю.ш. на
1200 км. Он состоит из двух ветвей: северо-западной (780 км) и субширотной (420 км),
сочленяющихся па 23° ю.ш. Простирание северо-западной ветви желоба совпадает с
общим простиранием Повогебридской островной системы, субширотная ветвь пер-
пендикулярна ей. В восточном направлении на простирании желоба протягивается
подводный хребет Хантер. Желоб имеет очень сложный рельеф. Он образован це-
почкой изолированных друх’ от друга овальных или вытянутых в плане впадин про-
тяженностью оз-15 до 160 км и глубиной до 7600 м, разделенных широкими пологими
перемычками.
Желоб зарождается па траверзе о-ва Малекула серией глубоко врезанных каньо-
нов северо-северовосточного и северо-северозападпого простираний, расширяясь и
углубляясь к югу. На широте 17°40' желоб уже имеет ширину 22-26 км (по изобате
5500 м), глубину 6800 м и характерный V-обраэный профиль с выпуклыми склона-
ми. Максимальные глубины (7077, 7090, 7133 и 7633 м) наблюдаются на траверзах
островов Эфате, Эроманга и Тапиа, тогда как перемычки с глубинами менее 6000 м
приурочены к межостровным проливам.
Склоны желоба ступенчатые, средняя высота ступеней 400-600 м, ширина
3-15 км. Ступени разделены уступами крутизной до 20-25° и расчленены глубокими
ложбинами на ряд увалов, глубоко вдающихся вплоть до осевой зоны желоба, благо-
даря чему опа приобретает извилистые в плане очертания. В целом западный склон
положе и ниже восточного (в среднем соответственно 8 и 14°), более отчетливо трас-
сирован Глубина бровок западного склона около 4,5 км, тогда как восточный подни-
мается до 1,5 км и более (па траверзе островов). Приосеиая зона желоба ограничена
крутыми уступами. Южнее о-ва Эроманга желоб в рельефе дна почти не выражен, а в
зоне дивергенции островных дуг Новогебридской и Луайотс более крутым становит-
ся западный склон желоба.
В аномальном магнит ном поле желоб практически нс выражен.
В желобе нами проведено семь драгирований (рис 128, Б). Наиболее результа-
тивными оказались станции на западном склоне желоба, где были подняты базаль-
ты и долериты, сходные с драгированными в Северном 11овогебридском желобе. Им
свойственны общие особенности химизма - повышенная гитапистость и натрисвость.
прямо коррелирующие с более низкими значениями хрома и никеля, что типично для
субщелочных базальтов.
Верхняя часть западного склона Южного Повогсбридского желоба сложена
пиллоу-базальтамп повышенной щелочности. В ряде случаев между шаровые проме-
жутки пиллоу-лав заполнены очень плотным глиписто-нзвссгковым цементом, кото-
рый практически не испытал температурных воздействий. Это свидетельствует о не-
котором временном перерыве в его формировании, по сравнению с базальтами. Кроме
того, некоторые из лавовых подушек разбиты системой радиальных трещин остыва-
ния. выполненных гем же материалом. В этом материале содержатся остатки форами-
пифер и карбонатного напонланктона, характ ерные для среднего и верхнего эоцена.
По-видимому, мы имеем дело с очень неровной кровлей толщи пиллоу-базальтов. на
которой вскоре после остывания базальтов начали отлагаться глиписто-карбонатиыс
осадки. В то же время возраст базальтов, определенный К/Аг методом, оказался зна-
чительно моложе - 9,7; 12,5 и 22,3 ±0,7 млн лет (миоцен). В данном случае это проти-
воречие однозначно решается в пользу палеонтологических данных.
На пиллоу-базальгах залегают аргиллиты, алевроли ты и песчаники с эоценовой
микрофауной, что подтверждает сделанный выше вывод.
В основании восточг юго склона желоба также драгированы базальты и туфогенно-
осадочные породы.
По результатам микрофаупистического анализа, в этих породах выделены два
комплекса - эоценовый и верхнемиоцеповый.
Таким образом, приведенные данные показывают; что Северный и Южный
Иовогсбридские желоба ио строению сходны между собой и морфологически мало
отличаются от других желобов запада Тихого океана. Однако геологическое строение
их во многом своеобразно. Самой важной отличительной чертой Новогебридских же-
лобов является сходство фундамента в основании обоих склонов - западного (морско-
го) и восточною (островодужного), а также присутствие в составе этого фундамента
хорошо раскристаллизованпых шошонитов, типичных для циркумокеапской ассо-
циации, по Чейзу, но заметно отличающихся от однотипных пород Новогебридских
ос тровов повышенным содержанием титана и пониженным — ванадия. Многоэтапный
характер кристаллизации пород базальт-шошонитового комплекса с образованием
нескольких генераций вкрапленников при раннем выделении магнетита указывает
иа эволюцию исходного расплава в промежуточной камере, что возможно при на-
личии достаточно мошной коры континентального типа. Общее для обоих склонов
желобов - наличие комплекса пиллоу-базальтов и долеритов, характеризующихся
значительными вариациями щелочности и содержаний некоторых микроэлементов,
определяемыми в целом различиями в условиях дифференциации исходных магм
Миндалекамеппые текстуры, наличие лаво- и туфобрекчий, иногда с органогенным
карбонатом в цементе, а также характер вторичных изменений указывают иа форми-
рование порол этого комплекса в мелководно-морских условиях.
Глубоководные желоба как морфоструктуры возникли в конце плиоцена или в
плейстоцене и продолжают формироваться в настоящее время. Этот вывод основан
па следующих данных:
1) склоны желобов имеют ступенчатое строение, причем осадочная толша иа всех
ступенях, вплоть до /шиша желоба, имеет одинаковое строение, мощность и возраст
(от среднего эоцена до плейстоцена), не зависимо от гипсометрического положения.
Эго же относится и к вулканогенному фундаменту, подстилающему осадочнуютолщу.
Разломы, рассекающие фундамент и осадочную толщу, имеют характер сбросов;
2) в приосевой части желобов иа глубинах до 8 км обнаружены карбонатные
осадки, вплоть до плейстоценовых, которые не могли отлагаться на таких глубинах,
значительно превышающих уровень карбонатной компенсации;
3) обломки пород, драгированных с уступов на склонах желобов вплоть до их
осевых зон, имеют совершенно свежие поверхности, не покрытые даже пленкой же-
лезомарганцевых окислов. Эго указывает па кратковременность их контакта с мор-
ской водой, т.е. на очень молодой возраст уступов;
4) желоба совершенно не заполнены осадками, хотя скорость осадконакопления
вблизи активной вулканической Повогебридской дуги очень велика (в Центральной
впадине среднего звена этой дуги только в плейстоцене сформировалась туфогенно-
осадочпая толща мощностью до 1 000 м);
5) желоба имеют очень сложный, сильно расчлененный рельеф с изолированны-
ми впадинами, увалами, каньонами и крутыми уступами, причем наибольшая расчле-
ненность рельефа наблюдается в торцовых частях желобов;
6) желоба сейсмически активны, что указывает- па происходящие в них тектони-
ческие процессы. Однако здесь наблюдаются только мелкофокусные приповерхност-
ные землетрясения, свидетельствующие о начальной стадии этих процессов.
Глубоководные желоба развиваются на границе между двумя различными
с труктурно-фациальными зонами. Западные склоны желобов принадлежат в основном
Коралловоморской плите, имеющей доэоцеповый фундамент и сравнительно мало-
мощный (500 -700 м) педислоцировапный кайнозойский осадочный чехол. Восточные
склоны принадлежат Новогебридской островной дуге, в основании которой залегает
толща пиллоу-базальтов. Болес глубокие горизонты фундамента представлены дуни-
тами, перидотитами, серпентинитами и габбро, встречающимися в виде ксенолитов
в кайнозойских вулканитах, а также обнажающимися в тектонических блоках на о-вс
Пептекост. Наличие андезитов и базальтов в эоценовых конгломератах, вскрытых скв
286, пробуренной к западу от о-ва Малекула, а также драгированных с подводной
горы между ос тровами Санта-Крус и Банкс, свидетельствует о том, что уже в эоцене в
районе западной часта Новогебридской островной дуги сущес твовала вулканическая
гряда, сложенная этими породами. Следовательно, вулканизм здесь начался, скорее
всего, до эоцена или в самом раннем эоцене. С тех пор в пределах дуги накопилось не
менее 8000 м вулканогенных и гуфогешю-осадочных отложений, которые затем были
дислоцированы (углы наклона слоев до 40°) и разби ты разломами. Сходное строение
имеет и островная дута Луайоге, расположенная к западу от южной части Южного
Новогебридского желоба.
Таким образом, островная дуга резко отличается от впадин морей по мощности,
составу и дислоцироваипоста кайнозойских образований, что вызвано высокой ак-
тивностью протекавших здесь в кайнозое тектонических и вулканических процессов,
которые имеют сходство с геосипклиналытым и орогенным этапами, но не идентич-
ны им.
Характерно, что граница между Коралловоморской плитой и Новогсбридской
островной дугой нс везде трассируется глубоководными желобами, которые в рай-
оне среднего звена этой дуги протяженностью 350 км не развиты Встречающиеся
в литературе предположения о том, что глубоководные желоба здесь раньше суще-
ствовали, по затем были деформированы тектоническими процессами в зоне разло-
мов Д'Антркасто, не подтверждаются данными по скв. 286, пробуренной во впадине
Луайоге, куда начиная с эоцена сносился обломочный материал с Новогебридской
островной дуги. Кроме того, это предположение опровергается приведенными выше
данными о плейстоценовом возрасте глубоководных желобов.
Пег глубоководных желобов и к востоку от Новогсбридской островной дуги, со
стороны Северо-Фиджийской впадины, но здесь имеется система продольных гор-
стов и грабенов, которая, возможно, в будущем трансформируется в глубоководные
желоба.
Приведенные данные свидетельствуют о том, что Новогебридские глубоковод-
ные желоба являются очень молодыми морфотектопическими структурами, сформи-
ровавшимися в плейстоцене в результате блоковых опусканий земной коры на грани-
це между Коралловоморскон плитой и Новогебридской островной дугой. Таким обра-
зом, эти желоба следует рассматривать как рифтогеилые структуры, образовавшиеся
в условиях растяжения земной коры.
Топга-Ксрмадекскос звено протягивается почти прямолинейно о г островов
Самоа до Северного острова Новой Зеландии на 2100-2200 км. В пределах звена вы-
дслется два глубоководных желоба: Тонга и Кермадек, сопряженные с ними остров-
ные дуги и разделяющие их грог Гавр и впадина Лау.
Глубоководные желоба. В северной части тема расположен глубоководный
желоб Тоша. Он состоит из двух участков. Короткий северный участок широтного
прост ирания узкий и сравнительно неглубокий (4500-5000 м). На 164,5° в.д. огг вы-
клинивается, а к югу от островов Самоа коленообразно изгибается почти под пря-
мым углом и переходит в протяженный южный участок, который протягивается до
траверза подводной горы Осборн. Южнее его продолжает желоб Кермадек, который
выклинивается на широте восточного мыса Северного о-ва Новой Зеландии. Желоба
большей частью имеют V-образный асимметричный профиль с крутым (8-15°) высо-
ким островным склоном и более низким и пологим (3-8°) океаническим. Оба склона
террасированы, осадочные отложения на них практически отсутствуют. Для осевой
зоны желобов характерны напряжения в очагах землетрясений типа сброса (Sykes et
al., 1970), аномалии магнитного ноля и теплового потока выражены слабо.
По данным драгирований установлено, что склоны желоба 'Гонга имеют различ-
ное строение. Океанический склон сложен пиллоу-лавами базальтов, типичными для
ложа океана. По данным бурения (скв. 204), они перекрыты осадочными отложения-
ми, базальные слои которых датированы поздним мелом.
Базальты, аналогичные базальтам океанического склона, установлены драгиро-
ванием и в самой нижней части островного склона на глубине около 9000 м (Bloomer,
Fisher, 1987). Гипсометрически выше (8500 м) располагается комплекс метаморфи-
зованных перидотитов, представленных серпеш линзированными гарцбургитами,
реже - дунитами, лерцолитами и амфиболовыми сланцами. Породы этого комплекса
по химическому составу и степени метаморфизма отличаются от залегающих выше
ио разрезу улырамафитов комплекса расслоенных интрузий, который включает так-
же и различные кумулятивные габброиды, метаморфизованные в условиях эпидот-
амфиболитовой фации (Силантьев, Злобин, 1986). Комплекс расслоенных интрузий
перекрыт диабазами и базальтами, составляющими верхнюю часть разреза офиоли-
товой ассоциации. Геохимическая характеристика пород этого комплекса показывает,
что они сущест венно о тличаются от пород океанической коры срединных хребтов и
грансформных разломов более высокой магнезиальное!ью породообразующих ми-
нералов, обеднением клинопироксеном и рядом других показателей. На этом осно-
вании делается вывод о том, что породы островного склона не являются материалом
субдукции Тихоокеанской плиты (Bloomer, Fisher, 1987), а сформированы в процессе
развития островной дуги (Шараськин и др., 1986). Породы офиолитовой ассоциации
перекрыты вулканогенной толщей андезитов, базальтов и бонинитов, относящихся к
известково-щелочной серии островодужпого типа. В ряде работ указывается на «ску-
чивание» земной коры островного склона желоба Тонга, выражающееся в «сдваи-
вании» разреза (Шило и др., 1984). Однако детальное изучение петрологических и
геохимических особенностей пород показало, что нижняя и верхняя часта офиолито-
вого разреза сущест вено отличаются друг от друга и соответствуют двум различным
геохимическим трендам метаморфизма, что не позволяет считать их «сдвоенными»
тектоническими пластинами (Силантьев, Злобин, 1986). Рассмотрение первичных ма-
териалов также говорит о гом, что «скучивапие» твердо нс доказано, а повторение в
разрезе сходных пород легче объяснить отнесением их к двум разным возрастным
комплексам.
В южной части желоба Тонга, на его ос тровном склоне скв. 841 (глубина 4821 м)
вскрыт эоценовый риолитовый вулканический комплекс, перекрытый осадочными
отложениями, имеющими следующий разрез:
- 549 -605 м; нижний олигоцен - карбонатные вулканогенные песчаники с тонки-
ми прослоями аргиллитов и глинистых песчаников.
Анализ фауны показывает, что эти осадки отлагались в мелководных условиях,
очевидно, па шельфе.
Между этой и вышележащей пачками - несогласие и стратиграфический пере-
рыв от раннего олигоцена до среднего миоцена (примерно 13 млн лет).
- 458-549 м - средний миоцен; деформированные вулканогенные песчаники и
алевролиты, подстилающиеся вулканогенными конгломератами.
Эта пачка отделена от вышележащей пачки зоной разлома, в которой породы
брекчировапы.
- 333-458 м верхний миоцен; вулканомиктовые конгломераты и брекчии, со-
стоящие из угловатых и окатанных обломков базальтов и андезитов, сцементирован-
ных грубозернистым туфопесчаником.
— 56 -333 м - плиоцен- плейстоцен; турбидитныс тонкослоистые туфопесчаники
и туфоалевролиты с прослоями вулканического пепла и стекла.
- 0-56 м - плейстоцен-голоцен; вулканомиктовые глины с тонкими прослоями
турбидитовых вулканомиктовых песков, алевритов и вулканического пепла.
Обращает па себя внимание полная аналогия разрезов в желобах Тонга-Кермадск
и Идзу-Бонипском, что свидетельствует о морфогенетическом единстве этих желобов.
Наличие в основании островного склона океанических пиллоу-базальтов, видимо,
объясняется надвигом островного блока на океанический (или поддвигом океаниче-
ского пол островной) но крутопадающей зоне разлома.
ОсI ровная дуга Тоша-Ксрмадек, сопряженная с глубоководными желобами,
представляет собой гигантский по протяженности (более 2700 км) горный хребет, на-
ходящийся почти полностью и иже уровня моря Превышение его над днищем же-
лобов более 9000 м. над днищем впадины Лау и трога Гавр - более 2500 м. Ширина
хребта около 200 км. Над выположеппой поверхностью хребта, наклоненной на запад
под углом около 1°, возвышаются отдельные горы и гребни, образующие в ряде мест
мелкие острова. В средней части дуги Гош а хребет раздваивается, образуя две гряды,
внешнюю (обращенную к желобу), не вулканическую, и внутреннюю, которая пред-
ставляет собой часть вулканической дуги, протягивающейся от о-ва Тафаха на севере
до Северного острова Повой Зеландии. Высота вулканических островов над уровнем
моря 300 -1125 м, нс вулканических (коралловых) - 20-200 м.
Основание дуги сложено метаморфическими ультрамафитами и породами офио-
литовой ассоциации (они охарактеризованы при описании островного склона глубо-
ководных желобов). На них залегает вулканогенная толща, состоящая из андезитов,
реже - базальтов, бонинитов, дацитов, риолитов и их туфов, возраст которой считается
эоценовым или древнее (Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса, 1977). На о-вс
Эуа они перекрыты эоценовыми фораминиферовыми и коралловыми известняками,
содержащими пирокластический материал. Стратиграфически выше располагаются
миоценовые трахиандезиты, дациты и их туфы и миоцен-n л иоценовые рифовые из-
вестняки, развитые па внешней (не вулканической) гряде. В юго-западной части дуги
Гонга, южнее о-ва Эуа, скв. 840 (глубина 743 м) вскрыт следующий разрез:
- 260-597 м - верхний миоцен; сильно биотурбированные туфогенные песчани-
ки и алевролиты, мел и извесгковистыс аргиллит ы с прослоями вулканогенных кон-
гломератов и брекчий.
- 260-124 м верхний миоцен-плиоцен; сильно биотурбированные нанофосси-
лисвый мел и известковистые алевролиты.
- 0-124 м плиоцен -плейстоцен; глинистый панофоссилиевый ил с прослоями
турбидитовых витрокластических алевритов и песка, количество которых возрастает
вниз по разрезу.
Вулканическая гряда целиком сложена пл коцен-четвертичным и вулканитами,
преимущественно андезитового состава. Многие вулканы активны в настоящее время.
Тонга-Кермадекская сис гема дуга- желоб высоко сейсмична. Очаги землетрясе-
ний сосредоточены в узкой (20 км) ссйсмофокалыюй зоне, круто наклоненной под
островную дугу. Максимальная глубина очагов в центральной части дуги до 700 км
(Sykes et al., 1970).
Трог Гавр отделяет дугу Кермадек от хребта Колвилл в южной части рассма-
триваемого звена. Это типичный междуговой прогиб. Максимальная глубина трога
в южной части (примерно па 33° ю.ш.) достигает 3750 м, ширина до 159 км. Дпише
трога здесь осложнено небольшими впадинами с извилистыми в плане очертаниями,
оконтуренными изобатой 3000 м. Северная часть трога уже (в среднем 50-70 км) и
мельче (до 2500 м).
Впадина Лау находится па северном продолжении трога Гавр, отделяя остров-
ную дугу Тонга от хребта Лау. На севере впадипа ограничивается субширотным
участком желоба Тонга, а частично открывается в сторону океана. Впадина расши-
ряется с юга на север от 150-200 до 450-500 км. Дно се очень неровное, средняя
глубина около 2500 м. перепад глубин достигает 2000 м. Расчлененность рельефа обу-
словлена чередованиями узких коротких хребтов и разделяющих их желобов, которые
имеют в северной части впадины преобладающее северо-западное простирание, а в
центральной - субмсридиопалыюе. Имеются также многочисленные одиночные под-
водные горы вулканического происхождения. Распределение осадочного чехла пре-
рывистое — «карманного» типа. Основание вулканов, по данным драгирований, сло-
жено толей голыми базальтами, а вершины - андезитами и дацитами, аналогичными
развитым на островах Тонга.
В южной части впадины, вдоль ее восточного борта, параллельно островной дуге
Гонга протягивается подводный вулканический хребет Валу-Фа, также сложенный
голситовыми базальтами и стекловатыми пузырчатыми андезитами, в ряде случаев
гидротермально измененными. Гидротермальная активность продолжается здесь и в
настоящее время (Foucher, 1988).
Скв. 203, пробуренная в северной части впадины, вблизи подножия островной
дуги Тонга (гаубица 2720 м), вскрыла силыюпористые базальты, чередующиеся с хо-
рошо сортированными вулкапомиктовыми песками, пеплами и органогенными илами
(шпервал 409-400 м). Возраст эт их обложений ранне- или срсднепл иоде новый. В ин-
тервале 400-238 м керн не отбирался, а выше (238-0 м) пробурены плейстоценовые
органогенные илы ипеплы (Initial Reports..., 1972, v. 21). Формирование нижней пачки,
судя по сильной пористости базальтов, происходило на глубие не более 500-1000 м.
Амплитуда последовавшего затем опускания составила примерно 2000 м.
Севернее, в центральной части скважины Лау пробурено четыре скважины (836-
839). Три из них (кроме скв. 838) вскрыли вулканогенный фундамент плиоценового
возраста, перекрытый плиоцен-плейстоценовыми вулканогенно-осадочными отложе-
ниями.
Фундамент сложен толситовыми базальтами типа островных дуг, реже - низко-
г;алиевыми ацдезитобазальтами (SiO, - 52-56 %, К,О — 0,6 -1,7 %).
Наиболее полный разрез вулканогсшю-осадочной толщи вскрыт скв. 838
- 210-259 м - плиоцен; туфогенные алевриты и аргиллиты.
— 163-210 м — плиоцен; туфогенные песчаники и алевролиты с обломками аиде-
зитобазальтов и пемзы
- 98-163 м - плиоцен; туфогенпыс песчаники и алевролиты, в нижней части -
вулканогенные копгломерач ы.
- 23-98 м - плиоцен-плейстоцен; грубослоистыс вулкапомикювые пески, алев-
риты и пемзовый гравий.
- 0-23 м - плейстоцен-голоцен; глинистый нанофоссилиевый ил с тонкими вул-
канокластическими прослоями.
Примерло такой же разрез вскрыт и остальными скважинами, но мощность
вулканогенно-осадочных отложений в них меньше: в скв. 836 - 20 м; в скважинах 837
и 839-215 м.
По данным драгирований, на дне впадины установлены голеитовые пиллоу-
базальгы, зеленые сланцы и габброиды, сходные с породами офиолитовой ассоциа-
ции островного склона желоба Тонга (Sclater et al., 1972). Незначительная мощность
осадочных отложений и морфоструктурпыс особенности, плиоцсн-плейстоценовый
вулканизм и высокий тепловой поток (до 85 мВт м,?) указывают па молодость впади-
ны, развитие которой продолжается в настоящее время
Хребет Колвилл-Лау на севере соединяется с Фиджийским поднятием, па юге
он продолжается до Северного острова Повой Зеландии. Длина его около 2000 км,
ширина в основании 75-100 км, строение блоковое. Превышение отдельных гор
над выровненной поверхностью хребта, находящейся на глубине 500-1000 м, тако-
го же порядка. Большинство мелких островов в пределах хребта сложено плиоиен-
плейсгоцеповыми рифовыми известняками, около 30 % имеют вулканическое проис-
хождение
По абсолютнму возрасту (К/Аг) вулканиты делятся на четыре группы (Summary ...
1987):
- олигоцеп - 32,7 + 2,3; 31,0 i- 1,2 и 29,5 ± 1,4 млн лет;
— миоцен - 13,95 J 5,40 млн лет (31 определение);
- плиоцен - 4,39 .ь 2,06 млн лет (22 определения);
- плейстоцен 1,67 ь 0,28 млн ле г (9 определений).
Наиболее древние породы, обнажающиеся иа островах, — вулканиты андезито-
вого состава, возраст которых считается домиоценовым. В миоцене происходили в
основном излияния толеитовых базальтов, в плиоцене и плейстоцене - базальтов и
андезитов. В настоящее время хребет в вулканическом и сейсмическом отношении не
активен.
Новозеландское звено тесно связано с Тонга-Ксрмадекским, по принципиаль-
но отличается от пего по морфологии и геологическому строению. Оно представляет
собой реликч палеоконтинента, включающий горстовое поднятие Новозеландских
островов и расположенное к западу от пего подводное плато Челленджер, относящее-
ся к внешней зоне сектора.
Новозеландские ос трова имеют очень сложное геологическое строение, обуслов-
ленное многократным наложением разновозрастных структур, начиная с докембрия.
Морфологически спи приурочены к крупному горстовому поднятию северо-восточного
простирания, расположенному к северо-западу от вышеописанного поднятия Чатем и
плато Кемпбелл. Ширина поднятия 460 км, протяженность около 1500 км.
В пределах Новозеландского поднятия выделяется пять с труктурно-фациальных
зон. Первая и вторая зоны относятся к Новозеландской антиклинали, три последние -
к одноименной геосинклинали (рис. 129).
Первая самая северо-западная зона (Нельсоп-Узстлецд) сложена докембрийски-
ми и нижпепалеозойскими геосинклинали ними отложениями: траувакками, аргил-
литами, кристаллическими сланцами, конгломератами, известняками, кварцитами,
реже — вулканитами основного состава и зелеными сланцами. Эти отложения, мощ-
ность которых превышает 25 000 м, в девоне-карбоне были дислоцированы и про-
рваны гранитами. В перми на размытой поверхности геосинклиналыюго комплекса
отложились кварцевые песчаники, гравелиты и конгломераты (500 м), такие же отло-
жения сформировались в маастрихте-палеоцсне (100-1300 м). В эоцене и олигоцене
сформировалась толша известковых аргиллитов, известняков и углей (200-1000 м).
В остальные периоды своей мезо-кайпозойской истории этот регион представлял со-
бой область размыва.
Вторая зона - зона Ротороа-Фьордлепд - в раннем палеозое представляла собой
эвгеосинклиналь, в которой вначале сформировалась офиолитовая ассоциация и тол-
ща известково-щелочных вулканитов островодужтюпо типа. Затем здесь образовалась
мощная голша вулканомиктовых граувакк, аргиллитов, известняков и вулканитов.
В позднем палеозое и мезозое породы подверглись метаморфизму высоких темпе-
ратур и низких давлений (фации амфиболитовая и роговообмапковых гранулитов) и
были прорваны крупными интрузиями базалы-гипербазиговою и долеритового со-
става. В эоцепе-миоцепе отлагались мелководные водорослевые и глауконитовые из-
вестняки, кварцевые пески, угли и известковистые аргиллиты (500-4000 м), а в плио-
цене и плейстоцене - галечники и известковые алевригы с линзами глии и галечников
(100-300 м).
В третьей зоне («Краевая синклиналь») в нижней части разреза развиты артинские
гуфы кератофиров и спилитов, конгломераты, песчаники, порфириты (3000-4000 м).
В середине перми произошло формирование офиолитовой ассоциации (серпентини-
ты и пиллоу-лавы базальтов), а в поздней перми триасе здесь отложилась мощная
(К) 000-12 000 м) толща вулканокластических пород с обилием туфов основного,
среднего и кислого состава. Преобладают здесь туфогенные песчаники, конгломера-
ты, аргиллиты, реже - известняки. В раннем мелу эта голша была смята в пологую
синклиналь и подверглась региональному метаморфизму высоких давлений и низких
температур. В кайнозое в рассматриваемой зоне отлагались эоценовые конгломераты
и угленосные отложения (200-800 м), о л игоцен-нижп см ноненовые песчаники, алев-
ролиты, аргиллиты (флиш) и известняки (500-1100 м), среднемиоценовые морские
аргиллиты и конгломераты (100-250 м) и верхиемиоцеп-плиоцеповые пресноводные
конгломераты и аргиллиты (100-600 м).
Четвертая зона («Сланцы Хает») также сложена в основном верхненалеозойски-
ми образованиями - вулканомитоговыми граувакками, аргиллитами и турбидитами с
горизонтами кремней и пиллоу-лав основного состава (до 3000 м). В триасе и юре
здесь продолжалось накопление терригенных отложений, а в поздней юрс-рапнсм
мелу проявились складчатость и метаморфизм высоких давлений и низких темпера-
тур зелсносланневой и амфиболитовой фаций.
Пятая зона (Торлссс) отделена от четвертой мощной зоной глубинного
Альпийского разлома. Геосипклипалытый разрез здесь представлен мезозойски-
ми (верхний триас-апт) граувакками, песчаниками, аргиллитами, конгломератами,
реже - вулканитами основного состава и известняками. Мощность разреза достигает
10 000-12 000 м. В раннем мелу проявились складчатость и метаморфизм пренит-
нумпеллиитовой фации. Последовавшее затем осадконакопление носило субплатфор-
менпый характер-
- альб-сеноман; угленосные огложения, аргиллиты, песчаники, вулканиты (500-
1500 м);
- турон-саптон; аргиллиты, конгломераты, глауконитовые песчаники, вулканиты
(200- 500 м);
Рис. 129. Тектонические зоны Новой Зеландии (Мсюзойско-кайиозойские складчатые пояса,
1977) Зоны 1,2 11овозслаидская геосинклиналь Зона I I 1сльсон-Уэстленд: 1 (IA) гранитные
батолиты верхнего девона триаса; 2 (IB) эвгеоспнклннальпый разрез кембрийского аллохтона,
— кам пан—Маастрихт; кремни, песчаники, конгломераты, глауконитовые пески,
угли (100- 800 м);
- палеоцен-нижпий эоцен; песчаники, алевролиты, известняки, кремни (100-
500 м);
— верхний эоцен- -олигоцсн; бентониты, глауконитовые пески, известняки, вулка-
ниты (200-1400 м);
— миоцен; аршллиты, алевролиты, песчаники, брекчии, конгломераты (до 2000 м);
- плиоцен-плейстоцен; аргиллиты, песчаники, конгломераты (200-600 м).
Основные этапы геологического развитии. Все структуры Новозеландского
региона развились па древней сиалической континентальной коре, абсолютный воз-
раст которой по обломочному циркону из пород группы Гринленд определяется
в 1170-1470 млн лет (Aronson, 1968). По-видимому, в это время рассматриваемый
регион являлся краевой частью крупного Палеоавстралийского континента. В кон-
це позднего докембрия в западной части региона заложился геосинклинальный трог,
в котором началось формирование отложений групп Гринленд и Уайтуа, с абсолют-
ным возрастом 610-820 млн лез, представленных миогеосинклинали 1ыми фациями.
Восточнее располагалась пижнепалеозойская эвгеосинклиналь (вторая зона), которая
в позднем силуре была дислоцирована и частично надвинута на запад и на север.
Вторая эпоха складчатости охватывает среднй и поздний девон (складчатость Тухуа).
Следующий геосинклинальный цикл охватывает период от карбона до юры вклю-
чительно. Ось геосипклиналыюго прогиба, видимо, совпадала с четвертой зоной, ко-
торая сейчас представляет собой складчатую область, разорванную Альпийским раз-
ломом. В этом прогибе накопилось от 4 до 16 км вулканогенных и осадочных пород,
сложно дислоцированных, мстаморфизованых и прорванных интрузиями основного,
среднего и кислого состава. Этот цикл закончился в поздней юрс-ранием мелу интен-
сивной складчатостью (складчатость Рангитата), внедрением гранитных батолитов и
последовавшими затем поднятием и размывом.
В конце мела горные сооружения были пепеплепизировапы. В эоцене в преде-
лах образовавшегося пенеплена в результате блоковых движений образовались и
депрессии, заполнявшиеся осадками, в гом числе угленосными и вулканогенными.
Последнее обстоятельство, а также значительные мощности отложений в депрессиях
свидетельствуют о режиме активизации, проявившемся в раннем кайнозое В олиго-
цепе и раннем миоцене весь рассматриваемый регион был опущен ниже уровня моря
и в его пределах отлагались карбонатные осадки. Местами в это время проявился
базальтовый вулканизм (о-в Чагем).
3 (1С) миогеосипклипальпып разрез ордовика девона; 4 (ID) - граувакки и гнейсы верхнего докем-
брия. Зола 2 - Рогороа-Фьорленд: 5 (2Л) - гранитные батолиты нижнего мела; 6 (2В) 1 пейсы, амфи-
болиты, кристаллические сланцы, мраморы кембрия девона; основные и средние интрузии перми и
триаса; юрские граниты. Зоны 3 5 - Новозеландская геосинклиналь Зона 3 - краевая синклиналь.
7 - шельфовые осадки перми-юры и подстилающие вулканиты и гниербаэиты. Зона 4 Хает (эв~
геосинклинальный разрез): 8 (4А) преннт-пумпеллитовая фацня (преимущественно пермокарбон);
9 (4В) - фацня зеленых слаипев (хлоритовая и биогиговая зоны): 10 (4С) - амфиболитовая фация
(гранатовая и олигоклазовая зоны). Зона 5 - Торлесс (эвгоосинклпнальный разрез): 11 (5А) - турби-
диты и конгломераты юры нижпего мела; 12 (5В) - турбидиты, аргиллиты и вулканиты триаса-юры
(7), 13 (5С) - граувакки, вулканиты и кремни перми-триаса (?); 14 (5D) - аргиллиты, вулканиты и
мраморы карбона-перми (?)
В позднем кайнозое па Северном острове сформировались наложенные струк-
туры северо-восточного простирания, являющиеся продолжением структур Тонга-
Кермадекского звена: Центральная вулканическая зона с грандиозным четвертичным
вулканизмом и впадина Гаупо (продолжение трога Гавр), вулканически активная в
плейстоцене, а также расположенный к востоку от острова трог Хикуранги, продол-
жающий желоб Кермадек. По-видимому, эти структуры имеют рифтовую природу.
Звено Маккуори. Это самое юго-восточное звено Австрало-Меланезийского
сектора. Оно включает хребет Маккуори, впадину Эмсральд и желоб Саландер.
Хребет Маккуори протягивается от южной оконечности Южного о-ва Новой
Зеландии на юго-запад до северного склона Аве грало-Антарктического хребта. Длина
его около 1600 м, ширина в основании 40-90 км. Хребет состоит из двух горных гряд,
разделенных узким глубоким желобом. Гребень хребта приурочен к его восточной
вогнутой стороне. Глубины вершин подводных гор, расположенных на хребте, от
500 до 1100 м, одна из гор поднимается над уровнем моря, образуя о-в Маккуори.
Вершины некоторых гор срезаны абразией. Склоны хребта крутые, местами обрыви-
стые. Хребет рассечен широтными разломами на блоки, кулисообразно смещенные
друг относительно друга. Наибольшее смещение (до 90 км) наблюдается па 51° ю.ш.
О-в Маккуори представляет собой узкий (3 км) тектонический блок длиной около
40 км, сложенный в основании комплексом расслоенных интрузий, в котором преоб-
ладают серпе типизированные гарцбургиты и габбро, реже встречаются троктолиты.
Выше залегает толща оливиповых толеитовых пиллоу-базальтов, прорванная дайка-
ми долеритов и габброидов. Эта част ь разреза типична для офиолитовых ассоциаций
глубоководных желобов запада Тихого океана. Более молодой возраст имеет толша
туфов, граувакк, агломератов, андезитов, пиллоу-базальтов, в которой имею гея про-
слои г лобигершювых илов с всрхпсмсловыми глобигернпами (Fleming, 1970). В сход-
ных по составу отложениях были обнаружены и плиоценовые виды, характерные для
глубоководных осадков (Vame, Quilty, 1969) В этом случае надо допустить, что в по-
сленлиоцеиовое время здесь произошло поднятие с амплитудой 2000-4000 м.
Драгированиями на склонах хребта были подняты такие же породы, как и раз-
витые на о-ве Маккуори: ссрпситипизированные перидотиты, габброиды, базальты и
агломераты (Summcrhayes, 1969; Watkuns, Gunn, 1971), что позволяет интерполиро-
вать строение острова па весь хребет.
С запада хребет Маккуори в северной части граничит с узким желобом Пьи-
Сепор, имеющим V-образпый профиль и крутые склоны (10-15"). Желоб оконтурен
изобатой 5000 м. Узкий глубокий (до 6727 м) дугообразный желоб Хьорта огибает с
запада хребет в самой южной его части.
Таким образом, хребет Маккуори и по морфологии, п по геологическому стро-
ению больше всего сходен с внутриокеан и ческой системой Муссау, а также имеет
сходство с другими островными дугами юго-западной части Тихого океана
Желоб Солапдср расположен между хребтом Маккуори и плато Кэмпбелл. На
Южном острове его продолжает грабен Вайау (Мезозойско-кайнозойские складчатые
пояса, 1977). Плоское дно желоба в осевой части прорезано подводным каньоном.
Максимальная глубина его в южной части у выхода во впадину Эмеральд около 4200 м.
Здесь имеется несколько подводных гор, гладимо, вулканического происхождения.
В желобе пробурена скв. 279А (глубина 3341 м), которая вскрыла миндалскамен-
ные базальты островодужного типа (202-297 м), на которых залегают миоценовые
глауконитовые илы (197-13 м) и плиоцен-четвертичные ианофораминиферовые илы
(Initial Reports..., 1975, v. 29).
Впадина Эмсральд продолжает па юг желоб Саландер, расширяясь и углубля-
ясь в этом направлении. На юге она открывается в сторону океана. Ровное дно впади-
ны покрыто осадочными отложениями мощностью до 400-450 км.
Скв. 278, пробуренной в южной части впадины (глубина 3675 м), вскрыты пузыр-
чатые и мицдалекамеппые толеитовые пиллоу-базальты островодужного типа (438-
427 м), перекрытые олигоцеловым мелом (427—395 м), миоценовыми терригенными
и органогенными илами (386-167 м), плиоценовыми песками и илами (167-158 м) и
четвертичными органогенными илами (Initial Reports..., 1975, v. 29). Судя по разрезам
скважин 279А и 278, амплигуда посдеолигоценовых опусканий в желобе Соландер и
во впадине Эмсральд составила 3100-3800 м (Рудич, 1984).
Внешний зона Австрало-Меланезийского сектора расположена между побе-
режьем Австралии па западе, системой глубоководных желобов и островных дуг па
севере и северо-востоке, хребтом Колвилл-Лау на востоке и горстовым поднятием
Новой Зеландии и хребтом Маккуори на юго-востоке. На юге она открывается в сто-
рону океана. В ее пределах выделяются котловины Кораллового и Тасманова морей и
Южно-Фиджийская котловина, субмсридиональная возвышенность Лорд-Хау, хребет
Норфолк и разделяющий их Новокаледонский трог, а также ряд более мелких морфо-
структур.
Котловина Кораллового моря занимает северную часть рассматриваемого
региона. С запада она ограничена побережьем Австралии, с севера - п-овом Папуа
Новой Гвинеи и подводным хребтом Поклингтон, с северо-востока и востока — глубо-
ководными желобами: Южным Соломоновым и Северным Повогебридским. Южная
граница впадины проводится примерно по 18° ю.ш. В пределах котловины выделя-
ются впадины Коралловая и Новогсбридская, разделенные поднятиями Луизиада и
Рейнсе, а также плато Папуа и Квислеид (рис. 130, 131).
Подводное плато Папуа находится в северо-западной части котловины, в углу
между Австралией и Новой Гвинеей, ширина 280 км; ограничено на юге крутым пря-
молинейным склоном субширотного простирания, который, видимо, контролируется
разломом. Глубина поверхности плато увеличивается с запада на восток от 1000 до
2000 м.
Плато Квислеид шириной до 550 км располагается южнее. Оно отделено oi
Австралии слабо выраженным в рельефе широким трогом, заполненным осадками
(до 2000 м). Глубина в центральной части плато менее 1000 м. здесь имеются много-
численные банки и рифы, в том числе очень крупные. Северо-восточный склон пла-
то крутой прямолинейный, южный очень пологий. Осадочный чехол па поверхности
плато маломощный, прерывистый. Па склонах, особенно в нижней части, его мощ-
ность возрастает до 1000-1500 м.
Скв. 209, пробуренной в северной части плато, на его склоне (глубина 1428 м)
вскрыты среднеэоценовые глауконитовые пески, песчаники и известняки (344-
281 м), верхнеэоценовые глинистые пески, известняки, мергели, алевриты и илы с
мелководной фауной (281-140 м), верхпеолигоцеповые илы и глинистые пески (140-
110 м), среднемиоценовые (110-45 м), плиоценовые (45-27 м) и плейстоценовые
фораминиферово-паиовые илы (Initial Reports..., 1973, v. 21).
Западнее, на о-ве Рек, расположенном па Большом Барьерном рифе, скважиной
вскрыты палеозойские метаморфизованные породы, перекрытые неогеновыми июль-
Рис. 130. Морфоструктурная карта северной части Лвстршю-Мслансзмйского сектора
(GEBCO, 1984) Изобаты в метрах
фовыми отложениями - известняками, калькаренитами и глауконитовыми кварцевы-
ми песками мощностью 385 м. Верхняя часть разреза (162 м) представлена плейсто-
ценовыми коралловыми песками.
Геологические и геофизические данные свидетельствуют о том, что плато
Квислсцд относится к Тасманийской палеозойской складчатой области Повой Англии
(восточная часть Австралии), консолидированной в конце перми (Сузтомов, 1977). Уже
в эоцене оно представляло собой шельф Австралии, погрузившийся затем на 1600 м.
В западной части плато погружение началось позднее - в миоцене.
Рис. /31. Морфоструктурпая схема южной части Лвстраяо-Мслаисзийского сектора (Burns ci
al.. 1973). Изобаты в метрах
Коралловая впадина, оконтуренная изобатой 4000 м, вытянута в воспж-юго-
восточиом направлении па 980 км при ширине до 350 км. Глубина в центральной
части впадины достигает 4700 м. Дно впадины ровное, выполнено осадочными от-
ложениями мощностью до 1000 м. Южный склон крутой, прямолинейный, северный
значительно положе.
В центре впадины на глубине 4623 м пробурена скв. 210, которая вскрыла ранне-
среднеэоценовые органогенные илы и глины (711-542 м), несогласно перекрытые
средне-всрхнсолигоцсновыми глинистыми Пановыми илами (540-520 м), миоценовы-
ми турбидитовыми глинами и илами (520 360 м) и плиоцен—четвертичными илами.
[динами и алевритами с градационными текстурами
Вторая скв. 287, пробуренная вблизи подножия юго-восточного борта впадины
(глубина 4653 м), вскрыла измененные базальты (252- 239 м), сходные по химиче-
скому составу с базальтами MOR (Initial Reports..., 1975, v. 30). Базальты перекрыты
нижнс-срсдпезовсновыми карбонатными отложениями (239 480 м). Выше несоглас-
но залегают верхнеолигоценовые алеврит овые глины и мел (180-169 м), плиоценовые
глины (169-93 м) и четвертичные карбонатные пески, глины и пенлы.
В обеих скважинах установлены перерыв и угловое несогласие между эоценом и
олигоценом, которые обычно объясняют подводным размывом (Shade; цит. по: Initial
Reports..., 1975. v. 30). Однако этот перерыв во времени близок перерывам в палео-
геновых разрезах Новой Гвинеи. Новой Зеландии и Австралии (бассейн Отуэй), что
дает основание считать его причиной кратковременное интенсивное поднятие, охва-
тившее всю юго-западную часть Тихоокеанского пояса (Рудич, 1984).
Образование Коралловой впадины произошло в эоцене в результате интенсив-
ных блоковых опусканий и переработки континентальной коры, реликты которой
установлены геофизическими методами (Ewing ctal., 1970).
Плато Луизиада находится северо-восточнее Коралловой впадины. Оно огра-
ничено с северо-запада грогом Поклингтон, а на юго-востоке отделено широким
безымянным трогом северо-восточного простирания от сложно устроенного хребта
Меллиш того же простирания.
В восточной части котловины Кораллового моря располагаются небольшие
впадины Санта-Крус, Санто и Луайоте с глубинами до 5000 м, разделенные подня-
тием Торрес и хребтом Д'Антркасгро. Имеются также отдельные подводные горы и
их группы, образующие также изометричпыс в плане и вытянутые горные массивы.
Вершины некоторых гор образуют банки с глубинами до 4-7 м. Очень сильные не-
однородность и расчлененность рельефа, видимо, отражают гетерогенность геологи-
ческого строения.
По данным НСП, осадочный чехол имеет прерывистое распространение, дости-
»ая максимальной мощности (500-700 м) во впадинах и выклиниваясь на склонах
подводных гор и возвышенностей. Во впадине Луайотэ он вскрыт скв. 286, пробурен-
ной в 100 км к западу от о-ва Малекула (Initial Reports..., 1975, v. 30). В основании раз-
реза этой скважины на глубине 650 м от поверхности дна вскрыты базальты и проры-
вающие их габбро (вскрытая мощность 57 м), па которых с размывом и несогласием
залегает толща срелке-всрхнсэопеновых витрокластичсских алевролитов с редкими
прослоями гуфопссчапиков и вулканокластических конгломератов. Последние, кро-
ме того, образуюз’ отдельную пачку (78 м) в средней части голши. Мощность толши
452 м. Выше залегают верхиеэоцен-олигоценовые карбонатные отложения (наноплап-
КГО1ШЫС известняки и мел) с небольшой примесью витрокластического пепла сред-
него состава (114 м), несогласно перекрытые миоценовыми «красными глинами» с
витрокластичсским пеплом, цеолитами и микронодулями глины (23 м). Плиоценовые
и четвертичные отложения представлены витрокластическим пеплом с большим ко-
личеством скелетов радиолярий, нанофосснлий и глинистых нодулей (50 м). В них
встречаются переотложенные эоценовые фосснлим, что указывает па продолжавший-
ся в четвергичное время размыв эоценовых отложений. В эоценовых отложениях при-
сутствуют бентосные фораминиферы, атом числе крупные лепмдолины,являющиеся
индикатором мелководной обстановки. На этом основании амплитуда послеэоценово-
го опускания в районе скважины определяется в 4000 -4500 м (Рудич, 1984).
Скв. 205, пробуренная вблизи восточного борта котловины (глубина 4320 м),
вскрыла силыюпористые базальты (355--337 м), перекрытые олигоценовыми илами
и мелом с прослоями известняков и туфов (337-276 м). Выше с перерывом залега-
ют средне-верхпемиоцеповые хуфы и вулканические пеплы (276-22 м) и плиоцен-
плейстоценовыс илы с прослоями пепла (Initial Reports..., 1973, v. 21).
Анализ этого разреза показывает, что во время излияний базальтов глубина кот-
ловины не превышала 500-1000 м, а в олигоцене дно ее опустилось на 1500-2000 м.
В последующее время произошло дальнейшее опускание до современной глубины.
Суммарная амплитуда опускания около 3500 м
Западная часть котловины менее глубокая (средняя глубина около 2000 м). В юж-
ной части ее располагается меридиональный подводный хребет Три-Кингс, а к востоку
от него — небольшая овальная в плане впадина Норфолк с глубинами более 4000 м.
Котловина Тасманова моря расположена на западе между Австралией,
Тасманией и Тасманийским подводным хребтом, па востоке — между хребтами Лорд-
Хау и Маккуори. На юге она открывается в сторону океана. Это крупная котловина.
Длина ее 3300 км, максимальная ширина на юге 2200 км. В северном направлении она
сужается и на 23° io.ni. выклинивается. Средняя глубина котловины 5000 м, максималь-
ная - около 6000 м (в южной части). Западный очень крутой склон котловины пере-
ходит в узкий шельф Австралии, бровка которого находится на глубине около 200 м. В
южной части котловины, у се западного борта расположено Восточное Тасманийское
плато глубиной 3000 м, над которым возвышается конусовидная подводная гора с вер-
шиной на глубине 730 м. Дно котловины представляет собой абиссальную аккумуля-
тивную равнину, покрытую осадочной толщей мощностью до 600-700 м. В северной
части котловины, вдоль ес осевой части протягивается цепь подводных гор Тасмании
Кроме того, имеется довольно много одиночных i op и горных массивов с превыше-
нием вершин над днишем котловины до 2-3 км. Для южной части котловины харак-
терны изолированные изометричпые или вытянутые в северо-западном направлении
впадины, оконтуренные изобатой 5000 м.
К востоку от подводного Тасманийского плато скв. 283 (глубина 4729 м) вскрыты
измененные миндалекаменные базальты и лавобрекчии (592-588 м), перекрытые па-
леоценовыми аргиллитами, в отдельных прослоях с глауконитом (588—315 м). Выше
несогласно залегают эоценовые детритусовыс диатомовые илы, алевриты, глины, ар-
гиллиты и глауконитовые пески (315-13 м), миоценовые (13-5 м) и плейстоценовые
цеолиювые глины (Initial Reports..., 1975, v. 29). Драгированием на подводных горах в
северной части koi л вины установлено, что эти горы представляют собой гайоты, вер-
шины которых покрыты рифогенпыми известняками. Опускание их началось в плио-
цене и продолжается в настоящее время, причем амплитуда опускания возрастает по
направлению к осевой части котловины от 400-500 до 900 м (Slater, Coodwin; цит. по.
Initial Reports..., 1975, v. 29). Весьма интересны образцы гранитов и гранитных жил
в габбро, драгированных с хребта Дампиер в Тасмановом море. Возраст цирконов из
этих гранитов, определенный U—РЬ методом, оказался пермским, а некоторые зерна
цирконов имеют возраст до 1,11-1,29 млрд лет (McDougall et al., 1994). Считается, что
эти цирконы являются ксенокристаллами, унаследованными гранитами от первично-
го субстрата — континентальной коры, из которого они выплавлялись.
Возвышенность Лорд-Хау в северной части вытянута в меридиональном на-
правлении, в южной плавно изгибается на юг о-восток. Самая юго-восточная ее часть,
примыкающая к Новой Зеландии, выделяется под названием плато Челленджер.
Возвышенность представляет собой широкий (600-1000 км) вал протяженностью око-
ло 2800 км с выровненной поверхностью, находящейся па глубине 1200-1400 м. В се-
верной части вала в меридиональном направлении протягивается цепь подводных гор
со сглаженными вершинами на глубине 200-500 м, па севере которой находится остро-
вок Чес герфильд, а на юге - островки Лорд-Хау. По данным драгирований, зги горы
представляют собой гайоты, опускание которых началось в плиоцене. Островки Лорд-
Хау и Болс-Пирамид представляю? собой вершины вулканов, сложенные щелочными
оливиновыми базальтами. На о-ве Лорд-Хау на базальтах залегают красные глины и
коралловые пески, находящиеся сейчас па высоте 800 м над ур. моря. Вдоль западно-
го борта возвышспости протягивается хребет' Дампиер, отделенный прогибом с глу-
биной до 4000 м. Поверхность и склоны возвышенности покрыты осадочной толщей
мощностью до 1000 м. В самой северной части возвышенности расположена овальная
в плане гора со сглаженной поверхностью на глубине около 500 м, на которой пробу-
рена скв. 587, которая вскрыла 140 м миоцсн-плиоцеиовых пелагических органоген-
ных илов. Южнее, па глубине 1545 м скв. 208 вскрыт позднемаастрихтский наномел
(594-577 м), переходящий выше в палеоценовый мел (577-540 м). На нем с переры-
вами залегают средлсэоценовые карбонатные отложения с глауконитом (540-488 м),
перекрытые верхнеолигоценовым мелом (488—433 м) и миоиен-плсйстоценовыми
фораминиферовыми наноилами (433-0 м). Фораминиферы из верхнемеловых отло-
жений указывают на значительную глубину позднемелового моря. В палеогене про-
изошло поднятие, в результате которого этот район в конце эоцена-начале олигоцепа
находился выше уровня моря. Затем последовало опускание на 2000 м.
В средней части хребта вблизи его восточного борта пробурены скважины 589,
590 и 591, которые вскрыли непрерывный разрез мощностью около 500 м. Нижняя
его часть представлена карбонатными отложениями среднего- верхнего миоцена (око-
ло 200 м), верхняя - геммпелагнчсскими илами верхнего миоцена-плиоцена (около
150 м) и плейстоцена (30-50 м).
Скв. 207, пробуренная в южной части хребта (глубина 1389 м), вскрыла верхне-
меловые риолитовые лавы и лапиллиево-пемзовые гуфы (573-357 м); абсолютный
возраст риолитов (К/Аг) 93.7 ± 1,2 млн лег (Initial Reports.... 1973, v. 21). Выше залега-
ют маастрихтские глауконитовые пески и алевритовые аргиллиты с аркозовым мате-
риалом <357-309 м). палеоценовые порцеллапиты. фораминиферовые наноилы и гли-
ны. несогласно перекрытые нижпе-срсдисэоцеповыми отложениями такого же соста-
ва (309- 142 м). Верхняя част ь разреза представлена средпемиоцен-п лейстоцеповыми
фораминиферовыми наноилами.
С учетом субаэрального характера риолитовых извержений, а также мелковод-
ности маастрихтских отложений амплитуда опусканий в кайнозое составила 1800--
2000 м (с учетом компенсации осадконакоплением).
Плато Челленджер, отделенное от хребта Лорд-Хау трогом Беллона, представ-
ляет собой глубокий шельф Повой Зеландии. Его ровная поверхность, оконтуренная
изобатой 1000 м, перекрыта осадочной толщей мощностью до 1000 м. Верхняя часть
этой толщи пробурена скв. 284 в южной части плато. Эта скважина вскрыла верх-
лемиоценовые форамипиферовые наноилы с остракодами (208-147 м), плиоценовые
(47- 37 .м) и плейстоценовые фораминиферовые илы. Глубина моря в позднем миоцес
была несколько меньше современной (Initial Reports..., 1975, v. 29).
Новокаледонский трог, разделяющий хребты Лорд-Хау и Норфолк, имеет
S-образпую форму, изгибаясь с северо-запада на юго-восток. Длина его около 3000 км,
ширина от 80 до 350 км, глубина увеличивается с юга на север от 1500 до 3500 м.
Плоское днище трога выполнено осадками мощностью более 1000 м.
В средней части трога скв. 206 (глубина 3002 м) вскрыты палеоценовые глины,
аргиллиты и органогенные известняки с топкими прослоями кремней (734-696 м),
эоценовые радиоляриево-карбонатпые илы и глины (696-614 м), олигоцеи-нижне-
мноцеповые глинистые илы с терригенным материалом (614-389 м) и миоцен-плей-
стоцеповые папе- и панофорамипиферовые илы (389 м). В разрезе установлены несо-
гласия между палеогеном и эоценом, нижним и средним эоценом, средним эоценом
и олигоценом (Initial Reports..., 1973, v. 21). Судя по комплексу форамипифер, глуби-
на палеоценового бассейна была значительно меньше современной. Амплитуда по-
слсэоиеповых опусканий с учетом компенсации осадками определяется в пределах
2500- 3600 м (Рудич, 1984).
Хребет Норфолк и Новокаледонская дуга. Эта система поднятий имеет такое
же простирание, что и Новокаледонский трог. Длина се более 2500 км. Северная часть
представлена Новокаледонской асейсмичной островной дугой, которая протягивается
в северо-западном направлении иа 560 км при ширине 90-100 км (по изобате 2000 м).
Она представлена большим гористым островом (высота гор до 1600 м) и многочис-
ленными мелкими островками, банками и рифами, расположенными на общем цоко-
ле глубиной менее 100 м, являющемся продолжением подводного хребта Норфолк.
Дуга слабо изогнута с выпуклостью на юго-запад. Эта сторона дуги имеет крутой
подводный склон, спускающийся до глубины 3500 м к днищу Новокаледонского тро-
га. Северо-восточный склон значительно положе и ниже (глубина подошвы 2000-
2500 м).
Островная дуга Повой Каледонии представляет собой реликт палеозойско-
мезозойского складчатого пояса, строение которого осложнено крупными надвигами
(Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса, 1977).
Здесь выделяются три зоны: юго-западная, центральная и северо-восточная.
В юго-западной зоне основание разреза представлено толщей риолитов, дацитов
и их туфов, условно сопоставляемых с верхнедевопскими-нижнекамешюугольными
отложениями Восточной Австралии. Выше залегает толща пестроцветных туфогенных
песчаников кислого состава, являющаяся аналогом каменноугольной-иижпспсрмской
толщи западной зоны Южного острова Новой Зеландии. Эта толща перекрыта артин-
скими известковистыми граувакками, а па ней с угловым; несогласием залегают ниж-
пегриасовые органогенные известняки и мергели.
Центральная зона характеризуется развитием слабо дислоцированных и немета-
морфизоваппых триасово-юрских граувакк, песчаников и сланцев (>1000 м) и сснон-
ских известняков, глин, песков и конгломератов (>1000 м).
В северо-восточной зоне фундамент сложен мощной толщей метаморфизован-
ных граувакк, образовавшихся в результате размыва эффузивов основного состава.
Граувакки переслаиваются с аргиллитами. Возраст этой толщи пермско-юрский
Выше залегают меловые осадочные и эоценовые туфогенно-осадочные отложения,
чередующиеся с базальтами, прорванные дайками и силлами долеритов (Dubois et al.,
1974). В миоцене отлагались известняки.
На острове широко развиты покровы и массивы уяьтрамафитов, образование
которых происходило в эоцене (южный блок, надвинутый с юго-востока), в олиго-
цепе (зона сернснтинизированпого меланжа и пояс метаморфических пород на севе-
ре острова) и в миоцене (пояс мелких интрузий и меланжа на восточном побережье
острова) (Brothers, Blake, 1972).
Ульграмафиты занимают около 30 % площади Новой Каледонии.
Массив в юго-восточной части острова сложен ритмично чередующимися дуни-
тами, пи рексенитам и и саксонитами (Mg-оливин и ортонирокссн). Первичная рассло-
енное! ь осложнена складками, слегка опрокинутыми на юго-запад. Возраст кристал-
лизации этих пород, определенный Pb/Sr методом, составляет 730 млн лег. В массиве
расслоенных улырамафитов имеется несколько крупных секущих штокообразных
тел, сложенных дунитами, переходящими в верхних частях штоков в габбро-нориты.
В дунитах наблюдается скрытая полосчатость, параллельная расслоеииости во вме-
щающих породах.
Массивы западного побережья острова вытянуты цепочкой вдоль оси синклина-
ли, сложенной базальтами и осадочными породами, тта которые они надвинуты. По-
видимому, эти массивы представляют собой останцы единого покрова, расчлененного
эрозией. Массивы сложены чередующимися слоями гарцбургитов, дунитов и пирок-
сснитов. В основании массивов залегают серпен тиниты, образующие лачку мощно-
стью до нескольких сотен мегров. Среди ульграмафитов в подчиненном количестве
вс тречаются габбро, диориты, граниты и сиениты, которые образуют и секущие тела,
прорывающие также и породы подстилающего субстрата.
Кроме описанных массивов в толщах разного возраста, включая меловые и эоце-
новые, встречаются тела серпентинитов, залегающие согласно со структурой «меша-
ющих пород. Считается, что они представляют собой результат пластичного внедре-
ния ультрамафического материала но разломам и в пережатые складки (Мезозойско-
кайнозойские складчатые пояса, 1977).
К востоку от Новой Каледонии расположена островная гряда Луайоте, отделен-
ная оз Новокаледонской дуги внутр иду говым бассейном с глубинами до 3800 м. Она
образована островами Маре, Лифу и Увса, а также многочисленными подводными
горами, банками и атоллами, протягивающимися параллельно Новокаледонской дуге.
Основание разреза, обнаженное па о-ве Маре, сложено оливииовыми базальтами
с абсолютным возрастом 29 -I 4 млн лез (Chevalier, 1968), мощность которых око-
ло 1000 м- Выше залегают вулкахюкластическис образования базальтового состава,
сформировавшиеся в основном в позднем миоцене (Dubois et al., 1974) Вулканиты
большей частью перекрыты неоген-четвертичными рифовыми известняками, мощ-
ность которых достигает нескольких сотен метров.
Собственно хребет Норфолк, располагающийся к югу от Новой Каледонии, це-
нт ся на две час ти. Северная его час ть до 32° юли. узкая прямолинейная меридиональ-
ного простирания. На ки е ее находится о-в Норфолк, сложенный плиоценовыми ба-
зальтами (абсолютный возраст 2,4 -t 3,1 млн лет). Южная часть хребта, отделенная от
северной разломом, имеет юго-восточное простирание, ширина ее достигает 850 км.
ВЫВОДЫ
Приведенное описание подчеркивает необычайную сложность и разнородность
геологического строения тектонических структур Австрало-Меланезийского сектора.
Для этого региона более всего подходит термин «зона перехода», поскольку здесь в
ряде мест нельзя уверенно установить границу ложа Тихого океана, а в ряде других
мест она не типична Настоящей границей являл ся Тонга-Кермадекское звено, пред-
ставленное сис темой /дуга желоб с высокой современной сейсмической активностью
и вулканизмом. Но своему строению оно аналогично внутренней системе островных
дуг и глубоководных желобов Филиппинского звена и, видимо, имеет такую же гео-
логическую природу.
В северо-восточной части Австрало-Меланезийского сектора эта граница в зна-
чительной мере условно проводится по системе асейсмичных желобов, не сопро-
вождающихся островными дугами. На восточном фланге участка между системой
дуга-желоб Тонга и желобом Витязя рассматриваемая граница морфологически не
выражена, а на западном выражена очень слабо, особенно между Новогвинейским
желобом и одноименной когловиной.
Условность внутренней (пограничной) системы желобов как границы Тихооке-
анской мегавпдлины определяется одинаковым строением земной коры по обе ее сто-
роны, что установлено как геологическими, так и геофизическими методами.
В западной части Новогвинейского звена границей Тихоокеанской мегавпади-
ны считается Новогвинейский разлом, ио которому поднят южный (Новогвинейский)
блок и опущен северный (Западно-Каролинский). С юга к рассматриваемому участку
Тихоокеанской границы очень близко подходит граница Австралийской докембрий-
ской платформы, и лишь в сравнительно узкой зоне вдоль се окраины развиты па-
леозойские, мезозойские и кайнозойские отложения, дислоцированные и прорванные
мелкими интрузиями только в кайнозое, что доказывается конформным залеганием
всех отложений - от третичных до кембрийских (Мезозойско-кайнозойские складча-
тые пояса, 1977).
В восточной части Повогвипйского звена его северной границей служит Западно-
Меланезийский желоб (Манус), оба склона которого имеют одинаковое геологическое
строение, а разделенные им впадины - Восточно-Каролинская и Новогвинейская -
также очень сходны по своему строению. Следует отметить, что строение Западно-
Каролинской и Восточно-Каролинской впадин и разделяющего их вала Эаурипик не
типично для западной части Тихоокеанской мегавпадины: возраст второго слоя здесь
не юрский, а палеогеновый, как и в Филиппинской котловине и во внутренних морях
Австрало-Меланезийского сектора.
В Соломоновом звене неглубокий желоб отделяет' «океаническое» подводное
плато Капингамаранги от Тихоокеанской провинции Соломоновой островной систе-
мы. разрезы которых в точности совпадают. Желоб приурочен к разлому, по которому
в кайнозое был поднят южный блок и опущен северный. До неогена граница Тихого
океана проходила южнее, в районе зоны разлома между Центральной и Тихоокеанской
провинциями.
В Новогебридском звене современная граница Гихого океана обычно проводится
по осевой зоне желоба Витязя, хотя правильнее се проводить севернее, по подножию
южного борта Центральной кот ловимы Тихого океана, поскольку желоб Ви гязя рассе-
кает северную окраину Северо-Фиджийской впадины (плато), и оба сто склона имеют
одинаковое строение. В вос точной части звена, как уже упоминалось, желоба нет.
Таким образом, северная граница Авсграло-Мелансзийского сектора, которая
считается границей Тихоокеанской плиты (Plate-Tectonic Мар..., 1982), по является ни
«субдукционной», пи «коллизионной», а представляет собой зону перехода пассивно-
го типа.
Еще более наглядно в этом отношении Новозеландское звено, где возвышен-
ность Чатэм и плато Кэмпбелл, сложенные в основном палеозойскими образованиями
континентального типа, расположены в пределах оксана и отделены тут глубоководной
котловины извилистой в плане подошвой континентального склона.
Очень примечательно, что кайнозойские морфоструктуры Ксрмадекской систе-
мы дуга-желоб продолжаются на Северном острове Повой Зеландии и к востоку от
пего (трог Хикурапси), что еще раз подчеривает их наложенный характер.
Звено Маккуори рассматривав гея как траница между Тихим и Индийским океана-
ми (Удипцев, 1988). В этом случае напрашивается очень важный вывод о том. что кот-
ловина Тасманова моря, отделенная хребтом Маккуори от Южной котловины Тихого
океана, относится не к Тихому, а к Индийскому океану. Естественно, возникает во-
прос: к какому океану относить развитые к северу и востоку от Тасманийской котло-
вины морфострукт уры? Логично считать их так же, как и котловину Тасманова моря.
Индо-Австралийскими структурами, принимая за границу Индо-Австралийского ме-
габлока (плиты) систему сейсмически активных глубоководных желобов и вулкана-
ческих островных дуг, развитых в северной части сектора. Такая точка зрения, впер-
вые высказанная Ле-Пишоном (Le Pichon, 1968), впоследствии получила широкую
поддержку, особенно среди сторонников концепции плитотектопики (Plate-Tectonic
Мар..., 1982)
Анализ геологического строения Австрало-Меланезийского сектора показывает,
что вес развитые в его пределах мор фо структуры образовались на древней континен-
тальной коре, реликты которой имеются на всех крупных островах и поднятиях. Во
впадинах о га кора в той или иной мере переработана, приближается по своим геофи-
зическим характеристикам к океанической.
Уменьшение мощности «геофизической» коры (до границы «М») во впадинах
и увеличение ее пол поднятиями, а также изменение ее плотностных и скоростных
свойств (выклинивание «гранитного» слоя под впадинами и т.п.) - общеизвестная за-
кономерность, выявленная во всех регионах земного шара, но, к сожалению, не не-
сущая без глубокого бурспия однозначной историко-геологической информации. Это
в полной мере относится и к рассматриваемому региону, в котором выполнен очень
большой объем геофизических исследований Пс останавливаясь на их анализе, ска-
жем только, что они не противоречат сделанным нами выводам.
Геологическая история региона включает два основных этапа. Первый этап, от
докембрия до мела включительно, характеризовался разрастанием Австралийской до-
кембрийской платформы в результате последовательного причисления к пей палеозой-
ских и мезозойских складчатых структур (Богданов, 1969; Хайн, 1971; Пущаровский.
1972 а; и др.). В конце мезозоя закончилось образование крупного Палеоавстралийского
континента, представлявшего собой эпимсзозойскую платформу, и только вдоль его
границ, примерно совпадавших с современной границей между Индо-Австралийским
и Тихоокеанским мегаблоками, продолжал существовать узкий геосинклинальный
пояс, состоявший из системы кулнеообразпо расположенных трогов и горстов
В начале палеогена начался этап активизации и затем океанизации, охватив-
ший большую часть региона. В пограничной зоне этот процесс наложился па гсо-
еннклипальпый. Начало его ознаменовалось образованием крупных протяженных
разломов по границам платформы, а также внутри нес. В результате блоковых опу-
сканий по этим разломам в эоцене олигодеие образовались наложенные впадины мо-
рей Тасманова. Кораллового и Южно-Фиджийского, а также Новокаледонский трог
Опускания носили дифференцированный характер н прерывались кратковременными
поднятиями. Наиболее крупное региональное поднятие имело место между эоценом
и олигоценом, что совпадаете© временем складчатости на Новой Гвинее, в Австралии
и в Новой Зеландии (Браун и др., 1970). К этому периоду относится и формирование
островных луг.
В качестве примера рассмотрим основные этапы кайнозойского развития Но-
вогебридской островной системы. По существу, это две самостоятельные остров-
ные дуги, на юге частично наложенные друг па друга. Вначале (в эоцене-миоценс)
сформировалась Западная дуга, сопряженная во времени и простапстве с впадиной
Кораллового моря, относящейся к Индо-Австралийскому мегаблоку, затем (в позднем
миоцене-плиоцене) — Восточная, сопряженная с Северо-Фиджийской впадиной, ко-
торую, видимо, можно рассматривать как окраинное морс Тихого океана.
Формирование этих впадин сопровождалось образованием глубинных разломов
по их периферии, явившихся причиной возникновения вулканических островных дуг,
которые развивались вначале как приразломные прогибы и лишь в плиоцене йены га-
ли поднятие. В пли оцепе-плейстоцене у подножия островных дуг в качестве компен-
сационных прогибов образовались глубоководные желоба.
Таким образом, специфика Австрало-Меланезийского сектора определяется тем,
что здесь происходит сочленение Индо-Австралийского и Тихоокеанского мегабло-
ков. Первый имеет активную северную границу и пассивную восточную, а второй -
пассивную южную и активную западную. Это можно объяснить субширотным на-
правлением (с востока на запад) вектора тектонических напряжений в Тихоокеанском
мсгаблоке и субмсри ли опальном (с юга на север) в Индо-Австралийском, что отра-
жает глобальные геодинамическис закономерности Тихоокеанского сегмента Земли.
Отмеченная закономерность принимается за доказательство движения литосферных
длит. Однако характер границы между Тихоокеанским и Индо-Австралийским ме-
габлоками (плитами) нс подтверждает существенных перемещений этих мега блоков
относительно друг друга. Особенно наглядно это проявлено в Новозеландском зве-
не, и восточной части Новогебридского и и западной - Новогвинейского, где граница
между рассматриваемыми мегаблоками практически отсутствует.
Специфической особенностью Австрало-Меланезийского сектора являет-
ся также наложение кайнозойских структур этапа активизации на разновозрастные
складчатые структуры, которые на большей части региона (за исключением окраины
Авс тралии) нс были окончательно консолидированы и имели кору меланократового, а
нс сиалического тина. Этим, видимо, объясняются различия между морями Восточно-
Азиатского и Австрало-Меланезийского секторов, что было отмечено Е.М. Рудичсм
(1984).
ГЛАВА 4. АНТАРКТИЧЕСКИЙ СЕКТОР
Он отделен от Новозеландского сектора Южно-Тихоокеанским поднятием, ко-
торое здесь расширяется, превращаясь в плато с глубинами менее 3000 м. Эго плато
служит связующим звеном между Тихим и Индийским оксанами, па юге примыка-
ет к выступу континентального склона Антарктиды, на котором находится хребет
Баллени, увенчанный одноименными островами. Считалось, что он продолжает
хребет Маккуори, однако в последние годы было установлено, что между собой эти
структуры морфологически не связаны (Удинцев, 1988).
Хребет Баллени расположен примерно в 700 км к северо-западу от мыса Адэр в
Антарктиде, протягивается в северо-западном направлении на 200 км. Он состоит из
грех относительно крупных (35 х 7 км) и нескольких более мелких островов. Острова
представляют собой вершины глыбовых гор, увенчанных конусовидными вулканиче-
скими сооружениями. Они разделены узкими глубокими прогибами, очевидно, кон-
тролирующимися разломами.
Острова сложены кайнозойскими оливиповыми и оливин-авгитовыми базаль-
тами, трахибазальтами и туфами, типичными для антарктических вулканитов Мак-
Медро щелочного сост ава (Мсзозойско-кайпозойскис складчатые пояса, 1977). Таким
образом, устанавливается связь между районом островов Баллени и Антарктидой.
По-видимому, они приурочены к разлому, рассекающему опущенный край этого ма-
терика, представляющий собой подводное плато глубиной 3000 м. Плато отделено
узким глубоким (350 -550 м) шельфом от Земель Виктории и Отса, которые состав-
ляют часть докембрийской Восточно-Антарктической платформы, сложенной гней-
сами, кристаллическими сланцами и мраморами, в периферической части разбитой
радиально-концентрической системой молодых разломов. В основании склона рас-
смя! риваемого плато юго-восточнее островов Баллсни на глубине 3305 м скв. 274
вскрыты щелочные безальты с низким содержанием Mg, FeO и Са, близкие по со-
ставу к континентальным платобазальтам (421-415 м). Они перекрыты алевролита-
ми и аргиллитами с большим содержанием гальки и угловатых обломков гнейсов
кварцитов, гранитов, базальтов, аргиллитов и фаувакк (415—328 м). Выше залега-
ют олигоцеп-рапиемиоцеповые диатомовые илы и алевритовые глины (328-180 м),
пижне-средпемиоценовые (180-123 м), верхнемиоцен-нижнеплиоцеповые (123-85 м)
и нижнсплиоцен-чствертичпые (85-0 м) диатомовые глины (Initial Reports..., 1975,
v. 28). Обилие гальки и обломков континентальных пород в нижней части разреза,
если они не являются продуктом ледового разноса, может служить указанием на мел-
ководные условия осадконакопления.
К востоку от Земли Виктории находится шельфовое море Росса, покрытое в
южной части полуплавучим ледником. Западная часть котловины этого моря занята
широкими платообразными возвышенностями, вытянутыми в северо-восточном на-
правлении (банки Мауссона-Крери и Изслин-Папелл-Росса), разделенными впадина-
ми того же простирания Поднятия оконтурены изобатой 800 м, глубина впадин до
1000 м, глубина поверхности поднятий менее 300 м. Фундамент поднятий сложен
докембрийскими образованиями континентального типа, острова и банки на их по-
верхности являются кайнозойскими вулканами (острова Франклин, Коулмен. Бофор!
и Росс). В прогибах между поднятиями залегает толща осадочных отложений мощ-
ностью от 500 до 2500- 3000 м. В восточной части котловины рельеф проще, однако и
здесь имеются поднятия и прогибы с амплитудой высот до 500 м. Крутой континен-
тальный склон моря Росса прорезан подводными каньонами северного простирания.
В морс Росса пробурено четыре скважины (рис. 132). В западной части котлови-
ны во впадине Джойдсс скв. 273 (глубина 491 м) вскрьпы миоценовые алевритовые
глины с галькой (346,5-42,5 м), па которых с перерывом залегают такие же по со-
ставу четвертичные огложения (Initial Reports..., 1975, v. 28). Амплитуда опусканий
начиная с раннего миоцена, судя по комплексу фораминифер, составила 350-750 м
(с учетом компенсации осадками).
В восточной части котловины скв. 270 (глубина 633 м) вскрыты гнейсы и мрамо-
ры докембрийского или пижнепалсозойского возраста (Initial Reports..., 1975, v. 28),
перекрытые брекчиями (388-386 м), состоящими из обломков гранитов, гнейсов кри-
сталлических сланцев, кварцевых песчаников и арпшлитов. Выше залегают олигоце-
новые извест ковистые аргиллиты (386-380 м) и алевролиты с линзами грубозернисто-
го песка (380-253 м) и пижпемиоценовые глины и аргиллиты, алевролиты, песчаники
и известняки (253-25 м). На них с перерывом залегают плиоцеп-плейстоцеповые гли-
ны и алевриты (2500 м).
В олигоценовых и нижнемиоцеповых отложениях присутствуют остатки мелко-
водной фауны, чем определяется ампли гуда послсояигоцемового опускания в 1050 м
(Рудич, 1984).
Скв. 272, пробуренной северо-восточнее (глубина 619 м), вскрыты средпемио-
ценолые аргиллиты и глины (434-148 м), перекрытые верхнемиоценовым и-
среднеплиоценовыми песчанистыми алевролитами и аргиллитами (145-23,8 м) и
плиоцсн-чствсртичными глинами с галькой. В миоценовых отложениях имеются ра-
Рис. 132. Расположение скважин глубоководного бурения в морс Росса. Изобаты в метрах
ковипы мелководных моллюсков, что определяет амплитуду гюслемиоценовых опу-
сканий в 600-700 м.
Еще ближе к внешнему краю глубокого шельфа скв. 271 (глубина 562 м) вскры-
ты нижнеплиоценовые алевритовые шины и глинистые алевриты (265-175 м), а выше
(175-40 м) - глинистые алевриты и грубозернистые пески с галькой гранитов, ба-
зальтов и метаморфических пород. Этот интервал фаунистичсски не охарактеризован.
Верхняя часть разреза 30 м сложена четвертичными глинистыми алевритами, глина-
ми с галькой и диатомовыми песчано-алевритовыми глинами (Initial Reports..., 1975,
v. 28).
Анализ результатов бурения и ГСЗ позволил выделить в осадочной толще моря
Росса две свиты, разделенные региональным несогласием (Hinz, Block, 1983). Нижняя
свита ноздпемелового возраста мощностью до 2000 м была сформирована при отно-
сительно высоком положении континента, с которого сносился терригенный матери-
ал. Затем произошло опускание окраины континента и формирование верхней тол-
щи (эоцеп-плейсгоцеп) мощностью 2000-3000 м, сложенной марино-гляциальиыми
осадками. Эта толща пропахана ледниковыми языками, в результате чего в ней обра-
зовались желоба преобладающего северо-восточного простирания.
К востоку от моря Росса находи тся Земля Мэри Берд, сложенная раннепалеозой-
скими осадочными породами, сложно дислоцированными, метаморфизованными в фа-
ции зеленых сланцев и прорванными гранодиоритовыми интрузиями. Тектоническая
активность интенсивно проявилась в период от поздней юры до середины мела. Она
сопровождалась вулканической деятельност ью, в результате которой сформировалась
вулканогенная плат обазалыовая толща, несогласно перекрывшая складчатый фунда-
мент. В плиоцене эта часть окраины Антарктиды была разбита разломами на блоки,
испытавшие подня i не.
Подводная часть материка здесь представлена морем Амундсена, дно которо-
го образовано обширным выступом Вершина его достигает 69° ю.ш. Шельф вдоль
побережья Земли Мэри Берд имеет ширину 35-50 км, глубина бровки 400-600 м
Континентальный склон здесь крутой. Па глубине 3600-3800 м он переходит в узкий
аккумулят ивный шлейф, достигающий Южно-Тихоокеанского поднятия. К востоку
OJ 130е з.д. склон более пологий, ступенчатый. Между 130 и 115° з.д. ширина конти-
нентального склона дости1аст400-450 км. Рельеф его здесь гористый, сложно расчле-
ненный. С нею к абиссальной равнине Амундсена, оконтуренной изобатой 4800 м,
полою спускается широкий аккумулятивный шлейф. К востоку от 120° з.д. шельф
расширяется до 450-500 км. Возрастает и ширина аккумулятивного шлейфа, распола-
гающегося на 1лубниах от 3000 до 4800 м. Мощность осадков на нем достигает 1000 м
(Уди и цен, Шенке, 2004).
К северу оз Земли Мэри Берд, примерно в 550 км от северного края ледового
шельфа Гетца, находится группа подводных гор Мэри Берд, состоящая из 10 одиноч-
ных гор, подошва которых находится на глубине от 3000 до 4000 м, а вершины
на глубинах от 1040 до 2630 м. Наиболее детально изучена гора Хуберга Миллера,
оконтуренная в основании изобатой 3500 м. Длина се 75 км, ширина 55 км, глубина
выровненной вершины (40 х 22 км) менее 1500 м. По окружное!и вершины распола-
гаются небольшие поднятия, которые могут быть, скорее всего, древними коралло-
выми рифами. С вершины горы грунтовыми трубками подняты угловатые обломки
роговиков, аркозовых песчаников, кварцевых диоритов, слюдяных сланцев, грантов,
граносиенитов, риоли тов, дацитов, андезитов, габбро, щелочных и толеит овых оливи-
новых базальтов. Возраст цирконов из роговика, определенный U-Pb методом, равен
148,2 -± 7,5 млн лет (верхняя юра), возраст диоритового порфирита - 47 ± 1,5 млн лет
(эоцен-палеопен) (Уцинцев, Шенке, 2004).
Большое разнообразие пород различного возраста, па наш взгляд, является сви-
детельством ледового разноса. Судя по профилям ПСП, горы Мэри Берд являются,
скорее всего, выступами фундамента, вершины которых покрыты маломощным сло-
ем осадков, а склоны мошной толщей слоистых слабо дислоцированных отложений,
нивелирующих сильно расчлененную поверхность фундамента (рис. 133).
Расположенное восточнее шельфовое морс Беллинсгаузена сходно по морфоло-
гии с морем Амундсена, от которого оно отделено выступом Земли Элсуэрта. Ширина
шельфа здесь достигает 550 км, глубина бровки около 500 м (рис. 134).
Вблизи основания склона находится о-в Петра I, па склонах которого имеются
фумаролы, свидетельствующие о продолжающейся активности вулкана, вершиной ко-
торого он является. Остров имеет форму овала 19 х 13 км высотой 1640 м. Основание
вулкана шириной около 90 км, находящееся на глубине 4000 м, перекрыто толщей
осадочных отложений мощностью до 2000 м (Nitschc et al., 2000), в образовании кото-
рой важную роль играли суспензионные потоки, обтекавшие цоколь острова.
Рис. 133. Профили глубинного сейсмического профилиро-
вания вкрест континентального склона Земли Мэри Берд, море
Амундсена (Удинцев, Шенке, 2004)
90°w
8O’W
Рис. 134. Батиметрическая карга моря Беллинсгаузена (GEBCO, 1984)
Остров сложен вулканическими породами двух комплексов. Более древний ком-
плекс (палеоген -нсогс!1) представлен породами известково-щел оч> юй серии: андезита-
ми, трахиандезитами и риолитами с мелкими телами гранигоцдов. Радиометрический
возраст этих пород (К-Ar) - 12-13 млн лет (Bastien ct al., 1976) Второй комплекс
четвертичный (0,33-0,1 млн лет), сложен субщелочными оливиповыми базальтами
(Prcstvik ct al., 1990, 1991). Такие же базальты были подняты при драгировании вос-
точного склона острова с глубины 1500 2000 м.
Севернее (65° с.ш. и 90° з.д.), в зоне сочленения континентального склона и абис-
сальной равнины Беллинсгаузена находятся подводные горы Жсрлаша (см. рис. 134)
с крутыми террасированными склонами.
Континентальный склон на глубине 3000 м вы пол вживается и переходит в акку-
мулитивный шлейф, прорезанный подводными каньонами и осложненный крупным
конусом выноса Беллинсгаузена.
В нижней части континентального склона скв. 324, пробуренной на глубине
4443 м, вскрыта верхняя часть осадочной толщи (218 м), сложенной глинами и алев-
ритами с прослоями песков и шяциальным материалом. В интервале 113 0 м возраст
этих отложений определен как плейстоценовый. Полная мощность осадочной толщи
здесь, по данным ПСП, составляет 1900 м.
Восточным звеном рассматриваемого сектора является Антарктический полу-
остров и расположенные к северу от него Южно-Шетландские острова (рис. 135).
Развитые здесь структуры рассматриваются как островодужные и выделяются под
названием Антарктид. В строении этого звена принимают участие разновозраст-
ные комплексы пород - от докембрия до кайнозоя включительно. Наиболее древ-
ним является Гренвильский комплекс (протерозой-нижний палеозой), представлен-
ный геосинклинальными образованиями большой мощности. Выше залегает серия
Тринити (верхний палеозой-нижний мезозой) и толща юрско-меловых отложений.
Геосинклинальные образования сложно дислоцированы и прорваны верхнемеловыми
гранитами. Островодужная стадия проявилась в неогене в виде вулканизма и образо-
вания узкой горной гряды.
Рис. 135. Тектоническая схема дна океана, Западная Антарктика: 1, 2 - Андийско-
Антарктичсский мезозойский складчатый пояс: 1 - континентальная часть и ее подводная окра-
ина, 2 - деструкцированная и погруженная часть пояса, талласоген; 3, 4 - древний Американо-
Антарктический межконтинентальный мост: 3 - древние докембрийские платформы континентов
и их подводные окраины, 4 - реликты деструкцированных древних докембрийских платформ;
5 - Южно-Сандвичева вулканическая островная дуга, эмбриональная фаза эвгеосинклинали: 6 -
талассоген моря Уэдделла и Южной Атлантики; 7 - рифты (рифтогены); 8 - дрифты (аккумуля-
тивные хребты); 9 — глубоководные впадины; 10 - глубоководные желоба: а - эвгеосинклинальный
Южно-Сандвичев желоб, б - Южно-Шетландский и Южно-Оркнейский желоба-грабены; 11 — русла
суспензионных потоков; 12 - разломы (а) и место драгирования (6). Д-1 - драга 1
Структуры Антарктического полуострова сходны с Патагонскими Андами, с ко-
торыми они связаны через пролив Дрейка или через Южно-Антильскую островную
дугу (Удинцев, 1988). Шельф Антарктического полуострова шириной от 50 до 350 км
имеет расчлененный рельеф, бровка его находи тся на глубине около 500 м. Ниже рас-
полагается крутой континентальный склон, прорезанный подводными каньонами, ко-
торый на глубине 3000 м переходит в аккумулятивный шлейф.
Скв. 325, пробуренной на этом шлейфе (глубина 3748 м), вскрыты нижне-
срсднемиоцеповое глауконитовые песчаники, аргиллиты, алевролиты и конгломера-
ты, состоящие из окатышей глины. В верхней части лачки (718 -490 м) появляются
прослои наномела. Выше залегают мионсп-плиоценовые аргиллиты, алевролигы с
гравием (Initial Reports..., 1976, v. 35). По данным НСП, полная мощность осадочной
толщи здесь около 1200 м. Осадконакопление происходило под воздействием ледо-
вого разноса и суспензионных потоков. Параллельно северо-восточной оконечности
Антарктического полуострова располагается цепь Южно-Шетландских островов, от-
деленная аг него проливом Брэнсфилд глубиной до 2000 м. Иа о-вс Александра раз-
виты юрские известняки и глинистые славны, а па островах Шарко и Айленд - мета-
морфизованные мезозойские отложения и вулканиты андезитового состава. К северу
от Южно-Шетландской гряды располагав гея од по имен шли желоб с глубинами более
5000 м, состоящий из четырех изолированных звеньев, разделенных перемычками
Длина желоба 440 км, профиль асимметричный (более крутой и высокий островной
склон), дно плоское, выполнено осадками. Желоб сейсмичен.
В проливе Дрейка дно представляет собой плато, расчлененное на ряд блоков,
оконтуренных изобатой 3000 м и разделенных извилистыми желобами шириной до
10 км. Морфоструктурные и геофизические данные свидетельствуют о том, что зем-
ная кора в проливе Дрейка представляет собой тектонически раздробленный и опу-
щенный континентальный блок, служивший до олигоцена связующим звеном между
Ан тарктидой и Южной Америкой.
Приведенные данные свидетельствуют о том, что Антарктический сектор боль-
шей частью представляет собой пассивную окраину, в пределах которой между кон-
пшентом и океаном существует постепенный переход. Непосредственно к краю кон-
тинента подходят разновозрастыс с труктуры, включая докембрийские, исключая, та-
ким образом, версию о постепенном возрастании материка за счет океана. Наоборот,
реликты континентальных структур па тлубоком шельфе и подводных плато указыва-
ют на процесс океанизации, выразившийся здесь в дроблении и блоковых опусканиях
окраины континента. Этот процесс начался в кайнозое (а возможно, и в мелу) и про-
должается в настоящее время.
Раздел II
ВОСТОЧНАЯ ЧАСТЬ ТИХООКЕАНСКОГО ПОЯСА
В морфоструктурном отношении восточная часть проще, чем западная. Она
включает три сектора: Южно-Американский, Ценгралыю-Американский и Северо-
Американский.
ГЛАВА 1. ЮЖНО-АМЕРИКАНСКИЙ СЕКТОР
(Этот сектор состоит из шести звеньев.)
Южпо-Au । ильское звено соединяет между собой два океана: Тихий и
Атлантический и два континента: Антарктиду и Южную Америку. Географически оно
большей частью принадлежит Атлантике, по структурно ближе Тихому океану.
Звено образовано Южно-Антильским хребтом, состоящим из грех участков: се-
верного, восточного и южного - и одноименной котловины.
Северный участок Южно-Антильского хребта начинается от Огненной Земли
и протягивается в субширотном направлении до о-ва Южная Георгия. Он имеет бло-
ковое строение и сложен палеозойскими метаморфизованными геосинклинальными
образованиями, несогласно перекрытыми юрскими вулканитами кислого состава.
Восточная часть хребта, дугообразно изгибающаяся на юг, представляет со-
бой типичную островную дугу, что подчеркивается наличием сопряженного с ней
глубоководного Южгго-Сапдвичева желоба с максимальной глубиной 8428 м. Дуга
представляет собой попочку вулканических Южно-Сандвичевых осгровов, которые
сложены кайнозойскими аггдезнтами, дацитами и липаритами. Дуга сейсмически ак-
тивна.
Южный участок рассматривапмого звена образован субширотным хребтом, на
ко тором расположены Южно-Оркнейские острова. Этот хребет считается продолже-
нием Южно-Антильской островной дуги (Удинцев, 1988), однако морфологически
и структурно on связан не с згой дугой, а с Южгю-Шетланлской. на продолжении
которой он находится С севера рассматриваемый хребет граничит с желобом ши-
ротного простирания, который является продолжением Южно-Шетландского. Хребет
имеет блоковое строение и сложен в основном палеозойскими и мезозойскими
гео синклинально-складчатыми образованиями.
Южно-Литипъская котловина, отделенная от Тихого океана разломом
Шеклтон, имеет сложный рельеф, обусловленный се блоковым строением. Средняя
глубина котловины около 3500 м. В ее западной части имеется несколько коротких
узких желобов субширотного простирания глубиной до 7756 м, а также вытянутых в
этом направлении впадин глубиной свыше 4000 м. Дно котловины покрыто прерыви-
стым чехлом осадков мощностью в прогибах свыше 500 м Их, видимо, подстилают
кайнозойские платобазальты, перекрывающие гетерогенный складчатый фундамент.
Патагонское звено протягивается от южной оконечности Южной Америки
примерно до 45° ю.ш. С юга оно ограничено широтными разломами Техуэлче и
Мальвипас, с севера - широтным разломом, находящимся в продолжении зоны раз-
лома Фолклецд-Агульяс Атлантического океана. Продолжением его в Тихом океане
является рифтовая сис тема Чилийского поднятия. Отличительные особенности — от-
сутствие глубоководного желоба и зоны Бспьофа, слабая сейсмичность на границе
океан-контннент и сравнительно слабый современный вулканизм.
Континентальная часть рассматриваемого звена образована Патагонскими
Андами-южгюй частью гигантской горной системы, протягивающейся вдоль все-
го Тихоокеанского побережья Южной Америки. Андийская горная система состоит
из нескольких параллельных хребтов, разделенных межгорными долинами. В тек-
тоническом отношении хребты отвечают горст-антиклипалям, а долины - j-рабен-
еннклипалям. К осевым и краевым разломам приурочены вулканические сооружения.
Высота Патагонских Анд до 4000 м.
В строении Андийского складчатого пояса принимают участие разновозрастные
геосипклипальньге комплексы докембрия, палеозоя и мезозоя (до середины мела),
сложно дислоцированные и прорванные интрузиями. Складчатые процессы нача-
лись в ггеокоме. В кайнозое преобладали блоковые вертикальные движения и про-
должался вулканизм. Современный рельеф Высоких Анд был сформирован главным
образом в последние 20 млн лет (Мсзоюйско-кайпозойскне складчатые пояса, 1977).
Рис. 136. Тектонические юны в средней части
Андийской орогенной системы (Мезозойско-кайнозойские
складчатые пояса, 1977): 1,2 Западные Анды: I зола
Берегового хребта, 2 зона Продольной долины; 3
Центрально-Андийская зона; 4 - зона хребтов Пампы; 5 -
зона Восточных Анд; 6 Субандийская зона
Вдоль побережья Патагонских Анд протягивается шельф шириной от 110 км на севе-
ре до 220 км на юге. Побережье и шельф сильно расчленены и сходны с побережьем
Антарктического полуострова, но бровка шельфа здесь находится на меньшей глуби-
не (180-200 м). Континентальный склон сложен ступенью на глубине 1500-2500 м,
имеющей блоковое строение и прорезанной подводными каньонами. У основания
континентального склона, по данным НСП, установлен погребенный желоб глубиной
до 6000 м, заполненный осадочными отложениями. Поверхность осадочной толщи
образует абиссальную равнину на глубинах около 4400 м, вытянутую вдоль конти-
нентального склона в виде полосы шириной около 45 км (Удинцев, 1988). Сочленение
континента с океаном происходит но Магеллановому разлому тина сброса, проходя-
щему в основании континентального склона (Plate-Tectonic Мар..., 1982).
Центрально-А идиисков звено протягивается от 45° ю.ш. почти до экватора.
Центральные Анды значительно выше (до 7000 м), чем Патагонские. Наибольшую
ширину они имеют в районе 20-30° ю.ш. (до 600 км). С запада они почти на всем про-
тяжении граничат с глубоководным Чили-Перуанским желобом. Превышение вершил
над днищем желоба достигает 15 000 м. В средней части рассматриваемого звена,
примерно между 20 и 25° ю.ш., в пределах Андийской орогенной системы выделяется
шесть зон (рис. 136).
Зона Берегового хребта сложена в основном юрскими эвгеосинклинальнымн
преимущественно вулканогенными образованиями, дислоцированными и прорван-
ными грант оиднымп интрузиями в конце юры. Местами наблюдаются выходы верх-
непалеозойских кон гинеи гальных и триасовых морских отложений, а также палсозо-
ских граниюв. В палеогене и неогене произошли блоковые поднятия.
Зона Продольной долины в юре представляла собой доорогенный, а в мелу -
синорогенный прогиб миогеосинклинального типа, в котором отлагались терри-
генные осадки. В позднем мелу они были смяты в складки и прорваны гранитны-
ми батолитами. Фундаментом служат докембрийские метаморфические породы,
палеозойские i ранит ы и морские триасовые отложения.
В зоне Центральных Анд
извсс ты выходы нижнепа-
леозойских (кембрий—девон)
морских, верхнепалсозойских
и триасовых преимущественно
континентальных отложений, а
также палеозойских гранитов,
слагающих нижний геолого-
структурный этаж. В мезозое
район представлял собой плат-
форму, на которой в позднем
мелу и кайнозое сформирова-
лись впадины, заполнившиеся
континентальными отложения-
ми. В неогене они были дефор-
мированы. Главная фаза склад-
чатости приходи1ся па миоцен
или ранний плиоцен.
Зона хребтов Пампы представляет собой участок палеозойской платформы,
разбитый на блоки, испытавшие в кайнозое преимущественное опускание. В фун-
даменте блоков известны докембрийские метаморфические образования, нижне-
среднспалеозойские морские и верхнепалеозойские континентальные отложения.
Платформенный чехол образован юрско-меловыми и позднекайнозойскими конти-
нентальными отложениями.
Зона Восточных Анд сложена нижне-средпепалеозойскими морскими геосин-
клипальяыми отложениями и верхнепалеозойскими континентальными отложения-
ми орогенного типа, дислоцированными в раннем мезозое. В юре и мелу этот район
представлял собой платформу, на которой во впадинах отлагались континентальные
осадки. В палеогене-неогене здесь произошли блоковые поднятия, в результате чего
сформировался горстовый хребет.
Субандийская зона сходна по и роению фундамента с Восточными Андами, но
в кайнозое здесь произошли преимущественно блоковые опускания, сформировав-
шие трог с континентальным осадконакоплением.
В геологическом развитии региона выделяется четыре стадии: нижне-средне-
палеозойская геосинклинальпая; верхпепалсозойско-пижнемезозойская орогенная,
юрско-нижнемеловая геосинклинальпая в Западных Андах (зоны 1 и 2) и платформен-
ная в Центральных и Восточных Аидах; кайнозойская стадия тектоно-магматической
активации, охват ившая весь регион.
Фазы складчатости, сопровождавшиеся интрузивным и эффузивным магматиз-
мом, смещались во времени с запада на восток. В Западных Аидах наиболее интен-
сивные деформации имели место в конце юры, а в Субапдийской зоне - в плиоцене
Всрхнсюрские гранитные интрузии расположены в Береговом хребте, восточнее на-
ходятся верхнемеловые плутоны, а сше восточнее - мелкие кайнозойские интрузии
Наибольшая вулканическая активность в Береговом хребте имела место в юре. в зоне
11родолыюй долины в мелу и палеогене, а в Центральных Аидах — в неогене.
Таким образом, разрастания континента в сторону океана здесь пс наблюдается.
В течение всего мезозоя и кайнозоя в Андах происходили ин тенсивные изверже-
ния известково-щелочных вулканитов при отсутствии регионального метаморфизма и
складчатости: все дислокации имеют преимущественно глыбовый характер. Эти осо-
бенности сближают Анды с островными дугами. Иа опубликованных геологических и
тектонических карт ах Южной Америки видно, что главные докембрийские (в основ-
ном протерозойские) структурные направления, различающиеся в докембрийских
щитах, коррелируются с основными батиметрическими элементами IOic-Восточной
Пацифики (рис. 137) (Choi, 1999).
Хотя в фапсрозойском Циркум-Тихоокеанском подвижном поясе эта связь не-
сколько нарушена и затушевана, в целом корреляция главных структурных направ-
лений между (питом и океаном довольно отчетлива. Даже внутри подвижного поя-
са основные структурные поднятия следуют направлениям в щите: докембрийские
породы широко обнажены к северу от Сант-Яго, где оси крупных протерозойских
антиклиналей ссверо-западного-юпэ-юосточпоге простирания прослеживаются из
Бразильского шита (который находится к северу or Буэнос-Айреса). Докембрийские
породы широко развиты к югу н северу от Лимы, куда протягиваются Гвинейский и
Бразильский шиты. Па юге Южной Америки докембрийские породы не обнажаю тся
ин в щите, ни в подвижном поясе.
Рис. 137. Схематическая карта докембрийских структур Южной Америки и батиметрических
элементов Юго-Восточной Пацифики (Choi, 1999). 1 - скважины глубоководного бурения; 2 - ак-
тивные вулканы, 3-5 - мобильный пояс: 3 - средне-верхнепалеозойские отложения или моложе,
4 - нижнепалеозойские отложения, 5 - докембрийские образования; 6-8 - щит: 6 - нижнедокем-
брийские образования с платформенным чехлом мощностью 2 км и более; 7 - то же с мощностью
0-2 км; 8 - протерозойские образования; 9 - глубоководные желоба
Одна изогнутая антиклиналь субширотного простирания, продолжающаяся
от Гвианского щита на севере Южной Америки, видимо, соединяется через хребет
Карнеги с Галапагосскими островами. Второе антиклинальное поднятие, отделяю-
шееся от северной части Бразильского шита, соединяется с хребтом Наска (рис. 137).
Здесь Перу-Чилийский желоб прерывается, а восточный конец хребта Наска непосред-
ственно соединяется с континентальным склоном и берегом, где обнажается докем-
брийский фундамент (см. рис. 137, 138). Длинная линейная субширотная Амазонская
синклиналь между этими двумя поднятиями отчетливо соединяется с обширной
Перуанской впадиной. В центральной части Южной Америки небольшой отрезок
протерозойской антиклинали восточно-северо-восточного-западно-юго-западного
простирания в юго-восточной части Тихого океана. В подвижном поясе на его оси
находится несколько небольших останцов нижнепалеозойских пород.
Более того. Чилийский хребет явно продолжается до массива Дезидо (Deseado)
в южном окончании Южной Америки и далее до Фонклендских островов.
Батиметрическая (рис. 137) и гравиметрическая (рис. 138) карты показывают связь
Чилийского хребта с континентальным склоном п-ова Тайтао (Taitao). Прибрежная
тихоокеанская часть этой зоны сложена неогеновыми офиолитами (офиолиты Тайтао)
и палеозойскими метаморфическими породами, а внутренняя часть суши - потока-
ми базальтов (Белявский и др.. 1976; Forsythe, Prior, 1992). Поскольку эта связь уста-
новлена, то история Чилийского тройного сочленения с позиций плитотектоники
(Behrmann et al., 1992; Forsythe, Prior, 1992) оказывается ошибочной.
Приведенные выше факты подтверждают, что главные подводные топографиче-
ские элементы могут непосредственно контролироваться протерозойскими структу-
рами и что реальная «океаническая кора» под молодыми базальтами и осадочным
чехлом в Юго-Восточной Пацифике может состоять из протерозойских пород, вме-
сто кайнозойских базальтов (эоценовых и моложе), как это считают плитотектонисты
(Corvalan et al., 1981; Suess et aL, 1988; Behrmann et al., 1992). Эта альтернативная точ-
ка зрения подтверждается палеогеографическими и седиментологическими исследо-
ваниями, которые доказали существование палеосуши в современной юго-восточной
части Тихого океана в течение палеозоя и мезозоя (Isaacson, 1975; Forsythe, 1982;
Clemmey et al., 1983; Bahlburg, 1987, 1993; Isaacson et al., 1993), хотя все эти пред-
полагаемые участки палеосуши, по их мнению, исчезли в результате субдукции. К
сожалению, ни одна скважина не пробурена до «океанической коры», а выполненная
ими интерпретация сейсмических профилей представляется неадекватной.
Западный склон Анд срезается береговой линией Тихого океана, вдоль которой
протягивается узкий (10-30 км) шельф, представляющий собой современную абрази-
онную террасу, внешний край которой находится на глубине 140-150 м. В южной и
центральной частях рассматриваемого звена, по геофизическим данным, на шельфе
выделяются несколько погребенных впадин, полностью заполненных осадочными от-
ложениями мощностью до 3000 м. Возраст базальных слоев осадочной толщи омола-
живается с севера на юг: от позднего мела к северу от 37° ю.ш. и от эоцена между 37
и 38° ю.ш.. а южнее - не древнее миоцена.
ПЕРУ-ЧИЛИЙСКИЙ ГЛУБОКОВОДНЫЙ ЖЕЛОБ
Перу-Чилийский глубоководный желоб состоит из двух звеньев - Чилийского и
Перуанского - общей протяженностью 4800 км.
Чилийское звено желоба начинается к северу от 45° ю.ш. в виде неглубокого про-
гиба в основании континентального склона Южной Америки. В северном направле-
Рис. 139. Расположение сейсмических профилей и буровых скважин в южной оконечности
Чилийского желоба (Bchrmann е( al., 1992)
пин этот прогиб углубляется и в районе Вальпараисо имеет уже глубину около 6000 м.
Далее к северу желоб еще более угоубляется, достигая в районе южного тропика мак-
симальной глубины - 8069 м. Склоны желоба и его днище, по данным сейсмического
профилирования здесь практически лишены осадочного покрова.
На 14-16° ю.ш. Чилийское звено желоба выклинивается, и к континентальному
склону подходи-l- глыбовый хребет Наска, отделенный от него прогибом с глубинами
менее 6000 м.
Северо-западнее начинается Перуанское звено глубоководного желоба, отделен-
ное от континента сравнительно пологим склоном, имеющим блоковое строение, и
шельфом шириной 100-150 км. Максимальная глубина Перуанского звена желоба
6001 м. На 1°30' ю.ш. оно выклинивается, и здесь прямо к подножию континентально-
го склона подходит хребет Карнеги. В отличие от Чилийского, в днище Перуанского
звена желоба имеются осадочные отложения - терригенные складки и пелагичекие
илы миоцен-четвертичиого возраста. Они залегают горизонтально, без существенных
деформаций.
Перу-Чияийский желоб почти на всем протяжении граничит с Центральными
Андами, высота которых достигает 7000 м, а максимальная ширина - 600 км (в районе
20-30° Ю.Ш.). Превышение вершин над днищем желоба 15 000 м.
Чилийское звено. В пределах Чилийского звена исследования проведены толь-
ко в самой южной его оконечности (рис. 139).
Здесь пробурены пять скважин (Behrmann ct al., 1992).
В северной части участка на профиле 745 в средней части континентального
склона (глубина 1677,5 м) скв. 861 в интервале 208,9-496,3 м вскрыты плиоценовые
алевролиты и аргиллиты с прослоями конгломератов, выше - (0-208,9 м) плиоцен-
четвертичные и четвертичные глины и алевролиты с песком и гравием. Отложения
имеют ледниково-морское происхождение Состав материала представляет собой
смесь продуктов разрушения вулканической дуги и кристаллическою фундамента.
Первоначально осадки накапливались на бровке шельфа, а затем сползли или были
смыты мутьсвыми потоками вниз по склону. Судя по бентосным фораминиферам,
глубина временами достигала 2000 м (всрхняя-средпяя батиаль), а затем в нижнем
плейстоцене произошло поднятие примерно па 500 м. По геофизическим данным,
фундамент в районе скв. 861 находится па тлубипе 800-1200 м от поверхности дна.
Немного ниже по склону (глубина 2159 м) скв. 860 вскрыт следующий разрез
(снизу):
242,5-617,8 м, плиоцен: гравий, глинистые алевролиты и алевритовые аргилли-
ты с папофоссилиями. Песчапо-алсвритовыс аргиллиты с топкими прослоями конгло-
мератов (гемипелагическис и турбидитовые),
87,7-242,5 м, плиоцен: аргиллиы с лапиллиямн, песчаники с гонкими прослоями
конгломератов (гемипелагическис и турбидитовые);
0-87,7 м, поздний нлиоцсн-плсйстоцен: гемипелагическис глинистые сланцы и
алевритовые глины с папофоссилиями, турбидитовые пески, алевриты.
Еще ниже (глубина 2753,3 м) скв. 859 вскрыты тоже только плиоценовые и чет-
вертичные отложения:
253,3-469,0 м, поздний плиоцен: алевритовые аргиллиты и глинистые алевро-
литы с очень редкими папофоссилиями; породы слоистые, биотурбированныс и пла-
стично деформированные (табл. 47).
110,2—253,3 м, поздний плиоцен-плейстоцен: алевритистые глины и глинистые
алеврит ы с немногочисленными микрофоссилиями.
Нами переинтерпретирован сейсмический профиль, пересекающий Чилийское
звено желоба в районе п-ова Тайтао по профилю НСП 745 (рис. 140). Как видно из
рисунка, наша интерпретация принципиально отличается от интерпретации нлнто-
тектопистов (Bangs ct al., 1992). По нашему мнению, выделенный ими «океаниче-
ский фундамент» может быть разделен на две пачки. Верхняя часть мощностью около
Таблица 47 II а л сосу in а в юго-восточной Пацифике (район Псру-Чнлийского желоба)
№ п/н Источник Площадь Время Обоснование Примечание
J Isaacson, 1975 Централь- ные Лиды (Боливия) Девон Литофации и карта изопахит Много детрита, мусковита (выветрслого)
2 Forsythe, 1982 Юг Южной Америки Средний-позд- ний палеозой ранний мезозой (девой - триас) Осадочные структуры Базальные конгломераты группы Pillahinco - метаморфические плутонические породы,, об- ломки гранодиоритов, лампро- фиров, базальтов и риолитов. Источники сноса находились на западе и севере
3 Clcmnicy cl al., 1983 Северные Анды Ранний мел Палсотсчсния Андезиты и гранодиориты в ис- точниках сноса
4 Bahlburg, 1987 Север Чили (береговая Кордильера) Девон-карбон Палеотечепия Осадки поступали с северо- северо-западной или северо- западной границы жело- ба -- структурного поднятия континентальной коры, возмож- но продолжавшегося на юг до массива Arcquipa
5 Gamundi ct al., 1990 Запад Цен- тральной Аргентины Карбон-триас Палсотсчсния Кратонные источники сноса плутонических и метаморфи- ческих пород. Области споса связаны магматической дугой, существовавшей на окраине 11а- лсопацифики в перми-гриасе
6 L Bahlburg, 1993 Север Чили Средний палеозой 11алеотсчспия, дистурбирофа- ция Кремнистые осадки, сносившие- ся с юго- восточного Тихоокеан- ского континента
Isaacson ct al., 1995 Централь- ные Аилы (Западная Боливия) Девон пермь Литофании, мощность осадков Массив Arcquipa источник сноса осадков в Боливийскую впадину в девоне -перми
0,7-0,8 мс двойного пробега отчетливо слоистая (пачка II па рис. 140), нижняя - мас-
сивная (пачка I). В приосевой зоне желоба в фундаменте выделяется антиклиналь,
которая в виде структурного поднятия продолжается на северо-запад до Чилийского
хребта и на юго-восток па сушу (протерозойский массив Descado). Это дает основа-
ние считать, что «океанический» фундамент в приосевой зоне желоба и па его океани-
ческом склоне на самом деле имеет континентальную природу (архей-протерозой).
Поверхность срыва (decollemcnt) в интерпретации Bangs с соавторами (1992),
фактически является поверхностью несогласия между докембрийским фундаментом
(пачка I) и перекрывающими его палеозойско-мезозойскими отложениями (пачки П-
V). Никаких признаков, указывающих на «субдукцию», на этом профиле нет, так же
как и на всех других профилях, пройденных в этом районе. К сожалению, все пробу-
ренные здесь скважины вскрыли только четвертичные и плиоценовые гемипелагиче-
скис и турбидитовые огложения и псдобурепы до фундамен та (Behrmann cl al.. 1992).
Перуанское звено. Результа-
ты бурения. Наиболее детальные
исследования были проведены на
коптинентальном склоне и шельфе
Перу. Здесь пробурено 10 скважин
ODP и две промышленные (рис. 140)
(Suessetal., 1988).
В северной части рассматривае-
мого района (профиль СД на рис. 141)
в верхней части континентального
склона эксплуатационной скважи-
ной Doi fen под эоценовыми отло-
жениями были вскрыты пермские
отложения. Немного ниже по склону
(глубина 436.8 м) скв. 684 вскрыты
средне-позднемиоценовые нанофос-
силисвые и фораминиферово-диато-
мовыс илы (интервал 54,3 136,1 м),
в верхней части разреза битурбиро-
ванныс. Пустоты заполнены фосфо-
ритовым и глауконитовым песком.
На них с большим страти-
графическим перерывом залегают
плиоцен-четвертичные диатомовые,
нанофоссилиевыс и фораминиферо-
вые илы с зернами глауконита, фос-
форита, пирита (интервал 0-54,3 м)
Встречаются тонкие прослои песка
и вулканическою пепла. Илы силь-
но биотурбированы. Крупные норы
длиной до 40 см и диаметром до
3 см принадлежат креверкообраз-
ным Callianassa.
В средней части континенталь-
ного склона (рис. 142) на глубине
3082,3 м скв. 683 в интервале 418-
488 м вскрыты эоценовые аргиллит ы
с примесью вулканического пепла,
зерен полевых шпатов и обломков
пород. Местами породы брекчиро-
ваны и слабо биотурбированы.
На них с большим стратигра-
фическим перерывом (из разреза
выпадают отложения позднего эо-
цена, олигоцена, раннего миоцена)
залегают среднемиоценовые диато-
мовые илы и api иллиты (интервал
Рис. 141. Схематическая карта северной части Перуанского желоба (Sucss ct al.. 1988). I - бу-
ровые скважины; 2 - линии профилей I1СП; 3 - впадины; 4 - структурные поднятия. 5 ось желоба;
6 бсреювая линия Изобазы в метрах
240 418 м), умеренно биотурбированпые с прослоями вулканического пепла, доло-
мита, известняка. В породах содержится примесь зерен полевых шпатов, кварца, пи-
рита, вулканического пепла. Выше с перерывом (выпадает поздний миоцен и ранний
Рис. 142. Детальная батиметрическая карта приосевой части Перуанского желоба в районе
профиля ДС на рис. 141. Изобаты через 50 м (Aubouin et al., 1982)
плиоцен) залегают плиоцен-четвертичные отложения (интервал 170-240 м - плиоцен,
0-170 м - квартер), представленные биотурбированными нелитифицированными до-
ломитовыми илами, переслаивающимися с терригенно-диатомовыми и терригенны-
ми илами и глинами (турбидиты). Часто встречаются зерна полевых шпатов, кварца,
пирита, спикулы, губок, обломки раковин моллюсков, а также обломки пород и вул-
канического стекла. Поверхность турбидитных слоев иссверлена илоедами. Все эти
признаки указывают на мелководный характер отложений. Снос обломочного мате-
риала происходил со стороны континента.
В нижней части континентального склона (глубина 5093,4 м) скв. 685 в интер-
вале 203,6-468,6 м вскрыты литифицированные и сильно дислоцированные отложе-
ния позднего миоцена — диатомовые аргиллиты, в нижней части пачки с прослоями
пепла и осадочных брекчий. Породы местами умеренно биотурбированы, содержат
примесь карбонатного и терригенного материала, а также зерна глауконита и пирита.
Осадочные брекчии состоят из угловатых, реже - слабо окатанных обломков пород
эоценовых и ранне-среднемиоценовых диатомовых аргиллитов, нанофоссилиевых и
фораминиферовых аргиллитов, микритовых известняков и доломитов. В верхнем го-
ризонте брекчий встречаются также обломки полевошпатового песчаника с карбонат-
ным цементом, в котором наблюдаются остатки форам ин ифер. Некоторые обломки
были деформированы до переотложения. В них наблюдаются прожилки, будинаж и
трещины, заполненные илом.
Описанные отложения сторониками плитотектоники (Suess el al., 1988) рассма-
триваются как «аккреционный комплекс», сформировавшийся в результате суддук-
ции. Выше с перерывом 4,3 млн лет (выпадают верхи позднего миоцена и плиоцен)
залегают четвертичные отложения (0-203,6 м), представленные диатомовыми илами
с тонкими прослоями алевритового мергеля и песчанистого ила. Осадки умеренно
биотурбированы, содержат примесь зерен кварца, полевых шпатов, пород (до 15 %)
Встречаются также зерна глауконита и пирита, спикулы губок и сдавленные чашечки
губок. Эти осадки, сносившиеся с шельфа и верхней части континентального склона,
считаются покровными отложениями, перекрывающими «аккреционный комплекс»
Обрашаег па себя внимание большая мощность четвертичных отложений (200 м),
очень высокая скорость осадконакопления в квартере - 100 м / млн лет. литификация
и дислопированность слоев в нижней части пачки (80-200 м) - наличие скалок, слан-
цеватости и плоскостных текстур, срезающих слои под большими углами. Верхняя
часть качки практически не дислоцирована.
В средней части района (профиль АВ па рис. 141) пробурен створ из пяти сква-
жин. На шельфе скв. 681 (глубина 161 м) вскрыты юлько че твертичные отложения -
диатомовые илы с прослоями илистого песка и песчанистого алеврига. Вскрытая
мощность 187 м В песчанистых прослоях встречаются обломки раковин, конкреции
фосфоритов, зерна кварца, полевых шлагов, пород. В интервалах 50-65 м и 75—95 м
осадки биотурбированы. Отмечено несколько эрозионных поверхностей с фосфат-
ным гравием.
Ниже, на внешнем шельфе (глубина 263 м) скв. 680 в интервале 56-195 м прой-
дены плиоценовые плотые терригенные и фосфатные пески и илы с фосфатной
галькой, перекрытые диатомовыми илами и долом и газированными диатомовыми
алевритами со структурами оползания, трещинами усыхания, следами биотурбации.
В верхах пачки - горизонт конгломератов с галькой и гравием нолевых шпатов и фос-
форитов.
Выше залегают четвертичные отложения (интервал 0-52 м) — фораминиферо-
диатомовый ил и песчанистый алеврит с обломками раковин, зернами нолевых шпа-
тов и фосфатов.
В верхней части котике! пал ыюго склона на глубине 450 м пробурена скв. 679,
которая в интервале 338-359 м вскрыла средпсмиоценовые слоистые трещиноватые
глинистые сланпы. По геофизическим данным, кристаллический фундамен т здесь за-
легает примерно на глубине 460 м от поверхности дна. Сланцы
перекрыты аргиллитами и алевролитами, местами с кальцитовым цементом
(245-338 м).
Выше с размывом залегают позднемиоценовые алеврит овые диатомовые илы, пе-
реслаивающиеся с алевритами и песками (101-245 м), ноздпеплиоцеп-четвертйчпые
диатомовые илы (46 м) и четвертичные диатомовые-фораминиферовые илы (0-46 м).
В нижней части континентального склона желоба на этом створе пробурены
скважины 682 и 688 (см. рис. 141).
Скв. 682 (глубина воды 3800 м) пройдено 436,7 м. В нижней части разреза (404
437 м) вскрыты средпеэоцсповыс алевролиты, переслаивающиеся с аргиллитами и
песчаниками. Породы биотурбированы, сильно брекчированы, имеют чешуйчатую
структуру. Местами наблюдаются карбонатный цемент и пиритизация. Терригенные
компоненты (обломки пород, зерна полевых шпатов и кварца) составляют 10-60 %, ау-
тогенные минералы - 20 -40 %. Керн представляет собой обломки сильно перемятых и
передробленных пород, сцементированных затем песчано-глинистым, местами карбо-
натным цементом. В породах содержатся донные фораминиферы. Осадконакопление
происходило в зоне шельфа.
Выше с перерывом (из разреза выпадают поздний эоцен и ранний олигоцен) за-
легают алевритовые аргиллиты среднего олигоцена-средпего миоцена (311-404 м),
также местами бронированные, но в некоторых ин тервалах массивные.
Они перекрыты средне-позднемиоценовыми диатомовыми илами (113-311 м),
среди которых встречаются диагенетические доломитовые горизонты и участки с кар-
бонатом.
Верхняя часть разреза (плиоцен-квартер) имеет следующий вид.
Плиоцен (106-114 м) — оползневые отложения: слоистые диатомовые илы, ме-
стами доломитизпровапные.
Плиоцен—плейстоцен (25—106 м) - диатомовые илы.
Плейстоцен (14-25 м) - диатомовые илы с фораминиферами, папофоссилиями,
аутогенным карбонатом.
Голоцен (0-13 м) — диатомово-фораминиферовый ил, местами биотурбирован-
ный, с топкими прослоями герригешю-фораминиферовых песков.
Примерно на той же глубине (3825,8 м) пробурена скв. 688, которая вскрыла
следующий разрез (снизу):
1) 779,0-621,5 - эоцен. Карбонатные песчаники, алевролиты и аргиллиты с про-
слоями конгломератов. Породы в отдельных прослоях биотурбированы, содержат
бентосные фораминиферы и хорошо сохранившиеся моллюски, по которым глубина
отложения осадков установлена в 150-500 м (шельф и верхняя батиаль), а скорость
осадконакопления - 12 м/млп лет. Снос терригенного материала происходил с конти-
нентального склона на незначительное расстояние. В нижней час ти разреза встреча-
ются галька мела и известняков с ал ьб-сеномане кой микрофаупой, характерной для
Аид и побережья впадины Талера. На глубине 678 м наблюдается перерыв между
ранним и средним миоценом.
2) 621,5-593,0 м - зона катакластических брекчий с очень небольшим выхо-
дом керна. По шламу - кварцево-полсвопшатово-литокластичсскис песчаники, не-
видимому, эоцеп-олигоценового возраста.
3) 593,0 -404,0 м - миоцен. Арт иллиты и алевролиты песчанистые, диатомовые
и налофоссилиево-форамипиферово- диатомовые Наблюдаются пликативные дис-
локации и трещины, заполненные илом, местами биотурбация. Глубина отложения
осадков 500-1000 м, скорость осадконакопления 23 м/млн лет.
4) 404,0-338,5 м -- плиоцсн-плсйстоцеп. Диатомовые аргиллиты, сходные с пач-
кой 3.
5) 338,5-0 м - квартер. Нанофоссплиево-диагомовые и форамипиферово-
напофоссилиево-диатомовыс биотурбированпые илы с прослоями песка, в нижней ча-
сти разреза с сульфидами железа. Скорость осадконакопления 300 м/млн лет. Глубина
накопления осадков верхней части разреза близка к современной.
В юго-восточной части Перуанского звена желоба на его коитииситалыюм скло-
не пробурены еще две скважины - 687 (глубина 457,3 м) и 686 (глубина 457, 3 м).
Скв. 687 вскрыла плиоценовый карбонатный диатомовый ил, сильно биотурби-
рованмый (98,3-195,3 м), согласно перекрытый четвертичными песками (54,3-98,3 м)
и диатомовыми илами, также биотурбированными (54,3-0 м).
Скв. 696 вскрыла только четвертичные диатомовые илы, в отдельных прослоях
биотурбированные и содержащие прослои и линзы раковин моллюсков.
Интерпретация сейсмических данных. На рис. 143 показаны сейсмический про-
филь (профиль CD на рис. 141) и два различных варианта интерпретации этого про-
филя, один из которых принадлежит Bangs с соавторами (1992) (внизу), а другой -
Д.Р. Чою (Choi, 1999) (в середине). Па рисунке показаны тщательно прослеженные
отражающие границы, которые счихаются геологически важными, доступны для ин-
терпретации.
Стратиграфический разрез кон гинепталыюго склона в рассматриваемом районе
делится па три главные части: нижнюю (пачки I и II), среднюю (пачки III, IV, V), верх-
нюю (эоцен9 и моложе). В пачке I наблюдаются ясно выраженные складчатые струк-
туры, рассеченные на блоки круто падающими разломами. По-видимому, эта пачка
сложена породами копгипешалыюго типа. Пачка И в виде топкого покрова залегает
па пачке I и осложнена депрессиями. Мощная пачка III, отчетливо слоистая и слабо
нарушенная, широко распространена по всему разрезу. В желобе она слагает морское
дно, подстилая маломощный покров поздпекайнозойских отложений. Пачка IV также
слабо деформирована. В этой пачке отчетливо наблюдаются продвижение береговой
линии и проградация осадков (па рис. 143 помечена стрелками) в сторону суши, что
указывает па расположение области сноса к западу от этого района, где сейчас нахо-
дятся глубоководный желоб и оксан. С тектонической точки зрения рассматриваемый
район слабо нарушен, оставался относительно стабильным после отложения пачки I и
ее последующей складчатости и блоковых движений. Кроме нескольких незначитель-
ных разломов в подошве континентального склона вблизи желоба никаких крупных
разломов, представляющих собой поверхность ноддвига океанической коры, как это
трактует пли тектоника (Sucss el al, 1988), нс наблюдается. Серия нормальных раз-
ломов, наклоненных в сторону желоба (активных и залеченных), которые нарушают
верхнюю пачку (эоцен ? и моложе), расположена через регулярные интервалы. Один
из них между скважинами ODP 683 и 685 мог быть ответственным за формирование
палсосклопа перед отложениями срсдпсэоцсповых склоновых осадков (рис. 143).
Сейсмострат и граф и я континентальной окраины Перу имеет большое сходство с
Японским и Алеутским желобами (Choi, 1987; Choi cl al., 1990). Пачка I во всех этих
местах представляет собой тектонически поднятые блоки фундамента, непосред-
ственно подстилающие тонкие молодые (мезозой-кайнозой) осадки в современных
желобах и глубоком море. Их структурное (геоантиклиналь) поднятие расположено
в современном желобе и глубоких океанических районах, плавно погружающихся в
сторону суши. Возраст отложений, слагающих пачку I, вероятнее всего, докембрий-
ский (архей-прогерозой).
Слабо нарушенная пачка II тонким слоем перекрывает и нивелирует понижения в
кровле пачки 1.11ачкм II) и IV мощные, распространены широко, залегают согласно. Во
всех этих регионах, судя по картине проградации осадков, области сноса при формирова-
нии пачек III, IV, V должны были находиться па месте современного глубокого океана.
По аналогии с Японским желобом можно предполагать, что пачки II и III имеют
палеозойский возраст, пачка IV позднспалеозойский-раннемезозойский, пачка V -
поздпемсзозойский возраст (юра мел). Самая верхняя пачка (па рисунке не ирону-
Рис. 143. Сейсмический профиль через Перуанский желоб и его континен тальный склок по линии ДС на рис. 141. В середине - интерпретация
Д.Р. Чоя (Choi, 1999), внизу - von Huene et al., 1985
мерована) сложена кайнозойскими породами (эоцен-плейстоцен), что подтверждаю
бурением.
Землетрясения и структура земной коры. Па рис. 144 показана структура зем-
ной коры через I круанскос звено желоба по Хейсу (Hayes, 1974) и гипоцентры зем-
летрясений по Бепьофу (Benioff, 1954) и Сгейси (Stacey, 1992). Как видно их этого
рисунка, гипоцентры землетрясений сгущены под средней частью континентального
склона между желобом и берегом (80-150 км восточнее желоба) на глубине от 25
до 70 км ci уровня моря. Несколько очень мелкофокусных землетрясений (менее 19
км от морского дна) также расположены на этой площади. И только три гипоцентра
землетрясений находятся под желобом па глубине 25-30 км в мантии К тому же ни
одного землетрясения не было зарегистрировано вдоль мнимого мегаразлома или в
кровле погружающейся океанической плипл (слоя со скоростью 6 км/с, ио- Hayes,
1974). Сейсмическая активность в зоне Вадапи-Беньофа локализуется нс в желобе,
а на расстоянии ог 80 до 150 км от пего в сторону континента. Эта ситуация сходна с
наблюдающейся в Алеутском желобе (Murdock, 1998), Японском желобе (Choi. 1987),
Курило-Камчатском желобе (Васильев. 1988)
Рис. 144. Распределение гипоцентров землетрясений в Перуанском желобе ио профилю па
13°юш (Benioff, 1954; Stacey, 1992)
Новая интерпретация сейсмических данных даст основание предполагать су-
ществование в палеозое и мезозое палсосушн в юго-восточной части Тихого океана
вблизи Перу-Чилийского желоба, что совпадает с палеогсологическими реконструк-
циями (рис. 145, 146, табл. 47).
Результаты бурения в Перуанском звене желоба позволяют проследить его раз-
витие начиная с раннего эоцена. В эго время желоба еще не существовало, а его со-
временная приосевая зона и кошипентальный склон представляли собой область
шельфа, в которой происходило медленное (12 м/млп лет) накопление терригенного и
аутогенного материала.
Осадконакопление происходило на неровной поверхности докайнозойского фун-
дамента и сопровождалось перерывами и размывом, фиксирующимися прослоями
и пачками конгломератов. Осадки заполняли отдельные впадины, вытянутые вдоль
склона, разделенные поднятиями (см. рис. 141). Эопеповые отложения литифипиро-
ваны и местами брекчированы (вероятно, в зонах разломов).
Поздний эоцен из разреза выпадает. По-видимому, па это время приходится зна-
ли тельный перерыв в осадконакоплении, что могло быть связано с поднятием и осу-
шением территории.
В олигоцепе-раннем мио-
цене началось опускание, про-
должающееся с различной ин-
тенсивностью и перерывами до
настоящего времени.
В олигоцепе и раннем-
среднем миоцене отлагались в
основном алевритовые и гли-
нистые осадки, реже пески и
галька, впоследствии литифи-
циро ванные и местами брекчи-
ровапные. Глубина осадконако-
пления в среднем увеличилась
до 500 1500 м, скорость - до
23 м/млн лег.
В позднем миоцене про-
изошло дальнейшее углубле-
ние океана, а терригенное
осадконакопление смени-
лось преимущественно био-
генным - стали отлагаться в
основном фораминиферово-
нанопланкгонно-диагомовые
илы. Однако на фоне общего
опускания временами происхо-
дили подия гия вплоть до шель-
фовых, что отражено в интен-
сивной биотурбагщи осадков,
, . Рис. 145. Схематическая нанеси рафнчсская карга
пиритизации, фосфат изащии, А „ пи..,,
г ’гт ’ Центральных Аид для девона (Isaacson, Diaz Martinez,
наличии горизонтов конгломе- 1995)
ратов. Только в плейстоцене
«дубина оксана приблизилась к современной, а скорость осадконакопления местами
возросла до 300 м/млн лег (скв. 682).
Таким образом, в рассматриваемом регионе начиная с раннего эоцена до настоя-
щего времени отчетливо наблюдаются углубление оксана в результате блоковых опу-
сканий континентального склона, увеличение его крутизны и скорости осадконако-
пления, что привело местами к возникновению оползней (скв. 680, 682).
Карпбско-Андпйское звено. В этом звене, как и в Патагонском, глубоковод-
ный желоб отсутствует. В северной части звена три Кордильеры Анд разветвляются.
Западная Кордильера через Панамский перешеек соединяется с горными сооруже-
ниями Центральной Америки, а центральная и восточная переходят в Венесуэльские
Анды. С юго-востока Андийская горная система граничит с Гвинейским щитом, с
запада — с Панамской котловиной Тихого океана. В пределах звена выделяется восемь
зон (рис. 147). Все они испытали длительное (с докембрия) полициклическое разви-
тие, завершившееся кайнозойской активизацией.
В Западных Андах основание обнаженной части разреза слагают доюрские гсо-
синкл!шальные метаморфизованные породы- филлиты, кристаллические сланцы с
Рис. I4fi. Схематическая палеографическая карга Центральных Анд для перми (Isaacson, Diaz
Martinez, 1995)
прослоями графитистых. известковистых и кремнистых сланцев и туфов Мощность
этих отложении порядка 10 000 м (Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса, 1977).
Выше залегаюа меловые (возможно, начиная с верхней юры) черные сланцы, крем-
нистые аргиллиты, кремни, пиллоу-лавы спилитов, андезитовые туфы и лавы (около
10000 м). Складчатость и региональный метаморфизм проявились, очевидно, в позд-
ней юре. Меловые отложения были дислоцированы в кайнозое в результате преобла-
дающих вертикальных движений.
В прогибе Каука, разделяющем Западные и Цен тральные Лиды, аналогичные
образования перекрыты мощными континентальными кайнозойскими отложениями,
включая угленосные и рифогенные фации. Суммарная мощность этих отложений до-
стигав! 8000-8500 м.
Древнейшими образованиями Цешральных Анд являются докембрийские гней-
сы. гранитогнейсы и граниты с радиометрическим возрастом 750, 940 и 1300 млн
лег. Выше залегаю) палеозойские гсосипклинальныс образования — кристаллические
сланцы, филлиты и глинистые сланцы (10000 20000 м). В конце перми -начале триа-
са они были дислоцированы и прорваны щелочными интрузиями. В верхнем триасе-
мелу сформировалась маломощная
толща (около 200 м) конгломератов
известняков, туфов и лав среднего
состава. Эта толща прорвана дай-
ками и силлами базальтов и анде-
зитов. Кайнозойские образования
представлены плиоценовыми анде-
зитами и их туфами (200 м), прак-
тически не дислоцированными.
Прогиб Верхней и Средней
Магдалены, разделяющий Цент-
ральные и Восточные Аилы, за-
полнен мезозойскими морскими
герригенными, реже - карбонат-
ными отложениями средней мощ-
ности 4500 5000 м (песчаники,
глинистые сланцы, алевролиты,
кремнистые породы, извесгняки).
Па них залегают континентальные
кайнозойские отложения песча-
ники, глины, конгломераты, пески,
средняя мощность которых дости-
гает 5500-6000 м.
Восточные Анды включают
Рис. 147. Тектонические зоны Карибско-Андий-
ского звена (Мезозойско-кайнозойские складчатые по-
яса, 1977) Депрессии заштрихованы
Восточную Кордильеру и два мас-
сива- Гарзон-Кетаме на юго-западе
и Сантандер на севере.
Восточная Кордильера сло-
жена верхнепалеозойскими мелководными песчаниками и континентальными крас-
ноцветными отложениями (1200 м), несогласно перекрытыми нижне-среднеюрскими
красноцветными обложениями с прослоями морских песчаников и эвапоритов (2500
м) Выше несогласно залегают верхнеюрские меловые отложения миогеосипкли-
вального типа - i л инистые сланцы, песчаники, конгломераты, турбидиты, извешня-
ки, кремнистые породы. Средняя мощность этих отложений до 6500 м. Они псрекры-
аы континентальными всрхпсмаасгрихтскими- палеоценовыми сероцветпыми угле-
носными и краспоцвсб ними обложениями (500 м), верхнеэоценовыми песчаниками с
галькой (150 м) и эоцен-миоценовыми глинами, песками и угленосными отложениями
(500 м).
Массивы Гарзон-Кетаме и Сантандер сложены в основном докембрийскими
гнейсами и гранитами с радиометрическим возрастом 1250 млн лет и нижвеналеозон-
скими метаморфизованными породами (филлиты, кварциты, сланцы, кристалличе-
ские известняки), прорванными крупными гранитными интрузиями. Па них залегают
локально развитые верхнепалеозойские и мезозойские морские и континентальные
песчаники, гяинисзые сланцы и извесгняки.
Основные этапы развития в рассматриваемом регионе сходны с районом
Центральных Лид, однако миграция осадочных прогибов и фаз складчатости про-
исходила здесь в обратном направлении - с востока на запад, в сборону Панамской
котловины.
Континентальный склон этой ко тловины высотой до 3500 м сильно расчленен и
разбит на блоки, образующие ступени па глубине от 1000 до 1500 м. Шельф практи-
чески отсутствует.
ВЫВОДЫ
Южно-Американский сектор служит классическим примером активной окраи-
ны Восточно-Тихоокеанского типа. С позиций плитотектоники, здесь происходит
субдукция плиты Паска под Южно-Американский континент. Однако этой гипотезе
противоречат отсутствие вдоль окраины континента аккреционных призм, прерыви-
стое распространение глубоководных желобов и пснарушенность выполняющих их
дпиша осадочных отложений. В то же время осевые зоны глубоководных желобов
являются границей двух разнородных мегаблоков - континентального и океанского,
принципиально различающихся по строению. По геофизическим данным, мощность
коры под Центральными Андами дос тигает 70 км, в зоне Берегового хребта 30-40 км,
а в юне континентального склона мощность коры резко сокращается с выклинива-
нием слоя со скоростями 6,8 км/с. Таким образом, здесь проявилась упоминавшаяся
ранее закономерность: чем выше рельеф, тем мощнее кора, и наоборот.
11е подтверждае т ся здесь и гипотеза разрастания континента за счет оксана. Этому
противоречат миграция тектонических процессов с запала па восток (Центральные
Анды), развитие древних (вплоть до кембрийских) образований непосредственно в
береговой зоне, а также совершенно различная кайнозойская ис тория океанического
и копгипешалыгото мегаблоков. В океаническом мегаблоке в кайнозое имели место
плошадпой базальтовый вулканизм и интенсивное опускание, а в Андийской зоне -
блоковые поднятия и андезитовый вулканизм центрального типа.
Эта особенность позволяет считать, что границей между Тихим океаном и
Южной Америкой служит зона разлома, по которой происходят контрастные движе-
ния - поднятие континентального и опускание океанического мегаблоков. Амплитуда
этих движений в кайнозое составила 1000-5000 м.
ГЛАВА 2. ЦЕНТРАЛЬНО-АМЕРИКАНСКИЙ СЕКТОР
В этом секторе зона перехода представлена южным звеном Северо-Американских
Кордильер и сопряженным с ним глубоководным желобом. Зона перехода здесь сейс-
мически активна, в южной ее части интенсивно проявлен современный вулканизм.
Кордильеры представляют собой кайнозойскую горст-антиклинальпую струк-
туру, развившуюся на континентальной коре, прошедшей длительный (с докембрия)
путь полициклического развития. Ее строение сходно со с троением описанных выше
Карибских Анд, продолжающихся па Панамском перешейке, а затем переходящих в
хребет Кордильера-де-Таламапски. К северу от залива Теуантепек этот хребет ipa-
ничит по разлому со срединным массивом Южный Сьерра-Мадрс Мексики, сложен-
ный докембрийскими и палеозойскими метаморфическими породами. Этот массив,
представляющий собой «древнее ядро Центральной Америки», протягивается вдоль
побережья па северо-запад до широты Калифорнийского залива, который и является
границей рассматриваемого сектора.
Вдоль побережья Центральной Америки протягивается шельф шириной от 140-
160 км в заливах до 4-7 км против мысов. Бровка шельфа, находящаяся на глубине
около 180 м, переходит в очень крутой ступенчатый континентальный склон, подошва
которого в юго-восточной части сектора находится на глубине около 3200 м, а в месте
причленения хребта Кокос — менее 2000 м.
ЦЕНТРАЛЬНО АМЕРИКАНСКИЙ ГЛУБОКОВОДНЫЙ ЖЕЛОБ
Центрально-Американский глубоководный желоб протягивается до 20° с.ш. на
2200 км. Желоб асимметричен. Более крутой и высокий континентальный склон и
нижняя часть океанического склона имеют ступенчатое строение. Желоб оконтурен
изобатой 4500 м, максимальная глубина 6639 м. Плоское дно желоба шириной 5—8 км
выполнено осадками мощностью 200 300 м. Такую же мощность имеют осадочные
отложения и на склонах.
В желобе проведено бурение на двух участках. На участке в районе Акапулько
пробурено восемь скважин (рис. 148, 149). В самой верхней части континентального
склона (глубина 645 м) скв. 493 вскрыла диориты с радиометрическим возрастом от
34,5 -Ь 2 до 36,4 ± 1,8 млн лет (670,5-662,1 м). Эти породы одновозрастные с кварцевы-
ми монцонитами, прорывающими докембрийские и палеозойские метаморфические
породы к северу от Акапулько. Па диоритах залегают пески неустановленного воз-
раста (662,1-652,2 м), а выше - нижнемиоценовые илистые алевролиты с прослоями
и линзами грубозернистых песков и вулканического пепла (652,2—364 м). В нижней
части пачки содержатся обломки раковин мелководных моллюсков и многочисленные
рас гительные остатки, свидетельствующие о литоральных условиях осадконакопле-
ния. На них с перерывом залегают верхнемиоцен-плиоценовые илистые и глинистые
алевриты, аргиллиты и алевролиты (364 -120 м), а самая верхняя часть разреза сложе-
на четвертичными илистыми алевритами (Initial Reports..., 1982, v. 66).
Рис. 149. Схематические геологические разрезы Центрально-Американского желоба (I пере-
сечение Акапулько; II — пересечение Сан-Хосс). 1 - терригенные осадочные отложения; 2 - глубоко-
водные илы; 3 базальты; 4 метаморфические породы п прорывающие их диорит ы; 5 - ссйсмоаку-
стичсекнп фундамент; 6 офиолитовая ассоциация, серпентиниты, перидотиты, габбро» базальты;
7 разломы. 8 скважины
Ниже по склону (тлубипа 1240 м) скв. 489А вскрыт фундамент, представленный
метаморфическими породами, био гит-мусковит-кварцевыми, биот ит-горнбленд ит-
кварисвыми. ipanai-мусковит-кварцевыми сланцами и мусковит-хлорнтовыми по-
родами, которые типичны для древних спалических метаморфических комплексов
континентов
На метаморфическом фундаменте, вскрытом в интервале 327-300 м, резко за-
легают нижнемиоценовые алевриты, алевролиты и аргиллиты с норами илоедов, об-
ломками раковин мелководных моллюсков и растительными остатками, с прослоем
песчаника на глубине 290 м (300 -7 м). Выше несогласно залегают четвертичные глау-
конитовые форам иниферовые илы и илистые алевриты (7 м).
В средней части склона (глубина 1781 м) скв. 490 вскрыла миоценовые (588,5
503,5 м) и плиоценовые алевролиты с прослоями диатомитов туффиюв, песков, из-
вестняков, мела и туфов (503,5-142 м) и четвертичные илистые и диатомовые алев-
риты. В плиоценовых и четвертичных отложениях имеются прослои, обогащенные
глауконитом.
Немного ниже (глубина 1943 м) скв. 492 пройдены верхвемиоцеповые средне- и
грубозернистые кварцевые песчаники и аргиллиты (290-280 м) и алевролиты с просло-
ями песков, гуффигов и мела (279—89 м). Выше залесают верхнемиоцен -плиоценовые
илистые и глауконитовые алевриты с редкими прослоями известняков (89-13 м) и
четвертичные алевритовые илы.
Скв. 491, пробуренной на глубине 2883 м, пройдено 542 м плиоцен-четвертичных
алевритовых илов в нижней части разреза с прослоями грубозернистых кварц-
полевоншатовых песков.
В нижней части континентального склона (глубина 4254 м) скв. 488 вскрыла
только четвертичные отложения — алевритовые илы с прослоями глин и диатомовых
илов вверху и песков - в нижней части разреза (428,5 м).
В осевой части желоба скв. 486 (глубина 5142 м) также вскрыты только четвер-
тичные отложения - глинистые кварцевые пески турбидигного происхождения (38 м).
По данным НСП, мощность осадочных отложений здесь 425 м (Moore et al.; пит. по:
Initial Reports..., 1980, v. 66).
В нижней части океанического склона желоба (глубина 4764 м) скв. 487 вскрыла
слабопористые трещиноватые плагиоклаз-оливиновые базальты (191-172 м), пере-
крытые верхнемиоценовыми пелагическими глинами с редкими прослоями вулкани-
ческого пепла (172-124,5 м). Выше лежат плиоценовые (124.5-115 м) и четвертичные
(105,5-0 м) илистые глины и кварц-полсвошпатовые алевриты.
В разрезах скважин, пробуренных на континентальном склоне, обращает на себя
внимание огромный перерыв (видимо, почти весь фанерозой) между докембрийским
(?) фундаментом и залегающими па нем нижнемиоценовыми нелитифицированпыми
отложениями (скв. 489А). Это еще раз подчеркивает ненадежность датировки возрас-
та фундамента по возрасту базальных слоев залегающей на нем осадочной тояши. что
сплоить и рядом практикуется при интерпретации возраста второго слоя по данным
бурения.
Фациальный анализ приведенных выше разрезов скважин показывает, что вплоть
до миоцена район современного континентального склона представлял собой область
размыва, сложенную древними породами континентального типа, и лишь в раннем
миоцене здесь начались блоковые погружения. Амплитуда этих погружений возрас-
тает но направлению к осевой зоне желоба от 1300 м в районе скв. 493 до 3000 м в
средней части склона (район скв. 491). Можно полагать, что блоки в нижней части
склона опустились па 5000-6000 м, хотя данные бурения ответа на этот вопрос не
дают в связи с малой глубиной скважины.
Второй створ скважин через Центрально-Амери канский желоб пробурен южнее
горы Сан-Хосе (рис. 148).
В верхней части континентального склона скв. 496 (глубина 2064 м) вскрыты
ннжнемиоценовыс алевролиты с глауконитом, прослоями лигнитов и пемзы (378-
300 м). В нижней части присутствуют шельфовые формы бентосных форами цифер.
остракоды и растительные остатки, свидетельствующие о мелководных условиях
осадконакопления. Отложения средней части пачки, судя но микрофауне, отлагались
и пределах верхней батиали (150-600 м), а верхней - на глубинах 600-1300 м. Выше
залегают средпемноцеповые песчанистые и пановыс илы с глауконитом и прослоем
конгломерата в нижней части (300-246 м), перекрыт ые верхнемиоцен -плиоценовыми
диатомовыми и Пановыми илами (264-226 м) и четвергичными диатомовыми и Па-
новыми илами (Initial Reports..., 1982, v. 67). Эти осадки отлагались на глубинах по-
рядка 3000 м.
Немного ниже по склону (глубина 2358 м)скв. 497 вскрыты плиоценовые (396.5-
159 м) и четвертичные (159-0 м) пановыс и диатомовые туфогенные илы в нижней
части с прослоями песков и галечниковых алевритов. Судя по бентосным форам шт-
ферам, глубина моря в плиоцене была 1500 3000 м.
В нижней части континентального склона (глубина 5497 м) (см. рис. 150)скв.498А
пройдены нижнемиоценовыс брекчии, пески и алевриты (316,5 288 м), выше - мио-
ценовые лигифицированныс трещиноватые алевролиты и брекчированные микри-
товые известняки (288-231 м), плиоценовые (231 212 м) и плиоцен-четвертичные
(212-0 м) биогенные илы. На основании микрофауны установлено, что нижние слои
разреза отлагались на шельфе, средние - на глубинах около 1500 м, а верхние - около
3000 м (Рудич, 1984).
Немного ниже по склону (глубина 5529 м) скв. 494 достигнуты верхиемеловые
отложения (368,5-312,5 м) - сильно трещиноватые известковистые алевролиты, ар-
гиллиты и мел с прослоями неолитовых глин и примесью вулканокластического мате-
риала основного и среднего состава в нижней части вскрытого разреза. С интервала
312,5-294 м подняты раздробленные при бурении обломки туфоалсвролитов, мела и
известняков с остатками маастрихтской и среднеэоценовой микрофауны. Выше (294-
241 м) были подняты обломки сильно трещиноватых брекчированных среднемиоце-
новых алевролитов, отделенных зоной дробления от вышележащих глин и аргиллитов
с нижпемиоценовой или олигоненовой микрофауной (241-237 м). Еще выше лежат
ннжпе-срсдпемиоценовые аргиллиты (237-224 м), плиоценовые трещиноватые алев-
ролит 1.1 с глауконитом (224-189,5 м) и четвертичные диатомовые песчанистые илы,
глины и микритовые известняки. С глубины 142 м породы литифицированы и грещн-
новагы.
В осевой части желоба скв. 499 (глубина 6126 м) вскрыты базалыы (286,5-
285,5 м), на которых лежат нижнемиоценовые брекчии и пановый мел (285,5-210,5 м),
нижне-среднемиоцсновыс диатомовые п нановые илы и мел (210,5-200,5 м), средне-
миоценовые биогенные илы с прослоями песка и вулканического пепла (191-0 м) с
переотложенными бентосными форамипиферами, характерными для шельфа и верх-
ней батиали.
Расположенной поблизости скв. 500 (глубина 6123 м) вскрыты базальты (165.5-
156,5 м), перекрытые брекчнровапиыми при бурении фораминиферово-паповыми
алевролитами и мелом (156,5-82 м) и четвертичными турбидитами и биогенными
илами с переотложенными форамипиферами, обитавшими на глубинах от 100 до
3000 м (82-0 м).
В нижней части океанического склона желоба пробурена скв. 495 (глубина
4150 ), которая вскрыла пузырчатые базальты (446,5-428 м), на которых залегают
нижне-среднемиоценовые форамипиферово-нановые илы и мел с прослоями крем-
ней и порцелланитов (428-177 м), среднемиоцеповые геминслагичсские илы и абис-
сальные глины (177-171 м) и всрхисмиоцен-чствсртичныс геминслагичсские илы,
в отдельных прослоях с примесью терригенного и вулканокластического материала
(верхний миоцен 171 142 м, верхний миоцен-плиоцен - 142-114 м, плиоцен 114-
57 м и плейстоцен - 57-0 м).
Таким образом, результаты бурения противоречат плитотектопичсской модели,
что выражается в следующем
Согласно этой модели, на континентальном склоне предполагалось наличие
мощной толщи тектонически нарушенных осадочных отложений («аккреционная
призма»), тогда как пять скважин (494, 566, 567, 569, 570) вскрыли метаморфизован-
ные изверженные породы основного и ультраосповпого состава. «Аккреционная при-
зма» здесь отсутствует.
Рис. 150. Детальная батиметрическая карта Приосевой зоны Центрально-Американского желоба к югу от Сан-Хосе. Изобаты через 20 м (Aubouin et
al., 1982)
В районе скважин 494 и 567 предполагалась зона разлома, по которой «океа-
ническая плита подвигалась под «континентальную». В действительности никакого
разлома здесь ист. Возраст базальтов на океаническом склоне желоба по палеомагнит-
ным данным (Aubouin et al., 1982) должен быть эоценовым, на самом деле он ранне-
среднем иононовый (скв. 495).
Никаких деформаций в осадочных отложениях, постулируемых плитотек1 сим-
кой, нс установлено.
Возраст турбидит! 1ых отложений в днище желоба но модели конвергенции дол-
жен составлять 46 00 лет, в действительности он превышает 1 200 000 лег (Murdock,
1999).
Интерпретация сейсмических данных Из нескольких опубликованных сейсми-
ческих профилей (Aubouin el а!.. 1982; Huenevon etal., 1985) нами наиболее легально
изучен глубинный разрез GUA-I8 (Hucne von et al., 1985), приведенный на рис. 151.
При его интерпретации были использованы результаты бурения скважин DSDP, рас-
положенных на этом трапсскге. Для обоснования стратиграфии проведено сравне-
ние профиля GUA-18 с геологическим профилем северной части разлома Полохик в
Гватемале (рис. 152). В рассматриваемом регионе развиты две голши. Нижняя толша,
слагающая нижнюю часть континентального склона, желоб и прилегающую часть дна
оксана, характеризуется отчетливо выраженной слоистостью и холмообразной склад-
чатостью (пачки la- Id па рис. 151). Верхняя толща (осадочный покров) развита в сред-
ней и верхней частях континентального склона. В пей хорошо выражена слоистость.
Сравнение с результатом бурения и геологией близлежащей суши, главным образом
Мексики и Гватемалы (рис. 152), показывает, что нижняя толша представляет собой
додевонский или докембрийско-ранпспалеозойский фундамент, а осадочный покров
имеет возраст о г позднего палеозоя до кайнозоя. Додевонский фундамент (толща 1)
имеет в основании пачку (1а) с относительно хорошо выраженной складчато-слоистой
структурой, когорая перекрыта мощной (до 7 км) пачкой (1b), менее отчетливо слои-
стой, но складчатой. Верхняя часть разреза фундамента представлена маломощными
пачками 1с и Id, имеющими незначительное распространение. Между пачками Id и
1с четко фиксируется эрозионное несогласие. Скважины 569 и 567 достигли кровли
пачек 1с и 1 d соответственно. Вскрытые этими скважинами амфиболиты (изменен-
ные габбро и диабазы) и кливажированные метаморфизованные мафические породы
(метагаббро, мстабазнты, серпентинитовый шлам), залегающие под верхнемеловыми
известняками, ассоциируются с серпентинитами (Huene von et al., 1985). Под жело-
бом развита относительно хорошо слоистая складчатая толща (II), которая акустиче-
ски сходна с голщей, залегающей в северной части горста под средней и верхней ча-
стью склона. В обоих местах эта голща отделена от фундамента разломами (рис. 151).
Эта толща может коррелироваться с позднепалсозойскими (карбон-пермь) слоями в
северной части разлома Полохик, Альта Верапаз (рис. 152), что подтверждается сход-
ством их акустических характеристик, складчатости, стратиграфических соотноше-
ний (угловое несогласие) с вышележащими толщами. Однако структурная нарушен-
ное» толши II под средней частью склона желоба выражена более ин гепсивно. чем в
Альта Верапаз (Alta Verapaz), поэтому принадлежностьтолши II к позднему палеозою
пока сомнительна. Хорошо стратифицированная толща, залегающая выше толщи И в
средней и верхней частях континентального склона, погружающаяся в северном на-
правлении, считается мезозойской и кайнозойской - юра -мол-опигоцен (пачки 4, 5,
6 по: Ladd, Schroder, 1985; Hucne von et al., 1985; Wilson, 1974; Moran Zcnteno, 1994).
Рис. 151. Глубинный сейсмический разрез к югу от Сан-Хосе и его интерпретация (Choi, 1999)
5 км
Рис. 152. Схематический геологический разрез от долины Полохик (Polochic Valley), район
Се паху. Alibi’d Всрапаз. Гватемала (Wilson, 1974)
Характер залегания слоев этой толщи (погружение на север в сторону современной
суши и поднятие на юг) на комплексе фундамент а свидетельствует о том, что при фор-
мировании мезозойско-кайнозойской толщи этот фундамент в осевой зоне желоба был
поднят выше уровня моря, подвергался эрозии, служил областью сноса. Структурно
современный желоб расположен вблизи оси крупной антиклинальной структуры
докембрийско-нижнепалеозойского горстового блока (рис. 151). Эта площадь была
глубоко эродирована (субаэралъно) перед и во время отложения хороню страгифици-
рованой юрско-меловой- палеогеновой осадочной толщи. Самая верхняя толща (N-Q,
пачки 1. 2, 3 ио: Ladd, Schroder, 1985) была отложена после того, как палеосуша, су-
ществовавшая на месте современного желоба, полностью погрузилась ниже уровня
моря. Результаты бурения DSDP (особенно скважины 567 и 566) свидетельствуют об
отсутствии здесь большей части палеогенового разреза или в несогласии в подошве
миоцена. Это указывает на то, что современный желоб и нижняя часть склона находи-
лись в палеогене выше уровня моря.
Приведенная выше интерпретация сейсмического профиля, подкрепленная срав-
нением с геолог ней близлежащей суши и данными бурения DSDP, резко отличается от
геологической интерпретации профилей, сделанной плиi©тектонистами для этой же
площади (например. Aubouin et al., 1982). Они предполагают субдукпию в подошве
континентального склона желоба. Однако в нашей интерпретации субдукния отсут-
ствует, а осевая зона желоба совпадает с зоной сжатия, образовавшейся в результа-
те вертикальных тектонических движений. Плитотектопическая модель игнорирус'1
несогласие на поверхности горста, а трактует его как отражающие границы, погру-
жающиеся в сторону суши. Отражающие границы внутри горстового блока между
пачками Ib, 1с, id и ясно видимую слоистость в основании разреза горста (пачка 1а)
они также полностью игнорируют. В результате этого плитотектопическая интерпре-
тация лишена геологического содержания. Паш новый анализ показывает, что кон-
тинентальный склон Гватемалы представляет собой горст фундамента, который про-
должается под глубоководную часть океанического дна Восточной Пацифики, где он
перекрыт мезозойскими и кайнозойскими базальтовыми породами (рис. 151). Желоб
совпадает с осью антиклинали в фундаменте, которая испытала длительную субаэ-
ральную эрозию, а затем интенсивное разломообразовапие вдоль оси в результате
сжатия и срезание micsed структуры.
Вдоль Тихоокеанского побережья Центральной Америки известно несколько
офиолитовых блоков (Aubouin ct al., 1982, рис. 153). Присутствие мафических и уль-
трамафических пород в блоке фундамента па ков гииевталыюм склоне Гватемалы яв-
ляется еще одним дополнением к этому линейному распределению «океанической
Рис. 153. Схематическая геологическая карта, показывающая распространение офиолитовых
зон вдоль Тихоокеанского побережья Центральной Америки (Choi, 1999). 1 — плиоценовые и чет-
вертичные вулкашпы: 2 олигоисновые-миоценовые вулканиты; 3 -- меловая-кайиозойская мо-
ласса; 4 зоцси-миоцсповая терригенная континентальная моласса (Mexican aluplano); 5 эоцен-
миопсновая терригенная морская моласса (прибрежная часть Мексиканскою залива); б океани-
ческий комплекс: 1) офиолиты с голубыми сланцами (Baja California, Vizcaino, Santa Margarita,
Гватемала), 2) офиолиты без голубых сланцев (Св. Елена, Коста-Рика), 3) толеиты и вулкапокла-
стические отложения (поздний мел; Darien, Панама); 7 - палеозойские и мезозойские отложения;
Западная Сьерра Мадрс (Мексика); 8 - кайнозойская платформа Юкатана. Pcten and Belize; 9 - кай-
нозой юга Центральной Америки; 10 площади, сложенные докембрийскими, палеозойскими и
мезозойскими породами
коры». Наличие блока фундамента отмечается также на сейсмическом профиле GUA-
18. Однако детальная интерпретация этого профиля невозможна. Разлом между бло-
ком фундамента и осадочными слоями находится здесь на уступе континентального
склона. Следует отметить, что блок додевонских метаморфических пород, который
сопоставляется с голшей I в Центрально-Американском желобе, распространен вдоль
глубоко расположенной зоны разлома Cuibco-Chixoy- Polochin (Kesler, 1971) или тек-
тонической зоны Polochin-Motagua (Wilson, 1974). Эта зола протягивается от трога
Кайман (Bateson, Hall. 1977: Leroy et al., 1996), который явно связывает ее с зоной раз-
лома Клиппертон через линеамент Техуантерек в Тихом океане (Shirley, 1998: Choi,
1999). Этот факт дает основание заключить, чго мафический и ультрамафический
фундамент в Центральной Америке ассоциируется с главными тектоническими зона-
ми и что горст фундамента является поднятым докембрийским нижнепалеозойским
массивом. По-вилимому. это хотя бы частично отражает реальный состав «океаниче-
ской коры» под глубоководной частью оксана. Второй важный вывод, вытекающий из
нашего анализа, заключается в том, что Центрально-Американский желоб сформи-
ровался на или около оси поднятия докембрийского фундамента, предположительно
докембрийского возраста, состоящей из мафических и континентальных пород, кото-
рое образовалось в результате интенсивных вертикальных тектонических движений
субаэральной эрозии, прежде чем было опущено на современную глубину Появление
в четвертичных отложениях примеси грубого терригенного материала (скв. 487,495)
могло быть вызвано поднятием региона в конце плиоцена-начале плейстоцена, что
вызвало усиление сноса материала с востока, где в это время находилась суша. Желоба
в это время еще нс существовало, он образовался лишь во второй половине пейстоце-
на в результате интенсивных блоковых опусканий.
Несколько иная временная последовательность вертикальных движений по егво-
ру скважин Акапулько па основании изучения фораминифер предложена А. Баггом
(Walkins el al., 1982). По его схеме уже в раннем миоцене глубина океана в районе екв.
487 составляла 2000 м, в приосевой зоне желоба - 3000 м, на континентальном скло-
не 15 районе скважин 489 и 493 -- 100--300 м. В середине миоцена началось поднятие,
продолжавшееся до середины плиоцена, что привело к уменьшению глубин в районе
океанического склона до 1000 м, а в районе осевой зоны желоба до такой же глубины,
т.е. желоб перестал существовть. В конце плиоцена начались интенсивные ступенча-
тые блоковые опускания с максимальной амплитудой в осевой зоне желоба и нижних
частях обоих склонов, в результате чего сформировалась современная морфострукту-
ра желоба. Такая же последовательность движений имела место, видимо, и южнее, па
участке створа скважин Саи-Хосс. Однако морфоструктура континентального ство-
ра желоба здесь осложнена оползнями, образовавшимися в плиоцене-плейстоцене.
Гравитационное оползание крупных блоков сопровождалось литификацией и дробле-
нием пород, что наблюдается в разрезах скважин, пробуренных в нижней части кон-
тинентального склона
ВЫВОДЫ
Цстралыю-Амсрикапский сектор типичен для Восточно-Тихоокеанской зоны
перехода. В пределах этого сектора хорошо изучен глубоководный желоб. В обоих
пересечениях - Акапулько и Сан-Хосе - обращав! на себя внимание различие меж-
ду его континентальным и океаническим склонами (рис. 149). Океанический склон
и осевая часть желоба сложены базальтами, на которых лежит осадочная толща в
основном не л нотифицированных пелагических отложений мощностью 150-450 м
миоцен-четвертичного возраста. Появление в четвертичных отложениях примеси
грубого терригенного материала (скв. 487 и 495) могло быть вызвано поднятием ре-
гиона в конце плиоцена-начале плейстоцена, что вызвало усиление сноса материала
с востока, где в это время находилась суша. Желоба в это время еще не существовало,
он образовался лишь во второй половине плейстоцена в результате интенсивных бло-
ковых опусканий.
Несколько иная временная последовательность вертикальных движений по ство-
ру скважин Акапулько па основании изучения фораминифер предложена А. Багом
(Ban; цит. по: Initial Reports..., 1982, v. 66). По его схеме, уже в раннем миоцене глу-
бина океана в районе скв. 487 составляла 2000 м, в приосевой зоне желоба — 3000 м,
а па континентальном склоне, в районе скважин 489 и 493 ~ 100-300 м. В середине
миоцена началось поднятие, продолжавшееся до середины плиоцена, что привело к
уменьшению глубин в районе океанического склона до 1000 м, а в районе осевой
зоны желоба - до такой же глубины, т.е. желоб перестал существовать. В конце пли-
оцена начались интенсивные ступенчатые блоковые опускания с максимальной ам-
плитудой в осевой зоне желоба и нижних частях обоих склонов, в результате чего
сформировалась современная морфоструктура желоба. Такая же последовательность
движений имела место, видимо, и южнее, на участке створа скважин Сан-Хосе, одна-
ко морфоструктура континентального склона желоба здесь расположена оползнями,
образовавшимися в плиоцене-плейстоцене. Гравитационное оползание крупных бло-
ков сопровождалось литификацией и дроблением пород, что наблюдается в разрезах
скважин, пробуренных в нижней части континентального склона. В этом отношении
Центрально-Американский желоб сходен с Японским и Курило-Камчатским.
ГЛАВА 3. СЕВЕРО АМЕРИКАНСКИЙ СЕКТОР
Он включает в себя четыре звена: Калифорнийское, Центральное, Канадское и
Аляскинское.
Калифорнийское звено располагается между 22 и 34° с.ш. Южной границей
служит устье Калифорнийского залива, северной - Поперечный хребет, находящийся
на простирании разлома Мерей.
К востоку от Калифорнийского залива протягиваются Мексиканские Кордильеры,
фундамент которых сложен докембрийскими и палеозойскими метаморфизованными
образованиями, прорванными гранитными интрузиями. Выше залегает францискан-
ская формация (юра-палеоген), представленная геосинклинальными образованиями,
а еще выше — неоген-четвертичный орогенный комплекс.
Примерно такое же строение имеет и Калифорнийский полуостров, который яв-
ляется южным продолжением хребта Сьерра-Невада.
Располагающийся между
грабен с современной рифто-
вой долиной, находящейся на
продолжении рифтовой зоны
Восточно-Тихоокеанского под-
нятия (ВТП). В этом отноше-
нии Калифорнийский залив
сходен с Красным морем. Его
дно расчленено системой риф-
товых впадин и разделяющих
их сейсмически активных по-
перечных разломов. Глубина
впадин 2000-2500 м.
К югу от п-ова Калифор-
ния. в устьевой части залива
пробурено семь скважин
(рис. 154). Большинство сква-
жин вскрыло свежие эффузив-
ними Калифорнийский залив представляет собой
109° >08° в.д.
Рис. 154. Расположение скважин к югу от п-ова
Калифорния
112е
Рис. 155. Расположение (А) и разрезы (Б) скважин, пробуренных в Калифорнийском заливе
1 - илы; 2 - глины, диатомиты, мергели; 3 - базальты и долериты; 4 — разломы
ные базальты, обычно пузырчатые, покровы которых иногда разделены прослоями оса-
дочных отложений мощностью до 7—9 м с фауной плиоцена и плейстоцена. Базальты
перекрыты отложениями того же возраста мощностью от 55 до 540 м (скв. 474), пред-
ставленными терригенными отложениями - глинами, алевритами, песчаниками, кон-
гломератами. Реже встречаются диатомовые и карбонатные илы. В скв. 476 вскрыты
граниты, аналогичные мезозойским гранитам Сьерра-Невады (Saunders, Fornari; цит.
по: Initial Reports..., 1982, v. 64). Наличие в плиоценовых и плейстоценовых отложе-
ниях глауконита, растительного детрита, гальки, валунов и обломков раковин мол-
люсков, а также пузырчатые текстуры подстилающих базальтов свидетельствуют о
субаэральных условиях их формирования. Крупноамплитудные опускания в этом
районе произошли в позднем плейстоцене. До плиоцена здесь существовала суша с
континентальной корой (Сштау et al.; цит. по: Initial Reports..., 1982, v. 64).
В северной части Калифорнийского залива пробурен створ из пяти скважин
(рис. 155). В северо-восточном борту скв. 479 вскрыты верхнеплиоценовые глины
(440-240.5 м)с прослоями диатомовых глин, аргиллитов, мергелей, доломитов и пепла,
перекрытые плейстоценовыми диатомовыми и нанодиатомовыми илами (240,5-0 м).
Скв. 480 вскрыла только плейстоценовые отложения такого же состава (вскрытая
мощность 152 м).
Остальные скважины, пробуренные в днище залива, также вскрыли только
плейстоценовые отложения, но чередующиеся с базальтами, долеритами и габбро
(рис. 155); мощность интервалов, сложенных магматическими породами, от 20 до 120
м (скв. 478). В этих интервалах базальтовые потоки и долеритовые силлы чередуются
с тонкими прослоями кремней, кремнистых алевролитов и аргиллитов, что свидетель-
ствует о подводном характере их формирования. В то же время пузырчатые текстуры
базальтов указывают на сравнительно небольшую глубину бассейна, что подтвержда-
ется и наличием косослоистых терригенных пород с обломками угля в нижней части
разреза скв. 477 (Initial Reports..., 1982, v. 64). На основании этих данных амплиту-
да позднеплиоценового опускания в осевой части залива определяется 1900-2100 м
(Рудич, 1984). По заключению Д. Мура и Д. Карей, грабен Калифорнийского залива
начал формироваться в конце миоцена-началс плиоцена.
Тихоокеанское побережье Калифорнийского полуострова довольно сильно из-
резано. Шельф против мысов практически отсутствует, расширяясь в заливах до 75-
110 км; континентальный склон крутой и узкий. В южной части полуострова, в его
основании расположен асейсмичный желоб Седрос с максимальной глубиной 6625 м.
К северу от залива Себасьян-Вискано расположен Калифорнийский бордерленд, пред-
ставляющий собой крупный блок континента, опущенный на глубину 2000-3000 м.
Вдоль внешнего края бордерленда, имеющего очень сильно расчлененный рельеф,
расположены хребты, увенчанные островами, лежащие на продолжении мысов по-
луострова. Северной границей бордерленда служит поперечный разлом в заливе
Монтерей. Опускание этого блока произошло в историческое время, о чем свидетель-
ствуют находки на бордерлепде стоянок человека каменного века (Удипцев, 1988).
В северной части Калифорнийского бордерленда пробурено гри скважины.
Скв. 468В в основании разреза скрыты аргиллиты, песчаники, андезитовые брекчии,
литифицировапныс лапиллиевые туфы и вулканомиктовые песчаники (406-337 м).
Выше залегают аргиллиты с прослоями вулканомиктовых песчаников, туфов и лапил-
лиевых брекчий, состоящие из обломков пузырчатых андезитов и дацитов. Обломки
этих пород встречаются и в алевролитах (337-235 м). Эта часть разреза фаупистичс-
ски не охарактеризована и условно считается среднсмиоцеповой. В интервале 235-
45 м вскрыты среднемиоценовые диатомово-нановые илы с прослоями песчанистых
глин, глубже 140 м — глины и аргиллиты. По всему разрезу встречается глауконит.
Верхняя часть разреза сложена среднсмиоцеп-плейсгоценовыми форамипиферово-
наповыми илами.
Немного глубже (2128 м) пробурена скв. 467, которая вскрыла 1041 м осадочных
отложений от среднего миоцена до плейстоцена включительно:
- средний миоцен (1041,5 -794 м); алевритовые и известковистые аргиллиты с
тонкими прослоями мела, пепловых и лапиллиевых туфов; в нижней части разреза -
прослои песков с глауконитом (до 30%);
- верхний миоцен (794- 414,5 м); вверху аргиллиты с прослоями известняков и
мела, в нижней части (695-794 м) - пепловые и лапиллиевые туфы с прослоями мела,
известняков и аргиллитов;
— плиоцен (414,5-72,5 м); глины, в верхней части с прослоями мергелей, в ниж-
ней - прослои и линзы песков и мергелей;
- плейстоцен (72,5-0 м); фораминиферово-нановые илы и глины и алевриты.
Скв. 469 пробурена в основании континентального склона на глубине 3790 м.
Она вскрыла пузырчатые базальты (453 396 м) с горизонтом базальтовой брекчии,
перекрытые нижнемиоценовым глинистым мелом и аргиллитами с прослоями песча-
ников (396-387 м). Выше вскрыт силл диабаза (387 368,7 м), а еще выше — средне-
миоценовые пановые и папово-диатомовые илы и глины с прослоями алевролитов
и песчаников, содержащих переотложенную эоценовую микрофауну (368,5-169 м).
Они перекрыты верхнемиоценовыми (169-102 м), верхпемиоцен-плиоцсиовыми
(102-45 м) и плиоцен-плейстоценовыми (45—0 м) Пановыми и диатомово-лаповыми
илами с гааукопитом.
Литобиофациальпый анализ приведенных разрезов показывает, что поверхность
бордерленда (скв. 407 и 468) испытала знакопеременные движения. В начале среднего
миоцена здесь существовал архипелаг, острова которого представляли собой вулканы,
извергавшие лавы и туфы андезитового и дацитового состава. Вулканокластический и
терригенный материал сносился во впадины с гаубицами 500- 1500 м. В конце средне-
го миоцена произошло опускание до 2000 -3000 м, а в конце миоцена-начале плио-
цена произошло поднятие до прежних глубин. В середине плейстоцена регион вновь
опустился на 1500-2000 м (Рудич, 1984).
Несколько иная последовательность вертикальных движений установлена для
района скв. 469. Здесь в среднем и позднем миоцене располагалось поднятие с глуби-
нами в первые сотни метров. В конце миоцена-начале плиоцена началось интенсив-
ное опускание, амплитуда которого сос тавила 3000-3500 м.
Принадлежность Калифорнийского бордерленда зоне Бершовых хребтов
Калифорнии подтверждается синхронностью происходивших в них тектонических со-
бытий (Рудич, 1984), однако в плейстоцене они приобрели разнонаправленный харак-
тер. береговые хребты испытали значительное поднятие, а бордерлсид - опускание.
Подтверждением сравнительно недавних опусканий Калифорнийского бордерленда
служат также драгированные здесь субаэральные базальты с радиометрическим воз-
растом 1- 4,8 млн лет и широкое развитие в его прибрежной части четвертичных об-
ломочных пород - вулканов и гальки, сносившихся с Калифорнийского полуострова.
Центральное звено Северо-Американского сегмента расположено между
Поперечным хребтом (34° с.ш.) и 60° с.ш. Звено асейсмично, но характеризуется чет-
вертичным и современным вулканизмом.
11азсмная часть в южной части звена представлена Береговыми хреб тами и хреб-
том Сьсрра-Певада, сложенными палеозойскими и мезозойскими образованиями, ис-
пытавшими поднятие в позднем кайнозое. Хребты разделены широкой межгорной
депрессией, выполненной кайнозойскими отложениями. В зоне Береговых хребтов
проходит разлом Сан-Ацдреас, продолжающийся от изголовья Калифорнийского за-
лива на юге и выходящий к берегу Тихого оксана у мыса Мендосино. К северу ст
этого мыса, в зоне Береговых хребтов развиты палеозойские и юрские отложения,
прорванные фанитпыми инфузиями, а еще севернее - палеогеновые отложения.
Шельф в южной части звена узкий (20-78 км), на континентальном склоне име-
ются ступени на глубине от 500 до 100 м. Основание его находится на глубине около
3000 м.
На шельфе пробурена скв. 176, которая вскрыла плиоценовые граниты, несо-
гласно перекрытые четвертичными карбонатно-алевритовыми глинами, алевритами и
глауконитовыми песками с мелководной бентосной фауной (41 м).
В средней части континентального склона (глубина 2000 м) скв. 175, пробурен-
ной на конусе выноса Астория, пройден 271 м плейстоценовых алевритов, глин и
песков, содержащих в нижней части разреза вулканические бомбы (Initial Reports...,
1973, v. 18). Судя по микрофауне, здесь в середине плейстоцена произошло поднятие
на 200-500 м.
В нижней части склона (глубина 2799 м), на краю того же конуса выноса скв. 174
вскрыты плейстоценовые (879-503 м) и четвертичные (503-0 м) ритмично переслаи-
вающиеся илы, глины и пески. На основании литобиофациального анализа установ-
лено, что глубина плиоценового бассейна в районе скв. 174 была близка к современ-
ной. В начале плейстоцена произошло резкое поднятие, а затем опускание на 2500 м
(Рудич. 1984; Hayes: пит. по: Initial Reports..., 1973, v. 18).
Сочленение континентального склона с абиссальной равниной происходит по
вертикальному разлому (рис. 156).
Рис. 156. Геологический разрез в районе устья р. Колумбия (по* Л. Куяму и др., 1973 г.); I -
дислоцированные алевриты абиссальной равнины; 2 - турбидиты конуса выноса Астория; 3 алев-
риты абиссальной равнины; 4 - акустический фундамент; 5 - разломы
В средней части рассматриваемого звена складчатый пояс Канадских Кордильер
детально описан по пересечению, севернее 50° с.ш. (Мезозойско-кайнозойские склад-
чатые пояса, 1977).
В пределах пояса выделяется шесть структурно-фациальных зон (рис. 157).
Пояс состоит из двух хребтов - Западных и Восточных Кордильер, разделенных
Внутренним плато.
Зона островов (зона 1) - сложена в основном мошной (2000- 6000 м) толщей 1 ри-
асовых базальтов, прорванных крупными юрскими гранитными интрузиями. Толща
сложена подводными ниллоу-базалыами и базальтовыми брекчиями. В верхах толщи
встречаются прослои известняков. Эта голща залегает па верхнепалеозойских обра-
зованиях - каменноугольных вулканогенно-осадочных отложениях, метаморфизован-
ных в фации зеленых сланцев (<3000 м) и нижнепермских известняках и кремнистых
породах (<300 м).
В свою очередь, триасовая вулканогенная голща перекрыта юрско-меловыми
мелководными отложениями, местами с углями и конгломератами (2000-3000 м) и
олигоцен-нижпемиоцеповыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами и конгломе-
ратами (<2000 м). Па западном берегу озера Ванкувер имеются выходы сильно дис-
лоцированных метаморфических пород неустановленного возраста (возможно, до-
кембрийских).
В зоне Берегового хребта (зона 2) преобладаю! граниты юрского, мелового и
палеогенового возраста. Наиболее древними (доюрскими) вмещающими породами
здесь являются гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты, кварци ты и филлиты.
Средняя юра (байос) представлена толшей метаморфизованных андезитов и дациитов
с прослоями осадочных пород (<3000 м), а верхняя юра-нижний мел мощной (около
5000 м) толщей зелсмокаменпых пород, аргиллитов, амфиболитизироваппых пород,
реже - андезитов, конгломерат ов и кристаллических сланцев. Породы были метамор-
физованы в конце нижнего мела Выше залегают верхнемеловые аргиллиты, конгло-
мераты. кремнистые породы, реже - известняки, апдезигы и вулканогенно-осадочные
породы (<3300 м). Отложения капмана-олигоцена представлены песчаниками, глини-
стыми сланцами и конгломератами (<3000 м). а плиоцена-плейстоцена андезитами,
дацитами и базальтами (<650 м), имеющими очень ограниченное распространение.
В Каскадных горах (зона 3) также широко развиты гранитные ишрузии, вне-
дрение которых происходило в юре, мелу и палеогене. Стратифицированный разрез
начинается толщей девонских каменноугольных кремнистых пород, песчаников, кон-
гломератов. алевролитов, известняков, мстабазалыов и вулканогенно-обломочных по-
род среднего состава (2000 8000 м). На ней залегают верхпетриасовые-средпеюрские
аргиллиты, алевролиты, песчаники, местами вулканиты среднего состава (<2000 м).
верхнеюрские песчаники и apiиллиты (<3000 м) и нижнемеловые песчаники и кон-
гломераты (<4300 м). Разрез венчается палсонсп-зо неновы ми вулканогенными поро-
дами, конгломератами и песчаниками (<1000 м). Последняя фаза складчатости имела
место в третичное время.
В зоне Внутреннего плато (зона 4) широко развиты вулканогенные породы три-
асового, мелового, эоценового и миоцен-плсйстоценового возраста, а также грани-
тоиды. Разрез начинается каменноугольными известняками, кремнистыми и зелено-
каменными породами и аргиллитами. Выше с перерывом залегает верхнетриасовая
вулканогенная толша основного и среднего состава с прослоями терригенных и кар-
бонатных пород (<3800 м), перекрытая юрскими (келловей) глинистыми сланцами,
песчаниками с прослоями углей и конгломератов (<1500 м). Нижнемеловые образо-
вания (апт-альб) состоят из андезитов, дацитов, базальтов, риолитов, агломератов,
туфов и туфогешю-осадочпых пород (<2000 м). Такой же состав имеет и эоценовая
вулканогенная голша(<1000 м). Миоценовая включает платобазальты, а плейстоцено-
вая - «долинные» базальты (менее 300 м).
Хребет Колумбия (зона 5) сложен в основном метаморфическими породами, до-
кембрийскими и палеозойскими осадочными отложениями, прорванными гранитны-
ми интрузиями.
Докембрийские отложения представлены в нижней части разреза аргиллитами,
алевролитами, кварцитами, доломитами и извест няками суммарной мощностью около
4000 м. Они прорваны гранитными интрузиями с радиометрическим возрастом 800-
1000 млн лег по К/Ar и более 1200 млн лет- по Rb/Sr (Burwash el al., 1964; Ryan, 1970).
Этот комплекс залегает с очень большим несогласием на кристаллическом фундамен-
те раннего докембрия. Верхняя часть докембрийского разреза начинается пачкой кон-
гломератов (200-700 м), переходящих в крупнозернистые полевошпатовые песчаники
и сланцы с прослоями конгломератов, карбонатных пород и вулканитов основного со-
става (3000-5000 м) радиометрическим возрастом 800 млн лет (К/Ar). На этой пачке
без углового несогласия залегают нижпскембрийские кварциты сланцы и вулканиты
основного состава (1500-2500 м), переходящие вверх по разрезу в основные сланцы,
известняки и доломиты (300 -1000 м). Такими же отложениями представлена и нижне-
среднепалеозойская часть разреза (ордовик-девон), мощность которой 1000-3000 м.
Толща верхнего карбона-триаса начинается конгломератами с кварцитами, сменяю-
щимися органогенно-детритовыми и глинистыми известняками, аргиллитами и крем-
нистыми породами (200-400 м). Па них несогласно залегают вулканические брекчии,
андезиты, дациты и туфы с прослоями карбонатных пород (1000-2000 м), алевро-
литы, аргиллиты, известняки и кремнистые породы (200-1400 м). В юре образова-
лась мощная (2000-4000 м) вулканогенная толща основного и среднего состава, а в
палеоцене- эоцене — голща базальтов, андезитов, риолитов и трахитов, чередующихся
с континентальными песчаниками и конгломератами (500-2000 м). С юры до палео-
гена включительно происходило внедрение гранитных интрузий, сопровождавшееся
контактовым метаморфизмом.
Скалистые горы (зона 6) сложены мощными осадочными толщами, формировав-
шимися от докембрия до палеоцена включительно, залегающими па крис таллическом
фундаменте. В отличие от вышеописанных зон, породы здесь не метаморфизованы,
вулканогенные образования и интрузии отсутствуют. С юры до эоцена происходили
складчатые и падвмговыс дислокации, а в олнгоцене—неогене проявились вертикаль-
ные блоковые движения.
Приведенное описание показывает очень длительную и сложную геологическую
историю рассматриваемого пояса. Кристаллический фундамент его, сформированный
в архсе, в позднем докембрии подвергся ак тивизации, и на нем заложилась геосинкли-
наль, первый цикл развития которой завершился примерно 800 млн лет назад склад-
чагостыо, мегаморфизмом и внедрением гранитных интрузий. Впоследствии, вплоть
до эоцена здесь проявилось еше несколько гоосинклинальных и орогенных циклов. В
середине мела большая часть Канадских Кордильер превратилась в сушу. В неогене
Восточные и Западные Кордильеры испытали блоковое воздыманис, а на внутреннем
плато проявился базальтовый вулканизм.
Аляскинское звено связывает Северо-Американские Кордильеры с Алеутской
островной дугой, подчеркивая их морфогенетическое единство. В то же время до
вершины Аляскинского залива Тихоокеанская окраина сейсмически пассивна и не
сопровождается глубоководным желобом, а действующие вулканы распространены
спорадически. Аляскинское же звено отличается очень высокой сейсмичностью и ин-
тенсивным современным вулканизмом Таким образом, здесь наблюдается сочлене-
ние двух участков с разным гсодинамичсским режимом.
Ширина шельфа Аляскинского полуострова от 55 до 270 км, вдоль его внешнего
края располагается подия 1 не Кодьяк-Кслат-Пугач. Континентальный склон кругом и
высокий (до 5000 м)
В пределах Аляски выделяется девять структурно-фациальных зон, из которых
мы рассмотрим четыре южные (рис. 158).
Рис. 158. Тектонические зоны Аляски (Мезозойско-кайпозонскнс складчатые пояса, 1977):
I Канадские Кордильеры; 2 Береговая зона зал. Аляска; 3 центральная часть Южной Аляски;
4 Восточная метаморфическая зона Центральной Аляски; 5 зона Кускоквим. Депрессии заштри-
хованы
В береговой зоне залива Аляска (зона 2) развиты в основном кайнозой-
ские морские осадочные, реже вулканогенные озложения большой мощности (до
15 000 м). В северной части зоны местами обнажаются породы подстилающей их
верхнсюрско(?)-мсловой толщи, сложенной алсвроличами и песчаниками с неболь-
шим количеством кошломсратов и вулканитов основного состава. Средняя мощность
этой толщи 3000 м, а максимальная предположительно 30 000 м.
Кайнозойский разрез начинается толщей эоценовых алевролитов, песчани-
ков, измененных базальтов и брекчий, прорванных малоглубинными гранитными
интрузиями. Мощность згой толщи от 3000 до 10 000 (?) м. Выше залегают эоцен-
олигоценовые аркозовые песчаники и алевролиты с прослоями углей (3000 м),
олигоцен-нижнемиоценовые алевролиты, песчаники и вулканизм среднего состава с
прослоями конгломератов (100-5000 м). Породы смяты в складки, опрокинутые на юг,
и разбиты взбросами с перемещением в том же направлении.
Юго-восточным продолжением береговой зоны служит часть Канадских
Кордильер (зона 1), в которых развиты геосипклинальные и орогенные комплексы
почти всего фанерозоя (с ордовика). По-видимому, эти комплексы присутствуют и в
фундаменте Береговой зоны залива Аляска.
Центральная чаечь южной Аляски (зона 3) включав г п-ов Аляска, Аляскинский
хребет, горы Талкитна и Врангеля. Фундаментом здесь служат девонские аргилли-
ты, мраморы, кварциты и зеленокаменные породы (100-500 м), прорванные дайками
основного состава. Выше залегает мощная мезозойская толща, сложенная в нижней
части (триас-нижпяя юра) зелепокаменными породами, известняками, алевролитами,
сланцами и кремнистыми породами (2500-5000 м).
Ес перекрывают пижнсюрские вулканогенные образования основного состава,
чередующиеся с песчаниками, алевролитами и брекчиями.
Отложения средней юры-верхнего мела представлены граувакками, песчани-
ками, конгломератами, алевролитами, известняками и аргиллитами (2300 -6100 м), а
палеоцена-плиоцена - конгломератами, песчаниками, граувакками, сланцами, алев-
ролитами и вулканитами среднего состава (2700 -10 000 м).
В четвертичное время сформировалась вулканогенная голша кислого и среднего
состава мощностью от 200 до 2400 м.
Восточная метаморфическая зона Центральной Аляски (зона 4) представляет со-
бой поднятый тектонический блок, сложенный докембрийскими и палеозойскими ме-
таморфическими породами, прорванными мелкими дометаморфивескими инрузиями
кислого и ультраосповного состава, и крупными мезозойскими интрузиями кислого и
среднего состава. В позднем мелу--кайнозое в наложенных впадинах сформировались
континентальные то л ши с углями мощностью до 1500 м.
Район Кускоквим также сложен в основном докембрийскими и палеозойскими
метаморфическими породами (6000-8000 м), на которых залегает офиолитовая ассо-
циация (пермь-юра) - пиллоу-базальты, кремнистые и терригенные породы (4000
10 000 м) и интрузии ультрамафитов и мафитов. Она перекрыта дислоцированными
меловыми осадочными и вулканогенными образованиями среднего состава (5000-
8000 м), па которых залегают посторогснныс неогеновые базальты (200 -500 м).
Таким образом, во всех зонах Аляскипскоггозвспа фундамент представлен докем-
брийскими и палеозойскими образованиями В перми начался последний гсоси и к ли-
па льный цикл, в начальные стадии которого сформировалась морская вулканогенно-
осадочная толща с ниллоу-базальтамм, кремнистыми породами и связанными с пей
ультраморфичсскими и мафическими интрузиями. Затем накопились мощные терри-
генные толщи с вулканитами среднего состава и гран итоид ними интрузиями. Самые
крупные батолиты внедрялись в середине мезозоя и сопровождались синорогенной
складчатостью и метаморфизмом. В палеогене большая часть Аляски была поднята
над уровнем моря, и в наложенных впадинах начали формироваться континентальные
терригенные и вулканогенные образования.
В береговой зоне дислокации продолжались вплоть до плейс тоцена.
выводы
Северо-Американский сектор выделен В.В. Белоусовым (1989) в особый тип
переходной зоны - Колумбийской, обладающий целым рядом специфических черт.
Главным морфоструктурным элементом его является грандиозная горная систе-
ма Северо-Американских Кордильер, протягивающаяся вдоль Тихоокеанского побе-
режья континента на всем его протяжении от Цен гралыюй Америки до Аляски. Она
сформировалась в результате кайнозойской фазы орогенеза на гетерогенном основа-
нии, испытавшем длительный и сложный путь геологического развития, начиная с
докембрия. В го же время зоны Бепьофа и глубоководного желоба на границе с океа-
ном здесь нет, а сейсмическая активность наблюдается только в южной части сектора
в Калифорнийском заливе и в зоне разлома Сап-Андреас. в которой предполагается
продолжение рифтовой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия под континентом.
В южной части сектора к берегу подходит Восточно-Тихоокеанское поднятие,
продолжающееся в Калифорнийском заливе, а в центральной хребты Горда, Хуан
де-Фука и Эксплорер, аналогичные построению срединно-океаническим хребтам.
Граница между континентальным и океаническим мегаблоками проходит по си-
стеме разломов с большой амплитудой позднекайнозойских вертикальных движений.
В результате этих движений в красной части Северо-Американского континента об-
разовались высокие горные хребты и разделяющие их межгорные долины, а к юго-
западу от них опущенные блоки континента превратились в шельф, континентальный
склон и подводное плато (Калифорнийский бордерленд). Поздпекайнозойские дви-
жения в пределах наземной и подводной частей континентальной окраины были син-
хронными, по имели разную тенденцию — в наземной части преобладали поднятия, а
в подводной опускания.
Таким образом, в развитии зоны перехода в пределах Северо-Американского
сектора выделяется три основных этапа.
1. Длительное полициклическое гсосипклинально-орогспнос развитие в широ-
кой зоне между докембрийской Северо-Американской платформой и Тихоокеанским
талассократоггом. Западная граница этой зоны находилась значительно дальше совре-
менной береговой линии. В конце мела здесь сформировалась мощная континенталь-
ная кора сиалического типа с большим количеством гранитных интрузий.
2. Заложение системы глубинных разломов, дифференцированные движения по
которым в кайнозое привели к формированию современной морфострукгуры зоны
перехода.
3. Позднекайнозойская активизация, обусловленная развитием рифтовой зоны
континентального продолжения Восточно-Тихоокеанского подня гпя, наложенной па
все более ранние структуры. Этот процесс продолжается в настоящее время.
ГЛАВА 4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПРИРОДА И ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ
ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИ ГИЯ ВНУТРЕННЕЙ ЧАСТИ
ТИХООКЕАНСКОЙ ЗОНЫ ПЕРЕХОДА
Приведенное описание показывает' чрезвычайную сложность строения Тихооке-
анской зопы перехода. Каждый из выделенных секторов обладае т своими специфиче-
скими чертами геологи ческою строения и развития, однако существуют и некоторые
общие закономерности.
Периметр Тихоокеанской мегавпадины составляет 66 400 км, в том числе ак-
тивные границы с глубоководными желобами - 29 600 км, то же без глубоководных
желобов - 8600 км, пассивные границы с желобами - 4600 км, то же без желобов -
18 400 км, межокеапическис границы - 5200 км.
Активные границы определяются современной сейсмичностью и вулканизмом.
Не зависимо от характера границ всем им свойственна контрастность кайнозой-
ских вертикальных движений - опускание океанического мегаблока и поднятие кон-
тинентального. На участках развития глубоководных желобов амплитуда этих движе-
ний местами достигает 15 000 м
Вдоль границ Тихоокеанской мегавпадипы большей частью протягивается си-
стема горных сооружений — гигантских по протяженности складчато-глыбовых поя-
сов Анд и Кордильер Южной, Центральной и Северной Америки и гирлянда остров-
ных дуг северной и западной частей Тихоокеанского кольца. Очень своеобразна и
неопределенна граница Тихоокеанской мегавпадипы па участке от Новой Гвинеи до
северной оконечности системы дуга-желоб Тонга, а также южной части Австрало-
Меланезийского сектора. В пределах Антарктического сектора граница континент-
океан имеет пассивный характер.
Рассмотрим кратко геологическую природу основных пограничных морфосгрук-
тур зоны перехода.
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ И ГЛУБОКОВОДНЫЕ ЖЕЛОБА
Названные структуры образуют единую морфогенетическую систему в северной
и западной частях Тихоокеанской зоны перехода. В восточной части этой зоны глу-
боководные желоба сопряжены с горными сооружениями Анд (Перу-Чилийскпй) и
Кордильер (Северо-Американский).
Эти системы характеризуются активным вулканизмом, частыми землетрясения-
ми и контрастными движениями блоков земной коры, что свидетельствует об интен-
сивности современных тектонических процессов.
Как уже отмечалось, глубоководные желоба занимают примерно половину пери-
метра Тихоокеанской мегавпадипы (25600 км) и развиты только на тектонически ак-
тивных участках зоны перехода, что может пролить свет на механизм их образования.
Сравнительный анализ показывает, что все островные дуги и глубоководные же-
лоба активной Тихоокеанской зоны перехода очень сходны между собой, видимо об-
разовались синхронно в результате одних и тех же процессов. Сходство морфострук-
гур наблюдается и в геофизических полях.
Во внутренних зонах островных дуг наблюдается повышенный тепловой по-
ток, сильно дифференцированные линейные аномальные грашггациошше и магнит-
ные поля, ориентированные параллельно простиранию дуг, и дефицит мощности
коры. Аномалии поля силы тяжести, в редукции Буге, положительные. Внешние
золы дуг отличаются от внутренних более высокими аномалиями поля силы тяже-
сти (гравитационный максимум), а к средней части материковых желобов приуро-
чен гравитационный минимум, в редукции Буге, и избыток массы, что объясняется
утолщением коры.
Осевые зоны глубоководных желобов в геофизических полях не выражены, а к
их океаническим склонам приурочен внешний гравитационный минимум с шириной
500-600 км и с амплитудой 50-60 мГал. Этот максимум прослежен вдоль Алеутского,
Курило-Камчатского и Японского желобов. Тепловой поток в желобах имеет пони-
женные значения. Аномальное магнитное поле в осевых частях различается на раз-
ных участках: в одних местах развиты линейные высококонтрастные аномалии, секу-
щие желоба, в других - изометричные аномалии, не имеющие сходства с полосовыми
аномалиями районов срединно-океанических хребтов.
Общими для всей системы дуг и желобов Тихоокеанского пояса являются и гран-
диозные по своим масштабам сейсмофокальные зоны, описанию которых посвящено
большое количество работ.
На основании детального анализа материалов по сейсмофокальной зоне Курило-
Камчатской дуги В.Н. Шарапов с соавторами (1984) пришел к заключению, что
структура этой зоны в обших чертах выяснена лишь для относительно небольших
глубин (40-50 км), менее ясно ее строение до астеносферы, весьма мало известно об
ее астеносфернон зоне, почти ничего, кроме самых обших соображений о некоторых
геофизических границах, неизвестно о реальной структуре СФЗ верхней мантии под
астеносферой.
Для верхней части земной коры В.Н. Шарапов и соавторы приводят доказатель-
ство фундаментального сейсмотектонического факта - наличия устойчивого во вре-
мени глобального близгоризонтального сжатия между океаническим и континенталь-
ным сегментами тектоносферы, которая релаксирует в пределах литосферы путем
развития зоны широкого сдвигания. В то же время в пределах островных дуги в их
тылу преобладают напряжения растяжения. Это подтверждается активным вулканиз-
мом и гидротермальной деятельностью.
При отмеченных выше чертах сходства между системами дуга-желоб существу-
ют и различия, позволяющие выделить среди них три типа: Курильский, Марианский
и Новогебридский.
К первому типу относятся системы дуга-желоб Алеутская, Курило-Камчатская,
Японская, Рюкю (Нансен), Филиппинская, Перу-Чилийская, Северо-Американская
и условно Тонга-Кермадекская. Желоба систем этого типа разделяют океанический
и континентальный мегаблоки, имеющие разное строение и разную геологическую
историю. Островные дуги рассматриваемого типа принадлежат полициклически раз-
вивавшимся геосинклинально-складчатым системам, заложившимся в протерозое на
древней континентальной коре в результате раздробления краевых частей архейских
платформ. В кайнозое на них наложились вулканические пояса. Океанические склоны
желобов представляют собой погруженный край Тихоокеанского мегаблока.
До некоторой степени условно мы отнесли к этому типу и Тонга-Кермадекскую
систему дуга-желоб, хотя она по своему строению больше сходна с Марианской.
Тем не менее наложение южной части Кермадекской дуги и желоба на континенталь-
ное Новозеландское плато, а также строение расположенных западнее морфострук-
тур дают основание относить эту систему к первому типу. В строении фундамента
островных дуг первого типа принимают участие разновозрастные метаморфические,
магматические и осадочные образования геосинклинального и орогенного типа.
Возраст древнейших пород фундамента Курило-Камчатской и Японской островных
дуг, определенный по наклону изотопной регрессии ураногенного свинца, оценивает-
ся в 3,6 млрд лет. Изучение изотопного состава свинца в изверженных породах и ру-
дах этих дуг показало, что основными источниками магматических расплавов служат
породы, залегающие выше сейсмофокальной зоны (Волобуев и др., 1987).
Складчатый фундамент резко несогласно перекрыт слабо дислоцированной
вулканогенно-осадочной толщей позднемелового-кайнозойского возраста мощно-
стью до 10 км, формировавшейся в основном в мелководно-морских и субаэральных
условиях.
Для глубоководных желобов и островных дуг первого типа присуща изогнутость
с выпуклостью в сторону оксана. Вопрос о причине этой изогнутости дискуссион-
ный. Согласно гипотезе Ф. Лейка (Lake, 1931) и Лоусона (Lawson, 1932), она являет-
ся следствием выхода на сферическую поверхность Земли зон Беньофа, по которым
континенты надвигаются па впадину Тихого оксана. Эта гипотеза разделяется Дж.
Умбгровым (1952), К.Ф. Сергеевым (1976) и другими исследователями- Вторая ги-
потеза объясняет дугообразную форму рассматриваемых морфоструктур с позиций
плитотсктоники - пододвиганием океанической плиты под континентальную (Frank.
1968) Зона сочленения этих плит при изгибании вниз жесткой горизонтальной пла-
стины под углом 45° на сферической поверхности Земли будет иметь форму дуги, об-
ращенной выпуклостью в с торону океана. Наконец, третья гипотеза исходит из пред-
ставлений о расширении (раздвиге) дна окраинных морей (Кропоткин, 1972). Могут
быть предложены и другие объяснения, в частности образование пересекающихся
духообразных сколов па границе континент- океан в результате опускания дна океана.
Решение вопроса зависит от доказательства той или иной более общей гипотезы, объ-
ясняющей происхождение рассматриваемых систем в целом.
Морфологическая особенность всех дуг первого типа, кроме Японской (дуга
Тохоку): на северо-востоке или востоке они начинаются па материках или крупных
островах, на западе или юго-западе имеют торцовые сочленения. При этом наибо-
лее крупные острова располагаются на флангах дуг, самые мелкие - в их средней
части, к которой приурочены и максимальные глубины межостровных проливов. Так,
Алеутская дуга начинается на Аляске и торцово сочленяется с Курило-Камчатской,
последняя начинается па Камчатке и почти под прямым углом примыкает к Японской,
дуга Нансен начинается на о-вс Сикоку и имеет торцовое сочленение с Филиппинской.
В зонах сочленения дуг наблюдаются либо частичный нодворот структур (зона соч-
ленения Курило-Камчатской и Хоккайдо-Сахалинской систем), либо их взаимонсре-
сеченис при доминировании структур северо-восточного направления (зоны сочле-
нения Алеутской с Курило-Камчатской и Идзу-Бонипской с Японской системами).
Эти закономерности, как и прогнутость луг в вертикальной плоскости от флангов к
центру, несомненно отражают динамику процессов, приведших к образованию рас-
сматриваемых систем, по пока они не получили удовлетворительного объяснения.
В пределах дуг первого типа обычно выделяются две 1'ряды - внутренняя вул-
каническая и внешняя невулкапическая, - разделенные межгрядовым прогибом.
Следует отметить, что такое деление справедливо лишь применительно к новейшей
стадии вулканизма, поскольку в неогене вулканическая деятельность имела место и
в пределах внешних гряд. Кроме того, как было показано в третьей главе, в преде-
лах Курило-Камчатской дуги выделяется'еще и третья подводная гряда (Фронтальная
зона). Такие же гряды установлены в пределах других приконтиненталъпых дуг -
Алеутской (Scholl et al., 1975) и Японской (Honza, Kagami, 1977). В большинстве
случаев они выражены в рельефе только на флангах дуг, а в их центральных частях
снивелированы в результате заполнения осадками межрядовых понижений и фикси-
руются только поданным сейсмопрофилирования в виде полосы выходов ссйсмоаку-
стического фундамента.
Глубоководные желоба первого типа имеют асимметричное строение с более вы-
соким и крутым островным склоном.
Для материковых и островных склонов всех желобов этого чипа характерны ши-
рокие (до 20-40 км) ступени, спускающиеся к их осевой части и центральным ча-
стям дуг. Как показано выше, эти ступени представляют собой тектонические блоки
единой ранее поверхности, опушенные в позднем плиоцене-плейстоцене но системе
продольных и поперечных разломов на разную глубину.
В нижней части островных и материковых склонов желобов первого типа на-
блюдаю! ся блоки сильно дислоцированных и нотифицированных кайнозойских от-
ложений, иногда имеющие чешуйчатое строение (Японский желоб). По составу и
фауне эти отложения аналогичны породам, слагающим среднюю и верхнюю часть
островных и континешалыгых склонов. Причиной дислокации и литификации этих
пород могут быть крупные подводные оползни и надвиги. Характерно, что в конце
нлиоцена-начале плейстоцена, т.е. во время этих дислокаций, образовались крупные
надвиги на Камчатке (надвиг Гречишкина), Сахалине (Цептралыю-Сахалинский над-
виг). в Японии, а также поперечные грабены в центральных частях островных дуг
(грабен пролива Буссоль в Курило-Камчатской островной дуге).
Под островными склонами желобов первого типа на профилях НСП часто про-
слеживается кровля сейсмоакустического фундамента океанического склона, а ино-
гда и кровля первого океанического слоя.
Желоба второго типа сопряжены с активными островными дугами, имеющими
меланократовый фундамент, сходный с фундаментом Тихоокеанской мегавпадииы
Они чаще всего имеют симметричный профиль. Ии на одном из профилей этого типа
не прослеживаются отражающие границы океанического склона под островным или
континентальным, а в приосевой зоне на одних склонах примерно па одном уровне
фиксируются границы с сопоставимыми скоростями распространения сейсмических
волн. Днище желобов второго типа чаще всего имеет V-образный профиль, а там, где
оно расширяется, оно oi раничепо разломами типа нормальных сбросов и заполнено
осадками, являющимися продолжением первого океанического слоя.
Третий тип - системы островных дуг и глубоководных желобов Новобританская,
Южно-Соломонова, Новогебридская - относится уже не к Тихоокеанскому, а к Индо-
Австралийскому мсгаблоку.
Особый тип морфоструктур представляют собой окраинно-океанические же-
лоба: Манус, Северный Соломонов, Витязя. Эти желоба не сопровождаются остров-
ными дугами и асейсмичны. По геологическому строению они сходны с желобами
второго типа.
Все островные дуги харакюризуюзея активным кайнозойским вулканизмом,
причем современные вулканы расположены во внутренних зонах этих дуг (Эрлих,
1973). Продукты извержения прикоптинентальных дуг характеризуются специфи-
ческим составом базальт-апдезит-натролипармтового ряда и выделяются в особый
«островодужный» тип (Происхождение..., 1985). Для внутренних, обращенных к кон-
тиненту частей вулканических зон характерны щелочные породы (зрахиандезитовая
формация), для центральных высокоглиноземистые ряда базальг-риолит, объеди-
няющиеся в андезитовую формацию; для внешних, обращенных в сторону оксана, -
то лотовые базальты и их дериваты (Пискунов, 1975). Для Идзу-Бонинской дуги ха-
рактерно преобладание сильноизвестковистых вулканитов с появлением бонинитов.
Известково-шелочные породы развиты незначительно, щелочные — практически от-
сутствуют.
Вопросы происхождения магм с разных позиций рассматривались многими
исследователями, однако единства взглядов на этот счет нет. Чаше всего вулканиты
прямо или косвенно связываю т с сейсмоф скальными зонами, а поперечную зональ-
ность — с различной глубиной магмообразования: толситовые магмы возникают на
меньшей глубине, чем магмы высокоглиноземистых андезитов и щелочных базаль-
тоидов. Этот механизм предполагает генерацию магм в мантии, что объясняет гомо-
генность продуктов вулканизма в пределах Тихоокеанского кольца, не зависящую от
различия в строении коры. Не вдаваясь в подробности этого вопроса, отметим только,
что магмы трахибазальтоидного типа считаются типичными для районов со зрелой
континентальной корой, и развитие их в островных дугах, с позиций современной
геосинклиналыюй природы этих дуг, так же, как и с позиций тектоники плит, трудно
объяснимо.
Общими для всей системы дуг и желобов Тихоокеанского пояса являются и х-ран-
диозные по своим масштабам сейсмофокальные зоны, описанию которых посвящено
большое количество работ. Впервые они были отмечены в 1946 г. Н.А. Заваринким и
П.С. Шагским в райоххе Курило-Камчатской дуги. Позднее подобные зоны для ряда
районов описал Г. Бсньоф (BcniolT, 1959), который рассматривал их как сложные
зоны разрывных нарушений, наклоненные в сторону островных дуг и континентов,
ответственные за образование дуг глубоководных желобов. Так же интерпретируются
сейсмофокальные зоны и большинством других исследователей. Сторонники плито-
гектоники рассматривают их как край океанической литосферной плиты, внедренной
в верхнюю мантию в результате расширения океанического дна (Le Pichon, 1968).
По их данным, сейсмофокальные зоны характеризуются высокими скоростями, по-
ниженным поглощением сейсмических волн, пониженным тепловым потоком. По
данным друхтхх исследователей (Тараканов и др.. 1977), сейсмофокальные зоны отли-
чаются противоположными свойствами, а отмеченные аномалии характ еризуют обла-
сти, примыкающие к ним со стороны оксана. Широко распространено также мнение
о гом, что сейсмофокальные зовы — это от ражение процесса надвигания континентов
на океан (Сергеев, 1976). Г.М. Власов (Молодые геосинклинали..., 1978) рассматрива-
ет сейсмофокальные зоны как разломы, образующиеся при заложении эвгсосипкли-
цальпых трогов и затем эволюционирующие в ходе развития этих эвгеосинклиналей
в сторону углубления и выгюлаживапия. Наконец, некоторые авторы (Рудич. 1962;
Петрушевский, 1964; Иущаровский, 1972а; Пропин, 1979), ссылаясь па сложный ха-
рактер распределения гипоцентров землетрясений под наиболее изученными дугами,
высказывают сомнения по поводу правомерности выделения ссйсмофокальпых зон в
понимании Г Бсньофа.
Столь же противоречивы и представления о характере напряжений в сейсмофо-
кальных зонах. Па основании изучения напряжений в очагах землетрясений большин-
с1во исследователей полагают, что в этих зонах преобладает горизонтальное сжатие,
перпендикулярное к их просторах хпю. Однако в последние годы эти представления
встречают' все больше возражений.
В. Таппер (Tanner, 1973), комплексно проанализировав многочисленные геологи-
ческие, сейсмологические, грани метрические и экспериментальные данные, пришел
к выводу о том, что в зоне перехода от Азиатского материка к Тихому океану шириной
до 170 км преобладают силы растяжения.
Такой же вывод сделал и М.И. Стрельцов (1986), проанализировавший данные
о характере дислокаций в юго-западной части Курило-Камчатской системы дуга-
желоб.
Грандиозные процессы растяжения земной коры в зоне перехода от Тихого океа-
на к Азиатскому континенту, по мнению Д. Карша (Karig, 1971), объясняются всплы-
ванием аномально высокотемпературной и низкоплотностной мантии.
В работе Л.М. Балакиной (1979) приводятся данные о том, что в пределах все-
го Тихоокеанского кольца верхняя часть сейсмофокальных зон (до 100 км) характе-
ризуется напряжениями сжатия, однако эти напряжения ориентированы почти гори-
зонтально, перпендикулярно направлению дуг; что противоречит гипотезе тектоники
плит, согласно которой эти напряжения должны были быть направлены вдоль сейсмо-
фокальных зон. В отдельных очагах землетрясений фиксируются также напряжения
растяжения, ориентированные беспорядочно.
На основании детального анализа имеющихся материалов по сейсмофокальной
зоне Курило-Камчатской дуги В.Н. Шарапов с соавторами пришли к заключению о
том, что структура этой зоны «в общих чертах выяснена лишь для относительно не-
больших глубин (40-50 км), менее ясно ее строение до астеносферы, весьма мало
известно об ес астеносферной зоне, почти ничего, кроме самых общих соображений о
некоторых геофизическиих границах, неизвестно о реальной структуре СФЗ верхней
мантии под стсносфсрой» (Шарапов и др., 1984, с. 187).
Для верхней части земной коры эти авторы обосновывают доказательство «фун-
даментального сейсмотектонического факта - наличия устойчивого во времени гло-
бального близкогоризонталыюго сжатия между океаническим и континентальным
сегментами тектоносферы, которая релаксирует в пределах литосферы путем разви-
тия зоны широкого сложного сдвигания» (там же, с. 185).
Заканчивая дискуссию по этому вопросу, отмстим, что сейсмологические данные
отражают картину только на данный момен т, в то время как геологические материалы
фиксируют суммарный эффект процессов, происходивших длительное время.
Как указывалось, эти материалы свидетельствуют о том. что в пределах остров-
ных дуг и глубоководных желобов имели место как растяжение (образование сбросов
грабенов), так и сжатие (образование надвигов).
Глубоководные желоба не образуют сплошного кольца, а являются отдельными
звеньями, разделенными довольно широкими (до 100 км и более) участками с гори-
стым подводным рельефом. Эти участки служат «моешками», соединяющими океа-
нический и континентальный мегаблоки, и поэтому представляют собой наиболее
благоприятные объекты для изучения границы континент-оксан.
Зоны сочленения глубоководных желобов в тектоническом отношении наибо-
лее активные участки, в которых дробление и блоковые опускания происходят в на-
стоящее время в условиях преобладающего растяжения. Они дают возможность вос-
создать картину сочленения континентов с Тихим океаном в доплиоценовое время,
т.е. до начала формирования глубоководных желобов.
Имеющиеся данные свидетельствуют о том, что все глубоководные желоба как
морфоструктуры сформировались в одно и то же время - в позднем кайнозое. Об этом
свидетельствуют следующие факты.
1. Мелководные огложения в основании островных склонов глубоководных же-
лобов, по палеонтологическим данным, имеют возраст до раннего плиоцена включи-
тельно, а многочисленные поры кампеточцеп в этих породах заполнены гемипслаги-
чсскими глинами плейстоценового возраста. Плейстоценовый возраст имеют также
турбидиты, залегающие в днищах желобов и в депрессиях - ловушках на склонах.
2. Мощность, структура и состав осадочной толщи до плиоцена включительно
совершенно одинаковы как на океанических склонах желобов, гак и на прилегающих
к ним участках океанических котловин, что свидетельствует об одинаковых условиях
осадконакопления.
3. На склоне желоба Пуэрто-Рико на глубине 3860 м обнаружен плейстоценовый
коралловый риф. Мелководные карбонатные отложения плиоцена с бентосными фо-
раминиферами обнаружены в основании островного склона Идзу-Бонинского желоба
на глубине 5200-5000 м. а крупные колонии отмерших губок - на склоне Курило-
Камчатского желоба на глубине до 6500 м. Известны и другие факты интенсивных
поздпекайпозойских опусканий в желобах, подтвержденные палеонтологическими
данными.
4. Сбросы па склонах желобов, формирующие их ступенчатый профиль, секут
осадочные отложения до плиоцена включительно, поэтому возраст их не древнее
плейстоцена.
5. Толщина железомарганцевых пленок «подводного загара» на скальных по-
родах, обнажающихся в тектонических уступах на склонах желобов, не превышает
0,5-1,0 мк 1То при скорости их нарастания 1-4 мм/млн лет дает возраст менее 1 млн
лет.
6. В ряде случаев в желобах наблюдаются подводные долины, переходящие с
островных склонов на океанические и прослеживающиеся на расстоянии до 300-
500 км от осевых зон желобов. Они заполнены плиоцеи-плейстоцеиовыми отложени-
ями, несогласно перекрывающими разновозрастные образования, вплоть до акусти-
ческого фундамента. Образование этих долин произошло тогда, когда глубоководные
желоба еще не существовали.
7. К югу от Алеутского желоба, в пределах Алеутской абиссальной равнины
располагается огромный конус выноса Зодиак шириной 450-550 км, поверхность
которого понижается с севера на юг от 4600 до 4800 м, вблизи желоба до 5000 м.
Поверхность конуса прорезана многочисленными подводными долинами, располо-
женными веерообразно. Вершина «веера», из которой расходятся эти долины, нахо-
дится к северу от желоба, на континенгалыюм склоне, в районе пролива. Шслихова.
Это свидетельствует о гом, что желоб образовался уже после образования конуса вы-
носа, т.е. в плейстоцене. Плиоцен-плейс'гоцеповый возраст Японского, Марианского п
Центрально-Американского желобов подтверждается также данными бурения.
Вопрос о происхождении островных дуг и глубоководных желобов остро дис-
куссионный. Глубоководные желоба чаще всего рассматриваются как поверхностное
отражение сложно построенной зоны сверхглубинных разломов, развивающихся на
границе между Тихоокеанским литосферным блоком и окружающими его континен-
тами. Однако это может относиться только к желобам первого типа. Что же касается
желобов остальных типов, то они разделяют сходные по строению и составу блоки
земной коры, и поэтому для них указанный механизм неприемлем. К тому же пи гео-
физические, пи геологические данные часто не указывают ла наличие разломов непо-
средственно в осевых частях желобов.
В равной мере это относится к гипотетическому процессу «субдукции», умозри-
тельно постулируемому плитотектоникой. Можно со всей ответственностью утверж-
дать, что до настоящего времени, несмотря на огромные усилия сторонников текто-
ники плит, пет ни одного фактического доказательства этого процесса. Наоборот,
все имеющиеся факты свидетельствуют о том, что субдукции вообще не суще-
ствует:
1) сравнительно небольшая часть (42 %) периметра Тихоокеанской мегавпадины
занята глубоководными желобами;
2) позднекайнозойский возраст желобов и отсутствие в зоне перехода их палеоа-
налогов;
3) горизонтальное залегание осадочных отложений в осевых зонах и на их океа-
нических склонах;
4) ступенчатый характер склонов, обусловленный нормальными сбросами, что
свидетельствует о растяжении, а нс о сжатии:
5) одинаковое строение обоих склонов некоторых желобов (желоба третьего и
четвертого типов) и их сейсмическая пассивность (желоба третьего чипа):
6) однотипность и синхронность формирования всех тихоокеанских желобов как
в Западном, гак и в Восточном полушарии, удаленных друг' от друга на 15-18 тыс. км
и находящихся в совершенно различных, с точки зрения плитотектоники, геодинами-
ческих условиях. Западная окраина Тихого океана представляет собой, с точки зрения
этой концепции, край древней (юрско-меловой) Тихоокеанской плиты, а восточная -
края кайнозойских плит на юге и фрагменты Восточно-Тихоокеанского поднятия на
севере.
Существуют и другие веские доказательства, опровергающие процесс субдук-
ции, рассмотренные, в частности, Е.М. Рудичсм (1984), Д.Р. Чоем с соавторами (Choi
at al., 1989) и другими исследователями.
Многие ученые рассматривают островные дуги и глубоководные жело-
ба как современные геосинклинали Эта концепция в той или иной форме излага-
лась А.Д. Архангельским, П.Л. Безруковым, А.А. Богдановым, К.В. Боголеповым,
Н.П. Васильковским, ГМ Власовым, Ю.А. Косыгиным, П.И. Кропоткиным,
М.С. Марковым, Ю.М. Пушаровским, К.Ф. Сергеевым, Г.Б. Удинцевым, В. Г. Хаиным,
Н.С. Шатским, A.JI. Яншиным и многими другими исследователями как советскими,
так и зарубежными.
В рамках гсосинклипалыюй концепции системы дуга-желоб рассматриваются с
разных позиций.
Согласно одной из них, наиболее последовательно развитой П.П. Васильковским
(1962), островные дуги представляют собой первичные геосинклинали, образующие-
ся в виде вздутий океанической коры за счег поступления из мантии вулканических
продуктов, а окраинные моря являются реликтами океана, находящимися на догео-
синклиналыюй стадии развития. Однако эти представления противоречат имеющим-
ся данным о геологическом строении рассматриваемых структур, изложенным выше.
Наиболее распространена концепция о том, ч то островные дуги и глубоководные
желоба представляют собой результат новейшего (ноздпенлиоцен-четвертичного)
этана альпийской фазы тектонических движений, которая проявилась в пределах все-
го Тихоокеанского кольца. Согласно этой концепции, наиболее полно обоснованной
ЕМ. Власовым с соавторами (Молодые геосинклинали..., 1978), анализируемые нами
структуры относятся к «океаническим ортогеосинклиналям восточно-азиатского
типа», которые рассматриваются как «наиболее примитивный геологический тип гео-
синклиналий-типичная модель геосинклинали вообще». Кроме желобов, островных
дуг и окраинных морей Г.М. Власов относит к этой гео синклинальной системе и крае-
вые вулканические пояса, отрицая их наложенный характер.
Такая точка зрения, рассмотренная автором ранее (Васильев, 1988), также не со-
ответствует имеющимся данным.
Позднее Г.М. Власов (2000) разработал концепцию глубинно-геосинклинального
тектогенеза, согласно которой гсосинклинальный процесс инициируется «интервен-
цией магмы», т.е. внедрением в земную кору разогретого мантийного вещества. При
этом внешние дуги рассматриваются как оси геосинклинальных систем, образующие-
ся вдоль глубинных разломов в верхушечной части флюидно-магматических диапи-
ров, а внутренние связаны с глубинными частями этих диапиров и отчленяющимися
от них мало глубинными периферическими очагами, которые «претерпевают дли-
тельную магматическую дифференциацию с образованием преимущественно средне-
кислых и кислых интрузий и вулкани тов контрастной и известково-щелочной серий»
(Власов, 2000, с. 98).
В свете имеющихся данных концепция «классической» геосинклинали примени-
тельно к системам «дуга -желоб» встречает трудности. Перечислим основные из них
на примере Курило-Камчатской системы
Согласно рассматриваемой концепции, внешние дуги закладываются на океа-
нической коре и обладают всеми характерными чертами эвгеосинклинали: большой
мощностью отложений (10-15 км), преимущественно глубоководных, развитием в
нижней части разреза офиолитов, кремнисто-вулканогенных и песчано-алевритовых
пород, в верхней - флишевых и флишоидных отложений; сложной складчатостью и
надвигами в сторону океана, местами сильным дроблением пород; отсутствием гра-
нитного слоя. По мнению Г.М. Власова (1973), эги особенности позволяют относить
внешние дуги к категории выделенных Н.А. Богдановым (1966; 1969) талассогеосин-
клииалей - специфических позднепалсозойских и мезозойских прогибов на перифе-
рии Тихого океана, сформировавшихся на океанической коре. Однако Н.А. Богданов
указывал, что талассогсосипкликали существенно отличаются от эвгеосинклиналей
и островных дуг, и возможным их современным аналогом считал океанические впа-
дины
Проведенные памп исследования показывают, что вышеперечисленными при-
знаками, да и то не всеми, обладают лишь отдельные участки внешних дуг.
В пределах Курило-Камчатской системы большая часть описанных свойшв (за
исключением отсутствия «гранитного слоя») присуща только Богачевской зоне, струк-
турное положение которой нс совсем ясно. Что же касается типичной внешней дуги -
Малокурильской зоны, то ее строение не имеет с вышеописанным ничего общего.
Положение усугубляется наличием Фронтальной зоны, вероятным продолжением
которой является зона восточных полуостровов Камчатки. Обе эти зоны, как было
показано, также не обладают чертами молодой эвгеосинклинали и тем более талас-
согеосинклииаяи. Наоборот, присутствие древних метаморфических пород с возрас-
том 900- 950 млн лет (Фронтальная зона) указывает на то, что обе эти зоны сложены
породами гетерогенного складчатого фундамента, сформировавшегося в процессе
длительного и сложного развития. Такой же фундамент установлен и под внутренней
дутой (Большекурильская зона).
Еще более полно складчатый фундамент, включающий разновозрастные образо-
вания, вплоть до архейских, представлен в Центральнокамчатской зоне и в пределах
Японской дуги. Как хорошо известно, оба эти региона имеют мощную (до 40 км) кору
континентального гипа. Наличие домсловых пород и «гранитного» слоя отмечается и
в пределах Алеутской дуги (Shor, 1964).
Таким образом, отнесение островных дуг северо-западной части Тихого океана
к категории молодых эвгеосинклиналей, заложившихся па океанической коре, не на-
ходит подтверждения.
В отличие от концепции «классической» геосинклинали некоторые исследова-
гели рассматривают островные дуги и глубоководные желоба как своеобразные «пе-
риокеаиические геосин клина лыные системы», трактуя их «не только как результат
гсосинклипалыюго развития, по и как следствие проявления специфических поздне-
кайнозойских блоковых движений большого масштаба» (Тектоника Евразии..., 1966).
По мнению IO.A. Косыгина, системы дуга-желоб «или надо считать структурными
элементами особого типа, или выделять в особую разновидность гео синклинальных
систем» (Косыгин, 1969).
Наряду с представлениями о геосинклиналыюй природе островных дуг и глубо-
ководных желобов сущест вуют различные варианты гипотезы об их не геосинклиналь-
ной природе, изложенные в работах В.В. Белоусова, Е.М. Рудича, Б.А. Петрушевского,
А.В. Горячева и других исследователей, которые связывают образование островных
дуг и глубоководных желобов с процессами тектономагматической активизации. Эту
точку зрения разделяет и автор, поскольку она подтверждается фактическим материа-
лом.
В свете изложенного нельзя согласиться с мнением В.В. Белоусова о том.
что островные дуги второго типа «представляют собой лишь разломы (врезы) или
глубинные надвиги, вдоль которых размещены вулканы» (Тектоносфера Земли,
1978, с. 97).
Как было показано, эти структуры прошли сложный путь развития, в процессе
которого в них сформировались мощные вулканогенно-осадочные толщи, неодно-
кратно происходили дислокации и внедрения интрузий. Приведенное высказывание
В.В. Белоусова применимо только к структурам третьего гипа — позднекайнозойским
системам дуга-желоб.
Таким образом, в вопросе о происхождении островных дуг выводы автора близ-
ки к представлениям В.В. Белоусова, однако есть и существенные различия. Они за-
ключаются в том, что особенности строения и развития, которые В.В.Белоусов счи-
тает типичными для дуг второго типа, заложившихся в позднем мелу, на самом деле
свойственны только структурам, образовавшимся в новейшее время - в плиоцене-
плейстоцене. Эти структуры наложились на разновозрастные образования, в том
числе и на дуги второго типа, тогда как последние в ряде случаев унаследуют более
древний структурный план. Поэтому авторы, в отличие от В.В. Белоусова, выделяют
не два, а три типа Структур.
К первому типу относятся складчатые системы, зал оживши сся в палеозое и
мезозое и развивавшиеся до миоцена (дуги первого типа, по В.В. Белоусову). Это
Хоккайдо-Сахалипская, Камчагско-Корякская, Алеутско-Аляскинская системы и гео-
синклиналь Симанто, которые по своим характеристикам отвечают альпийским или
тихоокеанским геосинклиналям.
Второй тип представлен тсктоновулканическими поясами либо дискордантно
наложенными на гетерогенное складчатое основание, включая докембрийские мас-
сивы, либо унаследуют ими план структур первого типа. Образование этих структур
связано с возникновением в позднем мелу дугообразных разломов гигантской протя-
женности по периферии Тихого океана, однако основной этап их развития приходится
на олигоцен-рапний плиоцен. Структуры второго типа по своему строению соответ-
ствуют категории выделенных ЕН. Щербой гсотектоногенов
Наконец, к структурам третьего типа относятся современные вулканические
островные дуги, также дискордантно наложенные на более древние образования,
включая структуры второго гипа, наглядным примером чему являются Восточная
Камчатка и острова Хоккайдо и Хонсю. Только к этим структурам, да и то частично,
применим широко укоренившийся термин «островные дуга», поскольку сгруктуры
первого и второго типов никогда островными дугами не были. Собственно островные
дуги своим происхождением обязаны образованию глубоководных котловин окраин-
ных морей и желобов и в меньшей мере блоковым поднятиям в их пределах, более
интенсивным на флангах, а также росту положительных форм рельефа за счет вулка-
нических извержений.
Несомненна генет ическая связь рассматриваемых структур с сейсмофокальными
зонами, поскольку они повсеместна строго коррелируются, однако характер данной
связи неясен, так как неясна геологическая природа самих этих зон. Как было показа-
но, образование сейсмофокальпых зон в результате сжатия, будь то поддвиг океани-
ческой плиты под материковую с позиций тектоники плит или надвигание Азиатского
материка на Тихий оксан, фактическим материалом нс подтверждается. Больше дан-
ных за то, что они представляют собой сверхглубинные ослабленные зоны, связанные
с растяжением земной коры на границе двух разновозрастных сред - океанической
и континентальной. В этом свете сложные процессы, протекающие в сейсмофокаль-
ных зонах и над ними, могут быть причиной образования глубоководных котловин
окраинных морей, желобов, вулканизма в пределах дуг. К числу этих процессов мо-
гут быть отнесены подъем и дальнейшая многостадийная дифференциация аномаль-
но легкой и горячей мантии но модели химической конвекции (Текгоносфера Земли,
! 978). Подтверждением поступления глубинного вещества Земли под вулканические
дуги может служить также аномальный изотопный состав гелия в вулканических га-
зах, характерный для первичного гелия, захороненного в цедрах Земли при се образо-
вании (Золстихии и др., 1975).
Р.З. Тараканов (1981) предложил модель образования структур зоны перехода
в результате пересечения ссйсмофокальной зоной астепосфсрных слоев в мантии
(рис. 159).
Анализируя характер распределения эпицентров землетрясений в Курило-
Камчатском и Японском решопах (рис 160), он пришел к выводу о наличии в верх-
ней мантии этих регионов нескольких аст епосферных слоев с пониженной скоростью
распространения сейсмических волн, располагающихся па глубинах 60-80, 110-150,
220-290, 400-460 км от поверхности. В зонах пересечения этих слоен сейсмофо-
калыюй зоной релаксация напряжений осуществляется не в виде землетрясений, а
путем перехода энергии в тепловую, что вызывает частичное плавление вещества.
Выделяющиеся при этом легкоплавкие компоненты поднимаются вверх. Часть из них
накапливается в подошве земной коры, образуя магматические камеры, из которых
магма выходит па поверхность при вулканических извержениях, формируя вулкане-
Рис- 159. Модель строения и схема возможных процессов в земной коре и верхней манит
(Тараканов, 1981). 1 вода; 2 слой осадочных и вулканогенно-осадочных пород, 3 гранитный
и 4 базальтовый слои; 5 подошва земной коры: 6 - астеносферныс слои пониженной скорости;
7 фокальная зона землетрясений; 8 наклонный слой с аномально высокими скоростями сейс-
мических волн; 9 - подъем флюидов и легкоплавких компонентов, 10 - опускание тяжелых днф-
ференниатов; 11 вероятные первичные области магмообразования, 12 предполагаемая область
скопления магматических продуктов; 13 поток тепла и легкоподвижных компонентов из возмож-
ных областей дифференциации магмы: 14 слои повышенной скорости. На врезке - блоки верхней
мантии I - континентальный, II - океанический, III фокальная зона землетрясений, IV - наклон-
ный блок с аномально высокими скоростями сейсмических волн, V разуплотненный блок под
районами активного вулканизма, VI область повышенного теплового потока
генные дуги, а часть рассредоточивается в верхней мантии и земной коре, вызывая
подъем границы «М» иод глубоководными впадинами окраинных морей. Тяжелые
дифференциалы, наоборот, опускаются вниз, формируя уплотненные зоны как в самой
сейсмофокальной зоне, гак и в подстилающем ее слое, что сопровождается прогиба-
нием отдельных участков земной коры (в том числе под глубоководными желобами).
Эта модель выглядит весьма правдоподобно. Неясно только, почему и как обра-
зуются астеносферныс слои и какова природа сейсмофокальной зоны.
Механизм образования глубоководных желобов и островных дуг с позиций
тектоники литосферных плит мы рассматривать не будем, поскольку, как показано в
предыдущих главах, такого механизма (субдукции) в природе не существует.
IO.B. Чудинов (1999) предложил альтернативную модель происхождения глу-
боководных желобов, согласно которой в них происходит не субдукция, а обратный
процесс — эдукция, т.е. подъем и выведение на поверхность глубинного вещества в
результате постоянного расширения Земли (рис. 161) Таким образом, разрастание
дна океана по этой модели происходит, с одной стороны, в результате спрединга в
срединно-океанических хребтах, а с другой - за счет эдукции в глубоководных жело-
бах. Однако приводимые им доказательства, па наш взгляд, неубедительны, а в ряде
случаев противоречат имеющимся фактам (удревнение океанической коры по мере
удаления от осей желобов, концентрация очагов землетрясений и повышенный тепло-
вой поток под осевыми зонами желобов и др.).
Образование глубоководных желобов в связи с расширением Земли предпола-
гает и известный японский геолог М. Хошино. Он считает глубоководные желоба
остаточными депрессиями, образовавшимися при поднятии континентального и оке-
анического блоков, между которыми они находятся. Причина поднятия этих блоков,
по его мнению, заключается в «подслаивании» их базальтами (basaltic underplating)
1! мезозое и кайнозое, сопровождающемся расширением Земли (Hoshino, 1998). Он
предполагает существование погребенных желобов и па некоторых участках пассив-
ных окраин.
Прямо противоположного мнения придерживается В.В. Орленок, который счи-
тает, что глубоководные желоба «...маркируют новый уровень опускания сферы и од-
новременно по наклонному положению очагов очень глубоких землетрясений (свыше
300-700 км) прекрасно фиксируют сам процесс сжатия Земли» (Орленок, 1998, с. 170)
По его расчетам, радиус Земли за последний миллиард лет уменьшился па 261 км,
т.е. на 4%. Причиной сжатия Земли В.В. Орленок считает постоянную потерю лету-
чих веществ, дифференциацию протопланетного вещества и уплотнение внутренних
геосфер, в первую очередь ядра. Однако и эга концепция противоречит имеющимся
данным. Все желоба, по-видимому, образовались в одно и то же время - в позднем
плиоцене-плейстоцене путем ступенчатых блоковых опусканий земной коры в ре-
зультате се растяжения. Рифтовая природа глубоководных желобов в настоящее время
завоевывает все более твердые позиции (Пропин, 1979; Тапнет, 1973). Характерно,
что в это же время образовались и крупнейшие рифтовые системы па материках -
Аравийско-Африканская и Байкальская.
В глубоководных желобах первого типа растяжению предшествовало интенсив-
ное сжатие, проявившееся в плиоцене до образования желобов, которое фиксируется
надвигами и зонами смятия в основании их материковых склонов.
Надвигание происходило со с тороны материков и проявилось одновременно па
Сахалине, Камчатке, Хоккайдо. В связи с надвиганием материковых блоков на океа-
нические образовался характерный V-образпый профиль желобов. 'Гам же, где надви-
гания нс произошло, осевая зона желобов имеет корытообразную форму; образована
опа максимально опушенными блоками материкового склона, сложенными слабодис-
лоцированными слоистыми кайнозойскими осадочными отложениями. Такие участки
желобов иногда ошибочно трактуются как «древние», заполненные осадками, в отли-
чие от «молодых», незаполненных (Тект оника..., 1980).
Как уже отмечалось, в желобах второго типа (Идзу-Бопинском, Волкано,
Марианском) зоны смятия отсутствуют, а структура их приосевых зон свидетельству-
ет об их формировании в условиях растяжения.
Часто считается, что система глубоководных желобов - поверхностное проявле-
ние гигантских но протяженности сверхглубинных разломов, возникших па границе
между океаническими и континентальными литосферными блоками вследствие их
неоднородности (Пушаровскип, Меланхолика, 1981).
Рис. 160. Карта эпицентров землетрясе-
ний Курило-Камчатского и Японского регио-
нов и сопредельных территорий (Н<200 км
за период 1961-1975 гг. и Н>200 км за пери-
од 1904-1975 гг.) (Тараканов, 1981). 1 год
сильного землетрясения; 2-7 - магнитуды:
2 - >7,5; 3 - 6,5-7,5, 4 - 5,5-6,5, 5 - 4,5-5,5,
6 - 3-4, 7 - 1-3; 8-13 - глубина очагов, км:
8 - неизвестна, 9 - в земной коре, 10 - 30-70,
11 -70-120,12- 120-200,13->200,14-оси
глубоководных желобов
156* 04* 142* 60° 168’ 56е
Желоб
Рис. 161. Схематический разрез через сейсмофокальную зону (Чудинов, 1999 г.). 1 - очаги
землетрясений. 2 - поверхность эдукционного вытекания глубинного материала; 3 - область дегаза-
ции вытекающего вещества и частичного плавления пород
Однако это может относиться только к желобам первого типа (приматериковым).
Что же касается желобов второго типа, то они разделяют сходные по строению блоки
океанической коры, поэтому для них данная причина неприемлема. Кроме того, ни
геофизические, ни геологические данные не указывают на наличие таких разломов в
самих желобах
Несомненно, глубоководные желоба, как и современные вулканические дуги, ге-
нетически связаны с сейсмофокальными зонами, однако механизм этой связи, как и в
первом случае, неясен.
Многие исследователи считают, что дуги, желоба, сейсмофокальные зоны, ана-
логичные современным, существовали и раньше - с палеозоя. Так, Г.М. Власов пишет;
«В Тихоокеанском подвижном поясе несомненно существовали мезозойские и палео-
зойские геосинклинальные системы типа островных дуг. Они характеризовались зо-
нальностью, сходной с наблюдающейся в молодых геосинклиналях. Структуры, пред-
ставляющие островные дуги, выявляются и в разновозрастных (начиная, по крайней
мере, с рифея) внутриконтинентальных складчатых областях» (Молодые геосинкли-
нали..., 1978, с. 164). По мнению К.Ф. Сергеева, «захороненный глубоководный желоб
мезозойского или более древнего возраста...» представляет собой прогиб консолиди-
рованной коры на материковом склоне Курило-Камчатского желоба (Сергеев, 1976,
с. 149).
С.Е. Апрелков с соавторами (1979) выделяют на Камчатке четыре систе-
мы «вулканический ноле — глубоководный желоб»: раннемеловую-палеогеновую
(Охотско-Чукотскую), палеогеновую (Западно-Камчатскую), олигоцен-плиоценовую
(Центрально-Камчатскую), четвертичную (Восточно-Камчатскую). Приводятся и
другие подобные примеры, однако ни один из них не может быть строго доказан,
поскольку установить глубину бассейна, существовавшего в далеком прошлом, не-
возможно. Если же исходить только из мощности осадочных отложений, выполняю-
щих тот или иной прогиб, то к категории глубоководных желобов следует относить и
многие внутриматериковые прогибы, заведомо не имеющие ничего общего с совре-
менными глубоководными желобами, обрамляющими Тихий океан. Принципиальное
отличие этих прогибов, как и «Палеокурильского» желоба, от рассматриваемых же-
лобон заключается в том, что оба их борта имеют одинаковое строение коры, тогда
как современные глубоководные желоба разграничивают кору океанического и конти-
нентального (или субконтинепталыюго) типов, являясь пограничными структурами
между Тихим океаном и материками. Этим условиям не отвечают и вулканические
пояса Камчатки, за исключением Восточно-Камчатского, что убедительно показали
А.И. Байков и Г.Б. Яроцкий (1979).
Еще более бездоказательно выделение «палеозоя Бепьофа», поскольку един-
ственный объективный признак, по которому дифференцируются эти зоны, - рас-
положение очагов землетрясений, ретроспективно установлен быть не может. Что же
касается косвенных признаков, а именно специфики «островодужного» магматизма,
го он не может служить указанием па существование палеосейсмофокальных зон, так
как проявляется в ряде случаев там, где этих зон заведомо нс было (Японское море,
Сахалин, Центрально-Камчатская зона и др.).
Таким образом, приходим к подтверждению вывода о том, что системы дуга-
желоб нс имеют аналогов в прошлом и являются проявлением качественно нового
этапа развития Земли.
ОКРАИННЫЕ МОРЯ
Окраинные моря также являются специфическими морфоструктурами, развиты-
ми только в западной части Тихоокеанской зоны перехода. Как правило, они рассма-
триваются в составе триады: глубоководный желоб-островпая дуга-окраинное море,
для всех членов которой предполагается морфогенетическая связь. Однако имеются
и отклонения от этого правила, которые не позволяют считать его универсальным.
Так, в восточной части Тихоокеанской зоны перехода имеются глубоководные желоба
и тектонические гомологи островных дуг (современные вулканические пояса Ацд и
Кордильер), но окраинных морей пет. Нет островной дуги и глубоководного жело-
ба у Тасманова и Южно-Китайского морей, а у Кораллового и Южно-Фиджийского
морей желоба и дуги расположены в обратной последовательности, котловины этих
морей граничат нс с островными дугами, как во всех остальных морях, а с глубоко-
водными желобами. Кроме того, котловины окраинных морей по своему строению
и истории развития аналогичны котловинам внутренних морей (Левин, 1979), кото-
рые не сопряжены с системами дуга—желоб. Все это дасг основание рассматривать
окраинные моря как особый класс морфосгруктур зоны перехода. В настоящее время
геологическое строение окраинных морей изучено донолыю хорошо. Почти для всех
морей составлены геологические карты, которые либо уже опубликованы (Берингово,
Японское, Охотское, Восточно-Китайское, Южно-Китайское), либо находятся в пе-
чати. В Японском, Филиппинском и Южно-Китайском морях пробурены скважины.
Это позволяет составить более обоснованное представление об их происхождении и
эволюции.
В строении котловин окраинных морей наряду с общими чертами имеются и
различия, позволяющие выделить среди ггих ко тловины трех типов.
К первому, наиболее многочисленному относятся котловины всех морей северо-
западной час ти Тихоокеанской зоны перехода, за исключением Филиппинского, кот-
ловина которого выделяется в самостоятельный (второй) тип; третий тип котловины
морей Австрало-Мслансзийского сектора.
Котловины морей первого типа заложились па гетерогенном основании, в ко-
тором принимают участие разновозрастные образования, начиная с архея. Об этом
свидетельствуют данные о геологическом с троении подводных гор и возвышенностей
н пределах котловин, а также срезание их бортами структур материкового и островно-
го обрамлений, включая раннекайпозойские. Данные бурения и геоморфологический
анализ показывают, что все эти котловины заложились синхронно в раннем миоцене
в результате дифференцированных блоковых опусканий, сопровождавшихся внедре-
нием даек и силлов долеритов, а затем - излияниями пиллоу-базальтов (скв. 797 в
Японском морс). Мелководные условия начальной стадии формирования котловин
в начале среднего миоцена сменились умеренно глубоководными (1500-200 м), а в
позднем плиоценс-нлейсгоцепе глубина дос титла современных значений. Наиболее
интенсивные прогибания обусловили формирование глубоководных впадин, возвы-
шенности начали опускаться позже и менее интенсивно. Блоковые опускания в преде-
лах котловин были кратковременными и носили характер погружения, следовавшего
за прекращением площадного базальтового вулканизма.
Котловина Филиппинского моря (второй тип) также сформировалась на ме-
сте бывшего поднятия, сложенного древней корой. Однако эта кора имела преимуще-
ственно мафический характер, сходный с фундамент ом Тихоокеанской мегавпадины,
что позволяет рассматривать Филиппинскую котловину как часть этой мегавпадипы,
отделенную от псе в поздней юре-раппем мелу Марианско-Идзу-Бопинским гсосин-
клинальпым трогом. В позднем мелу началась тсктономагматическая активация, кото-
рая в палеогене охватила весь Филиппинский регион. Формирование Филиппинской
котловины началось в палеоцене площадными излияниями базальтов и следовавшими
за ними блоковыми опусканиями, мигрировавшими с запада на восток. Интенсивное
погружение началось в миоцене и продолжается до настоящего времени.
Таким образом, формирование Филиппинской котловины происходило в прин-
ципе так же, как и котловин первого типа, но началось раньше и протекало более
интенсивно, в связи с чем глубины здесь значительно больше.
Котловины морей Лвстрало-Мелапсзнйского сектора сформировались враз-
нос время, причем наблюдается их омолаживание с запада па восток. В пределах кот-
ловины Тасманова моря опускание началось в позднем мелу-палеоцене, в Коралловом
море и Новокаледонском гроге — в олигоцене, в Южно-Фиджийской котловине и впа-
дине Лау в миоцене. В отличие от котловин первого типа, на фоне преобладавших
опусканий здесь имели место и кратковременные поднятия, иногда довольно суще-
ственные, которые происходили синхронно с восходящими движениями в Австралии,
Новой Зеландии и в островных дугах. Это свидетельствует о генетической связи кот-
ловин с окружающими их континентальными структурами.
Е.М. Рудич (1984) усматривает причину различий в характере вертикальных
движений между котловинами морей первого и второго типа в том, что первые сфор-
мировались на жестком консолидированием основании, а вторые унаследованы и
представляют, по его мнению, «зоны интрагеосинклиналыюго режима» внутри со-
временной гсосипклиналыюй области. С этим нельзя полностью согласиться, так как,
во-первых, Австрало-Меланезийский сектор, судя по геологическому строению, не
отвечает современной геосипклипалыюй области, во-вторых, котловины морей пер-
вого типа располагаются не только па консолидированном фундаменте, но частично
накладываются па островные дуги. Причина отмененных различий, па наш взгляд,
заключается в гом, что моря первого гипа принадлежат Азиатско-Тихоокеанской зоне
перехода, третьего - к Индо-Австралийской, а к Тихому океану не относятся.
В отношении происхождения окраинных морей длительное время идут бур-
ные дискуссии. В настоящее время наиболее распространены концепции спрединга
и обрушения. Критике первой концепции в разных ее вариантах, включая «рассеян-
ный спредин!'», посвящено большое количество работ (Резанов, 1977; Рудич, 1984;
Белоусов, 1989; и др.), в которых убедительно доказана ее полная несостоятельность
Приведенные выше данные о строении котловин окраинных морей также подтверж-
дают этот вывод.
Многими исследователями уже отмечалось большое сходство внутренних мо-
рей. Выполненный нами сравнительный анализ геологического строения и эволюции
котловин окраинных морей показывает, что это сходство настолько велико, что не
оставляет сомнений в генетическом единстве этих морфоструктур. Котловины вну-
тренних и окраинных морей образовались в основном в кайнозое в результате диф-
ференцированных блоковых опусканий земной коры. Никаких свидетельств в пользу
значительных горизонтальных движений нет, однако некоторое увеличение площади
дна глубоководных котловин, связанное с растяжением, растрескиванием коры и за-
полнением трещин ма! магическими продуктами, вполне вероятно. Этот процесс мо-
жет служить причиной изменения физических свойств земной коры, приводящих к
ее «океанизации». Е.В. Аргюшков и М.А. Беэр (1983) разработали механизм их об-
разования, заключающийся в опускании, как следствии преобразования земной коры
Сходный механизм для впадин Охотского и Японского морей еше раньше предло-
жен Н.А. Резановым (1977). В обоих случаях предполагается разогрев литосферы под
котонинами морей, что подтверждается измерениями теплового потока. По модели
И.А. Резанова процесс образования коры протекает в две стадии. В начале при разо-
греве нижних слоев коры («базальтовый слой») до 350-450° происходит дессрпен-
гинизация слагающих их ультрамафитов и подъем границы «М» и утонение «гео-
физической коры». Дальнейший разогрев вызывает селективное плавление коры и
излияние лав, вначале кислых, а затем преимущественно основных. Эта модель не
противоречит имеющимся данным.
МОРФОСТРУКТУ РЫ МЕЛАНЕЗИЙСКОЙ ЗОНЫ ПЕРЕХОДА
На участке от Новой Гвинеи до северной оконечности системы дуга—желоб
Тонга протягивается прерывистая цепочка асейсмичных желобов, не сопровождаю-
щихся островными лугами. Оба склона этих желобов имеют- одинаковое строение,
в связи с чем их можно рассматривать как внутриокеаничсские. В то же время они
разделяют блоки с разной геологической историей: к северу от них находится ти-
пичный Тихоокеанский галос-сократон с юрско-нижнемеловым возрастом второго
слоя, а к югу - молодые кайнозойские впадины, самая крупная из которых - Севсро-
Фиджийскос плато. Напомним, что желоб Витязя рассекает только западный край это-
го плато, а восточная часть плато не имеет морфологически выраженной границы с
Центральной котловиной Тихого океана. Такой границей может служить только подо-
шва склона плато, оконтуренная изобатой 4000 м, которую следует счи тать границей
Тихоокеанской мегавпадины.
Западиее желоб Витязя, а затем Северный Соломонов прорезают южный край
плато Канингамаранги (Онтонг-Джава), также оконтуренного изобатой 4000 м. И это
плато морфологически является северной частью огромной положительной мор-
фоструктуры, южным звеном которой служит Новозеландское плато, включающее
Кемпбелл и Челлинджер, а средним - расположенная к северу от него система хреб-
тов и трогов, продолжающаяся в Коралловом море (Удинцев, 1988). В этом случае мы
видим непосредственную морфоструктурную связь между Тихоокеанским и Индо-
Австраллийским мегаблоками (или плитами, в терминологии плитотектоники). Такая
же связь между ними наблюдается и в южной части региона - между Новозеландским
плато и Антарктидой. Длительная устойчивая связь между этими мегаблоками ис-
ключает их значительные взаимные перемещения, постулируемые плитотекгоникой.
Морфоструктурное положение плато Капингамаранги аналогично положению
восточной части Новозеландского плато, плато Кемпбелл и поднятия Чатем, которые
имеют континентальную природу. Эта аналогия служит убедительным подтверждени-
ем предположения о континентальной природе и плато Капингамаранги, основанном
на геофизических данных о большой мощнос ти его коры (до 42 км) и результатах бу-
рения, вскрывшего под осадочной толщей вулканогенные образования, аналогичные
континентальным траппам. Следовательно, как и в случае с Новозеландским плато,
здесь мы имеем дело с реликтом континента в пределах Тихоокеанской мегавпадипы.
граница которой становится неопределенной. Можно проводить ее, как это принято,
по осевым зонам желобов, а можно, с нсмепыним основанием, по изобате 4000 м,
оконтуривающей плато Капингамаранги.
Столь же неопределенна граница Тихоокеанской мегавпадипы и к западу от
плато Капингамаранги. Обычно она проводится по Западно-Меланезийскому и
Новогвинейскому желобам. Однако расположенные к северу от этих желобов морфо-
структуры—Восточно-Каролинская впадина с желобами Лира и Муссау, вал Эаурипик,
Западно-Каролинская впадина и Каролинское поднятие - существенно отличаются
от Западно-Тихоокеанской котловины. Вулканогенный фундамент здесь имеет оли-
гоненовый, а не юрский возраст, в связи с чем этот регион при плитотектонических
построениях выделяется в виде самостоятельной плиты, граница которой проводится
по желобу Муссау, а затем по желобу внутри Каролинского поднятия (Plate-Tectonic
Мар..., 1982). Таким образом, и в этом блоке мы имеем дело не с океаном, а с морфо-
структурами типа окраинных морей, которые можно считать юго-восточным продол-
жением (или частью) Филиппинской котловины.
Рассматриваемый участок зоны перехода настолько своеобразен, что заслу-
живает выделения его в самостоятельный тип, который предполагается назвать
Меланезийским.
МОРФОСТРУКТУРЫ ЗОНЫ ПЕРЕХОДА
АНТАРКТИЧЕСКОГО СЕКТОРА
Окраина Антарктического материка, как уже отмечалось, представляет со-
бой большей частью зону перехода пассивного тина. Исключение составляет
Антарктический полуостров, который может рассматриваться как аналог островной
дуги. Г.Б. Удинцев (1957) высказал предположение о том, что эта структура может
продолжаться к западу под покровом ледника и соединяться с грабеном, протяги-
вающимся навстречу с запада, от моря Росса. В этом случае они могут представ-
лять Антарктическое звено Тихоокеанского кольца, отделяющего от Восточной
Антарктиды континентальный блок Земли Мэри Берд и Земли Элсуэрта, лежащий,
как и Новозеландское плато, уже внутри Тихоокеанского кольца. Однако эта интерес-
ная гипотеза нуждается в проверке.
Морфологической границей между материком и океаном служит подошва кон-
тинентального склона, фиксирующая смену геофизических типов коры. Видимо, она
представляет собой флексуру, местами сложенную разломами типа сбросов. В от-
личие от зоны перехода Атлантического типа, в подошве континентального склона
Антарктиды пет глубоких прогибов древнего (палеозойского) заложения, выполнен-
ных осадками, что может служить указанием на относительную молодость рассма-
триваемой границы.
МОРФОСТРУКТУРЫ ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЗОНЫ ПЕРЕХОДА
Основным морфоструктурным элементом восточной части Тихоокеанской зоны
перехода является грандиозная по протяженности горная система Анд и Кордильер,
протягивающаяся вдоль Тихоокеанского побережья от мыса Горн в Южной Америке
до Аляски. Южным продолжением этой системы, видимо, служат структуры
Антарктического полуострова, а западным - Алеутская островная дуга. Таким об-
разом, рассматриваемая горная система опоясывает более половины Тихоокеанской
мегавпадины. С пей сопряжены Перу-Чилийский и Центрально-Амери канский
глубоководные желоба, охарактеризованные выше. Однако примерно две трети
Американской границы континент-океан представляют собой флексуры в основании
континентального склона, большей частью сопровождающиеся сбросами. Передовые
прогибы здесь так же, как и вдоль Антарктического побережья, отсутствую!, но, в от-
личие от Антарктида, контрастные движения продолжаются в настоящее время, что
фиксируется высокой современной сейсмичностью.
Система Анд и Кордильер, как уже отмечалось, может рассматриваться как тек-
тонический аналог островных дуг западной части Тихоокеанской зоны перехода,
что подтверждается строением их фундамента, характером кайнозойского вулканиз-
ма, сейсмической активностью, наличием глубоководных желобов, а также непо-
средственным переходом Американских Кордильер в Алеутскую островную лугу.
Морфоструктурным различием между ними служит отсутствие окраинных морей в
тыловой части Дцд и Кордильер, за исключением Центрально-Американского звена,
где в качестве окраинных морей могут рассматриваться котловины Карибского моря
и Мексиканского залива.
Для Север о-Л мер и капе кой зоны перехода характерно продолжение вдоль окра-
ины континента Восточно-Тихоокеанского поднятия, что обусловливает специфику
этой части переходной зоны (колумбийский тин, ио В.В Белоусову). В южной ча-
сти Южно-Американского сектора к континенту подходит хребе! типа срединно-
океанического (Чилийская рифтовая зона), однако па континенте он не продолжается.
Такого жетипа рифтокая зона (Панамская) имеется в Центрально-Американском сек-
торе. Существенным отличием Восточно-Тихоокеанской зоны перехода от Западной
является также молодой (кайнозойский) возраст вулканогенного фундамента приле-
жащей к континенту окраины Тихоокеанской мегавпадипы, что, видимо, объясняется
процессами пеотсктоническон активизации.
выводы
Окраины Тихого океана очень разнообразны по своему строению и геологиче-
ской истории. Большая их часть в настоящее время тектонически активна, обычно
рассматривается в качестве типичной активной зоны перехода тихоокеанского типа.
Однако эта зона нс образует сплошного кольца, как это принято считать, а прерывает-
ся в районах Меланезии и Антарктиды, где граница континент-океан имеет пассив-
ный характер.
Активная часть Тихоокеанской зоны перехода обрамляется грандиозной систе-
мой горных сооружений и продолжающих их островных дуг.
Эта система принадлежит специфической Циркум-1 ихоокеапской зоне, располо-
женной между древними кон тинентальными платформами и жес гкпм Тихоокеанским
галассократопом. В отличие от внешнего (платформенного) и внутреннего (талассо-
кратоппого) обрамления, земная кора в Циркум-Тихооксанской зоне испытала слож-
ный длительный (с архея) полициклический путь развития. Последним этапом этого
развития явились поздпекайнозойские дислокации, вулканизм и блоковые поднятия
горных хребтов и синхронные опускания Тихоокеанского мегаблока и окраинных
морей.
Мощность фанерозойских осадочных и вулканогенных образований, накопив-
шихся в зоне перехода, местами достигает 50-60 км, г.с. превышает среднюю мощ-
ность коры континентального типа, залегающей выше раздела М. Только в кайно-
зойских прогибах накопилось до 20 км отложений, что на два порядка выше, чем в
оксане.
Эти различия можно объяснить только наличием Циркум-Тихоокеанской систе-
мы глубинных разломов, существующей с докембрия, которая отделяет Тихоокеанский
талассократон от подвижного пояса. Этому, на первый взгляд, противоречит продол-
жение типично океанической структуры - Восточно-Тихоокеанского поднятия - па
континенте, в Калифорнийском заливе и к северу от него. Однако это противоречие
легко устранить, если учсеть очень молодой возраст рифтовой зоны ВТП и его про-
должения. а также их явно наложенный характер.
По мнению В.В. Белоусова (1968), разделяемому и автором, вся переходная зона
от Тихого океана к Азиатскому континенту принадлежит к огромной по протяжен-
ности области активизации, опоясывающей Тихоокеанскую мегавнадипу. По его мне-
нию, процессы активизации отражают новую («базальтовую») стадию необратимого
развигия литосферы, приводящую к океанизации. Другие ученые видят причину об-
разования зон активизации в процессах контракции в обширных линейных зонах зем-
ной коры (тангенциальное сжатие), а также в вертикальных движениях масс большого
масштаба, связанных с явлениями фазового перехода на поверхности Мохоровичича
и па других глубинных разделах внутри земной коры и в верхней мантии (Основные
закономерности..., 1979).
Применительно к структурам Тихоокеанского кольца концепция активизации
наиболее полно разработана В.В. Белоусовым (1968), который считает, что «на пери-
фериях Тихого океана происходит столкновение двух встречных процессов - продол-
жающегося геосинклипалыюго, направленного в сторону дифференциации и дальней-
шего утолшепия континентальной коры, и нового процесса базификации, направлен-
ного к разрушению континентальной коры» (с. 229). Развитие зоны перехода началось
в поздней юре и мелу образованием крупнейших разломов по периферии Тихого океа-
на, которые на северо-западе Тихоокеанского кольца определили внутренние западные
границы будущих окраинных морей. В зонах этих разломов сформировались краевые
вулканические пояса, дискордантно наложившиеся на разновозрастные структуры
Азиатского материка. На Американском побережье Тихого океана в это время образо-
вался огромный по протяженности (тысячи километров) гранитный батолит. В конце
мела образовалась новая цепь по протяженности дугообразных разломов, оформив-
ших внешние границы зоны перехода. Образовавшиеся вдоль этих разломов цепоч-
ки вулканов представляют собой, по В.В Белоусову, островные дуги второго типа
(Алеутская, Курильская, Идзу-Бопипская и Марианская дуги), обязательно сопрово-
ждающиеся глубоководными желобами. Дуг и второго типа обычно накладываются на
дуги первого типа, к которым относятся «. .дугообразно изо! нутые складчатые зоны,
подобные складчатым дугам па материках, таких как Гималаи. Карпаты, Верхоянский
хребет и др.» (Белоусов, 1968, с. 14). Дуги второго типа, в отличие от дуг первого, не
переживали гео синклинальной стадии развитая. Этой же классификации островных
дуг придерживаются Н.А. Белявский и А.Г. Родников (1972). Однако они считают, что
островные дуги второго типа могут иметь различную природу, в том числе сходную с
дугами первого типа. В.Е. Хайн (1973) и Л И. Красный (Геология..., 1978) по такому
же принципу делят ду1 и на молодые (дуги восточной половины Филиппинского моря,
Меланезии, предположительно северо-восточная часть Курильской и западная часть
Алеутской дуги) и зрелые (остальные дуги западной части Тихоокеанского кольца).
Иного мнения придерживается П.Н Кропоткин (1972), который считает, что
«для Курильской, Рюкю и Идзу-Бо пинской дуг мы имеем дело па поверхности
только с макушкой таких же крупных складчатых и вулканических хребтов», как в
Японии, на Сахалине, на Камчатке и и Корякском нагорье. Это мнение разделяется и
К.Ф. Сергеевым (1976).
Изложенные выше данные показывают, что термин «островные дуги» к дугам
первого типа совершенно не применим. Это сложные длительно развивающиеся
складчатые системы иногда дугообразные (Камчатско-Корякская), иногда прямоли-
нейные (Хоккайдо-Сахалипская), которые часто расположены по оз ношению к систе-
мам дуга—желоб дискордантно и даже торцово (Хоккандо-Сахалинская система). Они
не сопровождаются и нс сопровождались глубоководными желобами и окраинными
морями и не характеризовались андезитобазальтовым вулканизмом, типичным для
современных дуг.
Дуги второго типа, по В.В. Белоусову, в качестве примера которых обычно при-
водится Курильская дуга, действительно имеют иную природу. Они заложились на
гетерогенном складчатом основании и представляют собой типичные тектоновул-
капическис зоны, обладающие всеми свойствами выделенных Г.П. Щербон (1970)
геотектопогенов, развитие которых происходит «отнюдь не по принципу геосинкли-
налей» (с. 13). Первые разломы, обособившие рассматриваемые системы, возникли
в позднем мелу, однако наиболее интенсивно начали развиваться в олигоцене. Это
время обычно и считается началом стадии островных дуг. Тем не менее вплоть до
позднего кайнозоя эти структуры морфологически пе являлись островными дугами,
поскольку пе были ограничены ни впадинами окраинных морей, ни глубоководны-
ми желобами, которые еще пе существовали И лишь в позднем кайнозое, а точнее
в конце плиоцена -плейстоцене, образовался третий тип структур - системы впадин
окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов, которые наложились на
самые разновозрастные структуры, в том числе и па дуги второго типа, в классифи-
кации В.В. Белоусова. Почти общепринятой является концепция о «палеожелобах»,
«палеодугах» и «палеозонах» Бепьофа, существовавших в палеозое (Молодые гео-
синклинали..., 1978).
Основной аргумент сторонников этой концепции - «островодужный» магма-
тизм, обладающий специфическими петрохимическими и петрологическими чер-
тами. Однако магматизм этого типа проявлен в ряде случаев и там, где островных
дуг заведомо не было (окраинные моря, внутриокеаничсские желоба, о-в Сахалин,
Центральная Камчатка, Анды, Кордильеры и др.), в связи с чем данный аргумент не
убедителен. В то же время морфоезруктурпый и литофациальный анализ показывает,
что системы дуга-желоб нс имеют аналогов в прошлом и являются специфическими
структурами [геотектонического этапа разви гия Тихоокеанского пояса.
Наряду с активными окраинами, по периферии Тихоокеанской мегавпадипы су-
ществуют значительные по протяженности участки, которые в тектоническом отно-
шении пассивны.
Антарктический участок пассивной зоны перехода хорошо известен, а на
Меланезийский до сих нор не обращалось должного внимания, поскольку считалось,
что здесь граница Тихоокеанской мегавпадипы проходит по системе активных дуг и
глубоководных желобов, имеющих «обратное» расположение. Для объяснения этого
«ненормального» расположения дуг и желобов предлагалось много различных объ-
яснений, кроме одного - принадлежности этой системы не к Тихоокеанскому, а к
Индо-Австралийскому мсгаблоку. Между тем только такое объяснение отвечает дей-
ствительное ги. При такой трактовке граница Тихоокеанской мегавпадипы на рассма-
триваемом участке также пассивна. Думается, что дальнейшее изучение этого участка
зоны перехода, во многом еще загадочного, может' пролить свет на многие кардиналь-
ные проблемы геотектоники.
Значительная протяженность пассивных окраин (Антарктический и Меланезий-
ский типы) и своеобразной окраины колумбийскохо типа, непосредственная связь
между структурами Тихоокеанской мегавпадипы и зоны перехода, а также связь меж-
ду Тихоокеанским и Индо-Австралийским мегаблоками исключают перемещения, в
том числе вращение, постулируемые различными геотектоническими концепциями.
В основе тектонического развития зоны перехода лежат контрастные диффе-
ренцированные блоковые движения, наиболее активно проявившиеся в позднем кай-
нозое.
ПРОБЛЕМЫ ПРОИСХОЖДЕНИЯ
ТИХОГО ОКЕАНА
Происхождение Тихого оксана - один из самых сложных вопросов в геологии.
В то же время он составляет лишь часть еще более крупной проблемы — про-
блемы происхождения всех океанов, которой посвящено огромное количество публи-
каций. В них выдвигается и рассматривается множество различных гипотез, которые
можно объединить в две основные группы: эндогенные и космоплане! арные.
ГЛАВА Г ГИПОТЕЗЫ ЭНДОГЕННОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ
ОКЕАНОВ И ТИХООКЕАНСКО-АФРИКАНСКОЙ
АСИММЕТРИИ ЗЕМЛИ
Эта группа включает гипотезы, рассматривающие происхождение оксанов в ре-
зультате внутренних процессов, протекающих в Земле вследствие ес саморазвития.
К ним относятся следующие гипотезы: первичность океанов; океанизация, расшире-
ние и пульсация Земли; плитотектоника. Исторический обзор указанных гипотез дан
И.А Резановым (1987), а их критический анализ приведен в работах 1О.А. Косыгина
(1983), В.В Белоусова (1989) и многих других исследователей
Гипотезы первичности оксанов рассматривают оксаны как реликты зем-
ной коры, не подвергшейся еще «коптипентализации». В качестве механизма пре-
вращения океанической коры в континентальную предполагается геосипклиналь-
лый процесс, происходящий в переходных зонах. Эта концепция была выдвинута в
XIX в. Д. Дэном, Ч Шухертом и У. Уиллсом, а в XX столетии развивалась Э. Огом,
Л. Кобером, Р.В. Беммслсном, П.1-1 Кропоткиным, Г Джсффнсом, Д. Вильсоном,
Г UНилле, Ф Кингом, Н.П. Васильковским н многими другими исследователями.
Позже наиболее последовательными сторонниками этой гипотезы стали Г.М. Власов
(Молодые геосинклинали.... 1978) и О.К. Леонтьев (1982).
Важнейшим доводом в пользу рассматриваемой гипотезы считается разрастание
континентов за счет последовательного обрастания ядер древних платформ складчаты-
ми консолидированными поясами, омолаживающимися к периферии, в сторону океа-
на. Из этого следует, что площадь океанов сокращалась по мере роста континентов.
Сторонники этой гипотезы находят па материках следы основных морфострук-
зур дна оксана и переходных зон окраинных морей, ос (-ровных дуг, шельфов, конти-
нентальных склонов, существовавших, по крайней мере, начиная с кембрия.
Многие ученые придерживаются гипотезы о древних и молодых океанах.
Впервые эту гипотезу выдвинул, по-видимому, Г. Штиллс (1964), который к
древним (праоксанам) относил Тихий, Арктический и три региона в Атлантическом
океане (Праскандик, Северная Праатлантика и Южная Праатлангика). Глубоководные
котловины этих океанов существовали, по его мнению, с докембрия. Индийский и
большую часть Атлантического океана, а также Филиппинское море Г. Штилле от-
носил к неооксанам, которые значительно моложе праокеанов. Начало формирова-
ния котловины Индийского океана, по Штилле, началось в позднем палеозое и завер-
шилось в конце мезозоя. Представления III гилле о пра- и неоокеанах впоследствии
развивались А.Н. Мазаровичем (1952), М.В. Муратовым (1957) и многими другими
исследователями. В настоящее время большинство ведущих тектонистов - как «фик-
систов», так и «мсбилистов» - рассматривают Тихий океан как древнюю геоморфо-
сгруктуру, сформировавшуюся cine в докембрии. Это, в частности, подтверждается
спецификой Тихого океана и его отличием от других океанов.
Учитывая эту специфику, мы склонны считать, что рассматриваемая выше ги-
потеза о сходстве состава и структур земной коры континентов и океанов возможно
применима к молодым океанам. Чго касается Тихого океана, го изложенные в преды-
дущих разделах геологические и геофизические данные свидетельствуют о том, что
его кора отличается от коры континентов преимущественно мафическим составом и
развитием структур, не свойственных континентам.
Поскольку в основе гипотезы первичност и океанов лежит- предположение о пер-
вичности океанической коры и вторичности континентальной, рассмотрим этот во-
прос подробнее.
Наиболее древний возраст определен для цирконов из гранитных пород района
Джек-Хиллс (Западная Австралия), равный 4,404 ± 0,008 млрд лет. Эти породы по
химическому составу характерны для континентальной коры (Сиротин, 2005).
Кольской сверхглубокой скважиной вскрыты архейские, в основном сиалические
породы, относящиеся по геофизическим характеристикам к «базальтовому» слою
(Кольская сверхглубокая..., 1984). Очень древние датировки (2,3-2,5 млрд лет) имеют
мусковитовые аркозы «второго горизонта» в районе Курской магнитной аномалии и
конгломераты Украинского щита. Такие же древние определения возраста имеются и
для мафических пород Кольского полуострова, однако эти породы не подстилают сиа-
лические, а чередуются с ними в разрезе, образуя мощную первично-континентальную
кору (Орленок, 1985; Резанов, 1985). Состав этой коры аналогичен среднему составу
современной коры континентов, от вечая андезито-базалыу (Шульдинер, 1982). Таким
образом, широко распрост раненная концепция первично-океанической «базальтовой»
коры (Пейвс и др., 1971) не соответствует геологическим данным.
Не выдерживает критики и концепция о разрастании коп гиггептов за счет океанов.
Анализ геологических карт «оказывает, чго берега океанов срезают разновозрастные
структуры, включая докембрийские, причем это о шосится не т олько к Атлантическому
и Индийскому, по и к Тихому оксану. Как было показано выше, метаморфические
породы докембрийского возраста развиты во всех звеньях Тихоокеанской зоны пе-
рехода, в том числе и вдоль побережья Северной Америки, которая приводится как
пример, где последовательное омоложение возраста складчатости по направлению от
континента к океану выражено наиболее отчетливо (Киш; 1972). Складчатое обрам-
ление Тихого океана развивалось здесь начиная с рифея. Однако наличие выходов
докембрийских гнейсов и кристаллических сланцев в фундаменте Кордильер на всем
их протяжении существенно нарушает эту картину.
На геотектоническом этапе (т.с. в кайнозое) начался обратный процесс - насту-
пление океана па материк, что выражает ся в срезании его береговой линией материке-
вых структур, образовании разломов, паралелльных берегу океана, и в блоковых опу-
сканиях, отделивших береговые Кордильеры от основных складчатых структур кон-
тинента. Особенно отчетливо этот процесс проявился на Центрально-Американском
участке Тихоокеанского пояса (Ирдли, I960).
В западной части Тихоокеанского пояса закономерной смены древних струк-
тур более молодыми в сторону океана тем более не наблюдается. Н.А. Белявский и
Б.А. Петрушевский (1968) писали: «Существует мнение, что в Восточной Азии про-
исходило постоянное перемещение во времени зон большей подвижности к востоку
по направлению к Тихому океану. В действительности это лишь кажущееся явление,
обусловленное тем, что на западе раньше прекращались геосин кливальные условия
развития, тогда как па востоке они продолжали сохраняться» (с. 16).
Как видно из анализа «Геологической карты Мира» (2000), в широкой и очень
сложно построенной западной части Тихоокеанского пояса развиты фрагменты са-
мых разновозрастных структур, начиная с докембрийских (Срединно-Камчатский
массив и Ганальский выступ. Охотский массив и его продолжение в Охотском море.
Сипо-Корейский щит и его фрагменты в Японском море и в Японии и др.).
Что же касается окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов,
то они, несомненно, являются наложенными на эти гетерогенные и гетерохронные
структуры, включая альпийские (геосинклиналь Симапто, Камчатско-Корякская гео-
синклиналь и др.)
Важными koiiTpapj yментами против концепции первичности океанов служат
также многочисленные неоспоримые свидетельства существования в прошлом на ме-
сте современных океанических впадин участков с мелководными и наземными усло-
виями, доказательства грандиозных по масштабам мезо-кайнозойских опусканий в
пределах океанических котловин с амплитудой до 4-6 км (Рудич, 2004), срезания бе-
реговыми линиями океанов континентальных структур, включая древние платформы;
наличие среди океанических котловин микроконтинентов с континентальным строе-
нием коры и ряд других
Гипотезы океанизации предполагают образование океанических впадин на
месте бывших континентов с преобразованием континентальной коры в океаниче-
скую. Основоположником этой группы гипотез является Э. Зюсс, который обосновал
на примере Средиземного и Черного морей концепцию обрушения континентальных
массивов и формирования на их месте глубоководных впадин. Э. Зюсс впервые указал
также на различия в строении окраин Атлантического и Тихого океанов. Первые, по
его мнению, связаны с блоковыми опусканиями по разломам, а вторые представляют
собой геосинклинальпый пояс па границе между океаном и окружающими его конти-
нентами. Впоследствии эта концепция развивалась многими известными геологами:
О. де-Гера, Леконтом, Э. Огом, Л. Кобсром, В. Бухером, Ч. Шухертом, Г. Штилле, а из
отечественных геологов - М.М. Тстяевым, Д.И. Мушкетовым, А.Д. Архангельским,
И.С. Шатским, АЛ. Мазаревичем, М.В. Муратовым, И.П. Херасковым, В.В. Ти-
хомировым. Позднее гипотезы океанизации наиболее полно и последовательно разра-
батывались В.В. Белоусовым и Ю. А. Косыгиным, ав настоящее время - И. А. Резановым,
Г.Б. Удинцевым и В.В. Орленком (Спорные аспекты..., 2002; Океанизация..., 2004).
Согласно концепции океанизации, еще в начальный период формирования Земли
вся она покрылась корой, сформировавшейся в результате дифференциации вещества
мантии и последующей его переработки. В качестве основного механизма форми-
рования земной коры многие исследователи, в том числе Е.К. Мархипин, приводят
типа, которая при этом утяжеляется и опускается, превращаясь в «базальтовый» слой
и мантию под океанами.
По гипотезе И.В. Корешкова (1975 г.) и Е.А. Долгинова (1972), океанизация осу-
ществляется в результате эрозии «гранитного» слоя на сводовых поднятиях древних
платформ, которые затем опускаются, и на их месте образуются глубоководные впа-
дины, лишенные «гранитного» слоя Этот механизм, возможно, имел место при об-
разовании впадин внутренних и окраинных морей, по его трудно применить к образо-
ванию океанических котловин, так как невозможно объяснить, куда было перемешено
огромное количество сиалического магериала, эродированного с 70 % поверхности
планеты.
Несостоятельна также гипотеза океанизации в результате эклогитизаиии. Она
основана на экспериментальных работах А. Рингвуда и Д. Грина, показавших, что
в эклогиты могут превращаться не только породы основного состава, но и средне-
го, причем это преобразование может происходить в земной коре на любой глубине.
Однако последующими исследованиями было установлено, чго при существующих в
нижних слоях платформ температурах (400-500°С) и давлениях (1 х 10’ Па) скорость
процесса эклогитизации составляет 10“ лег, что не отвечает скорости образования
океанических котловин (Белоусов, 1982).
Вторым существенным возражением является то обстоятельство, что при экло-
гитизации образуется избы гок кремнекислоты и щелочей (Луге, 1980), которые долж-
ны были бы образовать поверх эклогитов слой пород гранитного состава мощностью
5-10 км, чего на самом деле в океанах нс наблюдается.
В.В. Белоусов развивал концепцию океанизации как следствие инверсии плотно-
стей между корой и мантией, возникающей в результате сильного разогрева верхней
мантии, выплавления базальтовой магмы и полного расплавления некоторой части
ультрамафического субстрата. При этом «глыбы коры, подобно глыбам субстрата,
откалываясь одна от другой, погружаюгся в разогретую мантию, а их место зани-
мают основные магматические породы - интрузивные внизу и эффузивные вверху
Среди интрузивных некоторое место занимают и ультраосновиые породы. Таким об-
разом, па месте континентальной коры постепенно формируется кора океаническая»
(Белоусов, 1982, с. 94). Эта концепция, как убедительно показал Н.А. Резанов (1987),
не находит подтверждения в связи с большим различием в плотностях между корой
и мантией (средние значения соответственно 2,67 и 3,30 г/см3). При таких различиях
инверсия плотностей невозможна, а следовательно, невозможно и погружение глыб
коры в мантию.
Согласно концепции, развивавшейся ГД. Афанасьевым (1968), А.А. Прониным
(1973, 1977), П.К. Буниным (1980), В.В. Орленком (1983а, 1998, 2004), земная кора
континентов и оксанов по составу и по своей геоло!ичсскон истории не различается
и при океанизации существенного преобразования ее вешес! венного состава не про-
исходит. Эту концепцию еще раньше выдвинул В.В. Белоусов (1948), который на при-
мере Индийского океана считал, что «тектонические условия материков непрерывно
продолжаются и падле оксанов, причем в этом отношении никаких принципиальных
различий между материками и оксанами нет» (с. 494). Показывая несостоятельное!ь
этих представлений, И.А. Резанов предложил два возможных варианта базификации.
Первый исходит из предположения о том, что «базальтовый» слой континентальной
коры сложен породами основного состава. В этом случае океанизация возможна лишь
путем их замещения ультраосповным материалом, что наблюдается под траппами
Сибирской платформы. Второй вариант основывается на том, что «базальтовый»
слой сложен не базальтами, а ссрпентинизированпыми гипербазитами, что, по мне-
нию И. А. Резанова (1980), подтверждается геофизическими исследованиями. В этом
случае процесс океанизации заключается в десерпентинизации нижних частей коры
в результате нагрева, что вызывает ее уплотнение и оседание с образованием океани-
ческих котловин. Согласно этой концепции, верхний слой фундамента океанической
коры под покровом базальтов и осадков сложен гранитогнейсовым комплексом, ана-
логичным комплексам древних платформ континентов
Гипотеза расширяющейся Земли. В качестве основных доказательств расши-
рения Земли приводятся данные о спрсдипгс в пределах срединно-океанических хреб-
тов. существование глобальной рифтовой системы Земли, образование океанических
и в путриконти пентал ьных впадин. По мнению В.Е. Хайна (1973), например, гипотеза
расширения Земли позволяет разрешить спор фиксистов и мсбилистов: по этой гипо-
тезе континенты остаются па месте, но по мере расширения планеты они раздвига-
ются вместе со своими корнями и между ними появляюгся океаны. Существует два
варианта этой гипотезы - «максимальная», при которой радиус Земли увеличился в
1,4 раза, а объем в 2,8 раза, и «умеренная», предусматривающая увеличение объема
Земли на 10-15 %, что соответствует площади, запятой срединно-океаническими
хребтами (Hoshino, 1998). Второй вариант считается более правдоподобным. В ка-
честве механизма, приводящего к расширению Земли, предлагаются разогрев и раз-
уплотнение вещества мантии и формирование земной коры, литосферы и атмосфе-
ры. Оригинальное решение этого вопроса содержится в гипотезе В.Н. Ларина (1980)
об изначально гидридном составе Земли. Согласно этой гипотезе Земля состоит в
основном из соединений водорода с металлами - гидридов. Во внешних геосферах
происходит дегазация водорода, что приводит к постоянному уменьшению плотного
гидридного ядра и росту менее плотных внешних оболочек - металлической мантии
и силикатно-окисной коры, образовавшейся в результате продувания водородными
струями.
Однако гипотеза расширения Земли встречает серьезные возражения. Так, по
расчетам В.В. Кесарева, содержание водорода в протовеществс составляет всего
1,9 %, а кислорода - 21,3 %, что исключает концепцию расширения Земли в связи с
диссипацией водорода.
В то все время в свете изложенных выше особенностей строения и состава зем-
ной коры океанов трудно считать их новообразованными структурами растяжения.
Гипотеза тектоники плиз, или «новая глобальная тектоника». Это сейчас
самая распространенная гипотеза. Сущность се заключается в постулировании про-
цессов новообразования коры в рифтовых зонах срединных хребтов, раздвижении
(спрединге) плит в результате конвекционных потоков в мантии и погружении плит
(субдукции) в глубоководных желобах.
Из многочисленных возражений против этой гипотезы, изложенных в работах
Вессона, В.В. Белоусова, Ю.А. Косыгина, И.А. Резанова, В.В. Орленка, А.А. Пропина,
В.Н. Ларина, А. Мейергофа, Ю.М. Шейнмапа, Е.М. Рудича и многих других исследо-
вателей, приведем лишь несколько.
1. По современным оценкам вязкость в нижней мантии составляет 1025 Па, что
исключает возможность конвекции по модели тектоники плит.
2. Астеносфера имеет пе сплошное, а локальное распространение, образуя лин-
зы под тектонически активными регионами. Следовательно, она не может служить
«смазочным слоем», по которому предполагается перемещение литосферных плит.
3. По данным сейсмотомографии, под континентами существуют неоднородно-
сти в виде «корней», распространяющиеся на глубину до 400 км и даже значительно
глубже, в го время как толщина литосферных плит предполагается не более 200 км
4. Гипотетический процесс спрединга в осевых зонах срединноокеанических
хребтов опровергается находками в этих зонах «доспрединговых» пород, в гом числе
континентального типа. Приводящиеся в подтверждение спрединга симметричные
линейные магнитные аномалии не связаны с вертикальными магнитоактивными те-
лами второго слоя (дайковый комплекс), они отражают суммарное магнитное поле,
природа которого не установлена. Аналогичные аномалии имеются и на Сибирской
платформе, где спрединга заведомо не было.
5. Постулируемый ппитотектоникой процесс погружения океанических плит в
глубоководных желобах (субдукция) опровергается данными о геоморфологии и гео-
логическом строении этих желобов, приведенными в предыдущих разделах.
6. Убедительный аргумент против концепции плитотектоники - молодой (мезо-
кайнозойский) возраст океанических котловин, образовавшихся в результате быстрых
опусканий земной коры.
7. Наконец, эту концепцию опровергает стабильное положение континентов, что
доказывается палеонтологическими и геологическими методами. Этому вопросу был
посвящен ряд докладов па состоявшемся в 1989 г. в Вашингтоне Международном
симпозиуме (New Concepts..., 1989).
Можно сказать также об отсутствии значительных горизонтальных перемеще-
ний по трансформным разломам, о непосредственных морфогенетических связях
Тихоокеанскою мегаблока с Индо-Австралийским и Северо-Американским, исклю-
чающих их взаимные перемещения, о петрохимической неоднородности океаниче-
ских структур, включая средишю-океапическис хребты, и о многих других фактах,
о которых упоминалось в предыдущих разделах. Каждый из этих фактов уже сам по
себе ставит под сомнение концепцию плитотектоники, а все они в совокупности одно-
значно свидетельствуют о том, ч го эта концепция - не более чем миф.
Веским аргументом против плитотектоники служат также гектоиосферные во-
ронки и мантийные магмагогеппые колонны, выделенные В.А. Абрамовым (1993) па
основе сейсмогравиметрического моделирования и впоследствии подтвержденные
сейсмотомографией.
Эти длительно существующие и эволюционирующие структуры подчеркивают
субвертикальную и наклонную расслоснность литосферы и мантии на глубину более
1000 км, иногда достигая границы внешнего ядра, чго препятствует значительным
горизонтальным перемещениям литосферных блоков.
Следует добавить, что, согласно концепции В.А. Абрамова (1993), под всеми
океанами существуют неравновесные нисходящие, а под континентами - восходящие
воронкообразные геоструктуры.
Противники гипотезы плитотектоники, подчеркивая ее научную несостоя-
тельность, признают ее в целом положительную роль в развитии наук о Земле. Так.
В.В. Белоусов (1989) по этому поводу писал: «Здесь мы сталкиваемся с хорошо из-
вестным в истории науки парадоксом, когда неверная по существу идея играет по-
ложительную роль в научном прогрессе, привлекая внимание новых категорий иссле-
дователей и способствуя разработке более совершенных методов» (с. 369). Примерно
так же расценивал гипотезу плитотектоники Ю.А. Косыгин (1969), призывая отно-
ситься к пей, как и к каждой научной гипотезе, «бережно и ценить ее как инструмент
познания, но нельзя делать из нее фетиш...» (с. 510)
К сожалению, гипотеза плитопсктопики превратилась в фетиш, и это стало под-
линной трагедией современной геологии.
Трудно представить себе, как бы развивались науки о Земле в последнюю чет-
верть века, если бы не появилась плитотектоника, но думается, что без нее научно-
технический прогресс развивался бы быстрее, поскольку не был бы скован ее дог-
матами, под которые подгоняются все полученные результаты, в том числе и явно
противоречащие постулатам плито ч ек юпики. По основной ущерб, который наносит
плитотектоника геологической науке, заключается в том, что она воспитала поколе-
ние геологов, «свя то верящих в ее постулаты и совершенно нс знающих и не признаю-
щих никаких других интерпретаций геологических и геофизических данных» (New
Concepts.... 1989).
Эта механическая концепция, возникшая па базе господства геофизических мето-
дов в морской (оологии, сейчас претендует и па господствующую роль в континенталь-
ной геологии. Плитотсктоиическая методология насилье!денно внедряется в практику
геологосъемочных и геологоразведочных работ, что представляет особую опасность,
ибо это jpo3Hi нанести ущерб развитию минерально-сырьевой базы страны.
Для разработки непротиворечивой глобальной геотектонической теории, по-
видимому, еще очень далеко. Однако уже теперь ясно, что в основе этой теории будут
лежать совершенно другие концепции, чем те, которые предлагает ортодоксальная
тектоника плит.
ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ ТИХООКЕАНСКО-АФРИКАНСКОЙ
АСИММЕТРИИ ЗЕМЛИ
Тихоокеанский сегмент Земли является отражением глобальной асимме-
трии пашей планеты. Это гигантская изомстричпая в плане депрессия со средней
глубиной около 4000 м и площадью около 180 млн км2, окруженная подвижным
поясом, внутренняя (приоксапичсская) часть которого представляет собой гран-
диозное Тихоокеанское «огневое кольцо», в котором происходит большинство со-
временных землетрясений и вулкапичских извержений. Длительно существующим
Тихоокеанский пояс, по крайней мере, с позднего докембрия, устойчиво связывает
воедино Евразию, Австралию, Ант арктиду, Южную и Северную Америки, исключая
тем самым значительные горизоптаьиыс перемещения этих континентов относитель-
но друг друга (рис. 162).
Эти особенности позволяют рассматривать Тихоокеанский сегмент как глобаль-
ную кольцевую структуру первого порядка, обусловленную планетарной тектониче-
ской неоднородностью (Пушаровский, 1985; Кац и др., 1989).
По мнению Ю.М. 11ущаровского с соавторами, Тихоокеанско-Африканская асим-
метрия тоже вызвана эндогенными факторами. Они считают, «что на ранних стадиях
формирования литосферы упомянутых здесь планет возникли огромные депрессион-
ные формы с некоторым дефицитом вещеегва, возникающим вследствие образования
первозданных материков. Впоследствии этот дефицит компенсировался базальтовы-
ми излияниями» (Пушаровский и др., 1978, с. 41).
Такие же представления еще раньше высказывал АЛ. Виноградов (1967), кото-
рый считал, что «океаны и материки заложены па планете одновременно и асимме-
трично вследствие неоднородности земного шара» (Виноградов, 1967, с. 25).
Рис. 162. Тектоническая схема Тихоокеанского сегмента Земли: I >фсвпис платформы,
2 - складчатые и складчато-глыбовые структуры Тихоокеанского пояса; 3, 4 котловины окра-
инных морей- 3 Тихоокеанской зоны перехода, 4 Ипдо-Лвстралийской зоны перехода; 5
Тихоокеанская мсташгадниа; 6. 7 - глубоководные желоба* 6 Тихоокеанской зоны перехода. 7
Индо-Лвстралнйской зоны перехода; 8 пассивная граш-ша Тихоокеанской мегавпадипы. 9 осевая
зона срединно-океанических хребтов
Н.П. Романовский (1999) считает, что «Тихоокеанский пояс представляет собой
относительно узкую область., некогда разделявшую два правильных - “континен-
тальное" и "океаническое”, - полушария Земли...»(с. 24), однако происхождение этого
разделения им нс рассматривается. В мезо-кайнозое структурный план Тихоокеанского
сегмента Земли был нарушен деформациями субишрогного приэкваториального сдви-
га и вращением мегавпадины Тихого оксана против часовой ст редки (рис. 163).
Рис. 163. Идеализированная схема деформации Тихоокеанского сегмента Земли (Маслов.
Романовский. 1989). Индексация звеньев Тихоокеанского пояса. As - Азиатский, Ан Австралийский.
SA Южно-Американский. NA Северо-Американский
По мнению Ю.А. Косыгина (1983), «остается неясным вопрос о существовании
в архес Тихоокеанского пояса и разделяемых им полусфер с совершенно различным
составом и строением гипергенной оболочки. Представляется более естественным
связывать эти элементы с первичной неоднородностью плане гы, чем допускать гран-
диозные и маловероятные события, столь резко изменившие лик ранее однородной
Земли. Трудно что-либо высказать о возможной природе предполагаемой первичной
неоднородности Земли. Скорее всею, се можно связывать с существенными непра-
вильностями формы Земли до приобретения ею фигуры гидростатического равно-
весия» (с. 387).
Из приведенных цит аг видно, что гипотеза первичной неоднородное ги Земли
практически ничем не обоснована и никак не объясняет закономерностей строения и
развития Тихоокеанского сегмента Земли, охарактеризованных выше. Действительно,
как мог образоваться «дефицит вещества» в Тихоокеанском полушарии при образова-
нии материков в Африканском, и как он мог «компенсироваться» базальтовыми излия-
ниями? «Существенные неправильности формы Земли до приобретения ею фигуры
гидростатического равновесия» должны были бы сформировать такие же «неправиль-
ное ги». а не строго закономерную антисимметрию Земли с кольцевой мегаструктурой
в Тихоокеанском полушарии.
В качестве одной из причин асимметрии Земли М. А. Мишкин и Г.М. Вовн?(2005)
предполагают изначальную глобальную геохимическую неоднородность мантии, воз-
никшую в результате гет ерогенной аккреции Земли. По их мнению, мантия над Тихим
оксаном, особенно над его восточной частью наиболее бедна радиоактивными эле-
мешами (РАЭ), в связи с чем сиалнческая кора здесь отсутствует и в настоящее время
продолжается формирование первичной базальтовой коры (рис. 164).
С этой точкой зрения нельзя согласиться, поскольку и в восточной част и Тихого
океана гоже имеются реликты древней континентальной коры с гранигоидпымн по-
родами.
Рис. 164. Схема распространения ранней сиалической коры Тихоокеанского сегмента Земли
(Мишкин, Вовна, 2005; составлена на основе авторского банка данных изотопного датирования):
1 - архейской (4-2,5 млрд лет); 2 - раннепротерозойской (2,5-1,6 млрд лет); 3 - позднепротерозой-
ской (1,6-0,54 млрд лет); 4 - эмбриональной палеозойско-мезозойской (0,54—0,065 млрд лет); 5 - об-
ласть отсутствия сиалической коры; 6 - поднятия дна Тихого океана; 7 - срединно-океанические
рифты; 8-11 - точки расположения изотопных датировок возраста: 8 — архейского. 9 — раннепроте-
розойского, 10 - позднепротерозойского, И - палеозойского Римскими цифрами обозначены ар-
хейские кратоны: I - Северо-Атлантический, II - Сибирский, HI - Китайский, IV - Австралийский,
V - Антарктический, VI - Южно-Американский
Не дают удовлетворительного ответа на интересующий нас вопрос и гипоте-
зы океанизации, разиваемые В.В. Белоусовым, И.А. Резановым, В.В. Орленком и
другими исследователями. Как известно, согласно этим представлениям, на месте
Тихоокеанской мегавпадины до мезозоя существовала древняя платформа, которая
затем опустилась. Даже если принять эту точку зрения, то все равно остается неясной
первопричина, приведшая к образованию глобальной антисимметрии Земли.
N. Pavoni (1981), исходя из расположения срединно-океанических хребтов,
островных дуг и горноскладчатых сооружений, составил сферическую систему ко-
ординат Земли (геосетку), оба полюса которой находятся на экваторе: Тихоокеанский
полюс на 70° з.д.. Африканский - на 19° в.д. (рис. 165).
Рис. 165. Геотектоническая сферическая координатная система Земли (Pavoni, 1981). 1 - большие круги; 2 - малые круги; 3 - срединно-океанические
хребты; 4- кайнозойские горно-складчатые пояса и островные дуги. Р- Тихоокеанский полюс (170° з.ш., 0° в.д.); А - Африканский полюс (10° в.ш., 0° с.д.)
Большинство сегментов срединно-океанических хребтов, островных дуг, транс-
формных разломов, зон землетрясений и других линеаментов располагаются парал-
лельно либо малым, либо большим кругам этой геосетки, подчеркивая удивительную
симметрию относительно полюсов.
N. Pavoni объясняет эту закономерность наличием медленно восходящего очень
широкого течения в мантии как под Тихоокеанским, так и под Африканским сегмен-
тами Земли. Под подошвой литосферы этот поток мантийного материала уплощается
и растекается горизонтально, а по отношению к полюсам геосетки — радиально. В
экваториальной зоне геосетки происходит погружение потока мантийного вещества
на глубину.
В этой модели вызывает сомнение принципиальная возможность таких течений
в мантии, имеющей многослойное строение и латеральные неоднородности.
Почти аналогичную геосетку независимо от Pavoni составил Д.В. Панфилов
(2005), что, по-видимому, свидетельствует о ее реальности. На его геосетке полюса
располагаются также на экваторе: Тихоокеанский - на 150° з.д_, Африканский - на
30° в.д. Однако Д.В. Панфилов объясняет ее иначе - действием подкоровой перенос-
ной волны, возникшей в результате отрыва Луны
Японскими учеными (Kumazawa, Maruyama, 1994) предложена новая геотектони-
ческая концепция, которая в последние годы приобрела большое количество сторон-
ников. Эта концепция исходит из наличия под Тихим океаном и Африкой гигантских
глубинных мантийных диапиров — суперплюмов, установленных сейсмотомографией
(рис. 166). Согласно расчетам, на границе ядра и мантии могут создаваться мощные
восходящие потоки горячего материала, которые медленно поднимаются к поверх-
ности, образуя вышеупомянутые суперплюмы. Они служат гигантской «тепловой ма-
шиной», которая является движущей силой тектонических процессов, формирую-
щих поверхность нашей планеты.
В этой концепции так же,
как и в модели Павони, остает-
ся неясным, почему одинаковые
процессы приводят к формиро-
ванию антиподальных сегмен-
тов Земли — континентального
Африканского и океаническо-
го Тихоокеанского, имеющих
принципиально различное
строение.
Очень интересная модель
образования и эволюции струк-
тур Тихоокеанского сегмента
Земли разработана Т. Яно с
соавторами (Яно и др., 2005).
Согласно этой модели, основан-
ной на изучении геологическо-
го строения поднятия Дарвина
и Тихоокеанского подвижного
Рис. 166. Схема расположения суперплюмов
(Природа, 2000, № 7, с. 80)
пояса (рис 167). Тихий океан
образовался в результате грави-
Рис. 167. Тектоническая карта Тихоокеанского сегмента Земли для позднего мезозоя (Yano,
Wu, 1997): 1 континентальные впадины; 2 - вулканоплутонические пояса; 3 — олистостромово-
флишевые пояса, 4 - гранитные пояса; 5 - предконтинентальные зоны разломов; 6 - современные
глубоководные желоба; 7 - вулканические сооружения (щелочные оливиновые базальты); 8 — по-
кровные толеитовые базальты типа MORB: SH — возвышенность Шатского; HS — возвышенность
Хесса; МР - Срединно-Тихоокеанское поднятие; OJ - плато Онтонг-Джава; LN — острова Лайн,
MG - возвышенность Магеллана; MS - Маршалловы острова; NR - плато Науру; МН - возвышен-
ность Манихики
тационпой нестабильности между обширным Тихоокеанским тепловым суперплю-
мом и перекрывающей его литосферой под влиянием движения потока астеносфе-
ры на восток в рсзульгате вращения Земли. Образование Тихого океана, по мнению
□тих авторов, началось в самом раннем фансрозое в результате повторного неравно-
мерного по площади разогрева верхней мантии и неоднородного сжатия Земли, что
обусловило механизм океанизации. Динамика, определяющая тектонику и магматизм
Тихоокеанского подвижного пояса, заключается в центростремительном наклонном
подъеме (апвеллинге) языков («степ») верхней мантии, являющихся ответвлением
мантийного потока в головной части суперплюма, направленного от его центральной
части к периферии, за счет давления перекрывающей его литосферы (рис. 168).
Согласно концепции, разработанной В.А. Абрамовым (1993), впадина Тихого
океана зародилась над одноименной глобальной мантийной тектоворонкой, которая
в коромантийпом разрезе рассматривается как гигантская геокальдсра с конически-
ми, трещинными, дуговыми, кольцевыми зонами и участками гравиизостатичсского
и гравихимического поглощения вещества с поверхности в асгеносферные линзы и
жидкое ядро Земли.
Антиподом Тихоокеанской мегавпадины является Африканский континент, ко-
торый отождествляется со сложно устроенной гигантской коромантийной воронкой
с коническими, трещинными, дуговыми, кольцевыми зонами и участками выноса ма-
териала из внешнего ядра Земли и из особых магматических камер вблизи мантийно-
ядерного раздела через сквозные воронки и палсоканалы, имеющие вихревую или
спиралевидную структуру.
В последние годы Г.Г. Кочемасовым (1997) разработана новая концепция - «вол-
новая планетология», согласно которой «однотипное глобальное структурирование
планетарных тел является следствием сложения коробящих вращающиеся тела фун-
даментальных инерционно-гравитационных квантово-механических волн, имеющих
стоячий характер и распространяющихся в четырех орто- и диагональных направлени-
ях, подчеркнутых липсамснизыми сетями. Возбуждение этих волн связано с эллипти-
ческими кеиплеровскими орбитами, подразумевающими периодическую смену уско-
рений небесных тел» (Кочсмасов, 1997, с. 5). Как видно из приведенной цитазы, все
существенные тектонические структуры небесных тел, в том числе и Тихоокеанско-
Африканскую антисимметрию Земли, Г.Г. Кочемасов связывает с интерференцией
волн, возникающих в литосфере в результате движения этих тел по нескольким орби-
там. Подобная антисимметрия (вогнуто-выпуклая форма), по его данным, характерна
для всех небесных тел, вплоть до астероидов диаметром до 3,5 км. Различия между
западной и восточной частями Тихоокеанского пояса он объясняет взаимодействи-
ем блоков, имеющих разнонаправленные движения: в восточной части сочленяются
«конструктивные» (поднимающийся и опускающийся) блоки, или сегменты, а в за-
падной - «деструктивные», в которых поднятие накладывается на опускание.
Нс вдаваясь в критику этой концепции, которая далеко не бесспорна, отметим
только, чзю, па наш взгляд, Африканско-Тихоокеанская дисимметрия Земли может
быть объяснена более правдоподобно, о чем сказано в следующей главе.
ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ ГИДРОСФЕРЫ ЗЕМЛИ
Это одна из самых дискуссионных проблем, которой посвящено большое коли-
чество публикаций. Традиционно эта проблема рассматривается в связи с проблемой
внутрикоитинентальная впадина вулкано-плутонический пояс /.jjr ‘ олистостромовые J 4L i .дГ— __ и флишевые троги
вШЯ® ДшдЦШ .s мантийн ^____^-~-''’'горячая Рис. 168. Генерализованная блок-диаграмма, показывающая поздне Азиатской континентальной окраины (Yano, Wu; 1995) стена Z// / я итаяЯшн ffijpj i Ш 500 1000 км орскую-раннемеловую геометрию, кинематику и геодинамику Восточно-
эволюции океанических впадин. До сравнительно недавнего времени господствова-
ли представления о древности («первичности») Тихоокеанской мегавпадины и отно-
сительном постоянстве количества воды на Земле (Вернадский, 1954; Менард, 1966;
Пронин, 1977; и др.). По этим представлениям, основная масса воды, будучи конденса-
ционного происхождения, образовалась в период остывания верхней оболочки Земли
за сравнительно короткий срок в объеме, близком к современному (Клиге, 1980).
Согласно концепции, развиваемой Е.К. Мархинипым (1980), количество воды
на Земле постепенно и равномерно увеличивается за счет поступления ювенильной
воды при вулканических извержениях со скоростью 0,001 мм/год. Эта концепция раз-
деляется многими учеными (А.П. Виноградовым, Н.К. Страховым. А.Б. Реповым,
О.К. Леонтьевым и др.). Однако в последнее десятилетие в результате выполнения
программы бурения в океанах была установлена относительная молодость глубоко-
водных океанических котловин, включая Тихоокеанскую мегавпадину (Рудич, 1984;
Орленок, 1983а; Васильев, 1992 и др.), а также связь образования этих котловин с
«базальтовым потопом» - грандиозными по масштабу площадными излияниями ба-
зальтов, покрывших почти сплошным чехлом мощностью 2-3 км все дно океанов.
Поскольку уровень Мирового океана при этом существенно не менялся, необходимо
признать, что одновременно с мезо-кайнозойским прогибанием океанических кот-
ловин шло их заполнение водой. Таким образом, устанавливается взаимосвязь трех
явлений: «базальтового погопа», образования океанических котловин и выделения
больших количеств воды.
Этот феномен рассмотрен В.В. Орленком (1983а, 1989,1998), который рассчитал
скорость поступления эндогеной воды за последние 160 млн ле г. Расчеты показывают
резкое возрастание поступления воды начиная с позднего мела, что связано с ускоре-
нием процесса океанизации.
Но мнению И.А. Резанова (1980), механизм поступления эндогенной воды при
океанизации обеспечивается в основном процессом десерпентипизации нижней и
средней части коры в результате повышения температуры. Он привлекателен гем, что
носит обратимый характер: при понижении температуры выделившаяся вода вновь
будет связана в процессе серпентинизации. Однако все это пока лишь гипотеза, по-
скольку, во-первых, серпентинитовый состав «базальтового» слоя пе доказан, а, во-
вторых, физико-химические условия и скорость процесса гидратации-дегидратации
еще окончательно не установлены. Тем пе менее механизм поступления эндогенной
воды, предполагаемый И.А. Резановым, для Тихого океана, учитывая мафический со-
став его литосферы, вполне вероятен.
Менее правдоподобен, ла наш взгляд, механизм, предложенный 1О.А. Колес-
никовым (1990), который предполагает образование воды в результате полного
метасоматически-магматнческого или метамагматического преобразования исходно-
го улыраосновпого вещества мантии (мономер) в базальтовый расплав (полимер) и
воду. Сомнения в вероятности этого процесса вызывают существенные различия в ва-
ловом химическом составе ультраосповпого вещества мантии и базальта плюс вода.
По-видимому, могут- существовать и другие способы поступления воды при оке-
анизации, например усиление дегазации мантии с выносом большого количества во-
дорода, переход воды из надкритического состояния в обычное и другие. Эти вопросы
еще ждут своего решения.
В последнее время появились сообщения о древнем (катархейском) образова-
нии первичной гидросферы, по массе и объему мало уступающей современной. Это
подтверждается постоянством ё|яО для цирконов из района Джек Хиллс (Западная
Австралия) на протяжении 4,4—2,6 млрд лет, «что означает однотипность магматиче-
ских процессов и протолитов в этом интервале времени и свидетельствует об актив-
ном участии в этих процессах воды гидросферы» (Сиротин, 2005, с. 208).
В этом случае необходимо предположить существование на Земле в то время
глубоководных океанических впадин, аналогичных современным, что представляется
неправдоподобным.
ГЛАВА 2. ГИПОТЕЗЫ ОБРАЗОВАНИЯ СИСТЕМЫ ЗЕМЛЯ-ЛУНА
Уже более 100 лет эти гипотезы привлекают внимание ученых. Особенно сильно
возрос интерес к ним за последние 30 лет в связи с развитием космонавтики и полу-
чением прямой информации о строении Луны.
Существуют четыре основные гипотезы образования Луны: в результате захвата;
одновременного образования из протопланетного облака; отделения Луны от Земли;
гигантского удара при столкновении пра-Земли с планетой размером с Марс.
Согласно первой гипотезе, Лупа представляла собой инородное для Солнечной
системы тело, которое случайно попало в поле притяжения Земли и стало ее спут-
ником. Эта гипотеза опровергается близким химическим составом лунных и земных
пород, а также очень малой вероятностью такого события.
Вторая гипотеза более обоснованна, имее! много сторонников (в отечественной
литературе она наиболее подробно изложена в работах Е.М. Рускол, 1975), однако
и опа нс убедительна, поскольку не дает ответа па ряд вопросов. Например, почему
плотность Лупы меньше, чем у планет земной группы; в чем причина различий между
двумя полушариями Луны; почему на Земле не наблюдается геологических свиде-
тельств гигантских приливов, которые должны были бы проявиться при длительном
близком нахождении Земли и Луны: наконец, чем объяснить последовательность гео-
логических событий на ее поверхности.
Ответ на эти вопросы даез гипотеза об образовании Земли и Луны из одной
протоплапеты в результате сс разделения на ранней стадии развития. Это третья ги-
потеза. Исторический анализ ее приведен в работах (Wise 1963, 1969; 0'K.ecf, 1972;
Ringwood, 1960).
Англиский астроном Дж. Дарвин (Darwin, 1880) первым высказал предполо-
жение о том, что Лупа образовалась в результате отделения от быстро вращавшейся
Земли, па которой центробежные силы на экваторе превысили действие притяжения
(гравитации). Такое предположение возникло у него на основании изучения эволюции
лунной орбиты. Из-за влияния лунных приливов (два ежедневных морских прилива,
а также аналогичные приливы в литосфере) вращение Земли замедляется (примерно
на 1 с в 1000 000 лет), а Луна по спиралевидной орбите удаляется от Земли примерно
па 4 см в год. Но если Луна сейчас удаляется. следовательно, раньше она была зна-
чительно ближе к Земле Дж. Дарвин предположил, что действие центробежных сил
складывалось с солнечными приливами для преодоления гравитации и отделения об-
разовавшегося в результате солнечных приливов вздутия в виде пашей современной
Лупы.
Гипотеза Дж. Дарвина получила дальнейшее развитие в работе W.H. Pickering
(1907). Позже опа была поддержана Д. Штаубом, который считал, что отделение Луны
«могло вызвать застывание глубоких магматических масс на величайшем простран-
стве» (Штауб, 1938, с. 172), и что «...в Тихом океане мы скорее всего должны видеть
мощную, уже издавна отвердевшую и превратившуюся в настоящие изверженные по-
роды массу основных магм» (там же, с. 171). Впоследствии в пользу рассматриваемой
гипотезы высказывались СИ. Бубнов, Н.Н. Горский и другие ученые.
Предположение о том, что местом отделения Луны является впадина Тихого оке-
ана, впервые было высказано Фишером (1889 г.). В качестве подтверждения им приво-
дится тот факт, что средняя глубина Тихого океана на 600 м больше, чем Индийского и
Атлантического, он имеет округлую форму и окружен «огненным кольцом» вулканов
и землетрясений.
Однако в научных кругах идея Дж. Дарвина в начале нашего века попала в не-
милость в результате расчетов Дж. Мултона (1909 г.), который доказал, что момент
импульса системы Земля—Луна в настоящее время в 4 раза меньше, чем необходи-
мо для отделения Луны. Суммарный момент импульса обоих тел должен оставаться
приблизительно одинаковым, несмотря па увеличение лунной орбиты, и, значит, он
должен был быть таким же, как сейчас и тогда, когда Луна отделялась от Земли. Но
поскольку он значительно меньше. Земля не могла вращаться так быстро, чтобы воз-
никла нестабильность, приводящая к разделению.
Второе серьезное возражение выдвинул Н. Jeffreys (1930), который изучил лими-
тирующий эффект приливного трения па высоту приливного вздутия, препятствую-
щий разделению.
В 1970-х годах были предприняты попытки возродить гипотезу Дж. Дарвина.
А.Е. Ringwood (I960), рассмотрев термальную эволюцию Земли, предположил, что
угловое ускорение, приведшее к отделению Луны, было вызвано формированием ядра
Земли. Подобный механизм был предложен независимо D.U. Wise (1963) и J.F. 0'K.eef
(1972). Согласно этой модифицированной гипотезе отделения, пра-Земля была гомо-
генным (однородным) быстро вращающимся телом, на котором небольшое угловое
ускорение и возраставшие центростремительные силы ослабили действие гравитаци-
онного притяжения на экваторе. Необходимая для этою скорость вращения зависит
от жесткости и формы тела; для Земли она составляет примерно I оборот за 2,65 ч
(Jeans, 1929). Во время перехода однородного тела в его современное состояние с
плотностной стратификацией (ядро, мантия, кора) в результате механизма гравита-
ционной дифференциации, уплотнения или сжатия (коллапса) изнутри момент инер-
ции Земли уменьшился, поэтому период вращения сократился на полчаса. Вызванное
этим угловое ускорение привело и так уже быстро вращающуюся Землю в состояние
нестабильности и разделения. Земля прошла через серию уплощенных сфероидов
Маклорспа с предельным отношением осей 7:12 экваториального диаметра, затем
превратилась в трехосный эллипсоид Якоби. Предельное отношение осей (8 : 10 : 23)
этого эллипсоида вызвало образование пережима («шейки») и привело к образованию
серии нестабильных грушеподобных фигур Пуанкаре, завершившегося разделением.
В зависимости от степени и вязкости масс фигуры Пуанкаре могут вытягиваться дли-
нее, чем предел Роша, равный 2,7 земного радиуса от центра фигуры. Это спасло
вновь образовавшуяся Луну аг разрыва приливными силами. После отделения Луна
приобрела новую гидростатическую форму (шаровидную) и была выведена на орбиту
по Дарвинскому классическому механизму ускорения. Перестройка фигуры Земли,
включавшая опускание выступа («шейки») фигуры Пуанкаре, оставшегося па месте
отделения Луны, привела к небольшому ускорению вращения Земли по отношению к
Луне. Благодаря этому приливные силы повлекли за собой ускорение движения Луны
но орбите. Этот механизм опускания выступа («шейки») позволяет опровергнуть до-
воды Мултона и Макдональда о том, что вновь образованная в результате отделения
Луна должна была вращаться быстрее, чем Земля, и в результате этого должна быть
притянута обратно к Земле силами приливного трения
Одним из лучших аргументов в пользу модифицированной гипотезы разделения
является предсказанное этой гипотезой сходство состава лунных пород и мантийно-
го вещества Земли. Средняя плотность Луны (3,34 г/см) почти точно соответствует
значению плотности верхней мантии Земли - 3,32 (Bullen, 1940). Состав лунных ба-
зальтов близок составу океанических толеитовых базальтов Земли, если исключить из
последних наиболее летучие компоненты - Na,О и SiO,. Сходство этих пород подчер-
кивается идентичным изотопным составом кислорода и близким содержанием редко-
земельных, радиоактивных и сидерофильных элементов. Верхняя мантия Луны сход-
на но составу с ниролитом верхней мантии Земли (Маракушев и др.. 2000, Рингвуд,
1982).
Эга гипотеза также хорошо объясняет сходство изотопного состава тектитов и
земного материала, учитывая, что тектиты - это обломки пород лунной поверхно-
сти, как считают многие современные ученые (по-видимому, они упали на Землю
во время метеоритной бомбардировки Луны, когда она находилась недалеко от
Земли). Обсуждаемый механизм образования Луны объясняет i акже различие между
Лунными полушариями, установленное по данным фотографирования обратной сто-
роны Луны.
В результате отделения образовалось заметно асимметричное тело с близко син-
хронным вращением. Приливное трение вскоре привело его к правильному синхрон-
ному вращению с опускающимся выступом, обращенным к Земле, так что ускорение
по орбите продолжалось. Согласно рассматриваемой гипотезе, эта орбита должна
была быть относи гелыю круговой и вращение Лупы должно было быть направлено
в ту же сторону, что и вращение Земли. Таким образом, видимая сторона Луны долж-
на была представлять огромную залеченную рапу (рубец) мантийного материала от
выступа («шейки») фигуры Пуанкаре, тогда как обратная сторона Луны может со-
держать остатки более легкой первичной коры, которая была сформирована на Земле
до отделения. Эти плотностные неоднородности объясняют наблюдаемые большие
моменты инерции вдоль оси, направленной к Земле.
Подтверждением гипотезы отрыва служит также последовательность геологиче-
ских событий на лунной поверхности, которая может быть прямым следствием меха-
низма разделения. Геологическая история Лупы, интерпретируемая по фотографиям
и телескопическим наблюдениям (Shoemaker, 1972), началась с интенсивного образо-
вания древних высоких плато (4,4-4,5 млрд лет назад), формировавшихся из облом-
ков, образовавшихся при разделении и упавших па вновь образованную лунную кору.
Другие меныиие обломки были захвачены Землей и сконцентрировались в маленькие
спушики (лупы). В это время пространство было уже очищено от большинства об-
ломков и Луна начала захватывать своих маленьких спутников. Этот период сейчас
представлен морскими впадинами, пробитыми в древней лунной поверхности, окайм-
ленными поднятиями коры, овалами, окруженными мощными обломочными шлей-
фами и системой радиальных разломов. Имбер, крупнейший из этих лунных малых
спутников, сформировал впадину Имбриум и верхнюю часть коры. В последующее
время накопление радиоактивного т епла внутри Луны привело к разогреву, в результа-
те чего ударные впадины были заполнены базальтовыми лавами, которые перекрыли
также часть окружающих моря обломочных шлейфов и подножие низменных регио-
нов. В результате этих процессов образовался современный рисунок темных лунных
морей. В последующее время частота метеоритных ударов па поверхность лунных
морей была более соразмерна с обычной частотой падения метеоритов на Землю из
ближайшего пространства, чем с ранней интенсивной метеоритной бомбардировкой.
За последние 35 лет количество публикаций в поддержку рассматриваемой ги-
потезы за рубежом резко возросло. J.F. O'Keef и Н.С. Urey (1977) произвели матема-
тическую проверку гипотез образования Луны с учетом всей совокупности данных
о массе, строении, химическом составе, термодинамике, поле тяготения и других из-
вестных параметрах Земли и Лупы. Результаты всестороннего анализа убедили этих
ученых в справедливости рассматриваемой гипотезы -• разделении прежде единого
тела на Землю и Лупу. Две другие гипотезы (об одновременном образовании Земди
и Луны и о захвате Луны гравитационным полем Земли) но их заключению не могут
удовлетворительно объяснить практическое отсутствие у Луны металлического ядра.
Кроме того, породы, доставленные с Лупы, указывают на явный недостаток в
ее коре золота, платины и других благородных металлов. Оба эти факта, по мнению
авторов, могут найти объяснение только в модели возникновения Лупы путем разру-
шения единого небесного тела.
К такому же выводу пришел и Рингвуд. На основании тщательного и всесторон-
него сравнительного анализа геохимии Земли и Лупы оп сделал заключение о том,
что «геохимические данные однозначно требуют, чтобы Луна тем или иным способом
произошла из мантии Земли после формирования ядра» (Рингвуд, 1982, с. 258).
Наряду с доводами в пользу гипотезы Дж. Дарвина существуют и возражения.
Одно из них, о котором уже упоминалось, — проблема преодоления предела Роша.
Однако это возражение устраняется, если допустить, что длина «шейки», соединяю-
щей Землю и Луну в момент их разделения, была больше, чем этот предел (т.е. три
земных радиуса), что вполне вероятно.
Второе возражение заключается в неопределенности механизма разрушения
плотностно-стратифицированной массы, приводящего к ротационной нестабильно-
сти в ее же собственном грави тационном поле.
Н. Jeffreys (1939) предположил, что в результате ротационного разделения долж-
ны образоваться очень вытянутые эллиптические орбиты, в результате чего возника-
ют две независимые планеты (т.е. Лупа не станет спутником). Ли micron (Littleton)
в 1953 г. утверждал, что разделение должно привести к образованию гиперболи-
ческих траекторий, а не круговых орбит Однако его расчеты основаны только на
Ньютоновском поле притяжения и не учитываю! плотность Земли. Различные заклю-
чения этих и других авторов не очень убедительны, если рассмотреть их трудности:
никто из них не учитывает вязкого зрения разделения; в ранних работ ах во внимание
не принимались также высокие температуры при разделении, а большинство игнори-
ровало плотностные неоднородности (Wise, 1963).
Третье возражение заключается в том, что современный угловой момент и ки-
нетическая энергия системы Земля-Луна составляют только 10-20 % от тех, кото-
рые необходимы для разрыва эллипсоида Якоби. Однако в ряде работ (Чандрасекхар.
1973) показано, что нестабильны не только фигуры Пуанкаре, но и все фигуры Якоби.
Если это правильно, то вязкое тело будет разорвано при меньшей угловой скорости.
Этим можно объяснить и небольшой начальный угловой момент ситемы Земля-Луна.
Обстоятельная критика этого возражения дана в работе (Wise 1963), автор которой
считает, что оно «не может существенно поколебать теорию происхождения Лупы
путем отрыва», поскольку само основано па очень многих бездоказательных предпо-
сылках.
Серьезным возражением против рассматриваемой гипотезы явились результаты
компьютерного моделирования, которые, в частности, показали, что ротационная не-
стабильное гь ведез, скорее, не к разделению, а к выбрасыванию спиральных рукавов
и колен, состоящих из обломков, из которых затем могла образоваться Лупа. Расчеты
показывают, что в такие кольца должно было выбрасываться значительно больше ве-
щества, чем сю содержится в Луне. Избыток вещества, а вместе с ним и момента
импульса, видимо, был удален за счет взаимодействия с 1равитационым полем Земли.
Промежуточная кольцевая фаза, видимо, служит причиной того, что в составе лунных
пород почти пет летучих элементов. Но, по тем же расчетам, это могло произойти
только в случае расплавленной Земли, обладавшей очень низкой вязкостью. В против-
ном случае компьютерное моделирование показывает, что при ускорении вращения
Земли с се экватора стали бы вылетать потоки вещества, которые затормозили бы ее
вращение. Однако это возражение снимается предположением Д. Визе о росте ядра
Земли во время разделения.
Довольно широкое распространение получила и ударная гипотеза, выдвинутая
группой американских астрофизиков во главе с A. Cameron (1976). Согласно этой
гипотезе, па ранней стадии существования прото-Земли она столкнулась с планетой
размером с Марс (0,12 массы Земли). В результате удара было выброшено большое
количество вещества, наиболее летучая часть которого диссипировала в космическое
пространство, а часть осталась па орбитах спутников Земли, образовав впоследствии
Лупу. Варианты столкновения были рассчитаны па быстродействующей ЭВМ, и на
основании этих расчетов был создан компьютерный фильм, показывающий все вре-
менные стадии этих процессов.
Перед столкновением сближающиеся тела теряли свою сферическую форму, вы-
тягиваясь навстречу друг другу. Затем последовал удар, направленный под некоторым
углом, благодаря чему Земля приобрела после столкновения соответствующую ско-
рость вращения. Унарная волна вызвала резкое повышение температуры, вследствие
чего вещество обеих планет расплавилось. Затем оба тела слились, большое коли-
чество материала было выброшено в виде обломков различного размера за пределы
системы, по примерно один процент всей массы остался в поле притяжения «обнов-
ленной» Земли. Через некоторое время этот рой соединился, образовав Луну.
Как показывают компьютерные расчеты, Луна образовалась главным образом
из вещества силикатных оболочек столкнувшихся планет, а их металлические ядра
слились. Это объясняе т разную плотность Земли и Луны и различия в их химическом
составе. При столкновении Земля оказалась проплавленной до ядра, что определило
ее дальнейшую геологическую историю, отличную от истории других планет, в том
числе сходной с ней по массе Венеры.
Недавно американские ученые Робин Канун из Юго-западного научно-
исследовательского института (Боулдер) и Эрик Лсфог из Калифорнийского универ-
ситета (Сан-Круз) выполнили компьютерное моделирование процесса образования
Луны в результате столкновения пра-Земли с космическим телом размером с Марс.
По их гипотезе, примерно 4,5 млрд лет тому назад, т.е. через 100-200 млн лет после
завершения аккреции пра-Земли, эта гигантская масса выбила из нее массивный ку-
сок, впоследствии ставший Луной (Origin of Earth and Moon, 2000).
Гипотезу отделения Луны от пра-Земли разделял и Вернадский, который свя-
зывал с этим событием возникновение жизни на Земле. Как известно, только живые
организмы обладают резко выраженной правой дисимметрией, которая возникла
на поверхности нашей планеты при отделении Луны, сопровождавшимся правым
спирально-вихревым движением вещества, что явилось основной причиной возник-
новения жизни
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПОСЛЕДСТВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ СИСТЕМЫ
ЗЕМЛЯ-ЛУНА
Приведенные в предыдущих разделах данные свидетельствуют, на наш взгляд,
о том, что наиболее вероятной причиной возникновения асимметрии Земли являет-
ся образование системы Земля-Луна. Из всех сущствуютих гипотез наиболее обо-
снованы гипотезы отделения Луны и удара. Независимо от гого, какой из них отдать
предпочтение, обе они удовлетворительно объясняют, как на Земле образовалась
Тихоокеанская кольцевая мегаструктура первого порядка, в принципе сходная с коль-
цевыми структурами второго порядка диаметром 2-4 тыс. км, которые возникли в
результате метеоритной бомбардировки Земли на ранних стадиях ес развития (Кац
и др., 1989). Вопрос о времени образования системы Земля-Лупа относится к числу
самых гипотетичных, поскольку «ранняя история Земли еще в значительной степени
остается загадочной и неясной» (Рудник, Соботович, 1984, с. 343). Учитывая выводы
А. Рингвуда и Д. Визе о том, что Лупа образовалась после или в период формирова-
ния земного ядра (около 4,5 млрд лет назад), можно принять этот рубеж за искомый
возраст. С ним совпадают время дифференциации внешнего слоя Луны мощностью
в несколько сотен километров и образования «лунных» материков (4,4 4,5 млрд лет
назад).
На Земле, за исключением Тихоокеанской мегавпадипы, в это время происходило
развитие коры реголитового типа, которую В.А. Рудник и Э.В. Соботович (1984) на-
зывают «насыпной». По их мнению, эта кора образовалась в заключительную стадию
полихронно-гетсрогенной аккреции Земли. Однако с позиций рассматриваемой нами
концепции она могла образоваться и как следствие возникновения системы Земля-
Луна. При такой трактовке эта кора - нс первичная (протокора), а вторичная. Под пей
должна была сохраниться более древняя кора, сформировавшаяся до отделения Луны,
подтверждением чему служат очень древние радиометрические датировки метамор-
фических пород (до 13 млрд лет), приведенные в работе Ю.А. Косыгина (1990).
Представление о том, что происходит при падении метеоритов, дает численное
моделирование удара астероида диаметром 10 км со скоростью 20 км/с при падении
его в океан, выполненное Д. Родди и другими учеными (1986 г.) (кинетическая энер-
гия такого тела 2,6 х 10м эрг):
1) 30 с: глубина проникновения около 40 км, сильная отдача и подъем коры и
мантии под районом удара;
2) 60 с: окружающие океан и кора начинают медленный подъем на высоту до 35
км над уровнем оксана;
3) 90 с: материал астероида испарился (перешел в газ), 40 % массы выброшено
в струю, большая часть массы астероида будет выброшена к концу образования кра-
тера;
4) 120 с: скорости движений в коре и мантии достигают 10 м/с. проникают до
глубины 150 км, давление на оси достигает 8 Мбар;
5) 150 с: диаметр кратера достигает 100-120 км при глубине до 30 км. Объем
кратера около 5*1 О' км\ выброс океана-коры достигает 9-1015 mj, причем 80-90 % вы-
брошенною материала коры образуют чехол (покров) выброса в области размером
трех диаметров кратера
Из этого примера видно, что может произойти при столкновении Земли с телом
размером с Марс, l ie менее грандиозные последствия вызовет и процесс отделения
Луны но модели Дж. Дарвина.
Выброс пли отделение вещества земной коры и частично верхней мантии
обусловили существенно мафический состав земной коры, сформировавшейся в
Тихоокеанской метавпадинс в последующие этапы ее развитая.
Однако различия в составе верхней части литосферы Тихоокеанской мегавпа-
дины были значительно снивелированы двумя процессами. Первый из них - выброс
огромного количества материала и перераспределение его по всей поверхности Земли
за пределами метавпадипы. Это относится к обоим вариантам гипотезы образования
системы Земля-Луна. В юрой процесс - поступление в Тихоокеанскую мегавпадину
терригенного и вулканогенного материала, сносившегося с окружающих континен-
тов. количество которого должно быть весьма значительным. С раннего мела. т.е. за
120 млн лет, в Тихоокеанской метавпадинс накопилось в среднем около 350 м осад-
ков. Если экстраполировать эту скорость осадконакопления на 4,5 млрд лет. что, ко-
нечно, весьма условно, то суммарная мощность осадочной голщи составит примерно
13 км. Конечно, закон расчет нельзя считать корректным, поскольку мы практически
не имеем прямых свидетельств доюрской геологической истории Тихоокеанской ме-
гавпадипы. Однако исходя из предлагаемой концепции можно полагать, что на ранних
стадиях развития снос материала в Тихоокеанскую мегавпадипу был значительно бо-
лее интенсивным, чем в мезозое-кайнозое, поэтому полученную цифру надо считать
сильно заниженной. Этот материал в периоды тектопомагматической активности не-
однократно подвергался плавлению и метаморфизму, в результате чего произошло
«разбавление» ультрамафи голого субстрата и формирование современного состава
коры, в которой преобладают мафические породы, по вст речают ся и породы кислого
состава.
Благодаря отрыву коры и верхней части мантии Тихоокеанская мегавпадина
превратилась в «тепловую отдушину» Земли, что спасло се от участи Венеры. Здесь
постоянно существовал и продолжает существовать активный тектонический режим,
сходный с гоосипклипальпым. Видимо, можно считать всю Тихоокеанскую мегавпа-
дину огромной планетарной гсосинкл! шальной зоной, которая испытала длительный
и сложный путь развития, так и не завершившийся образованием сиалической коры.
Именно в этом заключается коренное отличие Тихоокеанской мегавпадины от других
регионов Земли.
Тектопомагматичсская активность здесь никогда не прекращалась, однако ин-
тенсивное 1ь ес периодически усиливалась и ослабевала, отражая определенную ци-
кличность. Непосредственному изучению в пределах мегавпадины доступны лини»
геологические образования последнего мезозойско-кайнозойской цикла, однако име-
ются и реликты предыдущего цикла (породы первого геолого-структурного этажа).
Есть все основания считать, что в пределах Тихоокеанской мегавпадипы проявились
и более ранние тектономагматичсские циклы, начиная с докембрия, синхронные со-
ответствующим циклам ее континен тального обрамления.
В то же время по отношению к этому обрамлению Тихоокеанская мегавпадина
с докембрия проявляет себя как жесткий массив, что дало основание Фербриджу оха-
рактеризовать ее как талассократон. На жесткость рассматриваемой мегаструктуры
указывали IO.A. Косыгин (1983), В.В. Белоусов (1968), IO.M. Пушаровский (1972а),
А.М. Смирнов (1976) и многие другие исследователи. Таким образом, здесь мы встре-
чаемся еще с одним феноменом Тихоокеанской мегавпадиньг с одной стороны, она
в течение всей своей геологической истории чрезвычайно активна, а с другой - ве-
дет себя как жесткий массив. Объясняется это тем, чго жесткость этой мсгаструкту-
ры обусловлена нс наличием мощной консолидированной сиалической коры, как на
континентальных плаз формах, а наоборот, очень небольшой мощностью этой коры
и близповерхпостпым расположением подстилающего ультра мафического субстрата,
играющего роль жесткого массива. При такой трактовке понятия « талассократон» оно
может быть применено к Тихоокеанской мегавпадине.
Образование мегавпадипы повлекло за собой и образование обрамляющего
ее подвижного пояса. Причиной этому послужили тектонические процессы, про-
текавшие на границе двух разнородных сред, заключавшиеся в раздроблении древ-
них платформ, особенно интенсивном в Притихоокеапской золе, превратившейся в
Тихоокеанский пояс.
Время возникновения этого пояса однозначно не установлено. Большинство ис-
следователей указывают па его «древнее» заложение, однако представления об этой
«древности» существепо расхода!ся. Так, по Н.Р. Хераскову, это рифей, по В.Е. Хайну-
поздний протерозой, по ILC. Шатскому — палеозой. А.П. Виноградов считал, чго «оке-
ан и материки были заложены на планете одновременно и асимметрично вследствие
первоначальной неоднородности земного шара» (Виноградов, 1967, с. 25). Это мне-
ние разделяет и Ю.М. Пушаровский (1972а). В.А. Рудник и Э.В. Соботовнч полагают,
что обособились континентальные и океанические сегменты нротокоры в позднем
катархсс, который представляет собой самый ранний этан развития Земли (4500-
3500 млн лет). Это обособление, по их мнению, произошло примерно 4000 + 50 млн
лез. Первопричиной его «явилась глобальная катаклизма в виде интенсивной метео-
ритной бомбардировки земной поверхности» (Рудник, Соботович, 1984, с. 328).
«Гигантскую бомбардировку» Земли в интервале 3,8-4,0 млрд лет предполагал
А.М. Гудвин (Ранняя история..., 1980). Это время совпадает с внезапной потерей
Землей ее первичной плотной водородной атмосферы в результате «космической ка-
тастрофы» (Резанов, 1989), а также с периодом ишепсишюй метеоритной бомбарди-
ровки Луны.
Следующим этапом явилось дробление древних платформ и заложение прото-
геосинклиналей. По-видимому, первые из них возникли в обрамлении мегавпадипы,
превратившемся затем в Тихоокеанский пояс. Механизм этого процесса, предложен-
ный Д.В. Панфиловым (2005), заключается в следующем.
Отделение Лупы должно было сопровождаться появлением гигантского выступа
пластичного тяжелого вещест ва мантии. Согласно расчетам, этот выступ имел фер-
му конуса высотой в несколько сотен километров и диаметром у основания около
3000 км. Такой конус под действием собственной тяжести в условиях земного при-
тяжения должен был опускаться, вытесняя из-под себя подобное же вещество, на-
ходящееся ниже уровня равновесия поверхности земного сфероида, выдвигая его в
сторону над поверхностью равновесия и тем самым передавая ему свою первоначаль-
ную потенциальную энергию. Вскоре должен был образоваться гигантский кольцевой
вал, вещество которого в силу тех же динамических закономерностей непрерывно
передавало энергию перемещения все новым и новым массам верхних слоев Земли. В
результате такой вал, постепенно удаляясь от начавшей образовываться Тихоокеансой
впадины, обошел весь земной шар. Все вещество поверхностных слоев Земли до глу-
бины многих сотен километров было несколько сдвинуто в сторону современной
Африки, и там в конце концов вновь появился конус неуравновешенной массы, но
несколько меньший по высоте, чем первоначальный, поскольку часть потенциальной
энергии израсходовалась в основном на внутреннее трение. Затем движение вала не-
уравновешенной пластичной массы должно было совершаться в противоположном
направлении и т.д.
Поскольку па поверхности Земли в те древнейшие времена уже существовала
твердая кора, то все участки этой коры под воздействием подкорового вала последо-
вательно поднимались, а затем опускались, рвались в тылу продвигающегося лодко-
рового вала и нагромождались перед ним. Вся кора при одностороннем прохождении
вала неуравновешенной массы сдвигалась в направлении ее движения, но, конечно
на меньшее расстояние, чем подкоровое вещество. Причина этого - жесткость зем-
ной коры. Ее неподвижные участки оказывают сопротивление движению участков,
на которые воздействует движущийся подкоровой вал. Таким образом, гравитацион-
но неуравновешенный подкоровый слой можно рассматривать как активный источ-
ник тектонических движений, а земную кору - как пассивный поверхностный слой,
фиксирующий в виде своих разнообразных структур вертикальные и горизонтальные
перемещения подкорового вещества.
Если предположить, что такой никл имеет продолжительность примерно 200 млн
лет, го этим механизмом можно объяснить периодичность геологических процессов
и их асинхронность в Тихоокеанском и Африканском полушариях, катастрофические
вымирания в органическом мире на рубежах циклов, регрессии и трансгрессии и ряд
других эмпирически установленных закономерностей, которые пока не нашли удо-
влетворительного объяснения.
Предполагаемая концепция даст отве т на многие вопросы, на которые не отвеча-
ют другие геотектонические гипотезы. Назовем основные из них:
1) главная асимметрия Земли и специфика Тихокеанского сегмента Земли;
2) цикличность геологических процессов начиная с докембрия, которая не мо-
жет быть следствием эндогенных факторов;
3) асинхронность этих процессов в Тихоокеанском и Африканском полушариях;
4) основные источники энергии геотектонических процессов;
5) периодическая тектономагма гическая активизация (Красный, 1973; Пущаров-
ский, 1972а; и др.);
6) концентрическое расположение основных тектонических структур относи-
тельно Тихоокеанского и Африканского тектонических полюсов;
7) специфика талассогеосинклиналей (Богданов, 1969).
Рассматриваемая концепция дает ответ и на вопрос о причинах затухания во
времени тектонической активности по направлению от внешней к внутренней зоне
Тихоокеанского пояса. Это связано с ослаблением энергии, а следовательно, и высоты
подкорового вала, в связи с чем радиус его воздействия с каждым циклом сокращался
и сейчас ограничен только «Тихоокеанским огненным кольцом», которое многими
исследователями рассматривается как современная геосинклиналь.
Таким образом, гипотезу о происхождении Тихоокеанской мегавпадины в связи
с возникновением системы Земля-Лупа можно рассматривать как весьма перспектив-
ную концепцию, разработка которой открывает большие возможности при создании
глобальной геотектонической теории. Преимущество се, в отличие от других гипотез,
заключается в возможности проверки геологическими, астрономическими, математи-
ческими методами.
Естественно, предлагаемая концепция нс может претендовать на универсаль-
ность. Она должна рассматриваться в комплексе с другими концепциями, основанны-
ми па влиянии эндогенных факторов.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Выполненный памп анализ строения Тихоокеанской мегавпадипы и ее обрамле-
ния позволил существецо дополнить и уточнить представления о ее происхождении
и эволюции. Она образовалась примерно 4,5 млрд лет назад в результате редкого со-
бытия космического характера, вероятнее всею, в связи с возникновением системы
Земля-Луна либо в виде отделения Лупы от пра-Зсмли, согласно гипотезе Дарвина,
либо как следствие столкновения с крупной планетой. Это обусловило специфику
Тихоокеанской мегавпадины: ее изометричную в плане форму, существенно мафиче-
ский состав коры, высокую тскгономагматическую активность и наличие подвижного
пояса, который образовался в результате дробления краев древних платформ и после-
дующего полициклического геосивклипально-орогенпого развития.
Многократное повторение тектономагматических циклов имело место и в преде-
лах Тихоокеанской мегавпадины, однако близость ультрамафического субстрата обу-
словила се «жесткость» по отношению к окружающему ее поясу. В таком смысле ес
можно рассматривать как талассократоп.
За 4,5 млрд лет в пределы Тихоокеанской мегавпадипы с материков поступи-
ло большое количество терригенного и вулканогенного материала, который, наряду с
ультрамафическим субсгратом, подвергался плавлению и метаморфизму, что в конеч-
ном счете привело к некоторому нивелированию состава тихоокеанской коры, вплоть
до появления пород кислого состава. Однако этих пород в центральной части мегав-
падипы нич тожно мало. Иное дело — се краевые зоны, в которых имеются конт инен-
тальные блоки различной величины с сиалической корой.
Следует оговориться, что под Тихоокеанской мсгавпадипой мы понимаем схем-
ную планетарную геоструктуру, которая, однако, не всегда была глубоководной океа-
нической котловиной.
Имеющиеся данные однозначно свидетельствуют о том, что в юре и раннем мелу
здесь существовали субаэральные условия. Опускания начались в юре, в связи с пла-
нетарным процессом океанизации, знаменующим новый этап развитая Земли, кото-
рый продолжается в настоящее время.
Различия между восточной и западной частями Тихоокеанской мегавпадипы в
значительной мере обусловлены возникновением Восточно-Тихоокеанского поднятия,
являющегося самым крупным звеном глобальной системы срединно-океанических
хребтов. Образование этой системы, наложившейся на более древний структурный
план, произошло, по-видимому, в мезозое в результате редкого события (Пушаровский,
1986). Обычно под таким событием понимают падение крупного метеорита, что весь-
ма сомнительно. Более вероятно, на наш взгляд, предположение о расколе литосферы
при расширении Земли. Можно предположить, что при внутреннем разогреве Земли
выделившиеся горячие флюиды накапливались в подошве литосферы, служившей те-
плоизоляционным слоем, вызывая растягивающие напряжения. Когда эти напряжения
превысили предел прочности литосферы, произошел ее разрыв с образованием гло-
бальной системы сверхглубинных разломов, явившихся первичными рифтовыми зо-
нами, которые затем трансформировались в срединно-океанические хребты. Наличие
под срединно-океаническими хребтами аномально легкой и горячей мантии па глуби-
не до 250 км установлено по данным ссйсмотомотрафии, а современное расширение
Земли с приростом радиуса 2,4 см/год подтверждается данными астрономических и
допплеровских изменений координат и спутниковой лазерной дальпомстрии (Блинов,
1987).
Главные деформации в Тихоокеанском сегменте развились в результате субши-
ротпого сдвига и вращения против часовой стрелки (Маслов, Романовский, 1989).
Этот механизм наиболее подробно рассмотрел Pan (1985).
Конечно, рассмотренные нами в самом общем виде проблемы еше далеки от
окончательного решения, они требуют дальнейших исследований В связи с этим
нельзя не согласиться с В.В Белоусовым (1989), который закончил свою книгу ци-
татой из работы К Поппера (1983): «Научная игра в принципе не имеет конца. Тот,
кто когда-либо решит, что научные высказывания нс нуждаются больше в проверке
и могут рассмагрнваться как окончательные, выбывает из игры» (с. 78). Эти слова
прямо перекликаются с высказыванием Аристотеля’ «Гот, кто хочет овладеть знания-
ми. должен сначала научиться сомневаться, ибо интеллектуальное сомнение помогает
установить истину», подчеркивая тем самым, что главным в пауке во все времена был
поиск истины, а не утверждение и отстаивание догматов.
Тихоокеанский сегмент Земли в этом отношении гаит в себе неисчерпаемые воз-
можности.
ЛИТЕРАТУРА
Абрамов В А. Структура и динамика тсктопосфсры. Ч 2. Основы синтетической геотектоники. Владивос-
ток- Дальнаука, 1993.216 с.
Аверьянов Н П. О возможном проявлении островодужиых гранитоидов в фундаменте островов Кунашир и
Итуруп (Курильские острова) И Гсолш ня Тихого океана' тез. докл. Ч. I. Владивосток, 1987. С 109-110.
Авчевко О.В.. Лелнков Eli. Тарарин ИА. Сании ДИ. Метаморфические породы банки Кашеварова,
Охотское морс //ДАН СССР 1987. Т. 294. № I С. 190-192.
Агапова Г.В. Уднкцеа Г.Б. Зоны дробления рельефа дна в северо-западной котловине Гихого оксана
// Геоморфология. 1973. № 2. С. 35-40.
АгаповаГ.В.. Марова Н А. Сузюмов А.Е- Рельеф и структурное положение глубоководных желобов в райо-
не о-ва Новая Гвинея и архипелага Адмиралтейства И Океанология 1974 Т. 14. №2. С. 282-288
Агапова Г В О некоторых закономерностях расчлененности дна Тихого океана// Океанология. 1975.Т 15.
вып. 6. С. 1046 1052.
Андреев СИ. Ржечаат Н II. Шимараев В И. Устинов Н.В. Тектонические особенности строения запад-
ной части Берингова моря по геофизическим данным // Гсофнз методы разведки в Арктике. Л., 1976. С 39-42.
Аносов Г.И.. Жильцов Э.Г., Суворов А.А О двух типах глубоководных желобов западной части Тихого
океана//Тихооксан. геология 1983. № I. С. 59-66
zirmiMKM'HJip. Геологическое строение зоны сочленения Японского н Идзу-Боиниского желобов//Геология
дна северо-запада Тихого оксана Владивосток. 1980. С 8-9
АокиЦуни Р. Геология подволной горы Зримо//Тр. 27-го Междунар. геол, конгр «Геология Мирового
океана» Секция С 06.07.22. М., 1984 Т.б.ч I С. 100-104
Апредков СЕ и др Системы «вулканический иояс-глубоководный желоб» па Камчатке//XIV Тнхооксан.
науч, конгр.: тез. докл. Секция Bl V М.. 1979 С. 65-67
Апродов В.А. Вулканы. М. Мысль. 1982.361 с.
Артюисков Е В. Беэр МА. О роли вертикальных и горизонтальных движений в образовании прогибов на
континентальной коре в складчатых областях // Изо ЛИ СССР. Серия геологическая. 1983 № 9. С. 25-32.
Архангезъекий г\..Д Геологическое строение и геологическая история СССР М.: Л.. Гостсхиздат. 1941.376 с.
Афанасьев ГД Геохронологическая шкала в абсолютном летоисчислении // Проблемы геохимии и космо-
логии. Международный геологический конгресс, 23 сессия. М . 1968 С 14-21
Байков А.И. Ярочкин Г.Б К тектонике зоны перехода континент-океан (па Камчатке)// XIV Тихооксан
науч, конгр . тез. докл. Секция Bl М 1979 С. 67-68.
Башкина Л М Ориентация напряжений в очагах землетрясений Тихоокеанского сейсмического пояса и
гипотеза тектоники плит// Изо АН СССР Физика Земли 1979 №5 С. 16-30
Батиметрическая карта Мирового океана. I . 40 000 000 М • ГУГК. 1977.
Беччерхиий В.Л. и др. О стратн!рафии неогеновых отложений шельфа и материкового склона юго-
восточного Приморья (по сенсмоакустнчсскнм данным) // Геофизика дни Японского моря. Владивосток. ДВНЦ
СССР, 1980. С 51-75
Безргыгв 11Л Комплексные оксаийрафлчсские исследования в северо-западной части Тихого оксана в
августе -сентябре 1954 г //Тр ИО АН СССР 1959 Т 16. С 133-157.
Белоусов В.В. Общая геотектоника. М.. Л.. Госгсслиздат, 1948 600 с.
Белоусов В.В. Основные вопросы i'cutcktoiiiikii М. Госгеолихчат. 1962.607 с.
Белоусов В В Земная кора и верхняя мантия океанов М.' Наука. 1968. 255 с.
Белоусов В В. Переходные зоны между континентами. М Недра, 1982. 150 с
Белоусов В В Основы геотектоники М Недра, 1989 382 с.
Белый В Ф. Геология Охотско Чукотского вулканогенного пояса. Магадан. 1994. 76 с.
Белый В.Ф Окраинпо-коит11нс11талы1ыс тсктопо-магыатичсскис пояса Тихоокеанского сегмента Земли
Магадан, 1998.98 с.
Белявский II А. Петрушевский БА. Основные проблемы геологии зоны сочленения Азиатского материка и
Тихого оксана И Тектоника советского Дальнего Востока н прилепивших акваторий М.' Паука. 1968. С. 15-29.
Беывекий Н.А.. Родников А Г. Островные душ Дальнего Востока И Земная кора островных луг и дальне-
восточных морен. Верхняя мантия океанов М Наука. 1972. №9 С 5-26
Белинский Н.А. и др Тектоническая карта Южной Америки 1 ; 10 000 000 / Министерство геологии СССР.
1976
Берсенев И.И, Белверхтт В Л. Лс-нпамс Е.П. Терехов ЕП. Геологическое строение дна Японского моря.
Стратшрафня докапиозонских отложений. Прспр. Владивосток. ДВНЦ АН СССР, I9S3.28 с.
Блинов В-Ф. О дрейфе континентов и расширении Земли на основании инструментальных измерений
//Тихооксан. геология. 1987 №5. С.94-101.
Богданов Н.А. Строение палсозоил запада Тихоокеанского кольца// Геотектоника. 1966. № 2. С. 43 54.
Богданов И.А Талассогсосипклиналн Тихоокеанского кольца// Геотектоника. 1969. № 3. С. 3-16.
Браун Д., Кмтбс1ч К.. Крук К Геологическое развитие Австралии и Новой Зеландии. М.: Мир, 1970.348 с.
Бузин И К. К обоснованию повой сейсмической модели и коры оксанов// Глубинное строение литосферы
Дальневосточного региона по геофизическим данным Владивосток, 1980. С. 87-101.
Васильев Б.И. Новые данные о геологическом строении подводных возвышенностей Амами и Бородино
в Филиппинском море /' Вопр. гсолоши и геофизики окраинных морей северо-западной части Тихого океана.
Владивосток: ДВИЦ АН СССР. 1974. С. 122-127
Втгечл'н Б.И., Жильцов Э.Г.. Суворов Л А Геологическое строение юго-западном части Курильской систе-
мы дуга-жслоб. М.: Паука. 1979. 106 с.
Васичьев Б.И. Геологическое строение п развитие Курило-Камчатской системы дуга-жслоб: дис. .. д-ра
гсол.-мниср. наук. Владивосток. 1981.460 с
Васильев Б.И.. Евланов Ю.Б. О геологическом строении подводных гор в районе сочленения Курило-
Камчатского и Японского желобов " Тихооксан. геология. 1982 №4. С. 37-44
Васильев Б.И., Цппинцсв В К.. Марковский В А и др Результаты драгирования дна Охотского моря //Сов.
гсоло! ия 1984. № 12. С. 100-106.
Васичы'н Б.И. Путнш/ев В К.. Рублев А Г. Селиванов В.Л Грапитопды дна Охотского моря И Изв. АН
СССР. Серия геологическая 1985 № 5. С. 22-29.
Васильев Б И О результатах драгирования некоторых подводных горна Японском окраинно-оксаинчсском
вале//Тихооксан. геология 1986. № 5 С. 35-42.
Васильев Б И.. Говоров И.Н.. Тарарин И.А. Геологическое строение желоба Волкапо. Прспр. Владивосток:
ДВО АН СССР. 1986.42 с.
Васильев Б И. Говоров ИН. Тарарин И.А и др Офиолитовый комплекс желоба Муссау в Тихом океане
// Геология Тихого оксана: тез доки. Ill Тихооксан. школы по морской геологии, геофизике и геохимии Ч 1
Владивосток- ДВО АН СССР. 1987. С. 134
Васильев Ь И. Основные черты геологического строения северо-западной части Тихого оксана
Владивосток. ДВО АП СССР, 1988. 192 с.
Васильев БИ.. Imjuhuh Ю.Б 13-й рейс паучио-исслсловатсльского судна «Академик Александр
Несмеянов» 16 марта 14 июня 1988 и Геолого-геофизические исследования в западной части Тихого оксана
//Океанология. 1989. Т. 29. вын. 2. С 3'10-341.
Васильев БИ.. Говоров ИМ., Кулинич Р.Г. и др. Бтзальты центральной чисти Восточно-Тихоокеанского
поднятия и трансформного разлома Кларион // Тез. докл. Междунар. школы по морской геологии. Геленджик.
1990 а. С. 161-163
Васильев Б И.. Гонории И И. Кулинич Р.Г. и Др. Особенности магматизма зоны сочленения Императорского
и Гавайского хребтов//Тез. локл. Межлумар. школь! поморской гсолоши.геофизике. Геленджик. 19906. С. 159-
161.
Васильев Б-И. Путинцев В.К., Марковский В.А и др. Структурно-вещественные комплексы подводных
возвышенностей Охотского моря И Новые данные по гсоморфило! ни л геологии западной части Тихого океана.
Владивосток. 1990. С. 5- 16
Васильев Б.И. Основы региональной геологии Тихого океана. Владивосток: Дальиаука. 1992. Ч. 1. 176 с.;
Ч 2. 242 с.
Васильев БИ. Чой Д Р. Геология глубоководных желобов и островных дуг Тихого океана Владивосток:
Дальнаукп, 2001 183 с.
Васильев Б.И. Снгова К.И. Оижирив А И.. Югов И.В Геология и нефтегазоносность окраинных .морей
северо-запада Тихого оксана. Владивосток: Дальиаука.2001. 306 с.
Васильковский НМ. О направленности геологических процессов в истории Земли // Геология и геофизика.
1962. № II С 41-51.
Верпа MJI.. Ермаков Б.В. Тектоническое рийонировалис северо-западной части Берингова моря и при-
легающих территорий // Геотектоника. 1976. № 2. С. 101 110.
Вернадский Б.И Избранные сочинения. Т 1 М/ Изд-во АН СССР. 1954 696 с
Винограда/А П Введение в геохимию оксана. М. Наука. 1967 215 с.
Власов ГМ Анализ структур островных дуг - основа тектонического, формациейпого и мстаялогснмчс-
ского районирования Тихоокеанского пояса // Вопр. магматизма, метаморфизма и оруденения Дальнего Востока.
Владивосток. 1973. С 10 12
Власов Г.М Глубинно гсосинклииальиая концепция тектогенеза Владивосток- Дальнаука. 2000. 112 с.
Возраст гсоло! ичсских образований Охотского региона и прилегающих территорий. Владивосток. 1989.
93 с
Волобуев МИ., Ступникова И И., Зыков СИ. Глубинное строение Курильской островной дуги по данным
свинцово-изотопных исследований // Вести. Моск, ун-та. Серия 4 Геология. 1987. № 6. С. 23-35.
Волобуев МИ. Природа Тихоокеанского сегмента глобальной изотопной аномалии Н Геология Тихого
оксина, тез. докл. III Тихооксан. школы но морской геологии, геофизике и геохимии. Ч. I. Владивосток. 1987.
С. ИО 141
Возохин Ю.Г. Кремниевые породы Сихотэ-Алиня и проблема происхождения гсосинклинальных крем-
ниевых толщ. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1985.200 с.
ВуялардД. Соотношения земной коры и верхней мантия в области Гаванских островов // Окраины конти-
нентов и островные дуги. М. Мир. 1970 С. 237-248.
Вулканические пояса востока Азин. Геология и мегаллогения / отв. рсд. А.Д. Щеглов М.. Наука, 1984.
504 с
Высоцкий С.В., Грачева А.А. О докембрийском возрасте Оленегорского выступа фундамента звгсосинкли-
шгльной коры восточных полуостровов Камчатки И ДАН СССР. 1991. Т 257. № 5. С. 1193-1195,
Гетманов А.Г. Павлов Ю.А.. Строев П.А. и др. Аномальные гравитационные поля Дальневосточных мо-
рей и прилегающей части Тихого океана. Новосибирск. Наука, 1974. 106 с.
Гайнапов А.Г, Строев П.А.. Федыне кий В.В. Гравитационное поле и строение земной коры Тихого оксана
//Вести. МГУ Серия 4, Геология. 1974 № 5. С. 5-19.
Гайнапов А.Г. Глубинное строение литосферы океанов по геофизическим данным // Вести МГУ. Серия 4,
Геология 1978. № 4. С. 10-14.
Геодекян А.А.. Удинцев Г.Б.. Баранов В.В. и др. Коренные породы дна центра Охотского моря И Сов. гео-
логия 1976. №6 С. 12-31.
Геологическая история Берингова моря. Владивосток’ ДВНЦАН СССР. 1981 108 с.
Геологическая карта Бсрнпговоморского региона. 1 2500 000 / под рсд. О П Дупло. Б.Ж. Егнозарова. Л.,
1992.
Геологическая карта Дальнего Востока и прилегающих акваторий 1 • 1500000> под рсд. Л И. Красного.
Б.И. Васильева, В.К. Путинцева. Л. ВСЕГЕИ. 1986.
Геологическая карта Дальнего Востока СССР. I : 1500000. Объяснительная записка. СПб, 1992. 100 с.
Геологическая карта дна Японского моря. 1 : 2500000 / под рсд И 11.Береснева. Л.И.Красного. Л.. 1985.
Геологическая карта Мира. I : 15000000 / гл. рсд. Б А. Япкевнч. СПб., 2000
Геологическое рагвнтис Японских островов. М. Мир, 1968. 720 с
Геологическое строение желоба Волкано. Прспр. / отв. рсд. Б.И. Васильев. Владивосток, 1986.41 с.
Геологическое строение желоба Муссау. Прспр. / отв рсд. Б.И. Васильев. Владивосток, J987 69 с.
Геологическое строение западной части Японского моря и прилегающей суши Владивосток Дальпаука.
1993.211 с.
Геологическое строение южной части Идзу-Боппнекого глубоководного желоба. Прспр. / отв. рсд
Б.И. Васильев Владивосток. 1986. 45 с.
Геология Берингова моря п его континентального обрамления I «од рсд. Б.Х- Егпазарова, O.II. Дундо. Л.:
Недра. 1985 125 с
Геология дна Филиппинского моря. М Наука. 1980 261с
Геология дна Японского моря / И.И. Береснев, Е.П. Лсликов, ВЛ. Безверхими н др. Владивосток, 1987
139 с.
Геология и петрология зон глубоководных и,слобов северо-запада Тихого океана, м : Наука. 1990.260 с.
Геология Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана / под рсд Л.И. Красного, К.М. Худолся- Л.'
Недра. 1978. Т. 1 264 с; Г 2. 248 с.
Гсолого-гсофизнчсскпс исследования в Повогсбри.цском регионе / под рсд. Б.И. Васильева. Владивосток
ДВО АН СССР, 1990.270 с.
Герман ЛЛ.. Шульдинср В.И. Щеки С.А. Метаморфические комплексы Гапальского хребта На Камчатке
И Изв АН СССР Серия геологическая. 1976. № 2. С 25—35.
Глубинные разломы океанского дна. М.. Наука. 1984. 222 с.
Гнибиденко ГС- Тектоника дна окраинных морей Дальнего Востока. М.: Наука. 1979 164 с.
Говоров И.Н., Говоров Г.И., Симоненко В.П.. Мартынов Ю.А. Анкарамитовая ассоциация гор Маркус-
Уэйк (Тихий океан) как показатель погребенных древних структур И Геотектоника 1993 № 4. С- 87-96
Говорив И.И.. Герасимов И.С.. Мачяренко АЛ., Съедим В.Т. Rb-Sr изохрома базальтов поднятия Обручева
(Тихий океан) и ее гсодипамичсскос значение //ДАН СССР. 1993. Т 329. № 2. С. 203-206.
Гот>ровИ.И.,ГераскиивН.С..СиманечкоВ П Рубидпй-строчинсваяпзохромаапкарампт-трахибазальтовой
ассоциации поднятия Маркус-Уэйк (Тихий океан) И ДАН СССР. 1996.1. 347, № 6. С. 780-783
Головинский В.И. Тектоника Тихого оксана. М : Недра. 1985.196 с.
Голубее В.М. Геология дна, геодинамика и нефтегазоносность Бсрннговоморского региона. СПб.: Недра.
1994. 126 с
Городницкий А.М., Лукьянов С В., Сузюмов А.Е. Аномальное магнитное поле северо-западной части
Тихого океана и его связь с тектоническим развитием региона И Проблемы морских электромагнитных исследо-
ваний. М- ИЗМИРАН, 1980 С. 46-66
Дементьев Г В. Природа н возраст глубоководной части Берингова моря // Материалы V науч. конф, аспи-
рантов п молодых ученых. М.: Изд-no МГУ, 1978. С. 130 139.
ДоВрецан НЛ. Соболев 11.В Состав верхней мантии; Схема м-ба I : 30 000 000 И Карта Цирку.м-
Тлхооксаяского магматизма. Л.: Миш со СССР. 1988.
Ди.чгниов Е.А К проблеме происхождения океанов И Бгол. МОИН. Отд. геол. 1972. Т. 56, вып. I. С. 22-46-
Доягинов Е.А. Ранпсдоксмбрийскис метаморфические комплексы на окраинах современных континентов.
М ВИЭМС. 1985
Дошцкнй А.В. Движение географических и геомагнитных полюсов, построение и перестройка тектониче-
ских структур П Спорные аспекты тектоники плит и возможные альтернативы. М.. 2002. С. 97-108.
Еаииноа Ю.Б.. Мишкин МА.. Тарарин И.Л Метаморфический комплекс южной части подводного хребта
Кюсю-Палау (Филиппинское морс). Владивосток. 1978.
Жчдкока Л.С.. Бевз В.Е., Неверова ТИ Шереметьева ГН Биостратиграфия неогеновых отложений
Большой Курильской дуги// Изв Сах. отд. Гсогр. о-ва СССР. Южно-Сахалинск, 1971. В. 2 С. 53-58; 1972. В. 3.
С. 100 212.
Загрпина И.А. Радиометрический возраст докембрийских метаморфических комплексов севере востока
СССР// Геология докембрия п тектоника Дальнего Востока. Владивосток. 1975 С 20-26
Зашонский JJ.K, К/ишек И<!>. Удит/ея ГБ Геоморфология подводной части Курило-Камчатской дуги
//Оксаной, исследования. М.-. Пэд-во АН СССР. 1961 № 3. С. 124- 136.
Злобин ТК Строение литосферы в районе о-ва Итуруп но сейсмическим данным // Гихооксаи. гсожл ия
1989 №3 С. 33 4|.
ЗуйитиревиЛ И.. Кабанова Е.С.. Рудник Г.Б. Магматизм (магматические породы) океанических островов
//Геохимия. Минералогия. Петрография (Итоги науки и техники). 1978. Т. 10. С. 38-46.
ИпъипЛ.В К вопросу о процессах выравнивания /та глубокого моря И ДАН СССР 1963.Т 152 С. 179-182
ИрЛчн А.Дж Тектоническая связь Северной и Южной Америки // Волр. современной зарубежной текто-
ники М ИЛ. I960 С 342-432.
Исаков К) А.. Казанская И.С-, Панфилов А В. Классификация экосистем М.: Наука, 1980. 126 с.
Карасик А.М., Деиисон АЛ.. ПозОняково РА. Соченанва Н.А. Палсомапштныс аномалии Мирового океа-
на Н Аномалии геомагнитного поля и глубинное строение земной коры. Киев, 1981. С. 15-32.
Каппнерфелы) ГН. ЛпкЗемли М : Географии. 1962 151 с
КацЯ.Г. Козине В В.. Полетаев А И. Сульдч-Коидратьев Е Д. Кольцевые структуры Земли: миф и реаль-
ность. М.. Наука. 1989 № 8 С. 28-37.
Kaiaimiie/i ГЛ. Жданов В-В. Амфиболитовые сланцы зоны разлома Элтапии (Тихий оксан) // Изв. АН
СССР. Серия геологическая. 1980. № 8. С. 28-37.
Каииин/ев ГЛ.. Сузю.чив А.Е. Базальты возвышенности Шатского // ДАН СССР 1981. Т. 258, № 4.
С 968-972
Книг ФБ. Тектоника Северной Америки М." ИЛ, 1972.268 с.
Кирия.юеаГЛ Струюурнысэлсмситы дна Филиппинского моря вдольгеотраверз:! по 18° с ш.//Тихооксан
геология. 1989. № 6. С. 3-15.
Кичина ЕИ. Остапенко В Ф Вутканиты северной части 11нэу-Бенинской дуги И Геология дна дальнево-
сточных морей Владивосток, 1977 С. 46-60
Книге Р.П. Уровень океана в геологическом прошлом. М- Наука. 1980 111с
Коган Л.И Строение земной коры подводной возвышенности Шатского па северо-западе Гихого оксана
поданным ГСП МОН //Докл. АН СССР. 1981. Т. 258. №4 С 831- 837.
Колесников Ю.А. Об одной из причин мировых трансгрессий И Веста ДВО АП СССР 1990. №4 С. 29-35.
Колман Р.Г. Офиолиты М.: Мир, 1979 262 с.
Кольская сверхглубокая Исследование глубинного строения континентальной коры с помощью бурения
Кольской сверхглубокой скважины. М- Недра, 1984.485 с.
Коновалов Ю И.. Василиев Б.И.. Говоров И.Н.. Тарарин И.А . Безверхими ВЛ. Магматические комплексы
хребтаОкн-Дапти (Филиппинскоеморс)//Тихооксан. геология. 1987 № 5. С. 25-31.
Конова юв Ю.И., Мартынов 10 А. Гvceu В В.. Шарапов В.Н Новые данные по геологии гайота Ламонт
(поднятие Маркус-Уэйк Гпхий океан)//ДАН СССР 1988 1. 300, К» I. С. 172-175
Коновалов Ю.И.. Василиев Б.И. Безверхими ВЛ. Новые данные в геологическом строении подводной горы
Комахаси Дании (Филиппинское морс) И11овыс данные по геологии западной части Тихого океана. Владивосток.
1989. С. 52-57.
Коренбау.и С А.. Мишкин М.А., Гиибиденко ГС. и др. Магматические комплексы и процессы метаморфиз-
ма в породах дна Охотского моря // Минералогия и петрография метаморфических и метасоматических пород
Дальнего Востока. Владивосток. 1977 С. 51-79.
Корнев О.С. Неверов ЮЛ.. Остапенко В Ф. и др Результаты геологического драгирования в Охотском
морс ла НИС «Пегас» (21-п рейс) И Геологическое строение Охотоморского региона. Владивосток: ДВНЦ АП
СССР. 1982. С 36-51.
Корнев О.С.. Неверов Ю.Д.. Калинин А.И. и др. Результаты работ Охотоморской экспедиции на НИС
«Пегас» (28-й рейс). Пренр. Южно-Сахалинск. 1989.23с.
Корсаков О Л.. Головинский В.И.. Куренцова Н. А н ар. Находка плагиогнспса в центральной части Тихого
оксана П ДАН СССР. 1983. Т. 270. № 6. С.’ 1420-1424
Косыгин Ю.А Тектоника М-' Недра, 1969.646 с.
Косыгин Ю.А. Тектоника. М.. Недра, 1983.536 с.
Косыгин Ю.А Земля и время//Тихооксан. геология. 1990. № I С. 73-104.
Кочешков ГГ. Волновая планет ология против импактной к плптотсктоничсской // Регулярность и сим-
метрия в строении Земли: материалы I III науч, семинаров ТРИНИТИ РАН МГУ. 1994 -1996 РОСТ М.. 1997.
С.267-270
Кочергин Е В-. Красный МЛ. Общие закономерности аномального магнитного ноля северо-западной ча-
сти Тихоокеанского подвижного пояса //’Гр. СахКНИИ. 1975 Вып. 37. С. 163 -176.
Красилов В.А. Меловой период Эволюция земной коры и биосферы М : Наука. 1985.240 с
Красный ЛИ. О великом Тихоокеанском гсораздслс //ДАН СССР. 1973. Т. 242. № 5. С-1148-1151.
Красный МЛ.. Павлов Ю.А. Глубинное строение подводной возвышенности АН СССР в Охотском .морс
по геофизическим данным И ['дубинное строение литосферы Дальневосточного региона (по геофизическим дан-
ным). Владивосток, 1980 С. 76-86.
Красный МЛ, Неверов ЮЛ., Корнев С С. и цр. О вещественном составе порол краевого океанического
вала Хоккайдо (Тихий океан). Прспр. Новоалександровск. 1981. 18 с
Крендезев ФИ. Остров Пасхи (геология и проблемы) Новосибирск. Наука, 1976. 96 с.
Кропоткин П.Н. Характер тектонических процессов в островных дугах Дальнего Востока и их возраст
// Земная кора островных дуг и дальневосточных морей Верхняя мантия. М Наука. 1972. № 9 С. 57-68
Лолки Е.Е. Серпентиниты и габброиды разлома Кларион (центральная часть Тихого оксана) // Изо АН
СССР Серия геологическая. 1985 С. 28-41
Лазько Е Е Петрохимические тины и провинции гипербнзптов Мирового океана //Твердая кора оксанов
(проект «Литое»). М.. Наука. 1987.
Ларин В Н. Гипотеза изначально гцдрплпой Земли (новая глобальная концепция). М.: Недра. 1980.216 с.
Лебеды ЕЛ. Стратиграфия и возраст Охотско-Чукотского вулканического пояса. М.: Наука. 1987. 174 с.
ЛевинЛ.Е. Геология окраинных и внутренних морен. М.: Недра. 1979 216 с.
Лешкой Е.П Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого оксана. Владивосток. ДВО АН
СССР, 1992. 192 с.
Лашков Е П.. Мимренко А.Н Грапитоплный магматизм окраинных морен Тихого оксана. Владивосток;
Дальнаука. 1994.268 с.
Леонтьев О.К. Морская геология (основы геологии и геоморфологии дна Мирового океана). М.: Высш,
шк. 1982. 344 с.
Лчнысова Т.Н. Райкевич М.И О природе намагниченности слоя 2 океанической коры И Тихооксан. гео-
логия. 1985. №5. С. 102 -106
Лаптев ВЛ.. Патрикеев А.Н. Структуры сжатия в Курильском и Японском желобах. Владивосток. 1985
141 с.
Луговенко В Н. Пчелкин А В.. Пчелкин Е.А . Рукавишников В.Д Статистические характеристики аномаль-
ного магнитною поля Тихою оксана и их связь со строенном океанической коры И Геология Тихого океана- тез.
докл. III Тихооксан. школы но морской геологии, геофизике и геохимии Владивосток, 1987. Ч. 2 С 23
ЛутеГГ Геохимия океанического п континентального магматизма. М.: Недра, 1980. 247 с.
МазаривичА Н. Основы региональной геологии материков М • Изд-во МГУ. 1952. Т 2. 140 с.
Макаренко ГФ Вулканические моря Земли п Лупы М. Недра. 1983. 142 с
Маракушев А.А.. Моисеенко В.Г.. Сахно В.Г., Тарарин И.А. Петрология н рудоносность Тихого оксана
// Тихооксан. геология. 2000. Т. 19. № 6 С. 3-136.
Марков М.С.. Пущоракс кий Ю.М.. Гитмаи С М. и др. Тектоника Востока Азии и дальневосточных морей
//Геотектоника 1979. №1 С. 3 21.
Мархинпн Е К Вулканы л жизнь М- Мысль. 1980 196 с.
Миенов Л А. Рамановский НИ. Строение Тихоокеанского подвижного пояса и его динамика по поверх-
ностным и глубинным геолого-геофизическим данным // Тихооксан геология 1989 № 3. С. 3-23.
Мситеенков А.Ф.. Марова Н.А. Возраст формирования магматических комплексов и связанных с ними
структур поднятия Маркус-Нсккср // Изи. АН СССР. Серия геологическая 1975. № 6. С 126-129.
Международный гсо.чого геофизический атлас Тихого океана. М., СПб.. 2003- 192 с.
Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса. М.: Мир. 1977- 477 с.
Маюнхачипа Е.Н., Савельева ГГ!.. Кудрявцев Д И. и др Состав океанической коры и верхней мантии в
зоне разлома Кларион (Тихий океан) // ДАН СССР. 1983. Т. 268. № 4. С. 942-946.
Меяаихо.чина Е Н. Баранов Б В. Коионов М В. и др Вариации состава океанических базальтов, получен-
ных на полигонах разлома Мендосино (Тихий океан)// Геотектоника 1994. № 3 С 49-60.
Мельников М.Е Месторождения кобальтоноспых ьшргапцевых корок. Геленджик, 2005.231 с.
Менард ГУ. Геология дна Тихого океана. М.. Мир. 1966. 275 с.
Мишкин МА. Воина Г.М. Ранняя сналнчсская кора континентального обрамления Тихого океана И Геоло-
гическое строение п происхождение Тихого океана. Владивосток: Дальпаука, 2005. С. 85- 98.
Миясиро Л. Метаморфизм и метаморфические пояса М. 1976 535 с
Молодые геосинклинали Тихоокеанского пояса, их вулканогенные и рудные формации. М.: Наука, 1978.
178 с.
Мур Дм-. Древняя континентальная окраина Аляски И Геология континентальных окраин 1979. Т. 3.
С. 163-168
Муратов М.В. Проблема происхождения океанических впадин И Бюл. МОИП. Отд. геол. 1957 Т 32,
вып. 5 С. 55-70.
Мурд.шш И.О и др. Осадкообразование в Курило-Камчатском желобе: фауна Курило-Камчатского желоба
и условия сс существования И Тр ИО АН СССР. 1970. Т. 86. С. 58-71.
Неверов ЮЛ. Сергеем В.Б. Сергеев К Ф Об «экзотических» породах Большой гряды Курильских остро-
вов И Геология и геофизика 1964. № 5. С. 126 129.
Неверие Ю Л.. Кичина ЕЛ. Остапенко В Ф. Петрография порол эоны сочленения Курило-Камчатского и
Алеутского желобов I/ Геология дна северо-запада Тихого океана. Владивосток. 1980 С. 47-60.
Непрочное Ю.П.. Бсчоуам И.М.. Гончаров ВП. н др. Результаты детальных геофизических исследований
в Северо-Фиджийской котловине //ДАН СССР. 1974 Т. 218. № 3 С- 688-691.
Непрочное Ю.П. Гсолого-гсофпзичсскис исследования в Тихом океане И Земля и Вселенная. 1981. № 3.
С 46-49
Непрочное ЮН. Седов В.В.. Меркшн РЛ и др. Тектоническое строение хребта Ширшова (Берингово
морс)//Геотектоника. 1985 №3. С 21-37.
Оксапилшия Земли - альтернатива нсомобилнзма сб. науч ст / пол рсл. В.В. Орленка Калининград'
Калииингр. ун-т. 2004 267 с
Орленок В.В. Палеогеография Мирового океана позднего фаисрозоя // Тихооксан. геология. 1983а. № 4
С. 83-199.
Ор.чепок В.В. Эволюция океанических бассейнов в кайнозойской эре //Тихооксан. геология. 19836. № 2.
С. 98-102.
Орленок В.В. Физика и динамика внешних геосфер М.* Недра. 1985. 183 с
Орленок В.В Эволюция гидросферы Земин И Водные ресурсы 1989 №4.С. 5-13.
ОряетжВ.В История океанизации Земли Калининград. 1998.243 с.
Ор.ченик В.В История океанизации и дооксаннчсскою прошлого Земли // Океанизация Земли. 2004
С. 54-87.
Основные закономерности развития и металлогения областей тсктоко-магматпчсскоп активизации юга
Азиатской части СССР/гл рсл АД. Щеглов Л Недра. 1979 304 с.
Панфичм fl В. Центр эволюции и исторические миграции биоты Земного шара. Научный дневник. М
ИГ РАН. 2005.448 с.
Пейне Л В.. Штрейс К А.. КпипперАЛ и яр Оксаны и геоенпкинмальпый процесс //ДАН СССР. 1971
Т 196, №2. С. 657-660.
Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей М.: Наука. 1987. 336 с
Петрушевский Б.А. Вопросы геологической истории и тектоники Восточной Азии М.: Наука. 1964. 300 с.
Пискунов Б.Н. Типы высокоглииозсмистых базальтоидов и их распределение в структуре Курильской
островной дуги //ДАН СССР. 1975. Т. 220, № 5 С. 1172-1175.
Поппер К. Логика и рост научного знания М . Прогресс, 1983. 606 с
Пояркова3 Н.. Гнибидешю ГС, Корнев О-С Геологическое строение и развитие гайота Гуадалупс (ссвсро-
зажишая часть Тихого оксана) //Тихооксан геология. 1987. №2 С. 3-6.
Происхождение вулканических серий островных дуг. М: Недра. 1985. 275 с.
Прокопцев Н.Г. Гранит со дна Центральной котловины Тихого океана// Гидрогеол. и геол, исследования
Средиземного н Черного морей / Ин-т океанологии Al I СССР. М.. 1975- С 201-204.
Пронин А.А. Альпийский цикл тектонической истории Земли Кайнозой. Л.: Наука. 1973- 318 с.
Пронин Д.А. Геологические проблемы современных и древних оксанов. М.. Наука. 1977.216 с.
Пронин А. А. Морфология и тектоническая природа глубоководных желобов в оксанах и проблема «зон
Бепьофа»//Бюл МОИП. Отд геол. 1979 Т. 54. вып. 3. С. 81 91
Пуицуюм кий Ю М Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли. М : Наука. 1972а. 222 с.
nyaiapoechuii ЮМ. Тектоника континентальных окраин Тихою океана // Геология и геофизика моря
Геофиз. исследования земной коры. М : Паука, 19726. С. 8-15
11ущаршккий Ю.М... Копие В.В.. СулшУи-Коидратьев Е.Д Тектоническая асимметрия Земли и других
планет И Природа. 1978. №3. С 32-41.
ПушаровскийЮ М., Меяанханши Е.П. Тектоники северо запада Тихого океана //Геотектоника. 1981. № I
С.5-18
Пущаровский Ю.М. Крупные неоднородности в строении земной коры и их возможные интерпретации
//Геотектоника. 1985 №2. С. 3-38.
Пущаровский Ю.М. Мировая рифтовая система - редкое событие в геологии // Тихооксан. геология. 1986
№6 С. 98-101.
nyitjapMXKufi Ю.М.. Меяанхачинс! E.H Тектоническое развитие Земли. Тихий оксан и его образование.
М„ Наука. 1992. 263 с.
Пущин И.К.. Линии В.К., Берсенев И.И. Новые данные о геологическом строении дна северной части
Японского моря (по материалам 21 -го рейса НИС «Первенец») И Геол, исследования в окраинных морях северо-
западной части Тихого океана. Владивосток. 1977. С. 3-12.
Радкевич Е.А. Планетарные разломы и их роль в развитии Тихоокеанского рудного пояса И Геология, гео-
физика, геохимия и металлогения зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану: тез. докл. I Сов.-
Кит. симпоз. Владивосток: ДВО АН СССР. 1987. С. 54-55.
Райкевич М.И. Магнетизм пород западной части Тихого оксана И Геология Тихого океана; тез. докл. III
Тихооксан. ШКОЛЫ по морской геологии, геофизике и геохимии. Ч. 2. Владивосток: ДВО АН СССР. 1987 С. 24.
Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980.621 с.
Резанов И.А. Происхождение глубоководных впадин Охотского и Японского морей// Иэв. вузов. Геология
и разведка. 1977. № 7. С. 3-14.
Резанов И А. Происхождение океанов М.г Наука. 1979.200 с
Резании И.А. История двух альтернативных течений в геотектонике И Вопр. истории естествознания и
техники. 1980. № 3. С. 36-44.
Резанов И.А- Эволюция земной коры. М.: Наука, 1985.144 с.
Резанов И.А. История геотектонических идей. М : Паука, 1987. 254 с.
Резанов И А. Геология об условиях возникновения жизни И Изв. АН СССР. Серия геологическая. 1989.
№ II.С. 111-113.
Рзсевский Н И.. Зацепин Е.П.. Устинов И.В. Шимарев В.Н Особенности геологического строения юго-
западной части Берингова моря по аэромагнитным данным // Пробл. гсофиз. исследований полярных областей
Земли. Л.. 1977 С 15 23.
Рзсеж.кийИ.Н.. Ши.чарев В Н. Основные черты геологической структуры западной части Берингова моря
//Сов геология 1978 №10.С. 129-132.
Рингвуд А.Е Происхождение Земли и Луны. М.. Недра, 1982.293 с.
Ройников А.Г Геотраверз Филиппи некого моря // Геология Тихого оксана Владивосток. 1987.
Рамановский Н.П. Тихоокеанский сегмент Земли. Глубинное строение, гранитоишшс рудномагматнчс-
скис системы. Хабаровск, 1999. 165 с
Рудич Е М Основные закономерности тектонического развития Приморья, Сахалина и Японии как зоны
перехода от континента к оксану М.: Изд во АН СССР. 1962 272 с.
Рудич Е.М. Расширяющиеся оксаны: факты и гипотезы. М-. Недра. 1984. 251 с.
Рудич Е.М. Мелководные фации Мирового океана // Океанизация Земли - альтернатива исомобнянзма.
Калининград, 2004. С. 218-234
Рудник В.Л.. Соботивич Э В- Ршшяя история Земли. М.: Недра. 1984.350 с
Рудник Г.Б.. Матвеенков В В. Особенности химизма и этапы развития вулканических пород поднятия
Маркус-Нсккср (Тихий оксан) И Океанология. 1978. Т. 18, № 3. С. 489-495
Рудник Г.Б., Межшыяина Е.Н.. Кудрявцев Д.И. и др. Породы второго океанического слоя в разрезах под-
нятий Шатского н Хесса // Изв АН СССР. Серия геологическая. 1981 № 11. С. 21 -23.
Рудник Г Б., Меяанказина Е И., Кудрявцев ДИ и др. Вещественный состав океанической коры в разлом-
ных зонах Императорской и Меррей (Тихий океан) // Геотектоника 1982. № 3. С. 3-14.
Рудник ГБ, Меланхолика Е.Н.. Пуща/зовский ЮМ Вещественным состав океанической коры в струк-
турах Северной Пацифики // Тр 27-го Межлуиар. геол, контр. «Геохимия Мирового океана». Секция С-106.
5.07 22. Т. 6. ч. 1. М._ 1984. С. 104-114.
Рускоз Е М. Происхождение Лупы// Космохимия Лупы и планет: тр. Сов -Американ, конф, по космохи-
мии Луны и планет. Москва, 4 -8 топя 1974 г М.: Паука. 1975 С. 638-644
Савельева ГН. Неоднородность верхней мантии в составах ультрабазитов офиолитов континентов и океа-
нов//Твердая кора океанов (проект «Литое»). М.: Наука. 1987. С. 105-128
Савельева ГН. Габбро ультрабаэмтовыс формации дна океанов И Магматизм и тектоника океана (проект
«Литое»). М.: Паука, 1990 С 264-265.
Саидова Х.М. Экология фораминифер и палеогеография дальневосточных морей СССР и ссвсро-западяой
части Тихого океана. М_: Изд. АН СССР. 1961.232 с.
Сваричеваат Л.С. Рельеф возвышенности Академии Наук СССР // Рельеф и структура осадочного чехла
экваториальной части Дальнего Востока. Владивосток- ДВНЦ АН СССР. 1981. С. 28-34
Селиверстов Н.И.. Баранов Б.В.. Егоров Ю.О.. Шкира ВЛ Новые данные о строении южной части
Командорской котловины по результатам 26-го рейса НИС «Вулканолог» И Вулканология и сейсмология. 1988.
№4. С. 3-20
Семенова Г И Модели земной коры различных структур ложа Тихого океана//Тихооксан. гсологоя. 1985
№4. С. 3-12
Сергеев К.Ф. Тектоника Курильской островной системы М.: Паука. 1976.239 с.
Сергеев К.Ф. и др. Вещественный состав кристаллического фундамента roro-за ладного окончания вала
Зенкевича (поднятия Хоккайдо) // Гнхооксан. геология. 1983. № 2. С. 6-8.
Ciifb M Геологическая история гайота Ябэ. восточная часть островов Огасавара II Гиенцугаку джзассн.
1979. Т. 85. № 5. С 209 220. Яп. яз.
Силантьев СЛ. laoouit С.К- Метаморфизм порол лриостровиого склона северной части желоба Ionia
il Оксан, магматизм, эволюция, геологическая корреляция. М., 1986. С. 250-262.
Симоненко В.Н. Октябрьский РА.. Мартына"ЮА. Пегрогсохимия магматических порол разломов н ло-
кальных впадин дна Филиппинского моря ИГеология Тихого океана* тез. докл. Ill Тихооксан. школы по морской
геологии, геофизике и геохимии. Владивосток. 1987 С. 130-131.
Сиротин В И. Ранняя доархсйская история Земли (но данным сравнительной планетологии и кислород-
ной изотонии) И Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ис-
копаемых* тез. доки М-. 2005. Т. 2. С. 207-209.
Смирнов А.М Докембрий северо -запада Тихоокеанского подвижного пояса. М . Наука. 1976. 224 с.
Смирно" А.М. «Конгинептальпые» породы Тихого океана ,7 Тихооксан. геология. 1982. №4. С. 15 -27.
Смирнова О.Л. Сравнительный анализ комплексов раннемеловых радиолярий из осадочного слоя восточ
пего обрамления Филиппинского моря (район желобов Воякано и Илзу Бонни) IIM1KRO-2005. тр. XIII Весрос.
мцкропалсонтол совет.. 21 -23 ноября 2005. Москва. М : ГИЛ РАН. 2005. С. 94
Счжвмва И.А Особенности глубинного строения земной коры Тихого оксана// Геотектоника 1976. № 3
С. 6-25
Спорные аспекты тектоники плит и возможные альтернативы И Сб. науч, статей / поп ред. В.Н. Шолпо
М.. 2002.234 с.
Стрельцов М И Дислокации южной части Курильской островной ayi н М : Паука. 1986.196 с.
Строение дна Охотского моря. М.: Паука. 1981. 176 с.
Строение дна северо-запада Гнхого океана (геофизика, магматизм, тектоника) / под. род Ю.М Пушаров-
ского, IO II. Пспрочновы М Паука, 1984 232 с.
Строение земной коры и верхней мантии в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому оксану
Новосибирск. Лаука. 1976.376 с.
СгзюмовА.Е. Мирит Е.Г. Фингер Д.Л.. Городницкий А.М Новые данные о рельефе дна н магнитном ноле
района возвышенности Шатского (Тихий оксан) //ДАН СССР 1975. Т 223. № 4. С. 985 -988.
Сузюмон А.Е. Строение дна морей юго- западной части Тихого оксана М Наука, 1977 72 с
Табунов С. М., Тимонове кая Ю.И.. Старицына ГН. Комплексы южных пород ложа Тихого оксана Брайонс
разломов Кларнон-Клнннертон И Тихооксан. гсолопш. 1989. № 4. С II 20.
Тараканов РЗ и чр Строение Курнльсуой фокальной зоны//Сейсмическое районирование Курильских
островов. Приамурья и Приморья. Владивосток. ДВНЦ АН СССР. 1977.
Таракана" Р 3. Фокальные зоны и их роль в развитии островодужных систем. Геология Дальневосточных
морей. Владивосток, 1981 С. 53-66
Тарарин И.А. Чудаеи О.В. Василиев Б.И. Говора" И U. Офиолитовый комплекс Центрального разлома в
Физиппннском море/Z ДАН СССР 1988. Г. 299. № 3 С. 692 696
Тектоника Евразии: Объяснительная записка к тектонической карте Евразии. М.: Наука. 1966.427 с
Тектоника Курило Камчатского желоба М Наука. 1980 |79с.
Тектоника плиты Картографов (Тихий океан) М Паука, 1988 87 с.
Тектоника северо-западной части Тихого океана. М : Наука, 1983 116 с
Тектоническая карта Тихоокеанского сегмента Земли / под ред. IO М. Пущаровского. Г.Е. Уншцева. М .
1970
Гсктоносфсра Земли. М : Наука. 1978.531 с.
Тихий оксан. Кп. 1. Осадкообразование в Тихом океане. М.. Паука. 1970.423 с
Толстихин и яр. Изотопы легких инертных газов в мантии Земли, коре и атмосфере И Геохимия. 1975
№ 5. С. 653-666.
Точи.чича С.В Бностратиграфня кайнозоя северо-западной части Тихого оксана. М.. Наука. 1985. 136 с.
Тулина Ю В. Ярошеяская ГА. Внутренняя структура земной коры М. Наука, 1976 134 с.
Удинцев ГБ. Рельеф Курило-Камчатской впадины // Исследования Курило-Камчатской впадины: тр ИО
АН СССР. М.: Л.: Изд-во АН СССР. 1955 Т. 12 С. 16-59.
Удинцев ГБ. Рельеф дна Охотского моря //Тр ИО АП СССР. I957.T. 22. С. 3-76.
Удинцев ГБ. Дмитриев Л.В., Шараськин А Я. и пр. Новые данные о желобах разломах юго-западной
части Тихого океана //Геотектоника. 1974 №2 С 3 14
Удинцев Г.Б. Рельеф и строение дна океанов. М.: Недра. 1988.239 с.
Удинцев ГБ.. Шенке ГВ. Очерки геодинамики Западной Антарктики. М * ГЕОС. 2004. 132 с
Уидмел X. Мацумецп- К Стрягпфафичсский очерк островов Хахадзима (о-в Хилсборо, о-ва Огасавара.
Япония) // Кокурину хпгаку хакубукукаи сэпхо. 1977. № 10 С. 5--I8. Ян. яз
УмбгрешДж. Островные ду| и//Островные дуги М-: ИЛ. 1952 С. 5-96.
Уо Ж. Двадцать лет и батискафе. Л. Гидро.мстсонзлат. 1976. 176 с.
Условия образования и закономерности размещения железо-марганцевых конкреций Мирового океана.
Л.: Недра. 1987. 259 с.
Федорченко В.И. Родионова Р.И Ксенолиты и ливах Курильских вулканов. Новосибирск: Наука. 1975
138 с.
Фри.чана Т.Н.. Злобин Т.К Новые данные о глубинном строении южной части Курильской островной дуги
и некоторые петрологические следствия И Вести МГУ. Серия 4. Геология. 1987 С. 3-15.
Хеши В.Е. Региональная геотектоника. Северная и Южная Америка. Антарктида и Африка. М_- Недра.
197 J. 548 с.
Хайн В.Е. Общая геотектоника. М_- Недра, 1973.512 с.
Ханктниеки Л.М. Карта распределения осадочного покрова возвышенности Шатского. I 2ООСЮОО
И Тихий оксан. Геофизика, геохимия, минеральные ресурсы: тез. докл. I Тихооксан. школы по морской геологии
и геофизике. Владивосток: ДВНЦЛП СССР. 1983. С- 119-120
Хончук А.И.. Симоненко В.П. Октябрьский Р.А. и др. Новые данные по геологии разломов и локальных
впадин дна Филиппинского моря // Геология Тихого океана: тез. докл. Ill Тихооксан. школы пи морской гсоло
гни. геофизике и геохимии. Владивосток- ДВО АП СССР, 1987. Ч. 1. С. 180- 181
Чандрасекхар С. Эллипсоидные фигуры равновесия М._ Мир. 1973.288 с.
Чернышова В И. Петрографическая характеристика образное коренных пород дна северо-западной части
Тихого океана И Океанология. 1984. Т 4. вып 2. С. 300-304.
Чой Д.Р. Проблемы субдукнии плит в районе Алеутского желоба- новая интерпретация сейсмических про-
филей //Тихооксан. геология 1990. № 5.С. 23-33.
Шапиро М.Н. Тектоническое развитие восточною обрамления Камчатки. М.: Наука, 1986. 124 с
Шарапов ВН. Симбирева ИС.. Бондаренко П.М. Структура и геодинамика ссйсмофокалыюй зоны
Курило-Камчатскою региона. Новосибирск: Наука. 1984. 199 с
Шарапов В И.. Кониааяов Ю.И., Третъяков Г А.. Мартынов Ю.А. Брекчии разлома Кларион И Тихооксан.
геология. 1988. № 2. С. 115-118
Шарасыат А И.. Злобин С.К.. Кузнецова С.Я. Геохимические особенности офиолитов желоба Тонга
//Океанический магматизм* эволюция, геологическая корреляция. М.. 1986. С. 241-249.
Шарков Е В.. Цветков Л А. Гидродинамические режимы океанов и магматические серии // Твердая кора
оксанов (проект «Литое») М.- Наука. 1987. С. 131- I4Q.
Шатский Н.С. Геотермическая закономерность распределения эндогенных рудных мсторождсипй// Изв.
вузов. Геология и разведка. I960. № 11. С. 9-18.
Шепард Ф.П. Морская геология. Л.: Недра, 1976.488 с.
Шило Н.А . Пущин И К. Высоцкий С В. и др /727-й Междулар геол, конгр., Москва. 4-14 авг 1984: тез.
докл. Секция 08-09. М.. 1984. Т. 4. С. 450 451.
ШачпД Осадочные толщи и глубоководных желобах северной части Гихого океана И Геология континен-
тальных окраин. М. Мир. 1978. Т. 2. С. 192-206
Штауб Р. Механизм движения земной коры в приложении к строению земных горных систем. М . Л .
ГОН ГИ, 1938 272 с
ШтиячеГ. Пра- и нсооксаны И Избранные труды М.: Мир, 1964. С. 570-601
Шуяьдпнер В.И. Докембрийский фундамент Тихоокеанского пояса и главные лапы становления конти-
нентальной земной коры //Тихооксан. геология. 1982. №3 С 13-22
Щека С.А.. Куренцови Н.А. Магматические комплексы океанов // Сов. геология. 1981. К» 11. С. 67 76.
Щека С.А. Кулинич РГ.. Высоцкий С В. и др. Новые данные по гсоло! ин разломов Ян и Центральный в
Филиппинском морс // ДА11 СССР 1986. Т 286. № 2 С. 417 421.
ЩербаГИ Гсотсктопогепы и рудные пояса (по материалам Казахстана) Алма-Ата. Наука, 1970.183 с
Эрчих Э-И. Современная структура н четвертичный вулканизм зипшиюн части Тихоокеанского кольца
Новосибирск: Паука. 1973 243 с
Юаса М., Танаки К. Базальты с острова Мнкамн-Ивпдшма. вулканические о-ва Бонни // Тисицу тёсаС
гспно 1982. Т- 33. К» 10. С. 531 549 Ян. яз.
Яио Т. Матсулнлно И.. Генисш Бу. Происхождение Тихого оксана как ш1слстш|с повторного нагрева в фа-
нсрозос // Геологическое строение и происхождение Гихого океана. Владивосток: Дальпаука, 2005. С 151-167
Allen C.R. Circum-Pacffic Ikulling in the Philippines-Taiwan region // Philipp. Gcol. 1962. V 16. N 4. P. 122 145
Anderton R.N., Ciague D.A.. KtifgordK D. et al. Magnetic and petrologic variation along the Galapagos spread-
ing center and tlicir relation to the Galapagos melting anomaly I/ Bull. Gcol. See Amer. 1975 V 86. N 5 P. 683- 688.
Aronson J.L. Regional geochronology of New Zealand //Gcochim. and Cosmochim Acta. 1968. N 32. P. 669-697.
Ash R., Carney J.. Maefariane A. Geology of the Nothern Banks islands New Hebrides, 1980.52 p.
Atlas of the Exclusive Econoinicc Zone western Conterminous United States. U. S. Gcol. Surv Miscillan Invest.
Ser. 1-1792 Resin. Virginia. 1986. 152 p
Aubouin J., von Hucne R. et al. // Initial Reports oflhc Deep Seo Drilling Project. V 67. Wash.: U S Govnt. Print
Office. 1982.
BahlburgH. Sedunc iili logy, petrology and gcotcclomc significance oflhc Paleozoic flysch in the coastal Cordillera
of nothern Chile // N. Jb. Gcol. Palaonl., Mil 1987. P. 527-559
Bahlbtug H. Hypothetical southeast Pacific continent revisited: new evidence from middle Paleozoic basins of
nothern ChileU Geology. 1993. V. 21. P. 909 912-
Bcifdv.in R В. The Measure of the Moon. Chicago Univ. Press. 1963. 390 p.
Bang» N ct ul. Structural framework of the Chile margin nt the Chile Ridge Collision Zone П Initial Reports. Proc.
ODP. 1992. V. 141. P. II 21
Bartizangi M.. Doi man J. World seismicity maps compiled from ESSA, coast and geodesic survey, epicenter data.
1961-1967//Bull Scismol.Soc Amer. 1969 N 59. P.369-380.
Bastien Т.Н'.. Lehman E.K.. Craddock S The geology of Peter I island// Initial Reports. DSDP. Wash. (DC), 1976.
V. 35. P. 341-357.
Bateson J H. Halt LI IS. Geology of the Maya Mountains. Belize. Instil ot'Gcol Scicncs Overseas Memoir 3
1977.43 p
Behrmann J.il. ct al. // Initial Reports. Proc. ODP. 1992. V 141 Collcg Station, TX (Ocean Drilling Program).
Bellon H.. Saenz R.. TuuronJ К-Ar Radiometric Ages from Cocos Island (Eastern Pacife) // Mar Gcol. 1983
V.54.P. 17 23.
Beniaff H Orogenesis and deep cmslal structure-additional evidence from seismology И Gcol. Soc Amer. Bull.
1954 V.65 P. 385-400.
Bentoffli. Circum Pacific tectonics // The mechanics of faulting with special reference to the fault plane work
Phol. Doinin. Obscrv Ottawa. 1959. V 20. N. 2. P 395- 402.
Bloomer S H.. Hawkins J W. Gabbroic and ultramafic rocks from the Mariana trench an island arc ophiolite
//The tectonic and geologic evolution of southeast Asian seas and islands. Wash- (DC). 1983. Pt 2. P. 294-317.
Bloomer S.H., Fisher R.L. Petrology and geochemistry of igneous rocks from Ию Tonga Trench - a nonaccrcting
plate boundaty " J- Gcol. 1987 V. 95, N 4. P.469 495.
Bonatti E.. Arrhenius G Acidis rocks on the Pacific Ocean floor//The Sen. 1970. V. 4, pt 1. P. 445-464
Bonatti E., Harrison C-. Fisher D.E. ctal. Eastern volcanic chain (Southeast Pacific). A mantle hot-line//J.
Gcophys. Res. 1977. V 82. P. 2457 -2478.
Booker J.. Bullard EC. Grasty R.L. Paleomagnetism and Age of Rocks from Easter Island and Juan Fernandes
//Gcophys I. R. Aslr Soc. 1967 V 12 P 469-471
Brothers R.N-. Blake MC- Tertiary plate tectonics and liighprcsMirc mcuunorphisin in New Caledonia
-'/Tectonophysics. 1972 V I7.N4 P. 337-358.
Bvutix.se R.. PhiUppet J.C. Guiile G, Bellon H. Geochronometric des les Gambier (Ocean Pacifique) П C.R. Acad
Sei, Ser. D 1972. V. 2/4. P 1995-1998.
Brousse R. Belton H Age d’Archipci des Marquises (Ocean Pacifique)//C R. Acad Sei. 1974. V. 278. P. 827-830
Buffington E. The Aleutian-Kamchatka'french convergence and investigations of lithospheric plate interaction in
the light of modern gcotcctonic theories // Imv South Calif. Dissert., Dept. ofGeoL Sei. 1973.
Bullen E. The problem of the earth’s density variation // Bull. Scismol. Soc. Amer. 1940. V. 30. P. 235-250.
Burns R E. ct al H Initial Reports. 1973. V. 21
Burwash R.A.. Baadgaard H. Peterman A E.. Hunt G.H. Precambrian // Geological history of Western Canada
Calgari. Alberta Soc. Petroleum Geologists / cds R.G. McCrasstnan, R.P. Gcaistcin. 1964. P. 14—19.
Byttfy G Hie nature of differentiation trends in some volkamc rocks from the Galapagos spreading center // J
Gcophys. Res 1980. V 885. N 7 P 3797-3810
Camenm A G.W The origin of the Moon// Lunar Sei. 1976. V. 8. P. 120-122
Carney J. Macfarlure А. Л sedimentary basin in the Central New Hebrides arc // Un ESCAP. CCOP/SOPAS
Tcchn. Bull. Wellington. 1980. N 3. P. 109-120
Carter R.M, McCave LN. ctal. // Initial Reports. Proc, of the Ocean Dril Progr. 1999. V 181
Chevalier J.P Expedition francaisc stir les rccifs corallines de Nouvcllc Cnlcdotiic / cd. Fondatioti Singer
Polignac. 1968.
Chivas A R. Andrew A S., Sinha A.K. cl al. Geochemistry of a Phoccnc-Plcisloccnc oceanic arcs plutonic complex
//Guadclcanal Nature. 1982. V 300. P 139--I42.
Choi D.R. Continental crust under the northwestern Pacific //J. Petrol. Geology 1987 V. 40 P 425-440.
Chat D.R.. Vasilyev B.I., Bhut MJ. Crustal structure and composition under the Northwestern Pacific ocean
// New Concepts in Global Tectonic- abst. vol. Lubbock: Texas Tcchn. Univ. Press, 1989, P. 7 -8
Chat DR.. Vaxil'yev B.t. Timov IK flic Great Oynshio Palcoland: Л Palozotc-Mcsozoic Landinass m the
Northwestern Pacific // Critical Aspects of the Plate Tectonics Theory. Theophrastus ptibl., Greece. 1990. V. 1. P. 197-213.
Chat D.R. ct al. Palcoland. crustal structure and composition under the Northwestern Pacific Ocean // New
Concepts in Global Tectonics Ixibbuck. Texas foehn. Univ. Press. 1992. P. 179-191.
Chut D.R. Ocean lineaments and major structures in Central America. New concepts // Global Tectonics. 1999.
N II. P 21-22
Choi DR Deep-seated foults and deep earthquakes in the northwestern Pacific // New Concepts in Global
Tectonic Newsletter- 2002 N 23. P. 7 14
Clogue D.A., Dahymple G.B- Age of Koko seamount of Emperor Seamount Chain // Earth and Planet. Sei. Lett.
1973. V. 17. P. 411-415.
Clagye D.A.. Dalrymple G.B. Cretaceous K-Ar ages of volcanic rocks from the Musicians seamounts and the
Hawaiian Ridge//Gcophys. Res. Lett. 1975. V. 2. N 7. P. 305-308
Claguc D.A, Dalrymple G.. Moberly R. Petrography and K-Ar ages of drebged volcanics rocks from the Western
Hawaiian Ridge and the Southern Emperor Seamount Chain //Gcol. See. Amer. Bull. 1975. V. 86, N 7. P. 991-998
Clague D.. Jarrard R. Tertiary Pacific plate motion deduced from the Hawaiian Empcrar chain // Gcol. Soc
Amer Bull 1983. V. 84, N I. P. 1135-1154
Clemmey H. et al. Cretaceous molasse of lhe northern Andes. Evidence for subducted sial li Geo). Soc. Newsletter
1983. V. I2.N5.P.3O
Cole H'S. Langer Foraminifcra from the Eniweloe Atoll Drill Holes // U S. Gcol. Surv. Prof. Paper 260-U. 1957
P. 243-284
Colley H. An ophiolite suite in Fiji // Ophiolites and Ocean Liles. Oxford. 1987. P 333-340.
ColloiJ.Y. et ul. // Initial Reports. 1992. V. 134. College Station. TX (Ocean Drilling Program).
Cooper A.K. cl al Mesozoic magnetic Imcations in the Bering sea marginal basin// J. Gcophys Res. 1976. V. 81.
N И. P. 1916-1934.
Cooper A K. et al. Bering sea: A multifarious marginal basin // Island arcs, deep-sea trcchcs and buck-arc basins
Amer. Gcophys. Union Maurice Ewing Series. 1977. V. 1. P. 437-450.
Cooper A.K. et al. Resource report for deep-water areas of proper sea OCS Lease Sale N 70 St. George Basin.
Alaska//Open file 1980. P. 80 246.
CorvalonJ. cl ul. Plate -tectonic map of die Circuni-Pacilic region. SE Quadrant Aincr Assoc Petrol. Gcol. Tulsa
1981.
Creager J.S. et al. // Initial Reports of the DSDP. Wash. U.S Govnl. Print/ Office.. 1973. V. 19.
Dalrymple GB, Clague D.A Age of the Hawaiian-Emperor Bend // Earth et Planet Sei. Lett. 1976. V. 31
P. 313-329.
Dalrymple G B., Garcia M.O- Age and Chemistry of volcanic rocks dredged from Jingo Seamount. Emperor
Seamount Chain // Init. Reports. DSDP Wash.- U. S. Govnl Print. Office. 1980. V.55. P. 685 -694.
Dalrymple G.G.. Cox A. Paleomagnetism. Potassium-Argon ages and Petrology of Some Volcanic Rocks И Nature.
1968. V 217. P. 323-326.
Dalrymple J B.. Laiupherc М.Л.. Clague D.A Conventional and Ar” Ar K-Ar ages of volcanic rocks from Ojin
(Site 430). Nitoku (Site 432), and Stiiko (Site 433) seamounts and the chronology of volcanic propagation along the
Hawaiian-Enipcror Chain // Init. Repts DSDP. Wash: U.S. Govnl. Print. Office. 1980. V. 55. P. 677-684.
Darwin G.H. On the secular changes in the orbit of a satellite revolving around a tidally disturbed planet // Phil.
Trans. Roy. Soc L. 1980. V. 71 P. 713-891.
Den N. Ludwig W.L. Murmichi S. cl al Sediments ol the Eauripik - New Guinea Rise // J Gcophys. Res. 1971
V. 76. N 20. P. 4711-4723.
Dickinson IP. Tectonic development of Fiji//Tectonophysics. 1967. N 4. P. 4-6.
Dvuglas R., Mtnillcide Л/. Age uf the Basal sediments of the Shatsky Rise. Western North Pacific Ocean // Gcol.
Soc. Amer. Bull. 1972. V. 83. P. 1163 1168.
Dubois J. Launay J., Racy J. Uplift movements tn New Caledonia — Loyalty islands area and their plaic icctonics
interpretation//Tcclonophysjcks 1974. V. 24 P. 133-150.
Duncan R.A . McDougall I. Migration of volcanism with time in the Marquesas Islands, french Polynesia H Earth
and Planet. Sei. Lett 1974. V. 21 P. 414-420
Dum an R.A.. McDougall 1.. Carter R.M.. Coombs D.S. Pitcairn Island - another Pacific hot spot? // Nature. 1974
V. 251. P. 679-682.
Duncan R.A. McDougall I Linear volcanism in French Polynesia U J. Volcano. Geotherm. Res 1976. V. I
I». 197-227.
Duncan R A.. Clague D A. The earliest volcanism on the I lawaiian ridge // Trans.. AGU 1984. V. 65. P 65.
DymondJ.. Windom H. Cretaceous K-Ar ages from Pacific Ocean Sea mounts// Earth and Planet Sei. Lett. 1968
N4.P. 214 219
Dymond J. K-Ar ages of Tahiti and Morca Society Islands and implications for the hot spot model // Geology.
1975. V. 3. P. 47-52.
Emery KO. Tracey.LI, Ladd US. Geology of Bikini and Nearby Atolls // U.S. Gcol. Surv. Prof Paper 260-Л.
1954. P. 1-265.
Engel A. ¥.. Engel C.G. Mafic and Ultramafic Rocks // The Sea. N.Y.. 1970. V. 4. pl 1. P. 465-519
Ewing G.. Ewing M. Aitken T. Ludwig WG North Pacific sediment layers measured by seismic profiling// l he
crust and upper mantle of Ute Pacific area Zeds L. KnopolT, C.L. Drake, P.C. Hart. Amer, gcophys. Union Mono. 1968
V. 12. 522 p.
Ewing M-. Saito TM-. Ewing G.. Bttrde L.H. Iznvcr Crclaccuns sediments from the Northwest Pacific // Science
1966 V. 152. P 751-755.
Ewing M.. Hawkins L.V., Ludwig W Crustal structure of the Coral Sea И 1. Gcophys. Res. 1970. V. 75. N 11
P1953-1962.
Fergusson Island. Papua. New Guinea, 1 : 250 000. Gcol. Sheet SC 56-5 Bureau Mineral Resources. Austral.,
1970.
Fisher R I.. Hess H.H Trendies И The Sea, 3. The Earth Beneath the Sea / cd MN Hull, ED Goldberg, C.O.D.
Isclcn. W.H. Munk. N Y. 1963. R 411 436
Fitch TJ. Earthquake mechanism and island arc tectonics in the Indonesia Philippine region H Bull. Scistnol.
See. AMER7 1970. V. 60 P. 565- 591
Fleming C A. The mesozote of New Zclaud: chapters in the history of the Circum Pacific mobile belt H J Geol
See L 1970. V. 125. P. 125 170.
Forsythe R The late Paleozoic to early Mesozoic evolution of southern South America- a plate tectonic interpreta-
tion И J. Geol. Soc London 1982. V 139 P. 671-682.
Forsythe R.. Prior D Cenozoic continental geology of South America and its relations to the evolution of the
Chile Triple Junction H Initial Reports Proc. OOP. 1992. V Ml P. 23-31.
Fancher J.P., Dupont J. Bmnw Ph. cl ill. La ride voicaniquc de Valu Fa dans 1c basin de Lan mcridonal (sud-
quest Pacifiquc) И C R Acad. Sei. Ser 2 1988 V 2. N 6 P. 609 -616 Ft
Frank F Curvature of Island areas U Nature. 1968 V 220 P 363
Fit't FA 'lite origin uPpiroxcniics and gurnet piroxcntics from Sall Lake Crater Oahu. Hawaii trace element
evidence И Amer. J. Sei. 1980 V. 280-A, pl 2 P 427-449.
/ixjuer P. ct al //Proc. ODP.. initial Reports. V 125: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1990.
Fujh S. cl al About on gravels dredged from the Suiko Scamoul* Abstract of the 80-th Annual Meeting Gcolog.
Soc of Japan. Tokyo. 1973
Fujimoto H Processing of gravity data at sea and geophysical interpretation in die region of the Western Pacific
ocean //Res. Inst. Bull Univ. Tokyo 1976 N8 P 81
Furumuto A.S., UVebemga IP. A. WehhJP. Sunon C.H. Crustal structure of the Hawaiian Archipelago. Northern
Melanesia and the Central Pacific basin by seismic refraction method //Tectonophysics 1973 V. 20. N 4. P. 153-164.
Funimoto AS. Webb J.P.. Odegard M.E.. Husson DM Seismic studies on the Ontong Java Plateau
//Tectonophysics. 1976 V 39. N I. P 71-90
Gtnnunth O.L cl al. Sandstone composition changes and palcocurrcnt reversal in the upper Paleozoic and Trias-
sic deposits of the Huaco area, western Paganzo Basin, wcsl ccjitral Argentina H Sedimentary Geology 1990. V. 66.
P 99 111.
Cates U„ Powers HA . Wilcox R E Geology of the Near islands. Alaska // Bull. Geol Surv. 1971 V 1028-U
P 709-822
GEBCO General Balhinictnc Chart of the Ocean/'Canadian Hydrograph Serv. Ottawa; Canada, 1984.
Geologic Map of the Circum Pacific Region' Northeast quadrant. Wash, 1983; Northwest quadrant, 1985.
Geological and Geophysical studies of the Canton Trough Region i B.R Roscndahl. R. Moberly. A J. Haluticn ct
al .7 J Gcoph Res 1975. V 80. N. 17. P. 2565-2574
Geological investigation of Okhotsk and Japan seas of Hokkaido June-July 1977 (GH77 3 Cruise) // Geol. Surv
Japan. 1978 N 11 P 1-72
Geological investigation ofthc Japan sea (Apnl-Junc 1978. GII-78 -2 Cruise) If Geol. Surv. Japan. 1979 N 13
P. 1-98
Geological map ofthc Japan. I : 1000000//Geol Surv Japan Tokyo. 1978
Geology and geophysics of the Japan sea/ cd. by N Isczaky. 11 Bersenev. К Tamaki. Tokyo, 1996 487 p
Gervasiu PG. A study of the tectonics ofthc Philippine archipelago // Philipp. Geol. 1966. V. 20, N 2. P. 51-75
GnihdenkollS..Kraxm ML.. PopovA A Tectonics of lhe Kuril Kamchatka deep sea french//EOS (Transactions,
Amer Gcophys Union). 1978 N 59. P 1184.
Greenhaum D., Maffick D. Radford N Geology of the Torres Islands. Geol. Surv. New Hebrides Regional
Report, 1975.46 p.
Grow J.A. Crustal and upper mantle structure ofthc central Aleutian arc // Geol. Soc. Amer Bull 1973. N 84
P. 2169-2192
Hackman В D The geology of Guadalcanal. Solomom Islands // London Over-seas Mcmons of the Inst of Geol
Sei. 1980. V. 6. P. 115.
Hamilton EL. Sunken islands of the Mid Pacific mountains //Geol Soc.Amer Mem. 1956 N 64 P 1-97
Hamilton EL. Rex R W Lower Eocene phosphatized Globigcrina ooze from Sylvania Guyot. Marshall Islands
U Abslr of the 9th Pae Sei Congr. 1961. V. 12.28(1 p.
Hamilton E L. Manne ofthc Aleutian abyssal plain И Mar. Geol. 1973. N 14. P 295-325
Harala T.. Hisahuui K., Kuinon F, Nakazavxt. Tahdxhi M. Suzuki //. Tukuoka T Shimanio geosyncline and
Kuroshio palculands H J. Physics of Earth 1978. V 26 Supp). P. 357 366.
Harrison J. Review ofthc sedimentary history ofthc island of New Guinea Hi Aust. Pct Explor Assoc. 1969
V 9. P 41-48
Hcivbi WF. Gravity field of wocld ocean US Department of Navy. Office of Naval Research, 1987
Haves D.E. Continental margin of the western South America // The geology of continental margin / cds
C A Burke. C.L. Drake. Springer-Verlag, 1974 I* 357-366
HeezenB. Bruce C. MacGregor J. H Initial Reports ofthc DSDP. Wash.: Govnt Print. Office, 1973 V 20
Herzer RII Bowie Seamount. a recently active ilat-loppcd seamount in (lie Northeast Pacific Ocean // Can. J.
Earth Sei. 1971. N 8. P. 676 687
Нто К. Nishirawa Л. Sugehtro К, Kmoshit'a H Deep seismic crustal siruciurc beneath the Bonin Trough
//Tectonophysics- Amsterdam, 1991. P 249-266
Hinz K. Block M. Results of Geophysical Investigations in the Weddell Sea and in the Ross Sea. Antarctica
// Proc. l!,h World Petrol. Congr. V. 2 London: Wiley and Sons, 1983 P. 79-91.
Hollister C.D. ct al. H Initial Reports. DSDP. Wash. U.S. Govnt. Print. Office. 1976 V. 35
HonnorezJ. cl al. H Initial Reports DSDP. J 983. V. 70.
Hvnw E„ Kagami H. Neogene Geological I listory of the Tohoku Island Arc System H J Occaograpb Soc. Jap
1977 V 33. P. 297-310
Homo E. ct al // Initial Reports of the DSDP. Wash. U S. Govnt Print Office. 1980 V. 56.57.
Hopkins DM- ct al. Crcalaccous. Tertiary and Early Pleistocene nicks from the Bering Sea U Gcol. Soc Amer
Bull. 1969. V. 80, N 8. P 1471-1480
Hoxhmo M Eustacy tn relation io orogenic stage Tokyo- Tokai Univ. Press. 1975.397 p.
Hoshino M. The Expanding Earth Tokyo: Tokai Univ. Press, 1998.295 p
Holla HA. crustal section across the feu-Ogasawarc Arc and Trench Hl. Phys. Earth. 1970- V IB, N2- P. I25-14T
Hontz R., Ewing J ctal Seismic reflection profiles. New Zealand Plateau //J. Gcophys Res. 1967. V 72, N 18
P. 4713
Huene wn R, Shor G G The structure and tectonic history of the eastern Aleutian Trench H Gcol. Soc. Amer
Bull. 1969 N 80 P. 1889-1902
Huene von R. Arthur M. Sedimentation across the Japan Trench off northern Honshu H Trcnch-fbrc are Geology,
Sediment and Tectonics Mod and Ancient Actives Plate Margins. 1982. P. 27-48
Huene von R Structure of the frontal part of flic Andean covcrgcnt margin H J. Gcophys. Res. 1985. V. 90. N B7
P. 5429-5442
Huene vonR. ci al.// Initial Reports, of DSDP Wash. U S Govnt. Print. Office. 1985. V 84.
Ihasong D M.. Wippertimn L W. Kroenne L M. The crustal structure of the Onlong Java and Manihiki oceanic
plateaus// J Gcophys. Res. 1979 V. 84. N Bl 1. P.6003 -6010.
Itjnna A. Kagami II Origin of the continental slope of North-eastern Japan И X Pacific Sei. Congr. Pacific Sei.
Assoc Honolulu. 1961.
Ingle J C. Summary of laic Paleogene-Neogene insular stratigraphy, pal cobathymetry and correlations between
Philippine Sea and the Sea of Japan region // Initial Reports. DSDP. 1975. V 31. P. 837-856
Initial Reports ofthc Deep Sea Drilling Project. Wash.- U S Govnt. Print. Office 1970-1984, 1990. V. 5 11.
16-21.28-36.44 49:51-54:66-83. 128.
Isaacson P.E Evidence for western cxlracontincntal land source during Devonian period in the Central Andes
// Gcol. Soc. Amer. Bull. 1975. V. 86. P. 39-46.
Isaacson PE ct al Late Paleozoic Copacabana Formation in N W Bolivia: Palcogcographic significance of car-
bonates with sihciclastics // Comptes Rcnducs. XII International Congress on the Carboniferous and Permian Buenos
Awes. 1993 V. 2 P. 261 268
Isaacson P.E., Diaz Martinez E Evidence for a middle-late Paleozoic lorclantl basin and significant paleolatitude
shift, central Andes // Petroleum basins of South America. AAPG Memoir 62.1995. P. 231-249
Izu-Ogasavara (Bonin) arc and trench investigations. June and October-November 1974, Gl 174-3 and 6 Cruises
Cniisc Report N 5. Gcol. Surv Japan 1976. 68 p
Jacksun DE The character ofthc lower crust and the upper mantle beneath the Hawaiian Islands //Gcol Congr.,
23rd Scss., Proc Sect. I. Upper Mantle (Gcol. Proc ). Pr. 1968. P 135-150
Jackson ED.. Wright TL Xenoliths In the Honolulu volcanic Series. Hawaii // J Petrol. 1970 V. II. N 2.
P. 405 -430
Jeans J H. Problems of cosmogony and stellar dmamics Cambridge Univ. Press. I... 1929 293 p.
Jeffreys H. The resonant theory ofthc origin ofthc Moon //Moon NulcsAstron Soc. 1930 V. 9I.P. 169-173
Jeffreys II The times of PS and SKS and the velocities of [’and // Mon Noles Astron Soc 1939 V 4. P 498-533.
Jezek PA.. Bryan W.B. Haggerty S.E, Johnson 11P. Petrography, petrology and tectonic implications of Mitre
Island. Northern Fiji Plateau// Mar. Gcol 1977. V 24. P 123-142.
Johnson R.H. Active submarine volcanism tn the Austral Islands// Science. 1970 V. 167. P. 977-979.
Kaneoka J K-Ar ages of seamounts along the Japan Trench and the effect of acid leaching on the K-Ar age of a
dredged submarine rock//Gcochctn. J. 1971 N5 P 113-120.
Kaneoka J. IsshikiN.. ZashuS. K-Ar ages ofihc Izu-Bonm Islands //Gcochcm. J. 1970. V. 4. P. 53-60
KarigD Origin and scvclopmciit of marginal basisns in the Western Pacific //J. Gcophys Res 1971 V. 76. Nil
P 2542-2561
KarigD.. Kagami U. Varied responses to subduction m Nancai Trough and Japan Trench reroutes // Nature. 1983.
V. 304. N 5922. P J48-I5I
Keating B.H.. MutteyD. P. Naughton J J. ctal. Evidence for a hot-spot origin ofthc Caroline Islands//J. Gcophys.
Res. 1984. V. 89, N 12. P. 9937-9948.
Kesler S.E. Nature of ancestral orogenic zone in nuclear Central America//Amer. Assoc. Petrol. Gcol. Bull 1971.
V. 55. P. 2116-2129.
Kroenke L ctal Initial Rqxirt DSDP. V 59. Washington: U.S. Govt Print. Office, 1980.
Kruimnertacher D. Noetdin J Ages isotopique K-Ar de rochcs prclcvccs dans les possessions Francaiscs du
Pacific//Soc Gcol. France Bull. Ser. 7 1966 V. 8, N 2. P. 173-175.
Krummenacher D. cl al. Putasstunwirgon ages from monoliths and differentiates in coarcs-gnnncd rocks from the
centre of the Island olTahiti, French Polynesia И Gcol Soc Amer. Absir.. Programs. 1972. V. 4, N 3- P. 186.
Kulp J L Potassium-argon dating of volcanic rocks//Bull. Volcanol. 1963 V. 26. P. 247-258
Kumazawa M, Martiyama S. Whole Earth tectonics // J. Gcol. Soc. Japan. 1994 V 100, N 1. P 81-102.
Кипа II. et al. Rock fragment and pebbles dredged near Jniwnu Scamout. Northwestern Pacific // Deep-Sea Res.
I956.V.3.P 126 133
Ladd H.S., Tracey JI. Gross M.G. Deep drilling on Midwey Atoll // U. S Gcol. Surv. Prof. Paper 680-Л. 1970.
P I- 21
Ladd U.S. cl al. Darwin Guyot, the Pacific's Oldest Atoll // Pruc.2"J International Coral Reef Sympos. 1974.
P. 513 522.
Ladd J W. Schroder S. Seismic stratigraphy of the continental shelf oflshorc Guatemala; Implication Гог vertical
tectonics refined to subduction // Hucne von R.. Initial Reports. DSDP Wash.: US. Govnt Print. Office. 1985. V. 84.
P. 879 893
Lake P Mountains and Island Arcs // Gcol. Magazine 1931. V. 68. P. 34.
Luvsan R.. Chase C. Late Mesozoic evolution oflhc Western Pacific Ocean // Gcol. Soc. Am. Bull. 1972. V. 83
P. 3627-3644
Larson R. et al // Initial Reports. Oflhc DSDP Wash • U.S. Govnt Print Office. 1975 V. 32.980 p
Late Quaternary tectonics northern and Juan de Fnca ridge (Northern Pacific)//Mar. Gcol. 1972. V. 12. P. 141—164
Lawson A Insular Areas. Foredeeps and gcosincltnalc seas on the Asiatic Coast // Bull. Gcol. Soc. America. 1932.
V 43. P. 353-381.
LePichonX. Sea floor spreading and continental drift//J Gcophys. Res. 1968. V 73. N 12. P. 3661-3697.
Leiw S.. De Leptnay II. M. МапЦге! A.. Puberllier M. Structural and tectonic evolution of the Eastern Cayman
Trough (Caribbean Sea) from seismic reflection data // Amer. Association of Petrol. Gcol. Bull. 1996. V. 80. P. 222-247
Lonsdale P.. Hawkins I. Silicic volcanism at an offaxis geothermal field in lire Mariana Trough backarc basin
//Gcol Soc Amer. Bull 1985. V 96, N 7. P 940 951.
Ludden J.N, Plunk T, Escutia C. (Eds) // Proc, of the Ocean Drilling Progr. Scicnt. Results. 2003. V 185.
Ludwig IV. et al. Sediments and structure of Japan Trench H J. Gcophys. Res. 1966 V. 71. N 8. P. 2121 2137
MallickD. Ash R. Geology oflhc Southern Banks islands// New Hebrides condom. Gcol. Surv. 1975. 33 p.
MallickD. GivenbatimD Geology of Southern Sanio // New 1 lebridcs condom Gcol. Surv. 1977 84 p.
Marlow M.S.. Sholl D It' et al Structure and evolution of the Bering Sea shelf south of St. Lawrence Island
Z/AAPG Bull. 1976 V.60 P 161 183
Marlow M.S.. Cooper A K. Mesozoic and Ccnozic structural trends beneath the southern Bering Sea shelf// Amer
Association of Petrol. Gcol. Bull 1980 N64 P 2139-2155
Marlow MS.. Carlson P cl al I lydrocarbon resource report for proposed OCS. Sale N 83. Na varin Basin, Alaska
// U.S Geological Survey Open File Report 1981 P 81-252.
Marlow M.S.. Cooper Л.К.. Fisher M.A Petrol, gcol. of the Bcrmgian continental shelf// Geology and resource
potential oflhc continental margin of western North America and adjacent Ocean basins. Beaufort Sea lo Baja California.
Tilsa. Oklahoma, 1987. P. 103-122.
Matsuda J.L. Notzu K. ctal. Geochemical implications from Sr isotopes and determinations for the Cook-Austral
Islands Cham //Tectonophysics. 1984 V. 104. P. 145-154.
Matsuzawu A, Tetmano T et al Structure of the Japan Trench subduction zone from multi-channel reflection
records//Mar Gcol 198(1. V. 35.1’. 171 -182.
Motley DP. Minor and trace element geochemistry of volcanic rocks from Truk, Ponapc and Kusait Eastern
Caroline Islands’ evolution of a young hotspot trace across old oceanic crust // Contrib. Mineral Petrol. 1974. V 80
P 1-13
McCarthy J, Schall D IV Mechanisms of subduction accretion along the central Aleutian Trench // Gcol. Soc
Amer. 1985. N 96. P 691-701.
McDonald G. Composition mid origin ofllawauan lavas //Bull. Gcol Soc Amer. 1968. V. 116, N I. P. 477-522
McDougall L. Mahoko М.Л.Н. et al Dumpier Ridge, Tasman Sea, as a stranded continental fragment И Aust. J.
Earth Sei 1994. V. 41 P 395-406
McManus DA ctal //Initial Reports oflhc Deep Sea Drilling Project Wash.: U.S Govnl Print. Office. 1970 V. 5.
Meyer A Pb and Sr isotopic data bearing on the origin of volcanic rocks from the Mariana island arc system
// Bull GcoL Soc. Amer. 1976. V. «7. N 9. P. 1358-1369
Meijer A., Reagan M, Ellis II et al. The tectonics and geologic evolution of Souihcst Asian seas and islands
//AGU Gcophys. Monogi. 1983. V. 23, pl 2. P. 349-359.
Menard H.W. Growth of drilling volcanoes//J. Gcophys. Res. 1969. V. 74, N 20 P. 4827-4837.
Meyerhof!F.A. et al Surge tectonics a new hypothesis of Earth dinamics // New Concepts in Global Tectonics.
Lubbock: Texas Tcchn. Univ. Press, 1992. P. 309-409.
Minato M. et al. The Geologic development of (he Japanese Islands Tsukiji shokan. Tokyo, 1965.442 p.
Minalo M. ct al. The age an orogeny. Tokto: lokai Univ. Press. 1977.427 p.
Mmatv M. ct al. Varisenn gcohistory of northern Japan.. The Adcan Orogeny Tokto: Tokai Univ. Press. 1979
427 p.
Mizuno A.. Okudu Y- cl al. Marine geology and geologic history ofthc Daito Ridges area, Northwestern Philippine
Scza. P I П Marine Sciences. Monthly, 1975. V. 7. N 8
Mveabe R.. Uyi'tla S. Hypothetical model for bending of the Mariana arc H The tectonic and geologic evolution
of southeast Asian sea Sand islands. Wash. (D.S.). 1983. P. 281-293.
Moran Zeitfeno D The geology ofthc Mexican Republic AAPG Studies in Geology. 1994 N 39.83 p.
Mortoka W. Kigashi К Lead isotopes and age of Hawaiian Ihcrsolilc nodules// Earth and Planet. Sei. Lett. 1975
V 25. P. 116-120.
Murauefti S. ct al. Study of the continental Slope of the Sannku Coast by seismic reflection // Memories of the
National Science Museum. Tokyo 1968. N 1 P 25-31
Murdock J bl. Production of great arcuate troughs and their subsequent deformation; a case study, the Aleutian
islands arc И New Concepts in Global Tectonics Newsletter. 1998 Pt I, N 9. P. 22-27
Murdock J.H. Unrecognized failure of a critical test of strict plaic tectonics, the trench region offshore оГ Guatemala
and a comparasion with the Aleutians fl New Concepts in Global Tectonics Newsletter. 1999. Pl 4, N 12 P. 2-9
Holland J H. Tumey J Petrologic evolution ofthc Mariana arc and back-arc basin system- a synthesis of drilling
results in Ute South Philippine Sea U Initial Reports DSDP. 1981. V. 60 P 877-908
New Concepts tn Global Tectonics. Abstracts Lubbock. Texas Tcchn. Univ Press. 1989. 37 p
Nuno H. Survey ofKammti seamount at the southern end of (he Emperor seamounts tn the Central North Pacific
Ocean//The 10-tli Pdcific Sei Cong. 1961. P. 383.
О ’KeefJ.F. Geochemical evidence for the origin of the Moon // Nature wissen schaftcn. 1972. V 59 P 45-52.
O'KeefJ.F.. UreyHC The dificicncy of sidcrophilc elements in the Moon//Phil. Trans R Soc L Ser A285
1977. P. 569-575.
Origin of the Earth and Moon / Eds R.M Caniip, K. Righter Willi 69 collaborating authors. Tucson University of
Arisotia Press . Houston: Lunar and Planetary Institute 2000. V. 15. 555 p.
Oziuui M. Kemeako J- Pot lass ium argon ages and magnetic properties of same dreadged submarine basalts and
their geophysical implication // J Gcophys Res 1968, V. 73, N 2. P. 711 -723.
Ostma M et al. К-Ar ages of submarine basalts dreadges from seamounts in the Western Pacific areas and discus-
sion of oceanic crust // Earth and Planet. Sei. Lett 1970. V. 8. N 3 P. 237- 249.
Ozima M. ct al Sea water weathering effect on К Ar ages of submarine basalts U Gcochcm. ct cosmochtm. acta
1977. V.41.N4. P.453-161.
Pan Ch. Polar instability, plate motion and gcodynatnics of the mantle // J. Phys. Earth. 1985. V. 33, N 5
P 411-434
Pavum N. A global gcolcctonic reference system inferred from Cenozoic tectonics // Gcologischc Rundschau
1981. Bd 70 P 189 206.
Peter C ct al Magnetic structure ofthc Aleutian Trench and northeast Pacific basin //The Sea L.: Pergamon
Press. 1970. V. 4. pt 2.
Peterson M.N. Goldberg E D Feldspar distribution in South Pacific pelagic sediments H J. Gcophys. Res. 1962
V 67, N 9. P. 3477-3492/
Pickering W.H The place of origin ofthc Moon - (lie volcanic problem // J. Geol. 1907. V. 15. N I P. 23-38.
Pinun A. Shtsky Rise sediments: correlation of lithology and physical properties with Geologic History 11 Amer
As. Petrol. Geol. Bull. 1972 V. 56. N 2. P 364-370.
Platc-Tcctontc Map of the Circum-Pacific Region//Amer Assoc of Petrol Geol Oklahoma. 1982.
Preliminary report of the Hakuno Maru cruise Kll-68-3/Ed Y. Tomoda Tokyo, 1968 Il6p
Preliminary report ofthc Hakuno Maru cniisc KH-80--3. Tokyo. 1981.209 p
Preliminary report of the Hakuno Mani cruise KH-84 -1. Tokyo, 1985. 305 p.
Prell W.L. cl al. II Initial Reports DSDP. Wash. U.S Govnt. Print Office. 1980 V. 68.
Premoli S. ct al. I/ Initial Reports. Proc. ODP. 1993. V 144. College Station. TX.
Prestvik T ct al. A Petrol logy of Peter 1 Oy (Peter I Island)// J. Volcan.Gcolhcrni. Res. 1990. V. 44 P 315-338.
Pretlvik T. cl al. Geology and age of Peter 1 Oy, Antarctica // Polar. Res. 1991. V. 9. P 89 -98.
Pushcharovxky Yu.M. Udintzev G.B Tectonic map of the Pacific segment оГ the Earth geological institute and
Institute of Oceanology of Academy of Sciences of USSR. 1 : 10000.
Rea D.K. ct al. // Initial Reports. Proc. ODP 1993. V. 145. College Station, TX (Ocean Drilling Programme).
Ringwood A E. Some aspects of the thermal evolution of the earth U Gcocltim. ct Costnochitn. Acta. 1960. V. 20.
P. 241-259.
Robinson C. Tltc geology of North Sanio // New Hebrides Geol. Surv 1969. 77 p.
Roxental В R. cl al Geological and Geophysical Studies ofthc Canton Trough Region // Gcophys. Res. 1975
V. 80, N 17. P. 25-65
Ruxental B.R. cl al. // Initial Reports. DSDP Wash.: U.S Govnt. Print Office. 1980. V. 54
Ryan BD Rubidium-strunlium geochronology of the llcllroanng Crukstock, southeast British Columbia
//Abstracts Geol. Soc. Amer. 1970. V. 2. N 2.
Sager W. W., Pringle M.S Paleomagnetic constrains on the origin evolution of the Musicians and South Hawaiian
seamounts. Central Pacific ocean H Geophys. Monogr Seamounts, Islands and attols Amer. Geopliys. Union. Wash
(DC.), 1987. V 43 P. 133-162
Sager WW et al.//Initial Reports Proc ODP. 1993. V 143 College Station. TX.
Saito К, Ozima M. Ar4O-Ar39 geochronological studies on submarine rocks from the Western Pacific area// Earth
and Planet Sci. Lett 1976. V. 3. P. 353-369.
Schlanger S.O. et al Geology and geochronology ofthc Line Islands//J Geophys. Res 1984 N 89. P 11261-
11272
Scholl D.W et al. Newly discovered Cenozoic basin, Bering Sea shelf, Alaska//Petrol Geol. Bull 1969 N 53
P 2067-2078
Scholl D. IF etal. Plate tectonics and strulural evolution of the Aleutian-Bering Sea region. Geology of Bering Sea
and adjacent region // Geol Soc. Amer. Mem. 1974 78 p
Scholl D W. Marlow M.S. Global tectonics and the sediments of modem and ancient trenches some different
interpretations//Amer. Assoc. Petrol. Geol Mem 1974 N23 P 255-271
Scholl D W et al Plate tectonics and the structural evolution о f the Aleutian Bering Sea regions // Contributions
to the geology of the Bering Sea basin and adjacent regions GSA Spec 1975. Pap 151 P 1—32.
Schreiber В C New evidence the age of the Bavarian Ridge // Bull Geol. Soc. Amer. 1969 V 80 P 2601
2604
SdaterHJ et al Crustal extension between Tonga and Lau Ridges petrologic and geophysical evidence//Bull
Geol Soc America. 1972 V 83. N 2 P 505-518
Shtbata К Geochronology of pre-Silurian rocks in the Japanese Islands, with special reference to age determina-
tion of ortoquartzite clasts //Basement of the Japanese Islands Japan, 1979 P 625-639.
Shiki T.. Aoki H.. Suzuki H et al Geological and petrological results of the GDP Cruise in the Philippine Sea
//Mar Sci. 1974 V.6.N8 P 51-56
Shiraki К Metamorphic basement rocks of Yap islands, Western Pacific possible oceanic crust beneath an Islands
arc//Eaffh and Planet Sci. Leri. 1971 V 13.N 1. 167-174
Shirley К Seafloor features exposed//A APG Explorer 1998. October P 21-23-
Shoemaker E. Cratering history and early evolution of the Moon // Watkins C. (ed) Lunar Science III Lunar
Science Institute. Houston Texas, 1972 P 696-698.
Shor ¥. Structure of the Bem mg Sea andtheGulfofAlaska// Mar Geol 1964 V. 1, N 3. P 213-229.
Smith J C Diastropbic evolution of Western Papua and New. Guinea Hobart, Univ, Tasmania, 1964.
Smoot S.N. WNW-ESE lineations // New Concepts in Global Tecronic Newsletter 1998 N 9. P. 7-11
Snelling NJ et al K-Ar age determinations on samples from the British Solomon Islands Protectorate- Unpubl
Rept.//Inst Geol. Sci. Geochem Divn. L 1970 V. 70, N 14
Stacey ED Physics of the Earth Brookfield Press, 1992 513 p
Stare I. T Geology and petrography of volcanic rocks on the Truk Wash . U S. Govnt. Print. Office. 1963.
Suess E et al // Initial Reports. Proc. ODP 1988. V. 112. College Station, TX.
Summar,'of radiometric ages from Pacific UNESCO Pans, 1987 67 p
Summerhayes С P Manne geology of the New Zealand subantarctic sea floor //Mem N Z Oceanogr. Inst 1969
V 50
SunSS Lead isotopic studies of young volcanic rocks from oceanic islands, midoceanic ridges and islands arcs
// Philos. Trans. R Soc. Ser A 1980 V. 297, N 1430. P. 409-445
Suzuki H.. Taietcln M The development of the Shimanto Geosyncline and the Kuroshio Paleoland // Mar Sci
MON 1975 V. 7, N 10
Suzuki Y. Harata I et al. Geological structure of North-east Honshu, Japan in contradiction to the Plate Tecionics
И Newsletter New Concepts in Global Tectonics, 1997. N 5 P 17—19
Swanson F.J. et al Geology of Santiago, Rabida and Pinzon Islands // Galapagos Bull Geol. Soc. Amer. 1974
V 85 P 1803-1810
Sykes L. el al. Earthquakes and tectonics // The Sea 1970. V 4, pt I N 4. P. 353-420.
Tahgami Y. et al Ar40-Ar39 ages of igneous racks from Japan Trench Enmo seamount and Kashima seamount
// Internal Kaiko conference on subduction zones. Abstract volume Tokyo, Slnmizu, 1986 P 16-17
Tanaka K. Study of Cretaceous sedimentation in Hokkaido//Rept Geol Surv Jap. 1963. N 197 P. 119.
Tanner W. Deepsea trenches and the compression assumption //Bui I Amer. Assoc Petrol Geol 1973, V. 57, N I,
pt I. P. 2195-2206
Tatsumoto M-. Knight R.T Isotopic composition of lead in volcanic rocks from central Houshu - with regard to
basalt genesis //Geochem. J. 1969. V. 3, N 1. P. 53-86.
Tokuoka T. Okami К Orthoquartrite rocks as Precanbrian bagements of the Japanese Islands//Geo logical Society
of Japan Memoir 1982. N 21 P. 283-295
Tsunakawa H K-Ar dating on volcanic rocks m the Bonin Islands and its tectonic implications // TectonophyS.
1983. V 95. R 221-232.
Turner D L„ Jurrard R D. K-Ar of the Cook-Austral Island chain: a test of the hot-spot hypothesis // J Volcanol
Geotherm. Res. 1982. V. 12. P. 187-220.
Turner R.F ct at Geological and operational summary. Norton Sound Cost no. 1 well. Norton Saund, Alaska
// U.S. Geological Survey Open-File Report 1983.1’ 83-124
Turner R F ct al Geologic герои for the Navaritin Basin planning area, Alaska И Outer Continental Shelf Report
MMS 85-0045. 1985 164 p
Van Ande! Т.Н. ctal. //Initial Reports DSDP. Wash : U S. Govnt Print Office. 1973 V 16
Vtmko D A., Baliza R Gabbroic rocks from the Mathematician Ridge faded rift H Nature. 1983. V. 300. N 5894.
P. 742-744
Varne R D, Quilty P.GJ. Macquarie Island and the cause of oceanic linear magnetic anomalies И Science 1969
V. 166 P. 230 -233.
Warden A The geology of the Central Islands New Hebrides И Gcol Surv 1967 108 p.
Waiden A Evolution ofAoba caldera volcano//New Hebrides Bull. Volcano!. 1970-V 34 P 107-140
Watkins J S. ct al И Initial Reports DSDP Wash. U.S. Govnt. Print. Office. 1982 V. 66
Walkuns N.D.. Cunn B.M. Petrology, geochemistry and magnetic properties of some rocks dredged from the
Macquarie Ridge//Gcol. and Gcophys 1971 V. 14 P. 153-168
Watts A. An analysis of isostasy in the worlds oceans 1. Hawaiian-Gmpcrcor seamount chain it J Gcophys. Res
1978 V. 83. N 1312. P 5989-6004
Wilson H.M. Cretaceous sedimentation and orogeny in nuclear Central America И AAPG Bull 1974- V 58.
P- 1348-1396.
Winterer E L. cl al. H Initial Reports. DSDP Wash. U S Govnt Print. Office, 1971. V. 7.
Wise D. U. An origin of the Moon by rotational fission during formation of the Earth’s core // Gcophys Res. 1963.
V. 68. P. 1547-1557.
Wise D. U. Origin of the Moon from the Earth: some new mechanisms and comparisons // J Gcophys Res 1969-
V. 74. P. 6034-6045
Woollen d G. P. The interrelations ships of crustal and upper mantle parameter values iti th c Pacific // J. Gcophys
Res 1975 V 13. P 87-137.
Wurs/ey T. Martini E. Maeslrichtion nanoplankton provinces // Nature. 1970 V 225 (5239) P. 1241
Yabe fl.. Aoki R. Reef conglomerate with pellets of Lcpidocyclina limestone found, on the Atoll Jahiit, Japan.'/ J
Gcol. and Geography. 1922. V I.N4
YetgiK. Petrochemistry of the alkalic rocks of the Ponapc Islands western Pacific ocean//XXI J.G.C Rept. Pt 13.
Copenhagen, I960. P 108-122
Yano T. Wti G.Y. Middle Jurassic to Early Crciaccous arch tectonics in East Asian continental margin
// Environmental and tectonics history of East and South Asia, cith emphasis on Cretaceous Correlation (IGCP 350):
Proceed, of 15-th Intern. Symposium ofKyungpook National University, Taegu. 1995. P. 177-192
Yano T, Wu G.Y Late Mesozoic gcodinamics intcrrlaliong Circum-Pacific mobile belt and Darwin Rise II Gcol-
Soc. Philippines. 1997. V 52 P 235-271
Zhou Yaoqi. Haiyan diz.hi yui disytzi dizhi // Mar. Gcol. and Quatem. Gcol. 1987. V. 7. N 1. P. 11-26
ПОСЛЕСЛОВИЕ
БОРИС ИВАНОВИЧ ВАСИЛЬЕВ является признанным в научном мире исследова-
телем геологических тайн и загадок Тихого и Мирового океанов. Он автор и соавтор
многочисленных научных публикаций, монографий и научно-популярных книг, один
из составителей «Геологической карты Мира» (2000 г.) и «Международного геолого-
геофизического атласа Тихого океана» (2003 г.). Его перу принадлежит двухтомная
монография «Основы региональной геологии Тихого океана» (1992 г.), которая ста-
ла научным «бестселлером». Но Б.И. Васильев, как пытливый ученый и энцикло-
педист, не останавливается на достигнутом, а продолжает свой творческий поиск и
«геологический-океанологический» маршрут, итогом которого стал новый моногра-
фический труд под емким и фундаментальным названием «Геологическое строение и
происхождение Тихого океана».
В настоящей монографии обобщены и систематизированы новые данные по
глубинному бурению, драгированию дна, геолого-геофизическому строению остро-
вов и атоллов Тихого океана. С помощью системного и морфоструктурного анализа
комплексных геолого-геофизических, структурно-тектонических и геохимических
материалов доктор геолого-минералогических наук Б.И. Васильев охарактеризовал
структуру коры и геодинамику Тихоокеанской мегавпадины и окружающего подвиж-
ного пояса, или Тихоокеанского
сейсмомагматогенного огнен-
ного кольца. Ему удалось не-
традиционно и детально рас-
смотреть и критически оценить
основные гипотезы образо-
вания и эволюции глубинной
структуры Тихоокеанского
сегмента Земли, особую роль
при этом он отводит концеп-
циям плюмовой тектоники,
океанизации, редкого события
космического характера на на-
чальном этапе геологической
истории планеты.
Автор монографии под-
черкивает многогранную уни-
кальность Тихоокеанского сег-
мента планеты, которая проя-
вилась в следующих геологи-
ческих особенностях: в изоме-
тричной форме Тихоокеанской
мегавпадины; в кольцевой
структуре Тихоокеанского под-
вижпого пояса и в радиально-концентрической системе мегаразломов в его пределах;
в составе тихоокеанских базальтоидов, отличающихся от толеитов дна Индийского
и Атлантического океанов; в специфических геолого-геофизических характеристи-
ках земной коры и верхней мантии Тихоокеанского геоблока; в асимметричном рас-
положении Восточно-Тихоокеанского поднятия и в его существенных отличиях от
срединно-океанических хребтов других частей Мирового океана; в развитии дина-
мичных и активных переходных зон; в системе глубоководных желобов, островных
дуг и окраинных морей: в особо больших размерах геосистемы, составляющей более
трети поверхности Земли; в колоссальной сейсмотектонической и магматической ак-
тивности недр геоблока с древности до настоящего времени.
Сложности геологической детализации Тихоокеанского сегмента заключаются
в крайне неравномерной сети исследований по региону и в отсутствии единой мето-
дологии и четкого подхода к гсокарзиро ванию дна океанов и морей. Автору удалось
преодолеть эти методические и технологические барьеры в познании особенностей
строения коры, недоступной для прямых геологических наблюдений. Оригинальные
геологические материалы Б.И. Васильев получил в результате осуществления 28
океанологических экспедиций в различные районы Тихого океана и в ходе 20 на-
земных экспедиций в Азиатско-Тихоокеанском регионе. Обобщение и анализ ра-
нее полученных данных проводились па вещественно-структурной основе, которая
служит базой для построения геологической картины дна Тихого океана (со снятым
чехлом современных осадочных отложений). Следует отметить, что автор составляет
Геологическую карту морского (океанического) дна по методике, которая разработана
и применяется для геологической картографии континентальных частей, что позволя-
ет прослеживать пограничные и грансструктурные элементы геоморфологии и текто-
ники в масштабах Тихоокеанского геоблока и его сухопутного обрамления.
Монография подразделяется на три части. В первой части дается общая харак-
теристика Тихоокеанской мегавпадипы, которая отождествляется с галассократопом.
Здесь имело место многократное повторение тсктономагматических циклов, но уль-
трамафический субстрат, залегающий на сравнительно малой глубине, обусловил ее
консервативность и жесткость по сравнению с обрамляющим подвижным поясом.
Геологическое описание гигантской мегавпадипы охватывает ключевые региональ-
ные элементы, среди которых детально рассмотрены следующие: Северо-Западная
котловина и ее структурное обрамление, Западная приэкваториальная часть Тихого
океана. Центральная котловина, Северо-Восточная котловина, Полинезийский свод,
Восточно-Тихоокеанское поднятие, Южно-Тихоокеанское поднятие, Юго-восточная
часть Тихого оксана. В составе региональных геологических элементов рассмотрены
строение и динамика более 60 локальных структур и тектонических образований типа
впадин, возвышенностей, хребтов, поднятий, гор, котловин, желобов, валов, гряд,
гайотов, сводов и трансформных разломов, определяющих рельеф дна и его т еологи-
ческие особенности.
Б.И. Васильев, опираясь на вещественные, петрографические и петрофизиче-
ские фактические данные, полученные при глубоководном бурении и драгировании,
выделяет три геологост руктурттых этажа в разрезе коры Тихого оксана, при этом он
учитывает погрешности ледового разноса горных пород. Первый госструктур! тын
этаж включает комплекс метаморфических пород из нижней части земной (океани-
ческой) коры меланократового типа. Этот комплекс сформирован в Тихоокеанской
мегавпадине в ходе длительного этапа развития и представлен энидот-амфиболовыми
крисгаллосланцами, апогарцбургитовыми серпентенитами, эпилоговыми амфиболи-
тами, пироксен-плагиоклазовыми мегаморфитами. В разрезе первого этажа встре-
чаются образования кислого состава, блоки фундамента из метаморфических и маг-
матических кислых пород фиксируются на вале Зенкевича, в Курило-Камчатском и
Муссау желобах, в золах трансформных разломов Элганин, Кларион и Клиппертон,
на ряде вулканических островов Тихого океана. Второй структурный этаж коры под-
разделяется на два подэтажа, в целом он имеет региональное несогласие с первым
этажом. Возраст нижнего подэтажа, сложенгого комплексом расслоенных интрузий,
дотриасовый гриасовый Вулканогенные породы верхнего подэтажа образовались в
мелководных и субаэральных условиях, формируют его туфогенпо-осадочные поро-
ды, туфы, брекчии, пиллоу-лавы базальтов триас-юрского возраста. Третий геострук-
гурный этаж коры имеет возрастной диапазон от юры до четвертичного периода, он
сложен вулканическими и осадочными породами, залегающими несогласно на ком-
плексе отложений второго этажа.1 С поздней юры начались значительные опускания
дна Тихого океана, о чем свидетельствует комплексный анализ мощностей и фаций
осадочных образований третьего (верхнего) геоструктурного этажа коры океани-
ческого типа. Таким образом автор обосновывает, что вплоть до раннего мезозоя в
пределах Тихоокеанской мегавпадипы существовали области и районы палеосуши с
корой континентального типа. С этих микроконтилетов осуществлялся снос геоло-
гического материала в краевые прогибы, которые ранее были па месте прибрежных
горных хребтов и современных островных архипелагов.
Во второй части монографии рассматривается внутренняя зона Тихоокеанского
подвижного пояса, или зона перехода «континент-океан» по всему периметру ги-
гасисгсмы. Геологическое строение указанного пояса приводится по 7 секторам,
имеющим собственные названия географического плана. Восточно-Азиатский, Юж-
но-Азиатский, Австрало-Меланезийский, Антарктический, Южно-Американский,
Центрально-Американский, Северо-Американский. Положение секторов приводит-
ся по окружности прочив часовой стрелки и определяется текгономагматически-
ми и структурно-геоморфологическими факторами. Каждый сектор разделяется на
эталонные звенья, отождествляемые с ключевой мегасистемой зоны перехода. Так.
Восточно-Азиатский сектор, к примеру, включает Беринговоморское, Охотоморское и
Япопоморскос звенья, которые детально описываются на основе новых и обобщенных
геолого-геофизических данных. В этой части работы дана подробная характеристика
геологических, геоморфологических и петрологических параметров дна окраинных
морей, островных дуг и глубоководных желобов. Окраинные моря подразделяются
условно на три основных типа. Первый тип включает морские котловины, которые
заложились па гетерогенном основании в пульсирующем режиме, сюда отнесены
все моря северо-западной части Азиатско-Тихоокеанской зоны перехода, имеющие
береговой контакт с континентом. Второй этап отождествлен с Филиппинским мо-
рем, впадина кот орого образовалась на месте древнего поднятия с корой мафического
состава, нс имеющей непосредственного берегового контакта с современным конти-
нентом. Третий тип включает котловины морей в пределах Австрало-Меланезийского
сектора, эти впадины образовались в разные геологические периоды, когда кратковре-
менные поднятия происходили на фоне синхронных преобладающих опусканий дна.
Используя различия в геологической структуре и динамике, автор подразделяет все
глубоководные желоба и островные дуги па три главных типа: Курило-Камчатский,
Идзу-Бонииский, Пово-Гебридский. Такой подход к анализу указанных геосистем в
научной литературе считается новаторским и подтверждается более ранними автор-
скими публикациями. Геологическая природа секторов и звеньев внутренней части
Тихоокеанской зоны перехода обосновывает реальные механизмы и энергетический
потенциал геоисторического развития этой глобальной системы на основных этапах
эволюции Тихого океана
Третья часть монографической работы включает научный анализ проблем про-
исхождения Тихого океана - ключевого объекта планеты от катархея до кайнозоя. Эти
актуальные проблемы разбиты на два блока решаемых задач: а) основные концепции
возникновения Тихоокеанско-Африканской асимметрии Земли и эндогенного проис-
хождения Мирового океана; б) современные концепции образования системы Земля-
Луна как первопричина заложения Тихоокеанской мсгавпадины. В период кризиса
современной геологии появление «на свет» монографии Б.И. Васильева является зна-
менательным событием. В пей критически переосмыслены общеизвестные геотек-
тонические гипотезы: плитотектоники, геосинклиналей, расширяющейся планеты,
пульсирующей геосистемы, океанизации и др. На основе новой геологической факту-
ры в монографии показаны главные недостатки каждой из этих гипотез и обоснована
несостоятельность плитотектонических воззрений для объяснения возникновения и
эволюции Тихоокеанской мсгавпадины и планеты в целом.
Дополнительными аргумеггтами против постулатов и механизмов плитотекто-
нической концепции могут служить новые геоструктурвыс образования в виде ко-
романтийных и тектопосферных воронок, обнаруженные при геолого-геофизическом
моделировании равновесных и неравновесных систем континентов и океанов пла-
неты («Проблемы геологии и геофизики», (991; «Структура и динамика тектонос-
феры», 1993; «Тсктоносферныс воронки Земли», 1994; и др.). Указанные тектонос-
ферные воронки и мантийные магматогенные колонны выделяются на основе глу-
бинных сейсмогравитационных, магнитотеллурических и сейсмогомографических
данных. Гигантские воронкообразные структуры подчеркивают субвертикальную и
наклонную расслоеппость гсоконтинуума и в разрезе недр имеют глубокую корне-
вую систему (более 1000 км), достигающую иногда границы внешнего ядра Земли.
Следовательно, гигатекговоропки существую] миллиардолстия и продолжают есте-
ственное эволюционирование. Эти воронкообразные планетарные геосистемы ман-
тии и гектоиосферы «не позволяют» геологически и физически развиваться про-
цессам спрединга и субдукции, являясь своеобразными барьерами или мантийными
«якорями» для региональных плитотектопичсских перемещений. Последние ссйс-
мотомографические реконструкции «нлюмовых» образований подтверждают на-
личие магмаколони в тсктоворонках, что по противоречи т тектоническим моделям
Б.И. Васильева по Тихоокеанской мсгавпадине. Согласно концепции коромаигийных
тектоворонок и магматогегшых колонн всем континентам присущи гигантские вос-
ходящие воронкообразные коромантийныс системы, а под всеми океанами планеты
выявляются неравновесные нисходящие воронкообразные госструктуры, имеющие
древний и унаследованный характер.
Автора монографии волнует вопрос генезиса Тихоокеанско-Африканской асим-
метрии Земли, ч го является ключевым элементом в расшифровке тектонофизических
и геодинамичсских циклоп. Исходя из концепции коромантийпых вихревых систем,
можно утверждать, что впадина Тихого оксана зародилась над одноименной глобаль-
ной мантийной тектоворопкой, которая рассматривается как гигантская геокальдера
с коническими, трещинными, дуговыми, кольцевыми, бепъофными зонами и участ-
ками граниизостатмчсского и гр ави химического поглощения вещества с поверхности
в астеносферныс линзы и жидкое ядро планеты. Антиподом Тихоокеанской впадины
является Африканский континент, который отождествляется со сложно устроенной
гигантской выталкивающей коромацтинной воронкой («геоидовулканом») с кониче-
скими, трещинными, духовыми, кольцевыми, беньофными зонами и участками вы-
носа твердого, жидкого и газового материала из особых магматических камер и внеш-
него ядра Земли.
Б.И. Васильев считает, чго Тихоокеанская мегаииадина и ее переходное подвиж-
ное обрамление возникли около 4,5 млрд лег тому назад в процессе одного из трех
весьма редких событий космического характера: а) в связи с отделением Луны от пра-
Земли; 6) в связи с возникновением системы Земля-Лупа; в) в связи со столкновением
Земли с крупной планетой. По анализу геологических данных он отдает предпочтение
первому фактору (отделение Луны от пра-Земли), в результате которого произошел
отрыв части коры п верхней мантии с образованием тепловой отдушины на месте
теперешней Т нхооксапской мегавпадины, где до сих пор существует активный текто-
номагматически н режим. В результате интенсивных тектонических процессов на гра-
нице разнородных геолог ических сред и дробления краев древних платформ вокруг
гигантской океанической впадины возник Циркум-Тихоокеанский подвижный пояс,
который прошел сложнейшие этаны полициклического геосииклиналыго-орогепного
развития. Здесь имело место многократное повторение тсктопомагматических и
трансгрессивно-регрессивных циклов
Б.И. Васильеву удалось рассмотреть главные моменты геологического строения
дна Лихого океана и пограничных морфосгруктуриых элементов. С новых фактоло-
гических позиций он осветил проблему происхождения и эволюции Тихоокеанской
мегавпадины как ключевой тектонофизической геосистемы земного шара. В этом
заключается научная фундаментальность монографии геолога-океанолога, которая
должна стать настольной книгой для всех активных исследователей оксанов и конти-
нентов планеты.
Следует отме тить, что данная книга написана четким и попятным языком, бога-
то проиллюстрирована, опирается на весь предшествующий геолого-геофизический
опыт по Тихоокеанскому региону. Эта монография может служить своеобразным
геологическим справочником по морфострукзуре и гектопике дна Тихого океана.
Несомненно, чго новая книга Б.И. Васильева представляе т интерес для геологов, гео-
физиков, океанологов, географов, геоэкологов, которые занимаются комплексными
проблемами геологической истории оксанов и Земли в целом. Эпциклопедичность
подхода авт ора к решению поставленных задач позволяет ггам рекомендовать эту мо-
нографию в качестве учебного пособия для студенгов и аспирантов геологических и
океанологических факультетов вузов Российской Федерации.
Автор обобщил огромный фактический материал по геологии Тихого океана,
по оп очень самокритично относится к результатам собственных исследований, под-
черкивая, что для такого огромного региона все еще недостаточно междисципли-
нарных данных для однозначного решения проблемы происхождения и эволюции
Тихоокеанского сегмента планеты. Только «догмат ы-копоглоты» утверждают сейчас
в период кризиса геологии, что уже создана единая теория плптотсктогшческой эво-
люции Земли и можно закрывать геологоразведку и геологическую пауку. Но это, как
показывают труды Б.И. Васильева, далеко от научной истины. Интеллектуальное со-
мнение исследователя мобилизует геологическую общественность па поиск научной
истины по генезису Тихоокеанского сегмента Земли и всей планетарной системы.
К проблеме геологии дна и генезиса Тихого оксана ученые будут обращаться
неоднократно. По ясно, что Б.И. Васильеву удалось ухватиться за ключевое зве-
но в исследовании данной проблемы, которое делает возможным освещать теперь
геологическую историю скрытых сунеробъектов океанов с позиций, аналогичных
анализу эволюции континентальных геоблоков. Таким ключевым звеном является
Геологическая карта дна Тихого оксана, которая требует детализации и наполнения
структурно-вещественным содержанием. Па такой территории есть место всем его
ученикам и последователям, где они могут приложить свои знания в изучении земных
недр и геокоптинуума.
В А АВРАМОВ, профессор, доктор геолого-мгтсралогических наук, за-
ведующий лабораторией региональной геологии и тектонофизики Тихо-
океанского океанологического института им. В. И. Ильичева ДВО РАН