Литосфера Филиппинского моря

Район работ охватывает Филиппинское море, характеризующееся океаническим строением земной коры и Северо-Китайскую равнину, представляющую собой часть Китайской платформы.

Рельеф Северо-Китайской равнины и дна Филиппинского моря

Ф илиппинское море - самое большое окраинное море в мире. C востока оно ограничено Марианской островной дугой, а с запада островной дугой Рюкю. Хребтом Кюсю-Палау Филиппинское море разделяется на Западно-Филиппинскую котловину и котловину Паресе-Вела. Дно котловин интенсивно расчленено на многочисленные впадины и подводные хребты различных генераций. Осадочный чехол незначительной мощности слабо нивелирует неровности рельефа.

Северо-Китайская равнина имеет ровный рельеф с незначительными возвышениями не превышающими 100 м. Совместно с Желтым морем она образует единую морфоструктурную зону с различной мощностью платформенного чехла.

В тектоническом отношении Филиппинское море образует литосферную плиту, расположенную между Евразийской, Тихоокеанской и Австралийской плитами. С запада и востока плита ограничена современными субдукционными зонами, где в настоящее время происходит погружение - на востоке океанической плиты под Марианскую островную дугу, а на западе Филиппинской плиты под островную дугу Рюкю. Филиппинская плита образовалась в кайнозойскую эру в результате аккреционных процессов. Формирование Западно-Филиппинской котловины произошло в палеогеновое время, котловины Паресе-Вела - в миоцене.

Северо-Китайская равнина входит в Евразийскую литосферную плиту и отличается тонкой литосферой (до 50 км), современной магматической и сейсмической деятельностью.

Схема расположения плит

На основе геологических, сейсмических, гравиметрических, магнитных, электромагнитных и геотермических данных построен глубинный геолого-геофизический разрез литосферы, пересекающий Северо-Китайскую равнину, осадочные бассейны Желтого и Восточно-Китайского морей, глубоководные котловины Филиппинского моря, Марианскую островную дугу с междуговым трогом, Марианский глубоководный желоб и северо-западную котловину Тихого океана. Протяженность геотраверса 5000 км, глубина проникновения в недра Земли составляет 100 км (Геотраверс...,1991; Родников и др.,1996).

Геотраверс Северо-Китайская равнина - Филиппинское море

(для копирования получить разрешение )
Показано соотношение между глубинным строением верхней мантии и строением поверхностных геологических структур. Чем выше уровень залегания астеносферы, тем больше плотность теплового потока и моложе возраст формирования глубоководных котловин и осадочных впадин. Под Марианским трогом, образованным 6 млн. лет назад, астеносфера подступает к коре. Под миоценовой котловиной Паресе-Вела астеносфера расположена на глубине 30 км, а под эоценовой Западно-Филиппинской котловинной - на глубине 50-80 км. В Северо-Китайской равнине с нефтегазоносными осадочными бассейнами, активизированной в кайнозойское время, астеносферный диапир расположен на глубине 50-70 км.

Толщина земной коры в Филиппинском море меняется от 7-10 км в глубоководных котловинах до 15-20 км в Марианской островной дуге и островной дуге Окинава. Осадочный чехол выполняет отдельные глубоководные впадины. Мощность его достигает нескольких сотен метров. Он сложен осадочными и вулканогенно-осадочными рыхлыми породами в Филиппинской котловине палеогенового возраста, в котловине Паресе-Вела миоценового возраста, а в Марианском троге неоген-четвертичного возраста.

Глубинное строение Северо-Китайской равнины

(Геотраверс..., 1991).

Северо-Китайская равнина составляет часть древней Китайско-Корейской платформы, кратонизация которой завершилась 1700 - 1900 млн. лет назад (Хуанг, 1984). Средне-позднепротерозойские отложения образуют чехол п ереходного типа, кембрийские и ордовикские породы представлены мелководными карбонатными отложениями. Отмечается перерыв в осадконакоплении от позднего ордовика до раннего карбона (примерно 80 млн. лет), для которого характерна активизация глубинных процессов, выразившаяся в формировании кимберлитовых тел.
В среднем и позднем карбоне проявилась морская трансгрессия с накоплением паралических угольных серий. В раннепермскую эпоху накопились флювиально-озерные отложения, а в позднепермское-триасовое время установились континентальные условия с накоплением красноцветных фаций. Индосинийские движения (Т2 - J1) характеризовались магматизмом основного, щелочного и, главным образом, кислого состава. Яньшанские движения (J1 - К2) отличались внедрением гранитных тел и кимберлитов, излияниями эффузивов известково-щелочного состава.
Древняя докембрийская платформа в кайнозое испытала тектоническую активизацию. Несколько эпох растяжения привели к формированию внутрикратоновых грабенов, выполненных нефтеносными отложениями. Выделены три этапа магматической деятельности. Палеогеновые базальты, в основном эоценовые, представлены толеитами. Неогеновые щелочные оливиновые базальты близки по составу континентальным толеитам. Четвертичные эффузивы представлены пересыщенными щелочными базальтами (Cong & Zhang,1983).

Система грабенов, контролирующая базальты, выражена в глубинном строении сокращением мощности коры и литосферы, высоким тепловым потоком и локализацией сейсмичности. Отмечается соотношение между составом магмы, временем ее извержения и глубиной залегания астеносферного диапира под Северо-Китайской равниной.

60 млн. лет назад на поверхности изливалась толеитовая магма, астеносфера располагалась на глубине около 50 км. В то время сформировались основные грабеновые структуры Северо-Китайской равнины, заполненные нефтеносными осадочными отложениями. В неогеновый период толеитовая магма сменилась магмой оливиновых базальтов в связи с погружением астеносферного диапира на глубину примерно 70 км. В четвертичный период магматизм сменился щелочными базальтами, слагающими отдельные вулканические конусы, а очаги магмообразования погрузились на глубину около 100 км. Сейсмические данные свидетельствуют о разуплотнении мантии под корой платформы. Наиболее низкие скорости обнаружены на глубине около 100 км, т.е. на уровне выплавления щелочных базальтов.

Толщина коры Северо-Китайской равнины около 35 км. Поверхность Мохоровичича неровная с относительными поднятиями под грабенами. В верхней мантии на глубине примерно 45 - 50 км по сейсмическим данным выделяется астеносфера (Wier,1982; Teng et al.,1982), внутри которой на глубине от 50 до 70 км по геотермическим и магнитотеллурическим данным выделяется область частичного плавления вещества (Liu,1987). На основе изучения ксенолитов предполагается, что верхняя мантия сложена от шпинелевых лерцолитов до гранатовых лерцолитов (Cao & Zhu,1983).

В Желтом море в районе залива Бохайвань грабеновые структуры начали образовываться также в палеогеновое время в результате корового растяжения, происходившего под действием подъема мантийного вещества (Li,1982). Глубина до Мохо около 30 км, под окаймляющими регионами увеличивается до 35 - 40 км.

Осадочные бассейны Восточно-Китайского моря были образованы на сильно денудированной поверхности мезозойских и палеозойских образований (Li, 1982). Нижняя часть разреза образовалась в результате палеогенового этапа рифтогенеза. Средняя часть разреза образовалась в миоцене, мощность отложений достигает 5000 м. Верхняя часть разреза включает горизонтально залегающие плиоценовые и плейстоценовые образования.

Фундамент бассейна нарушен раннепалеозойскими разломами, возникшими в период каледонского орогенеза. Часть раннепалеозойских разломов была активизирована в палеогеновый этап рифтогенеза. Интенсивные движения по разломам происходили в миоцене. Амплитуда смещений по ограничивающим прогибы разломам достигает несколько километров.

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

Западно-Филиппинская котловина в основном образована в эоценовое время. Согласно анализу магнитных линейных аномалий (Hilde & Uyeda,1983), формирование котловины произошло в результате спрединга вдоль центрального разлома Филиппинского моря, имеющего северо-западное простирание. Дно котловины сложено толеитовыми базальтами, перекрытыми вулканогенно-осадочными образованиями (Геотраверс..., 1991; Родников и др.,1996). Толщина коры не превышает 8км.

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

Марианская островная дуга состоит из Западно-Марианского хребта, Марианского трога и Марианского хребта. Примерно 6 млн. лет назад в результате апвеллинга астеносферного диапира к коре Марианская островная дуга раскололась на две дуги с образованием междугового Марианского трога. В осевой части трога прослеживается активная рифтовая структура шириной 10 - 15 км и относительной глубиной 1 - 2 км, образованная излиянием толеитовой магмы, формированием сульфидов и углеводородных залежей и сложенная толеитовыми базальтами, перекрытыми илами, алевролитами и вулканическим песком. Фундаментом трога, по-видимому, служат различные габброиды, вскрытые скважинами (Hussong et.al,1981). Толщина земной коры не превышает 5 - 8 км.

Глубинное строение Марианской островной дуги

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

Магеллановы подводные горы исследовались в ходе рейсов НИС "Академик Несмеянов", НИС "Академик Келдыш" и НИС "Konrad " (Васильев и др., 1985; Smith et al.,1989). С глубин 1400 и 4800 м с юго-восточных и южных склонов подводных гор были драгированы оливин-плагиоклазовые базальты, агломератовые лавы, брекчии и туфы основного состава. Возраст базальтов, драгированных НИС "Konrad", был определен в 120 млн. лет для образцов с подводной горы Химу и в 100 млн. лет - для гайота Хемлер (Smith et al., 1989). Скважина DSDP 452, пробуренная НИС "Glomar Challenger" в зоне геотраверса на океанической стороне Марианского желоба, прошла неоген-четвертичные пелагические глины толщиной 25 м, которые отложились после длительного перерыва на верхнемеловой глинисто-кремнистой формации, сложенной аргиллитами, кремнями, радиоляритами и порцелланитами (Hussong et al., 1981). Толщина коры варьирует от 5 до 8 км.

Глубинное строение литосферы Филиппинского моря. Толщина литосферы в Филиппинском море меняется в зависимости от возраста глубоководных котловин ее составляющих (Rodnikov, 2000). В эоценовой Западно-Филиппинской котловине она составляет 50-80 км, в миоценовой котловине Паресе-Вела - 30 км, а под современным Марианским трогом всего 10 км (Геотраверс..., 1991; Родников и др.,1996 ).

Сейсмические разрезы верхней мантии вдоль геотраверса

Asada & Shimamura, 1976; Seekins & Teng, 1977; Shiono et al., 1980

Результаты расчетов глубинных температур вдоль геотраверса (Геотраверс..., 1991) свидетельствуют о том, что чем древнее литосфера, тем глубже расположены изотермы.

Наиболее высокое положение изотермы 1000 - 1200 ^o С (характерные температуры плавления пород верхней мантии) занимают под современными рифтовыми структурами Марианского трога, достигая здесь уровня земной коры. В пределах миоценовой котловины Паресе-Вела эти изотермы расположены на глубине 30 - 40 км, а под древней эоценовой Западно-Филиппинской котловиной они расположены на глубине около 60 км, соответствуя положению зоны возможного подплавления, выделенной по данным о повышенной электропроводности.

Глубинные температуры в верхней мантии вдоль геотраверса

(Геотраверс..., 1991).

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

Марианский трог представляет собой междуговой бассейн, образованный 6 млн. лет назад в результате спрединговых процессов. С рифтовыми структурами связаны излияния толеитовых базальтов и интенсивная гидротермальная деятельность. Отмечаются высокие значения теплового потока (Hobart et al.,1983). Исследованиями, проведенными американскими учеными на подводном аппарате "ALVIN" в 1987 году, обнаружены гидротермальные источники с температурой воды, достигающей 285 ^o С (Craig et al., 1987). Гидротермальная активность с образованием сульфидов цинка, меди и железа были отмечены во время глубоководного бурения с НИС "Glomar Challenger" и при драгировании с НИС "Hakuho-Maru" (Hussong et al.,1981). Пробы воды показали высокое содержание гелия, водорода и метана. Такие же газы ранее были обнаружены в срединно-океанических хребтах. Трог характеризуется тонкой корой (около 10 км). Горячая астеносфера подступает непосредственно к подошве коры, обусловливая активные тектонические и магматические процессы. Марианский трог, вероятно, представляет собой пример начального этапа формирования осадочного бассейна.

В регионе Филиппинского моря наблюдаются, как и в других окраинных морях, определенные соотношения между глубинным строением верхней мантии и строением поверхностных геологических структур. Чем выше уровень залегания астеносферы, тем больше плотность теплового потока и моложе возраст формирования глубоководных котловин и осадочных впадин (Родников и др., 2000). Глубина залегания астеносферы в Марианском троге, где наблюдается современная тектономагматическая активность, составляет порядка 10 км, в миоценовой котловине Паресе-Вела - 30 км, а в эоценовой Западно-Филиппинской котловине - 50-80 км. Для Северо-Китайской равнины, активизированной в кайнозойское время, с нефтегазоносными осадочными бассейнами, уровень залегания астеносферы соответствует 50-70 км.

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