Файл: Нефтегазоносность морей и океанов..pdf

хребта. Южным продолжением этой зоны являются впадина Империал и грабен Калифорнийского залива.

К югу от пояса субширотных разломов Меррей расположены Кор­ дильеры Мексики и Центральной Америки, в составе которых ряд текто­ нических зон, свойственных Кордильерам США, выпадают, а другие характеризуются неполнотой развития. По мере движения на юг проис­

дильер в основном касаются их восточных зон.

Крайне восточным элементом Мексиканских Кордильер служит Притихоокеанская зона, в составе которой выделяются грабен Кали­ форнийского залива и антиклинорий Калифорнийского полуострова. Структуры Калифорнийского залива и Калифорнийского полуострова рассматриваются как части зоны срединноокеанического хребта. Свой­ ственные Восточно-Тихоокеанскому поднятию грядовый характер рельефа морского дна и линейные магнитные аномалии прослеживаются вплоть до Калифорнийского залива, в пределах которого слой рыхлых осадков залегает непосредственно на базальтовом слое мощностью б км, подстила­ емом приподнятой толщей разуплотненных пород мантии (Philips, 1964). К структурам Центрально-Американских Кордильер примыкает одноимен­ ный глубоководный желоб, протягивающийся вдоль материкового подножия от м. Бурика до м. Кориентес, с максимальным погружением 6662 м. На его северо-северо-западном и юго-юго-восточном продолжениях располагаются соответственно Нижнекалифорнийский синклинорий и грабен озер Манагуа — Никарагуа (Хаин, 1971).

Естественной границей между Кордильерами Северной и Южной Америки В. Е. Хаин (1971 г.) считает грабен Манагуа-Никарагуа, так как расположенные к югу складчатые сооружения Коста-Рики и Панамы представляют прямое продолжение Береговой Кордильеры Колумбии.

Пояс Южпо-Американских Кордильер, или Анд, отличается от своего северо-американского аналога меньшей шириной, менее отчетливой про­ дольной зональностью, значительным соответствием современной топо­ графии и структуры, характером проявления отдельных фаз тектогенеза (особенно герцинского) и т. д. Существует предположение, что западная часть пояса на значительном протяжении оказалась опущенной под воды

почти повсеместное распространение неогеновой (плиоценовой) молассы. Для Южно-Американских Анд, как и для Кордильер Северной Аме­ рики, характерна весьма четкая поперечная зональность. В их пределах с севера на юг выделяют районы (сегменты) Северных, Центральных и Южных Анд. Поперечная зональность прослеживается по смене структур­ ных комплексов, слагающих ядра древних тектонических элементов и по времени формирования орогенных комплексов. Границы между районами определяются положением субширотных зон глобальных разломов,

Так, разделение Северных н Центральных Анд связано с субэкваториаль­ ной зоной разломов, идущих от Галапагосских островов, через Амазон­ скую впадину и приразломный хр. Фернанди-ди-Норонья в Атлантике. Центральные и Южные Анды также разделены разломом, прослежива­ ющимся на платформе вдоль северного края Северо-Патагоыского массива (Хаин, 1971).

В Северных пли Карибских Андах складчатый пояс Южной Америки достигает максимальной ширины. Здесь по мере движения с юга на север происходят изменения в простирании, ветвление и расхождение отдель­ ных тектонических зон, протягивающихся далее в Карибский регион. В поперечном сечении в составе Северных Анд выделяют зону субандий­ ских передовых прогибов, представленную впадинами Ориноко, БарииасАпуре и Икитос; многеосинклинальную зону Восточных Кордильер; зону Центральных Кордильер — унаследованное от герцпиского или ка­ ледонского цикла поднятие; зону Западных Кордильер, развивавшуюся в качестве эвгеосинклинали и, наконец, Притихоокеанскую зону кайно­ зойских погружений. Последняя состоит из спиклпнория Атрато-Сан- Хуан и антиклинория Береговой Кордильеры, который продолжается на северо-западе в пределы Панамского перешейка, а на юге на суше сле­ пится до Гуаякильского залива, скрываясь под водами Тихого океана.

Центральные Анды представляют собой наиболее мощную и сложно построенную часть Южно-Американского складчатого пояса. С востока на запад здесь располагается полоса передовых прогибов, зона Восточной

иЦентральной Кордильер; грабен-синклинорий Титикако-Альтиплано; западная зона, представленная Западной Кордильерой Перу, Предкордильерой, Передовой Кордильерой Аргентины и Главной Кордильерой Чили и Аргентины. Последняя зона лежит на продолжении Центральной

иВосточной Кордильеры Северных Анд (Хаин, 1971). В прибрежной

полосе и на шельфе, местами улавливаются элементы южного продолже­ ния Центральной Кордильеры Северных Анд. Подводная окраина мате­ рика в районе Центральных Анд имеет незначительную ширину и очень большую крутизну и непосредственно переходит в Перуанско-Чилийский глубоководный желоб.

Андский пояс в южной части материка значительно сужается. Вос­ точные и Центральные зоны Анд, развитые на севере, здесь выклини­ ваются. Простирание структур меняется от субмеридионального в север­ ной части до субширотного на юге. Основными элементами его являются антиклинорий Патагонской Кордильеры и его продолжение — антиклинорий Огненной Земли, грабен Центральной продольной долины и анти­ клинорий Берегового хребта. В южном направлении, в районе Огненной Земли, грабен Центральной долины затухает и оба антиклинория практи­ чески сливаются, образуя единую структуру, продолжением которой является Южно-Антильская островная дуга. Чилийско-Перуанский глу­ боководный желоб затухает к югу от 40°', однако у самого южного оконча­ ния континента намечается его аналог, сопровождающий южную часть Патагонской Кордильеры и Кордильеру Огненной Земли. С внешней стороны этот желоб ограничен валообразным поднятием. Его южным про­ должением В. Е. Хаин считает подводный хребет, отходящий от м. Горн

в юго-юго-восточном направлении к Антарктиде, а северным аналогом — молодой антиклинорий Береговой Кордильеры Колумбии.

Южное обрамление Тихоокеанского сегмента в западной части обра­ зовано Антарктической древней платформой, а в восточной — мезозой­ ским складчатым поясом, располагающимся на структурном продолжении складок Южно-Американских Анд.

Антарктический складчатый пояс прослеживается от п-ова Антарк­ тида до Земли Мэри Бэрд. К северу от него располагаются гпельфовые моря Беллинсгаузена и Амундсена. Их глубинное строение изучено очень слабо. Выявленные на шельфе острова относятся к складчатому поясу и сложены мезозойскими осадочно-вулканогенными породами. К западу от м. Дарт Антарктический пояс погружается под уровень океана. Его

ный хребет, отвечающий островам Скотта и Баллени. В этом случае антарктические складки можно связать с Новозеландской кайнозойской складчатой системой.

Платформенная часть Антарктиды, прилегающая с юга к Тихому океану, занята шельфовым морем Росса, представляющим крупную де­ прессию, расположенную между поднятием Антарктического хребта и погруженным окончанием Антарктического пояса. Строение дна моря Росса также не изучено. Можно предполагать, что здесь мы имеем круп­ ный краевой прогиб, складчатый борт которого отвечает крылу Антар­ ктического складчатого пояса, а платформенный сопряжен с перикратонным погружением древней Антарктической платформы. Прогиб, запол­ ненный толщей консолидированных пород, испытывает замыкание в рай­ оне островов Возвышения (рис. 50).

Во внутренних частях Тихоокеанского сегмента выделяются обшир­ ные глубоководные котловины, разделенные сводовыми и валообразными поднятиями и системой срединных хребтов Тихого океана.

Осреднение сейсмических данных о разрезах земной коры дает сле­ дующие преобладающие значения скоростей и мощностей основных слоев земной коры котловин Тихого океана: слой неуплотненных осадков —

Средняя разность аномалий Фая этих котловин составляет около 40 мгл. Средние аномалии Буге Филиппинской и Центральной котловин около

12—20 км. Верхние кромки источников аномалий расположены на глу­ бине 1—3 км от поверхности дна, т. е. в пределах второго и третьего слоев земной коры, а в отдельных случаях проникают в верхнюю мантию. Нижние кромки магнитоактивных тел приурочены к верхней мантии (Гайнанов, 1964; Туезов п др., 1967; Эфендцева, 1970). Для разных котло­ вин намечаются особенности в распределении глубин источников аномалий.

Большое распространение, особенно в Северо-Восточной котловине, имеют прпразломные структуры (Мендосиио, Пайонир, Мерреп, Молокаи, Кларпон, Клиппертон п др.). Эти структуры, преимущественно прямолинейные, протягиваются на значительные расстояния: до 2000 — 4000 км. Морфология зон разломов меняется вдоль их простирания, от крутых и высоких сбросовых илп сбросово-сдвиговых уступов региональ­ ного значения до цепочек вулканических и горстовых гор, глубоких и узких желобов и сложного холмистого рельефа. Некоторые зоны разло­ мов почти не выражены в рельефе и обнаруживаются лишь по геофизи­ ческим данным. В разные стороны от зоны разломов изменяются мощность слоев земной коры, аномалпп силы тяжести и магнитные аномалии. Так, геофизические исследования, выполненные к северу и к югу от зоны разлома Мерреп, показали увеличение мощности земной коры с северной стороны разлома на 3—4 км и уменьшение аномалий Фая иа 15—20 мгл (Менард, 1966; Ковылпн, 1970).

Широкие сводовые и валообразиые поднятия, разделяющие глубоко­ водные котловины, осложнены не только разломами и сбросами, но п про­ явлениями вулканизма. Количество вулканов существенно меняется па различных поднятиях. Так, на валу Шатского отмечены лишь одиночные вулканы. Однако есть валы, несущие на себе большое количество вулка­ нов и крупных вулканических массивов, которые можно рассматривать даже как вулканические хребты. Таково поднятие Маркус-Неккер с 265 подводными вулканическими горами,из них около 80 плосковершшгаых гайот. Гавайский вал несет на себе вулканический хребет Гавайских остро­ вов. Гряда островов Лайн включает 85 подводных вулканических гор, а вал Туамоту — более 60 вулканических гор. Значительная концентра­ ция вулканических гор, по-видимому, тесно связана с развитием поднятий п соответствует определенной стадии их зрелости. По сейсмическим дан­ ным валообразиые поднятия характеризуются увеличением мощности коры до 20 км в основном за счет увеличения мощности базальтового слоя. В наиболее детально изученном Гавайском поднятии обнаружены резкие изменения мощности земной коры как вдоль, так и поперек поднятия. Так, мощность земной коры под Гавайскими островами изменяется от 12 до 20 км и разрез осложнен интрузивными телами с большими сейсми­ ческими скоростями. Если к северу от Гавайских островов в районе Га­