ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2009, том 427, № 4, с. 512-517
ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.24:552
СИНХРОННОСТЬ РАЗВИТИЯ КАЙНОЗОЙСКИХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ДУГ И ЗАДУГОВЫХ БАССЕЙНОВ: ПРИЧИНЫ И СЛЕДСТВИЯ
© 2009 г. Академик О. А. Богатиков, Е. В. Шарков,
А. В. Веселовский, |В. Б. Мещерякова
Поступило 08.04.2009 г.
Как известно, в результате глобально проявленной кайнозойской тектоно-магматической активизации на конвергентных границах плит получили развитие протяженные вулканические пояса (островодужные, окраинно-континентальные и внутриконтинентальные). Эти пояса образованы преимущественно андезитами и латитами и обычно имеют дугообразную форму. В большинстве случаев в тыловой части дуг формируются морские и/или осадочные бассейны, часто с мощным базальтовым магматизмом; для них характерны положительные изостатические аномалии, повышенные тепловые потоки и сейсмичность, т.е. свойства, соответствующие представлениям о мантийных плюмах. Континентальная кора в этих структурах претерпевает значительные изменения, выражающиеся в постепенном сокращении ее мощности, вначале преимущественно за счет удаления нижних, высокоскоростных горизонтов, а затем и верхних [1]. Это приводит к появлению в задуговых бассейнах коры промежуточного типа, а затем и к образованию океанической коры. Обычно появление таких структур связывается с задуговым спредингом, возникающим в тылу зон субдукции, который приводит к постепенному смещению вулканической дуги в сторону океана [2]. Спрединг нередко сопровождается формированием в прилегающих частях континентов окраинно-континентальных рифтов, где процессы растяжения также сопровождаются базальтовым вулканизмом [3].
Из изложенного может следовать, что геодинамические процессы на конвергентных границах плит имеют системный характер и не ограничиваются только появлением зон субдукции, как это обычно считается в современной модели тектоники плит. В этой связи нами с помощью созданной геоинформационной системы (ГИС "Вулканиче-
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук, Москва
ские пояса") [4, 5] проведен анализ пространственных и возрастных соотношений развития тектоно-магматических процессов, происходивших в кайнозое в островодужных ситуациях, на активных окраинах континентов и в зонах коллизии континентальных плит, с целью выявления конкретных механизмов этих процессов, продолжающихся и в настоящее время.
Тектоно-магматические процессы в системах вулканическая дуга-задуговое море
(на примере запада Тихого океана)
Алеутская вулканическая дуга и Командорская котловина. Алеутская дуга, отделяющая Берингово море от Тихого океана (рис. 1), начала формироваться в позднем ме-лу-раннем эоцене [2]. При этом в прилегающих частях северо-востока Азии, включая Корякско-Камчатскую складчатую область и структуры Верхояно-Чукотской складчатой области, развивался мощный магматизм внутриплитного типа, связанный со структурами растяжения [3]. Наиболее мощный магматизм в Алеутской дуге приходился на средний-поздний миоцен и был представлен типичными для подобных структур образованиями известково-щелочной и шошонит-латитовой серий. Одновременно в тылу западной части дуги происходило формирование Командорской глубоководной котловины с корой океанического типа; ее возраст оценивается в 21 млн. лет. Плотность теплового потока в ней в 2.5 раза выше, чем в соседней Алеутской с корой промежуточного типа. Современный вулканизм проявляется только в восточной и центральной частях дуги, затухая на восток.
Здесь, как и во всех проявлениях островодуж-ного вулканизма, устанавливается поперечная зональность от фронтального вулканизма известково-щелочной серии к калиевому субщелочному вулканизму в тыловой части дуги и затем, через зону смешанного вулканизма, к существенно базальтовому вулканизму Командорской котлови-
Рис. 1. Тектоническое положение и строение вулканических поясов островодужного типа. 1 - изверженные породы; 2 - глубоководные котловины: Ком - Командорская, Кур - Курильская, Яп - Японская, Сул - Сулу, Сулав - Сулавес-си, Банд - Банда, Цум - Цусимская; 3 - вулканы: а - активные, б - спящие и потухшие; 4 - разломы; 5 - вулканические пояса: 1 - Алеутский, 2 - Курило-Камчатский, 3 - Японский, 4 - Изу-Бонинско-Марианский, 5 - Филиппино-Сулавеси-Бандский, 6 - Новогвинейский, 7 - Суматра-Ява-Алорбалийский.
ны. Характерны проявления глубокофокусных землетрясений, свидетельствующих о наличии под морем зоны субдукции.
Курильская вулканическая дуга и Курильская котловина. Курильское звено Курило-Камчатского вулканического пояса представляет собой двойную цепь островов, протягивающихся почти на 2000 км. Большая Курильская гряда является областью активного вулканизма олигоцен-четвертичного возраста, а Малая гряда, вместе с подводным хр. Витязь, образует внешнюю гряду, образованную преимущественно позднемеловыми магматитами, перекрытыми
кайнозойскими вулканитами; эта дуга сейчас практически амагматична. Вулканизм в пределах Курильских островов проявлялся в течение миоцена, плиоцена, плейстоцена, голоцена и продолжается в настоящее время. Продуктами являются образования известково-щелочной серии (глиноземистые толеиты, андезибазальты, андезиты, да-циты и риолиты, а также образования шошонит-латитовой серии). Отмечается последовательное нарастание щелочности лав вкрест простирания Курильской дуги от нормальных толеитовых к калиевой субщелочной шошонит-латитовой серии и до щелочных базальтов в подводных вулканах
Охотского моря. Земная кора северной части Курильского звена вулканического пояса субконтинентальная, имеет мощность 20-25 км.
В южной части задугового Охотского моря расположена Курильская (Южно-Охотоморская) глубоководная впадина с корой океанического типа, занимающая около 8% Охотского моря. Вся территория котловины характеризуется высоким тепловым потоком, сильной положительной гравитационной аномалией и наличием глубокофокусных сейсмических очагов; устанавливаются и магнитные аномалии, ориентированные по простиранию впадины [2]. Временем ее заложения считается поздний олигоцен (36 млн. лет назад), когда начала развиваться Большая Курильская гряда. Появление рифтогенных структур на дне котловины и ее окончательное становление в среднем миоцене предшествовали перескоку зоны субдукции в современное положение, которое произошло в позднем миоцене-раннем плиоцене [6]. Котловина начала формироваться на раздробленной континентальной коре в условиях активной континентальной окраины Азиатского континента [7]. Линейные рифтовые структуры котловины, возникшие в начале ее погружения, вмещают базальты нормальной и повышенной щелочности.
Японский вулканический пояс и котловины Японского моря. Начало вулканической деятельности, приведшей к формированию Японского пояса, датируется поздним эоценом (примерно 30 млн. лет) [2]; максимум извержений приходится на миоцен, плейстоцен и голоцен. Земная кора Японского вулканического пояса - континентального типа, но пониженной мощности (15-23 км).
Японское море, отделяющее вулканический пояс от Азиатского континента, имеет сложное строение. До 40-45% его площади занято корой промежуточного типа мощностью 15-20 км, что значительно ниже мощности земной коры юго-западной окраины Азиатского континента, где она составляет 35-40 км. Образование Японского моря началось 32 млн. лет назад и, как и Охотского, происходило на раздробленной континентальной коре в условиях активной континентальной окраины [7]; спрединг морского дна имел место в период от 28 до 18 млн. лет назад. Одновременно на прилегающих к морю территориях Кореи и Восточного Китая происходило формирование окраин-но-континентальных рифтов [3].
Большую часть Японского моря занимают котловины (Центральная, Хонсю, Цусима) глубиной 2300-3500 м с корой океанического типа. Дно Центральной котловины опустилось до современных глубин приблизительно 20-18 млн. лет назад. Вулканические постройки в глубоководных котловинах сложены толеитовыми базальта-
ми, трахиандезитами и трахитами среднемиоцен-плиоценового вулканического комплекса, который широко распространен на территории Японского моря. В пределах котловины Хонсю драгированы свежие пиллоу-базальты и гиалокластиты с возрастом 6-17 млн. лет. Для котловин характерны пониженные значения сейсмических скоростей и глубокофокусные (до 700 км) землетрясения.
Аналогичные характеристики устанавливаются и для большинства других островодужных систем Мирового океана.
Активные континентальные окраины запада Северной и Южной Америк
Вдоль всего западного побережья этих территорий наблюдается выдержанный пояс кайнозойского известково-щелочного магматизма, развивающегося над зонами субдукции. Считается, что в современном виде эти активные окраины сформировались в эоцене (~40 млн. лет назад) после окончательной реорганизации тектонической структуры востока Тихого океана. В их тыловой части устанавливается постепенный переход к одновременно формировавшимся областям растяжения, рифтообразования и мощного базальтового вулканизма. В Северной Америке это огромная Провинция Бассейнов и Хребтов на западе США с мощным базальтовым вулканизмом, где мощность земной коры сокращена до 18-28 км. Ее возникновение часть исследователей связывает с перекрытием Северо-Американской плитой зоны океанического спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия, а другие, - с областью задугового спрединга; в любом случае она располагается в тылу зоны субдукции, и, возможно, здесь действуют оба механизма. Аналогичные базальтовые поля (известные в качестве траппов Патагонии) устанавливаются и в Южной Америке.
Как и в островных дугах, здесь устанавливается поперечная зональность, связанная с переходом в глубь континентов от фронтальных образований известково-щелочной серии к субщелочной шо-шонит-латитовой и затем, через промежуточную зону, - к областям толеитовых и субщелочных базальтов, развивающимся уже в задуговой части системы.
Альпийский сегмент Альпийско-Гималайско-Индонезийской зоны коллизии
Аналогичные процессы имеют место в зонах коллизии континентальных плит, что хорошо видно на пр
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.