Файл: Нефтегазоносность морей и океанов..pdf

области выделяется крупный антиклннорий Средпнного хребта, сложен­ ный мощными молодыми эффузивами, из-под которых выступают палео­ зойские сланцы, известняки, песчаники, гранитные интрузии. Мезозой­ ские терригенные отложения имеют ограниченное распространение. К западу от Средпнного антпклинорпя, вдоль морского побережья протяги­ вается прогиб Уэтсу, заполненпый з'меренно дислоцированными нео­ геновыми и четвертичными терригенными породами мощностью до 5 км» К востоку от антпклинорпя прослеживается другой крупный прогиб, уходящий в океан. Прогиб выполнен угленосной толщей палеогена мощ­ ностью до 6 км.

Севернее на о. Хоккайдо также выделяется Центральный антиклинорпй, сложенный внизу метаморфическими породами допалеозойского основания, а вверху — мощным террпгенно-вулканогенным комплексом палеозоя и мезозоя. К западу от него располагается прогиб Иснкарп, заполненный толщей (10 км) палеоген-неогеновых пород. Эти структурные ' элементы являются кулисообразно расположенными аналогами структур о. Хонсю. В восточной части Хоккайдо третичные дислоцированные толщи северо-восточного простирания представляют структурное окон­ чание Курильского антиклпнория.

Западная область Японии сз^бширотной медианной линией разлома делится на две зоны: севернз'ю, пли внз'треннюю, и южную, или внешнюю. Внутренняя зона представляет крупное поднятие, образованное сильно дислоцированными и метаморфпзованными палеозойскими породами, меловыми эффузпвамп и интрузивными телами. В периферийных частях этого поднятия прослеживаются глубокие прогибы Синдзи, заполненный кайнозойскими отложенпмл, и Пндзуми, сложенный толщей мела. Внеш­ няя зона образована палеозойскими и мезозойскими дислоцированными разнообразными породами, южнее которых вдоль побережья распростра­ няется крз'пный кайнозойский прогиб, занятый террпгенной дислоциро­ ванной толщей.

В районе Корейского пролива Японское соорз^жение через матери­ ковую отмель смыкается с континентальными структурами Корейского полуострова, а также с антиклинальным сооружением островной дуги Рюкю (Нансей). Эта дуга тянется до о. Тайвань на юге п представлена несколькими параллельными зонами поднятий и прогибов. В ее строении принимают участие палеозойские граниты и осадочно-вулканические толщи мезозоя и кайнозоя.

Строение земной коры в районе дуги Рюкю согласно сейсмическим данным (рис. 48) характеризуется следующими закономерностями. Слой со скоростями 4,6—5,0 км/с прослеживается вдоль всего разреза дуги и переходит во второй океанический. Внутренняя и внешняя гряды по ско­ ростным характеристикам близки друг к другз', но отличаются мощностью отдельных слоев. Сейсмический разрез Марианской дуги имеется лишь для ее северной части. Мощность коры под грядой составляет 17 км, в то время как под желобом она уменьшается до 8 км и по строению при­ ближается к океанической. Внешняя гряда дуги как в рельефе дна, так и по строению коры выражена нечетко. В отличие от дуг северо-западной части Тихого океана здесь отсутствует характерное увеличение мощности

коры по сравнению с внутренней грядой. Можно предположить, что такое строение коры обусловлено сравнительной молодостью Марианской дуги.

На западе Тихоокеанского сегмента, между Азиатским и Австралий­ ским материками располагается Индонезийская переходная область, являющаяся разделом между Тихим и Индийским океанами. Эта область с запада и востока ограничена глубоководными желобами и сопряжен­ ными с ними внешними дугами островов. Во внутренних частях выделя­ ются системы складчатых зон, огибающие приподнятые или глубоко погруженные блоки различной по возрасту консолидации. По особенно­ стям строения, рассматриваемый регион можно подразделить на две части:

км

ШЙ' ЕЗ * а * га^

Рис. 48. Строение Фплплшшского моря (Murauchi н др.,1968).

1 — осадочные породы; 2 — гранитный спой; 3 — второй океанический слой; 4 — базаль­ товый слой; 5 — мантия.

восточную — Западно-Тихоокеанскую и западную — собственно Индо­ незийскую. Первая рассматривается как область, находящаяся на на­ чальных этапах геосинклинального развития. Вторая является геосинкли­ нальной областью, находящейся на более поздних этапах становления. Это обстоятельство позволяет говорить о том, что мы имеем здесь четкий эволюционный ряд от структур океанического типа через эмбриональную (океаническую) геосинклинальную область, типа Западно-Тихоокеан­ ской, к геосинклинально-складчатой, типа Индонезийской, и к склад­ чатым регионам, широко развитым на континентах.

Западно-Тихоокеанская геосинклинальная область с востока огра­ ничена системой глубоководных желобов (Палау, Яп, Марианский, Волкано и Идзу-Бонинский), а с запада желобами Филиппинским и Нансей. Для строения этой области характерно сочетание крупных и глубоких котловин с океаническим типом строения земной коры, и огром­ ных по протяженности, но сравнительно узких подводных геоантиклиналь­ ных зон (Тектоника Евразии, 1966). Котловины рассматриваются как остаточные образования океанического ложа, частично перекрытые осад­ ками большей мощности по сравнению с собственно океаническими котло­ винами.

Предполагается, что большинство геоантиклинальных зон, выражен­ ных дугами островов (Марианские, Нампо, Западно-Каролинские и др.) являются молодыми образованиями. Они сложены кайнозойскими вулкани­ ческими породами и рифами. Выделяется еще несколько погруженных геоантиклинальных зон, разделяющих Западно-Тихоокеанскую область на отдельные котловины. Главной является Филиппинская котловина, разделенная разломом на северную н южную части, а также ЗападноМарианская.

Наиболее детальные сейсмические исследования строения коры

котловины состопт из второго океанического слоя, покрытого маломощ­

волн на границе Мохоровичича, как правило, близки к 8,1 км/с и лишь в одной точке, расположенной в центральной части котловины, составляют 8,3 км/с. В северной части Филиппинской котловины, в пределах под­ водного хр. Окп-Дайто, наблюдается значительное увеличение мощности коры (более 12 км) и появление слоя со скоростью 6,0—6,1 км/с. В За­ падно-Марианской котловине, характеризующейся более сложным рель­

сейсмических характеристик коры глубоководных частей Филиппинского региона с соответствующими величинами, типичными для примыкающей к Марианской дуге части Тихого океана. Результаты такого сравнения показали, что отдельные слои коры по обе стороны Марианской дуги достаточно близки между собой по скоростям сейсмических волн и отли­ чаются по мощности. Кора котловин Филиппинского региона в среднем на 1,0—1,5 км тоньше коры северо-западной части Тихого океана, в то время как средняя глубина дна этих районов отличается незначительно. Иными словами, в Филиппинском регионе уровень поверхности Мохоро­ вичича выше, чем в- западной части Тихого океана. Этот факт хорошо согласуется с гравиметрическими данными. Действительно, если на гра­

аномалией Фая около+30 миллигал, что близко к наблюдаемым величинам. На севере Западно-Марианская котловина примыкает к подводному мас­ сиву Бородино, приподнятому над уровнем дна котловины и рассматривае­ мому как блок донеогеновой складчатости. К востоку от о. Лусон выде­ ляется еще один массив Ансом — опущенный элемент, являющийся аналогом о. Лусон. К югу от массива Ансом располагается меридиональ­ ный краевой вал Минданао, имеющий океанический тип строения земной коры.

Дуговые структуры в Филиппинском регионе образуют две ветви, которые смыкаются в центральной части Японской дуги и в районе Мо-

луккских островов. Почти на всем протяжении дуги характеризуются четкими морфологическими признаками: грядой и сопряженным с ним глубоководным желобом. Исключение представляет участок между остро­ вами Лусон и Тайвань, островной склон которых постепенно переходит в ложе океана. Характерной особенностью этого участка является его резкое смещение на запад относительно дуги Рюкю н Филиппинской. Амплитуда смещения составляет около 200 км. Кроме того, островная гряда смещенного участка значительно уже, чем южная часть Филиппин­ ской дуги. Если предположить, что развитие последней сопровождалось ее продвижением на восток с одновременным наращиванием субконтинен­ тальной коры, то северный участок Филиппинской дуги можно рассмат­ ривать, как более древний фрагмент дуги, в котором на определенном этапе значительно уменьшилась тектоническая активность. Не исключена вероятность, что у подножия континентального склона к востоку от остро­ вов Лусон и Тайвань имеется узкий и глубокий прогиб, засыпанный осадками.

Собственно Индонезийская область образована молодыми склад­ чатыми системами островных поднятий, располагающихся между двумя протяженными желобами: Яванским на западе и Филиппинским на во­ стоке. На севере эти системы продолжаются в виде складчатых элементов

Это котловины Южно-Китайского, Сулу, Сулавеси, Банда, Флорес и других морей. Западная половина в межостровной части занята прогибами шельфовых морей (Яванское, Бали, западная часть Южно-Китайского, Сиамский залив). Исключение составляет лишь Андаманское море, обычно включаемое в состав Индийского океана.

Индонезийская область отличается очень сложными структурными взаимоотношениями. На крайнем северо-востоке выделяется подвижная зона Филиппин, охватывающая восточную часть архипелага от о. Мин­ данао до о. Лусон и далее на север до о. Тайвань. Эта зона по региональ­ ному разлому отделяется от стабильной зоны Филиппин, отвечающей островам Палаван, Куйо и другим и впадины моря Сулу.

В строении Филиппин принимает участие мощный геосинклинальный комплекс пород. Его нижняя, в основном мезозойская, часть мощностью до 5 км представлена спилитами и другими основными лавами, сланцами,

миоценовая часть разреза мощностью до 5 км представлена рифогенными известняками, паралическими угленосными отложениями, внедрениями диоритов. Орогенный этап развития Филиппин начался в позднем мио­ цене накоплением молассовых толщ и лав. Плиоцен выражен преимуще­ ственно континентальными осадочными и вулканогенными породами, а также и морскими известняками и обломочными толщами. Мощность моласс достигает нескольких километров, а образований плиоцена — 2,5 км (Gervasio, 1964).

Тайвань можно рассматривать как крайний северный элемент Фи­ липпинской подвижной складчатой зоны. Центральная часть Тайваня представляет ядро антиклинория, сложенное метаморфической толщей верхнего палеозоя. Западное крыло образовано конгломератами, пес-• чанпками и сланцами мела, перекрытыми сланцами палеогена (3 км).

Сзапада антиклинорий сопряжен с Западно-Тайваньским прогибом,

заполненным дислоцированными отложениями миоцена и плиоцена. В основном это прпбрежно-морские угленосные и песчано-сланцевые толщп мощностью до 3 км. Они перекрываются плейстоценовыми красноцветами мощностью 2 км. С востока антиклинорий по разлому соприка­ сается с Восточно-Тайваньским прогибом, в котором развиты неогеновые

геоспнклпнальная котловина, обособленная крайняя южная часть ко­ торой выделяется под названием прогиба Палаван. Его отделение обу­ словлено наличием крупного массива Наныпацюньдао, представляющего, как предполагает Ю. М. Пущаровский (1972 г.), погруженный блок позднекайнозойской складчатости, аналогичный Калимантану.

Глубоководная котловина с севера и северо-запада ограничена под­ водным окончанием Южно-Китайской платформы и зоной мезозойской складчатостп, огибающей с севера Индосинийский массив и прослежи­ вающейся на о. Хайнань. Вдоль края платформы у кромки шельфа пред­ полагается существование узкого прогиба, тянущегося в сторону о. Тай­ вань и занимающего положение между платформой и полосой мезозойской

от обширного Зондского шельфа поднятием Периферийного хребта, тянущегося в виде дуги от побережья Брунея на север к восточной окраине Индосинпйского массива. Погребенным элементом последнего является и отмель коралловых островов Сишацюньдао.

Зондский шельф, имеющий ширину 3 тыс. км, выделяется в качестве эпимезозойской плиты, которая связывает в единую систему расположен­ ные по ее периферии зоны мезозойской складчатости. Ограничениями плиты являются мезозойские складки Малаккского полуострова, во­ сточной части Суматры, островов Банка и Биллитон, и запада о. Кали­ мантан.

В пределах Зондской плиты выделяются крупные осадочные бассейны: Бруней-Сайгонский, северная часть которого обособляется в Меконгский бассейн, и Таиландский, разделенные погребенным протяженным под­ нятиями Хорат-Семитау, тянущимся от Пурсанского массива через м. Камау Индостанского полуострова и через острова Натума на северо­ западное окончание о. Калимантан. Бассейн Меконг, занимающий и дельту р. Меконг, с юга ограничен подводным поднятием Кон-сон (Parke и др., 1971). На юге плиты располагается бассейн, отвечающий Яванскому морю.

Зондская плита обрамляется системой кайнозойских складчатых дуг и заключенных между ними глубоководных котловин (рис. 6).

Дуговые поднятия Индонезийской тектонической области характери­ зуются расчлененным рельефом, интенсивной дислоцированностыо от-