CC BY
57
Геология регионов
В.Л. Ломтев
Институт морской геологии и геофизики ДВО РАН, Южно-Сахалинск
К СТРОЕНИЮ ЛОЖА СЗ ПАЦИФИКИ
НА ПРОФИЛЕ МОГТ-1: СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ
АСПЕКТЫ
На профиле МОГТ1 обнаружена горизонтальная расслоенность видимого (10— 11 км) разреза ложа СЗ Пацифики. Она характерна для осадочно-траппового чехла древней континентальной платформы (Пацифида). Чехол слагают преимущественно эффузивные траппы, морские (ранний и поздний эпиконтинен-тальный Тетис, глубоководная Пацифика) и континентальные отложения позднего докембрия—фанерозоя. На склонах краевого вала слои 1—4 (океаническая кора или фанерозойская часть древнего чехла) нарушены срывом в неоген-квартере.
Ключевые слова: ложе СЗ Пацифики. МОГТ, слои 1—5, расслоенность, платформа Пацифида, осадочно-трапповый чехол, ранний и поздний Тетис, траппы, деколлемент
Введение
С открытием региональной газоносности мезокайнозойского осадочно-траппового чехла абиссальной котловины Тускарора, основной морфоструктуры ложа и СЗ плиты Пацифики [1] стала очевидной необходимость вернуться к стратиграфическим аспектам авторской интерпретации материалов профиля МОГТ 1 (метод общей глубинной точки [2]). Он отработан г/с «Акад. Гамбурцев» треста «Дальморнефтегазгеофизразведка» в 1989 г. (нач. рейса В.Н. Патрикеев) в рамках программы «Тихоокеанские трансекты» (проект д.г.-м.н. Г.С. Гнибиденко). Профиль ориентирован в юговосточном направлении и пересекает висячее, северное крыло разлома Тускарора на юге краевого вала Зенкевича (Хоккайдо) с выходом в смежную котловину Тускарора, одну из трех в составе СЗ котловины Пацифики (рис. 1). Цифровая обработка полевых материалов профиля проведена И.Н. Белых и В.Н. Патрикеевым (оба ИМГиГ) в исследовательском центре морских геологических наук «Геомар» (Германия) с любезного разрешения его руководителя, проф. Р. фон Хюне. Особенности прострелки профиля в океане
© В.Л. ЛОМТЕВ, 2014
ISSN1999- 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана. 2014. № 3
150° 155° 160° 165° в. д.
Рис. 1. Батикарта прикурильской части ложа СЗ Пацифики с профилем МОГТ 1 близ разлома Тускарора [2, 17]. Изобаты в метрах. На врезке: глубинный разрез по профилю 1 [2]: М — деколлемент; 1—5 — геофизические слои. Схематично выделены отражающие границы в слоях 2—5. Стрелками обозначены предполагаемые смещения по разломам (пунктир)
Б.Л. Ломтев
и цифровой обработки описаны в [2—4]. Ниже представлены глубинный разрез (врезка на рис. 1) и фрагментарно — мигрированный временной разрез с геологической интерпретацией в авторской трактовке (рис. 2—9). Полностью последний представлен в [3, 4], однако в отличие от [2] изменены его пикетаж, глубинный разрез и в значительной степени — геологическая трактовка. Выбор местоположения профиля МОГТ 1 связан с одним из двух профилей ГСЗ сейсмического эксперимента DELP с донными станциями [5], что обеспечивает возможность сопоставления их результатов. Так, глубина залегания границы Мохоровичича (М) на профиле 1 выше на 0,5—0,7 км. Пластовая скорость ниже границы М составляет 7,8—8,2 км/с (в основном 7,9 км/с) с увеличением до мантийных значений (8,3 км/с) с глубины 32—33 км ниже уровня океана (описано как интенсивное закритическое отражение [5]). Последнее прослежено на расстояниях 200— 500 км при массе заряда взрывчатки 20 кг, тогда граница М на глубине 13 км ниже уровня океана — только на коротких (30—60, реже до 100 км) расстояниях от пунктов взрыва при той же массе заряда. При построении глубинного разреза на рис. 2 использованы данные о скоростях волн в [5—7].
Общепринятые представления о строении океанической коры ложа и СЗ плиты Пацифики базируются на материалах сейсмики и частично бурения [5— 10]. В соответствие с ними кора залегает на мантии без срыва и состоит из трех слоев: слой 1 — кайнозойский осадочный чехол; слой 2 — мезозойский осадоч-но-трапповый чехол; слой 3 — преимущественно магматический комплекс (базальтовый или океанический фундамент СЗ плиты), условия залегания, состав и возраст пород которого неизвестны [6, 7]. Средняя мощность океанической коры составляет 5—6 км. Погружение границы М и увеличение мощности коры наблюдается к югу (горы Мид Пасифик), востоку (поднятие Шатского [12, 13]) и западу под внутренними склонами смежных желобов [7].
В структуре коры региона некоторые авторы выделяют четыре слоя с пластовыми скоростями 2,15; 5,15; 6,8 и 7,55 км/с при средней мощности слоев сверху вниз 0,9, 1,2, 1,8 и 2,4 км [13]. Аналогичное четырехслойное строение океанической коры наблюдается на профиле МОГТ 1 (рис. 1). Пластовая скорость в породах, подстилающих границу М, составляет в среднем 8,15 км/с [13]. По данным КМПВ установлены вариации скоростного закона в низах коры (зоны пониженной или повышенной скорости) и переходный слой между корой и мантией мощностью 0—2 км [7].
В тектонике литосферных плит океаническая кора с линейными магнитными аномалиями имеет спрединговую природу, юрско-меловой возраст и залегает на подстилающей литосфере без срыва [14, 15 и др.]. Вместе с тем по данным Д.Р. Чоя [16] СЗ плита в триасе, местами до палеогена включительно, была областью сноса терригенных осадков (галька позднедокембрийских ортокварцитов в многочисленных обнажениях на тихоокеанской стороне о-вов севера Ид-зу-Бонинской и Японской дуг), заполнявших японскую часть впадины Тетиса, т.е. была щитом докембрийской континентальной платформы, позднее затопленной. Поэтому слой 3 по его мнению слагают докембрийские метаморфические и осадочные породы, насыщенные интрузиями, следовательно кора и плита СЗ Пацифики являются континентальными.
Из краткого обзора можно заключить, что геологическое строение, возраст, история развития и тип коры, природа и глубина залегания границы М на ложе
СЗ Пацифики остаются дискуссионными. Поэтому данная статья имеет постановочный характер и ориентирована в основном на представление материалов профиля МОГТ 1 и изучение стратиграфических аспектов строения СЗ плиты.
Сейсмический облик и строение плиты
Сейсмический облик видимого разреза анализируется по рис. 2—9. По акустической дифференциации разреза наиболее отчетливо выделяются слои 1, 4 и существенно слабее — слои 2, 3. Среди опорных отражений наиболее контрастными являются кровля и подошва слоев 1 и 4. В [2—4] отмечают, что подошва слоя 4, или граница М в традиционном понимании представляет собой поверхность тектонического срыва, или деколлемент. Видимое увеличение интенсивности отражений от него и подстилающего разреза автохтона (слой 5) в основном связано с автоматической регулировкой усиления амплитуд отраженных волн при обработке сейсмического материала и низкочастотной фильтрацией этой части разреза [3, 4].
Слой 1. Для него характерно тонкослоистое строение разреза с протяженными (сотни км) и горизонтальными, однофазными границами слабой и средней интенсивности и двухфазными границами высокой интенсивности в его кровле (дно) и подошве (кровля слоя 2). На одних участках профиля слой 1 имеет относительно монотонный облик (рис. 3—5, 7), на других — дифференцированный с чередованием акустически прозрачных и контрастных пачек (рис. 2, 6, 8). Согласно [17] акустическая дифференциация позднекайнозойских геми-терригенных и/или гемипелагических осадков на временных разрезах НСП связана с соотношением между мощностью слоев и длиной волны. Судя по рис. 2—9, эта закономерность в основном сохраняется и на временном разрезе МОГТ 1 с миграцией. В сейсмофациальном отношении осадки слоя 1 в полосе профиля слагают слившиеся подводные конусы выноса (фаны) среднекурильских каньонов на краевом валу и Камчатский контурный мегафан в котловине Тускарора [17]. Поэтому участки с разрастанием мощности слоя 1 соответствуют осадочным лопастям фанов, а там, где она сокращается — их абиссальным каналам (рис. 5, 7, 9). По данным акустического каротажа скважин «Гл. Челле-нджера» на рис. 1, пластовая скорость в слое 1 составляет 1,6—1,7 км/с при мощности от 0 до 500 м.
Слои 2,3. Сейсмический облик слоев 2, 3 мощностью 1,3—1,8 и 1,5—2,0 км соответственно слабо дифференцирован с глубиной и вдоль профиля, кроме рис. 7, 9. Их характерными особенностями являются толстослоистая (~300 м) и практически горизонтальная расслоенность, слабая тектоническая дислоциро-ванность и насыщенность магматическими телами небольшой (до первых десятков километров) протяженности, о чем свидетельствуют относительно высокие пластовые скорости, достигающие 5,15 и 6,8 км/с соответственно. Среди последних отметим пластовые магматические тела в кровле (рис. 8) и подошве слоя 2 (рис. 3—6, 9) или внутри него (рис. 5, 8, 9), фиксируемые однофазными, реже двухфазными (в подошве) горизонтальными, прерывистыми и некоррелируемыми отражениями средней или высокой интенсивности (рис. 4, 6, 9). Первые представляют собой разновозрастные поля эффузивных траппов (платобазаль-ты) раннего мела — поздней юры мощностью до 50—100 м, формирующих т.н.
Рис. 2. Фрагмент временного (а) (вертикальный масштаб в секундах двойного пробега здесь и на рис. 3— 9) и интерпретированного (б) разрезов МОГТ 1 (вертикальный масштаб в км здесь и на рис. 3—9) между пикетами 700—734 км. Условные обозначения те же, что и на рис. 1
710 720 730 км
Рис. 3. Фрагмент временного (а) и интерпретированного (б) разрезов МОГТ 1 между пикетами 764—785 км. Условные обозначения те же, что и на рис. 1
базальтовый, или океанический фундамент СЗ плиты (комплекс дифференцированных надстраивающих базитов трапповой провинции по Г.Ф. Макаренко [10, 18]). Вторые фиксируют более мощные (первые сотни метров) пластовые магматические тела, скорее пачки с переслаиванием осадочно-вулканогенных и магматических пород (эффузивные траппы главного лавового плаща мезозойской трапповой провинции [18]). Продолжительность формирования главного лавового плаща на континентах невелика (25—30 млн лет [18]), поэтому возраст слоя 3 вероятно не выйдет за пределы ранней юры—триаса [8, 9]. Секущие
870 км
Рис. 4. Фрагмент временного (а) и интерпретированного (б) разрезов МОГТ 1 между пикетами 850—872 км. Условные обозначения те же, что и на рис. 1
Рис. 5. Фрагмент временного и интерпретированного разрезов МОГТ 1 между пикетами 891—912 км. Условные обозначения те же, что и на рис. 1. АТЗ — ано-б малии типа «залежь»
траппы наклонные, однофазные границы средней интенсивности маркируют зоны повышенной трещиноватости мощностью первые десятки метров, в основном связанные с разломами (рис. 3, 8, 9). Прослеживание таких зон на временном разрезе МОГТ 1 обусловлено резким (на 1—2 км/с) снижением пластовой скорости, указывающим на их флюидонасыщенность. Двухфазные
980 990 км
8 9 10 11 , .
С а
6 8 10 12
Рис. 6. Фрагмент временного и интерпретированного разрезов МОГТ 1 между пикетами 974—995 км. Условные обозначения те же, что
14 1 -=~~
км б 1090 1100 км и на рис. 1
7 8 9 10 11 црр
а
5
^N
8 10 12 Рис. 7. Фрагмент временного и интерпретированного разрезов МОГТ 1 между пикетами 1085—1106 км. Условные обозначения те же, что и на рис. 1
14 км - - ——
б
отражения обычно характерны только для слоя 3. Горизонтальная расслоен-
ность слоев 2, 3, судя по рис. 2—9, является первичной (платформенный, оса-
дочно-трапповый чехол).
1150
1160
1170
Рис. 8. Фрагмент временного и интерпретированного разрезов МОГТ 1 между пикетами 1146—1175 км. Условные обозначения те же, что и на рис. 1
1260
1270
км
Рис. 9. Фрагменты временного и интерпретированного разрезов МОГТ 1 между пикетами 1252—1273 км. Условные обозначения те же, что и на рис. 1
Слой 4. Имеет мощность 3,0—3,5 км вероятно с увеличением на восточном окончании профиля в направлении поднятия Шатского (рис. 1; [11, 12]). Он отчетливо выделяется на временном разрезе на значительной части профиля (рис. 2—9). Для него характерна относительно гладкая, местами шероховатая субгори-зонтальная подошва с прерывистыми интенсивными горизонтальными отражениями различной (от первых до 50—100 км) протяженности. Кровля слоя существенно более неровная с амплитудами до 0,5—1,5 км (дисконформные границы).
Ее слагает толща (до 0,5 км) коротких (до первых километров) разнонаклонных отражающих границ средней или слабой интенсивности. В слое 4 прослеживаются также наклонные к северо-западу, прерывистые отражения средней интенсивности, которые на отдельных участках протяженностью до первых десятков километров сменяются почти горизонтальными тонкослоистыми отражениями средней и слабой интенсивности (рис. 2—5, 6, 8). Они определенно указывают на морские обстановки осадконакопления на шельфе или ложе раннего Тетиса (см. ниже). Местами, в том числе и на последних, в слое 4 наблюдаются короткие (первые километры), интенсивные, двухфазные отражения, залегающие горизонтально, реже под небольшим (3—4°) углом (рис. 2—6, 8, 9), а также секущие слоистость однофазные отражения средней интенсивности (рис. 9). На многих участках профиля протяженностью несколько десятков километров подошва слоя 4 не прослежена либо представлена короткими слабоинтенсивными отражениями (рис. 2—9). Для этих участков также характерно резкое уменьшение числа наклонных к северо-западу отражений либо их отсутствие, возможно связанное с крупными газовыми окнами. Между наклонными отражениями обычно наблюдаются пачки или клинья разнонаклонных, непротяженных отражений средней интенсивности, фиксирующие развитие асимметричной внутриформационной складчатости срыва. Наклонные отражения (рис. 2—4) в слое 4 имеют явно пост-седиментационное происхождение и существенно более молодой возраст. В [1— 3] они интерпретировались как чешуйчатые надвиги, поскольку смещают кровлю слоя 4, местами достигая дна (рис. 2—8), а с глубиной выполаживаются с приближением к его подошве (рис. 3—9). Крутые (25—30°) углы падения этих границ существенно превышают угол внутреннего трения водонасыщенных осадков [19], не позволяя связывать их с клиноформами бокового наращивания крупной авандельты. Если наклонные отражения интерпретировать как листри-ческие сбросы, то требуется допустить существование поднятия на юго-восточном окончании профиля 1, что не согласуется с материалами по топографии границы М [7]. Наклонные отражения не связаны и с дайками, которые не выделялись бы на временном разрезе из-за близости пластовых скоростей вмещающих пород и даек. Их акустическая контрастность указывает на резкое (не менее 1—2 км/с) уменьшение пластовой скорости, обусловленное вероятно флюидонасы-щенностью разломов. Отметим артефакт на рис. 8 (другие примеры см. в [3, 4]), связанный с пересечением наклонных границ гладкой подошвы слоя 4 и вызванный известным в МОВ боковым сносом [28].
Согласно [20] чешуйчатые надвиги возникают в тектонических покровах из-за трения в подошве, поэтому их падение обычно противоположно направлению их смещения. Исключение составляют цилиндрические разломы [21], которые можно предполагать, например, на рис. 3, 5, а также ретронадвиги или ретровзбросы в тылу надвиговых моноклиналей (рис. 7) и связанные со сползанием пород. Поэтому приходим к выводу о сползании слоев 1—4 с краевого вала и поднятий зоны разлома Хоккайдо, т.е. аллохтонном залегании океанической коры на слое 5 (автохтон). Его надежными признаками являются покровно-складчатая структура слоя трения (складчатый фундамент), надвиговая моноклиналь высотой 1 км на рис. 7 (тектонотип структур срыва [27, 29]), дисконформность границ аллохтона и снижение пластовой скорости в слое 4 относительно слоя 3 до 6,3 км/с [7], указывающее на повышенную трещиноватость и флюидонасыщенность
слоя трения. В стратиграфическом плане фрагментарная горизонтальная рассло-енность, чешуйчатые надвиги и внутриформационная складчатость в слое 4, а также региональная газоносность ложа СЗ Пацифики позволяют предполагать, что именно первичноосадочные толщи раннего Тетиса в основном слагают слой 4 (поздний докембрий-палеозой [1, 22]), а не серпентинизированные перидотиты [3, 4, 30].
Деколлемент и слой 5. На временном разрезе деколлемент выделяется по горизонтальным, прерывистым, многофазным (до четырех-пяти фаз) отражениям средней и высокой интенсивности и различной (от первых до 50—100 км) протяженности на глубине 12—13 км ниже уровня океана. На восточном окончании профиля мористее пикета 1160 км эти отражения не прослеживаются. Деколлемент имеет пологий (0,1о) региональный наклон к юго-востоку с двумя пологими уступами на пикетах 800 и 1150 км (рис. 1). В том же направлении погружается и кровля мантии: от 32—33 км на краевом валу Зенкевича до 36 км ниже уровня океана на юге поднятия Шатского [11, 12]. Под деколлементом до глубин 15—17 км (нижний предел сейсмозаписи) прослеживаются непротяженные, интенсивные, горизонтальные и наклонные отражения. Такой характер волнового поля с учетом формы импульса излучения указывает на двухслойное строение разреза деколлемента. Верхний, низкоскоростной слой мощностью в среднем 0,3 км имеет пластовое строение и залегает практически горизонтально (траппы венда-рифея?). Нижний, высокоскоростной (7,8—8,2 км/с [5]) в верхах слоя 5 расслоен и имеет субгоризонтальную, местами шероховатую, кровлю (рис. 2—9). Глубина его подошвы не определена, поскольку выходит за пределы сейсмозаписи. Граница М, выделенная по данным ГСЗ, в основном совпадает с кровлей высокоскоростного слоя. Строение нижнего слоя под деколлементом существенно более неоднородно по латерали и вертикали в сравнении со слоями 2—4. Так, в его разрезе выделяются отдельные или пачки горизонтальных, реже наклонных, отражений высокой интенсивности протяженностью до нескольких десятков километров в западной части профиля (рис. 2—9). Среди них наблюдаются разнонаклонные, непротяженные отражения слабой и средней интенсивности, которые позволяют предполагать развитие субаэрального палеорельфа (пенеплен?) и континентальных осадочных комплексов, драпированных эффузивными траппами. Признак древней палеосуши на выступе слоя 5 — прекращение прослеживания многофазных горизонтальных отражений деколлемента мористее пикета 1160 км, указывающее на переход в монотонный (без скачков скорости и акустической жесткости на траппах) морской осадочный разрез раннего Те-тиса. Аналогичным является замещение позднекайнозойских платобазальтов Корейского п-ова [23, 24] или Северного Сихотэ-Алиня морскими осадками на смежной акватории Пацифики [25, 26]. Из изложенного следует, что краевой вал Хоккайдо маркирует древний выступ слоя 5, окна в кровельных траппах которого могут быть эрозионными (долины) или хотя бы отчасти газовыми. Вероятно именно в его кровле залегает галька позднедокембрийских ортокварцитов с ка-лий-аргоновым возрастом 778 млн лет (по К. Шибата [16]), фиксирующих крупную трансгрессию раннего Тетиса и т.н. базальный горизонт в подошве его трансгрессивного комплекса.
Итак, профиль МОГТ 1 выявил осадочно-трапповое строение прикурильской части ложа СЗ Пацифики, в котором участвуют преимущественно эффузивные
траппы, морские (ранний и поздний эпиконтинентальный Тетис, глубоководная Пацифика) и континентальные отложения позднего докембрия-фанерозоя. Они залегают субгоризонтально с небольшим региональным падением к юго-востоку от краевого вала, что позволяет рассматривать их как осадочно-трапповый чехол древней континентальной платформы Пацифида и континентальной коры мощностью около 30 км. Сползание слоев 1—4 с краевого вала в неоген-четвертичное время заметно усложнило структуру сорванной части чехла (аллохтон), особенно слоя трения (складчатый фундамент аллохтонной плиты [27]).
Обсуждение результатов
Представленные выше результаты геологической интерпретации материалов профиля МОГТ 1, одного из лучших в океане по качеству полевого материала и его цифровой обработки, позволяют остановиться на стратиграфических аспектах строения и истории геологического развития ложа и СЗ плиты Пацифики. Тектоностратиграфия этого разреза подробно рассмотрена в [2, 27]. Ключевым несомненно является практически горизонтальная расслоенность видимого разреза на глубину 10—11 км под дном с небольшим региональным падением границ к юго-востоку и прослеженная на большей части (~650 км) профиля. С учетом материалов бурения и глубинной сейсмики приходим к выводу, что подобная расслоенность субстрата характерна для осадочно-траппового чехла древней платформы (Пацифида). Однако подошва чехла и складчатый фундамент древней платформы на профиле МОГТ 1 не выявлены из-за его недостаточной глубинности. Преимущественно эффузивные траппы предполагаются в кровле выступа слоя 5 (венд-рифей?) в районе краевого вала, слое 3 и низах слоя 2 (мезозойская трапповая формация [7—10, 18, 22]). Морские осадочные толщи слагают: большую часть слоя 4 (первично-осадочные фации раннего, предположительно эпиконтинентального, Тетиса позднего докембрия — палеозоя, частью гранитизированные в кайнозое [22, 27]), слой 2 (шельфовые и прибрежные фации позднего эпиконтинентального Тетиса юры — мела; карбонатная толща А и кремнисто-глинистая толща В, на юге поднятия Шатского — до палеогена включительно [22]) и отложения глубоководной Пацифики в слое 1 (горизонт Б
[17]). Субаэральные фации и обстановки по ряду признаков предполагаются в верхах выступа слоя 5, слое 3 (главный лавовый плащ трапп овой провинции
[18]) и верхах слоя 2 (уплотненные пестрые лессы толщи В и драпирующие их покровные лессы горизонта С, связанные с регрессиями позднего Тетиса к юго-востоку в позднем мелу — палеогене [22]).
Из изложенного заключаем, что в геологическом строении и истории формирования осадочно-траппового чехла платформы Пацифида намечаются признаки унаследованного и цикличного развития с позднего докембрия. С учетом изложенного выше и данных [16] по сносу гальки ортокварцитов в японскую часть Тетиса, а также региональной газоносности мезокайнозойского чехла [1], древнюю платформу вероятно правомерно считать континентальной. Следовательно, границу М в исследуемом регионе необходимо заглубить с 12—13 до 32— 36 км ниже уровня океана (древняя континентальная кора), где по материалам ГСЗ и МПВ установлен переход к мантийным (>8 км/с) скоростям сейсмических волн [5—7, 11—16]. Конечно, это потребует ревизии гравитационных и сейс-
мических моделей СЗ плиты и зоны перехода с выходом, например, на модели континентальной коры в смежных окраинных морях [31—33 и др.]. ^нкая океаническая кора (слои 1—4), признаваемая на ложе СЗ Пацифики автором и большинством исследователей, суть фанерозойская часть осадочно-траппового чехла древней континентальной платформы, сорванная в неоген-четвертичное время с краевого вала [27]. При срыве образовалась нетипичная для чехла покровно-складчатая структура восточного и западного аллохтонов (плит), включая складчатый фундамент (слой 4). Заметим, что по ряду позиций представленные трактовки близки взглядам некоторых других исследователей геологии ложа океана [8—10, 18, 32, 33 и др.].
В этом контексте обратим внимание на пологое погружение деколлемента в кровле слоя 5 к юго-востоку в сторону поднятия Шатского и его переход с древней палеосуши, драпированной траппами, в первичноосадочные толщи раннего Tетиса. Оно указывает на увеличение мощности слоя 4 и возможно объясняет появление Гагаринской ATЗ-гиганта (аномалия типа «залежь») и крупных газовых окон вдоль южного фаса поднятия Шатского и в прилегающем абиссальном проходе между котловинами Tускарора и Картографов (депоцентр платформенного осадочного бассейна, позднее — нефтегазоматеринский комплекс первой абиссальной нефтегазоносной провинции Земли [1, 11, 12]).
Среди проблем, ожидающих своего решения, отметим пока неясную геологическую позицию габбро, гранитоидов и метаморфических пород, драгированных на внешнем склоне Курильского желоба [9], несколько неинтерпретированных окон со сложным волновым полем на профиле 1 [3, 4], геологическую природу континентальной границы М на глубинах 32—36 км ниже уровня океана (деколлемент мезозойского срыва?), причины унаследованности и цикличности в геологическом строении и истории развития исследуемого региона в позднем докембрии — фанерозое.
Выводы
Итак, по результатам интерпретации материалов профиля МОГГ 1 в прикурильской части ложа СЗ Пацифики до глубины 10—11 км выявлена горизонтальная расслоенность, характерная для осадочно-траппового чехла древней континентальной платформы Пацифида. В строении чехла участвуют преимущественно эффузивные траппы, морские (ранний и поздний эпиконтиненталь-ный Tетис, глубоководная Пацифика) и континентальные отложения позднего докембрия — фанерозоя. Сползание фанерозойской части чехла или т.н. океанической коры (слои 1—4) с краевого вала и поднятий зоны разлома Хоккайдо в не-оген-четвертичное время заметно усложнило структуру его сорванной части и особенно слоя трения. В исследуемом регионе предполагается развитие древней континентальной коры мощностью около 30 км (слои 1—5), намечен ряд новых и нерешенных проблем, ожидающих своих исследователей.
Настоящая работа посвящена светлой памяти отличного сейсмика, выпускника геологического факультета МГУ, к.г.-м.н. В.Н. Патрикеева, с которым автор сотрудничал с 1976 г., обсуждая и изучая различные аспекты геологического строения и истории развития регионов и отдельных морфоструктур СЗ Пацифики. Автор также благодарен К.О. Дашковскому за помощь в компьютерной подготовке графики статьи.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ломтев В.Л. Газоносность ложа СЗ Пацифики // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2014. — № 1. — С. 69—80.
2. Патрикеев В.Н., Ломтев В.Л. Сейсмостратиграфия Северо-Западной плиты Тихого океана на профиле МОГТ // Структура и вещественный состав осадочного чехла Северо-Запада Тихого океана. Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 1997. — С. 42—64.
3. Патрикеев В.Н.Тектоническая и литологическая расслоенность коры Северо-Запада Тихого океана. — Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 2000. — 73 с.
4. Патрикеев В.Н. Атлас сейсмических разрезов Северо-Западной плиты Тихого океана. — М.: ГЕОС, 2009. — 208 с.
5. Nagumo S., Kubo A., Ouchi T. et al. Report on DELP 1986 Cruises in the Northwestern Pacific. Part 3: Seismic structure revealed by explosion experiments // Bull. Earthq. Res. Inst. Univ. Tokyo. — 1990. — Vol. 65, pt. 1. — P. 105—133.
6. Строение дна северо-запада Тихого океана (геофизика, магматизм, тектоника). — М.: Наука, 1984. — 232 с.
7. Тектоника северо-западной части Тихого океана. — М.: Наука, 1983. — 118 с.
8. Блюман Б.А. Земная кора океанов. По материалам международных программ глубоководного бурения в Мировом океане. — СПб: ВСЕГЕИ, 2011. — 346 с.
9. Васильев Б.И. Основные черты геологического строения северо-западной части Тихого океана. — Владивосток.: ДВО АН СССР, 1988. — 192 с.
10. Рудич Е.М.Расширяющиеся океаны: факты и гипотезы. — М.: Недра, 1984. — 251 с.
11. Den N., Ludwig W.J., Murauchi S. et al. Seismic refraction measurements in the Northwest Pacific Basin // J. Geophys. Res. — 1969. —Vol. 74, № 6. — P. 1421—1434.
12. Gettrust J.F., Furukawa K., Kroenke L.W. Crustal structure of the Shatsky rise from refraction measurements // J. Geophys. Res. 1980. — Vol. B85. — P. 5411—5415.
13. Косминская И.П., Капустян Н.К. Обобщенная сейсмическая модель коры океанического типа // Известия АН СССР. Физика Земли. — 1975.— № 2. — С. 3—15.
14. Пишон Ле К., Франшто Ш., Боннин Ж. Тектоника плит. — М.: Мир, 1977. — 288 с.
15. Kearey Ph., Vine F.J. Global tectonics. — Oxford: Blackwell Scientific Publications, 1990. — 302 p.
16. Choi D.R. Continental crust under the NW Pacific Basin // J. Petrol. Geol. — 1987. — Vol. 10, № 4. — P. 425—440.
17. Ломтев В.Л., Патрикеев В.Н., Немченко Г.С. Сейсмостратиграфия кайнозойского осадочного чехла северо-западной плиты Тихого океана // Структура и вещественный состав осадочного чехла северо-запада Тихого океана. — Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 1997. — С. 21—41.
18. Макаренко Г.Ф. Планетарные горные дуги и мифы мобилизма. — М.: Космосинформ, 1993. — 280 с.
19. Оползни: исследование и укрепление. — М.: Мир, 1981. — 368 с.
20. Белостоцкий И.И. Строение и формирование тектонических покровов. — М.: Недра, 1978. — 238 с.
21. Хиллс Е.Ш. Очерки структурной геологии. — М.: ИЛ, 1956. — 174 с.
22. Ломтев В.Л., Патрикеев В.Н., Сергеев К.Ф. и др. Пацифида, Тетис и Пацифика // Геодинамика, геология и нефтегазоносность осадочных бассейнов Дальнего Востока России. Доклады межд. науч. симп. — Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 2004. Т. 1. — С. 131—144.
23. Геология Кореи. — М.: Наука, 1964. — 264 с.
24. Ломтев В.Л. К строению и истории котловины и трога Уллындо (Японское море) // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2011. — № 1. — С. 103—116.
25. Ломтев В.Л., Торгашов К.Ю. Газоносность палеоген-неогеновых отложений западного борта Татарского трога (Японское море) // Там же, 2011. — № 2. — С. 31—41.
26. Плахотник В.Г. Строение и возраст совгаваньской свиты Сихотэ-Алиня к северу от широты бухты Кхуцин // Известия АН СССР, серия геол. — 1959. — № 2. — С. 78—84.
27. Ломтев В.Л. Новые данные по тектонике и магматизму СЗ Пацифики // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2008. — № 4. — С. 93—105.
28. Ломтев B.Л., Патрикеев B.H. Структуры сжатия в Курильском и Японском желобах. — Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. — 141 с.
29. Ломтев B.Л. Деформации Невельского (02.08.200У г., М~6,1) шельфового землетрясения (ЮЗ Сахалин) // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2010. — № 2. — С. 35—46.
30. Каракин A.B., Лобковский Л.И., Николаевский B.H. Образование серпентинитового слоя океанической коры и некоторые геолого-геофизические исследования // ДАН. — 1982. — T. 265, № 3. — С. 5У2—5У6.
31. Старшинова Е.А. Неоднородность строения коры и мантии Охотского моря // ДАН. — 1980. — T. 25, № 6. — С. 1339—1343.
32. Булин Н.К. Глубинное строение океанов // Сов. геол. — 19У9. — № 11. — С. 30—42.
33. Пронин А.А. Tектоническая история океанов и проблема становления земной коры. — Л.: Наука, 1982. — 248 с.
Статья поступила 09.0У.2014
B.Л. Ломтєв
ЩОДО БУДОВИ ЛОЖА Пн.Зх. ПАЦИФІКИ НА ПРОФІЛІ МВГГ 1: СTРATИГРAФІЧНІ AСПEКTИ
На профілі МСГГ-1 виявлено горизонтальне розшарування видимого (10—11 км) розрізу ложа Пн.З Пацифіки. Воно характерне для осадово-трапового чохла древньої континентальної платформи (Пацифіда). Чохол складають переважно ефузивні трапи, морські (ранній і пізній епіконтинентальний Tетiс, глибоководна Пацифіка) і континентальні відклади пізнього до-кембрію-фанерозою. На схилах крайового валу шари 1—4 (океанічна кора або фанерозойська частина древнього чохла) порушені зривом у неоген-квартері.
Ключові слова: ложе СЗ Пацифіки. МСГТ, шари 1—5, розшарування, платформа Пацифіда, осадово-траповий чохол, ранній і пізній Тетіс, трапи, деколемент.
V.L. Lomtev
ON THE STRUCTURE OF THE NW PACIFIC ABYSSAL FLOOR ALONG THE CDPM-1 PROFILE (METHOD OF COMMON DEEP POINT): STRATIGRAPHIC ASPECTS
Horizontal layering of visible section of NW Pacific abyssal floor is found at CDP-1 (common depth point method) profile. It is typical for sedimentary-trap cover of old continental platform (Pacifida). The cover is composed by mainly effusive traps, marine (Early and Late Tethys, deep-sea Pacific) and continental deposits of Late Precambrian-Phanerozoic. Layer 1—4 (oceanic crust or Phanerozoic part of old cover) are broken by Neogene-Quaternary glide on slopes of outer rise.
Key words: NW Pacific abyssal floor, CDP, Pacifida platform, sedimentary-trap cover, Earley and Late Tethys, traps, decollement.
