<<
>>

Впадина Южно-Китайского и Филиппинского морей


Впадина Южно-Китайского моря одна из наиболее обширных впадин окраинных морей тихоокеанской окраины Азии (рис.5-49). Ее северная часть отделяет Филиппинскую дугу от побережья Юго-Восточного Китая, а южная часть ограничена п-овом Малакка, о-вами Суматра и Калимантан (Борнео).
Глубоководная котловина бассейна простирается в общем восточно-северо-восточном направлении, достигая глубин 3700-4400 м. Она подстилается корой океанского типа мощностью около 6 км, при мощности осадков в центре котловины менее 0,5 км и тепловом потоке, превышающем нормальный. Выявленные здесь линейные магнитные аномалии позволили установить, что котловина сформирована субмеридиональным спредингом в интервале 32-17 млн лет т.н., т.е. между ранним олигоценом и началом среднего миоцена (рис.5-50).
Со стороны континента глубоководный бассейн Южно-Китайского моря обрамляется обширным шель-






фом, на юго-западе объединяющим Индокитайский и Малаккский п-ова с Суматрой, Явой и Калимантаном и известным под названием шельфа Сунда. На севере этот шельф примыкает к побережью Юго-Восточного







сточно-Китайское море (выше). Эти бассейны были заложены рифтингом в конце мела - начале палеогена, а в олигоцене рифтовая стадия сменилась стадией плавного погружения в направлении глубоководной котловины. На рифтовом уровне бассейны имеют большей частью асиммеричный профиль и состоят из по- луграбенов, ограниченных с юго-юго-востока л метрическими сбросами. Грабены выполнены континентальными или прибрежно-морскими, а пострифтовый этаж сложен лрибрежно- и мелководно-морскими, в основном песчано-глинистыми осадками. Глубина погружения фундамента, состоящего из гранитов и метамор-
фитов зеленосланцевой ступени, достигает 8-10 км. Накопление осадков на уровне эоцен-олигоценового и среднемиоцен-раннеплиоценового несогласий прерывалось излияниями базальтов.
Юго-западнее о-ва Хайнань в Южно-Китайское море с юго-восточным простиранием продолжается с суши в залив Бакбо (Тонкинский) Ханойский прогиб, образование этого прогиба связано с активностью левого сдвига Красной реки, начавшейся в олигоцене; до позднего миоцена он развивался в режиме транстен- сии, которая затем сменилась транспрессией, приведшей к частичной инверсии ранее образованной «цвет-






Рис. 5-50. Палинспастические реконструкции региона Южно-Китайского моря (по Т.-ИЛи и Л.АЛоуверу)
А - палеоцен (60 млн лет) и эоцен (50 млн лет); 1 - Индийская плита; 2 - область, подвергающаяся сжатию; точечным пунктиром показаны контуры современной суши; Б - олигоцен (30 млн лет) и ранний миоцен (20 млн лет); В - поздний миоцен (10 млн лет) и плиоцен (5 млн лет); точками на верхней схеме показана новообразованная океанская кора на юге трога Окинава, на нижней схеме показано сближение Восточного Тайваня - части Северо-Лусонской дуги с Южно-Китайской континентальной окраиной.
Эта коллизия привела к горообразованию на о-ве Тайвань

ковой» внутренней структуры. Бассейн выполнен в основном дельтовыми и мелководно-морскими терриген- ными отложениями, мощность которых достигает на юго-востоке 13 км. Далее прогиб срезается меридиональным линеаментом - правым сдвигом Хайнань- Сунда, простирающимся касательно к побережью Центрального Вьетнама и сопровождающимся с его стороны подводной грядой Тритон. Линеамент перекрыт на юге среднемиоценовой карбонатной платформой.
Вдоль побережья Юго-Восточного Вьетнама простирается Меконгский прогиб, представляющий важный нефтегазоносный бассейн. Его фундамент образован верхнеюрско-меловыми гранитами и вулканитами продолжения Восточно-Азиатского краевого вулкано-плутонического пояса, а чехол сложен олигоценовыми и более молодыми отложениями, в низах континентальными, выше - мелководно-морскими терригенными, подчиненно карбонатными. Не исключено, что в грабенах присутствуют осадки палеоцен-эоцена.
Параллельно Меконгскому прогибу, отделяясь подводной грядой, протягивается другой нефтегазоносный бассейн-Южно-Коншонский, имеющий аналогичное строение. В обоих бассейнах над горстовыми поднятиями фундамента образовались пологие поднятия и в чехле; как те, так и другие служат ловушками для залежей углеводородов.
Оба только что названных бассейна находятся в торцовом сочленении с системой бассейнов Сиамского залива, начинающейся на суше в Таиланде и включающей Тайскую (Паттани), Малайскую и Пенью впадины. Она простирается параллельно структурам Малакки в северо-северо-западном направлении и отделяется от южновьетнамских бассейнов грядой того же простирания. Заложение Сиамской системы впадин произошло в эоцене на гетерогенном мезозойском фун- даменте. Рифтовая фаза продолжалась до позднего олигоцена, сменившись пострифтовой, прерванной деформациями сжатия в позднем миоцене. Глубина погружения фундамента достигает на юге 12 км.
Еще одна система впадин простирается вдоль юго- восточного ограничения Южно-Китайского моря, представленного о-вами Калимантан и Палаван. Самой крупной из них является Саравакская впадина, наложенная на верхнемеловой-нижнепалеогеновый фундамент с участием офиолитов и выполненная мощной (до 10 км) толщей мелководно- и прибрежно-морских карбонатно-терригенных отложений. И эта впадина нефтегазоносна. Северо-восточнее, вдоль о-ва Палаван протягивается допозднемиоценовый, засыпанный осадками глубоководный желоб.
Юго-восточный внешний шельф Южно-Китайского моря, прилегающий к Северо-Палаванскому желобу, отвечает погребенной части того же эпикимме- рийского микроконтинента, фундамент которого выступает в восточной зоне Филиппин, зоне Палаван- Миндоро.
По другую, восточную сторону Филиппинской дуги расположено не менее обширное, чем Южно-Китайское, окраинное Филиппинское море (см. рис.5-49), выделяемое в самостоятельную литосферную плиту, поскольку оно практически со всех сторон окаймлено зонами субдукции. Филиппинское море имеет ромбовидные контуры с длинной осью, простирающейся меридионально примерно на 4000 км и поперечником ~2000 км. На северо-западе бассейн ограничен желобами и зонами субдукции Рюкю (Нансей) и Нанкай, на юго-западе - Филиппинским желобом и его северным отмершим продолжением - желобом Квезон, на северо-востоке - желобами Идзу-Бонинским и Марианским, сопровождаемым с запада одноименными вулканическими дугами, а южнее - желобами Яп и Палау (Белау).
Меридиональная подводная гряда Кюсю-Палау, представляющая остаточную вулканическую дугу, разделяет Филиппинский бассейн на две котловины: Западную и Восточную. Западно-Филиппинская котловина очень глубокая, до 6 км, и подстилается тонкой, типично океанской корой (6-7 км). В средней части котловины выделяется Центральный хребет, осложненный рифтовой долиной(?), рассматриваемой как реликт оси спрединга, поскольку параллельно ей прослеживаются линейные магнитные аномалии. По ним возраст котловины определяется как палеоцен-эоценовый (60 37 млн лет), что подтверждается данными глубоководного бурения. В северном углу котловины в том же направлении, что и Центральный хребет, и магнитные аномалии, простирается подводный хребет Оки-Дай- то, представляющий эоценовую и, возможно, более древнюю вулканическую дугу.
Ограничивающий Западно-Филиппинскую котловину подводный хребет Кюсю-Палау протягивается резко несогласно по отношению к внутренней структуре этой котловины, что явно указывает на его большую молодость. По данным бурения и драгирования, он сложен типично островодужными известково-щелочными вулканитами, датированными в 33-32 млн лет и перекрытыми осадками верхнего олигоцена - нижнего миоцена. Хребет увенчан конусами потухших вулканов.
К востоку от хр. Кюсю-Палау располагаются котловины Сикоку (северная) и Парссе-Вела (южная); глубина последней превышает 5 км, а в средней части прослеживается узкая рифтовая щель глубиной до 6900 м, представляющая, видимо, ископаемую ось спрединга. Ей параллельны линейные магнитные аномалии, по которым возраст котловины Паресе-Вела датируется как среднеолигоценовый-раннемиоценовый (30- 18 млн лет); а котловины Сикоку - как миоценовый (22-16 млн лет). Эти возрасты в общем подтверждены глубоководным бурением.
Котловина Сикоку ограничена с востока меридиональной Идзу-Бонинской (Огасавара) вулканической дугой, на севере находящейся в сложном тройном сочленении с юго-западным и северо-восточным сегментами Японской дуги. Сопровождающий Идзу-Бо- нинскую дугу с востока глубоководный желоб представляет прямое южное продолжение Японского, а с восточным окончанием Нанкайского сочленяется через короткий трансформный разлом, который севернее выходит на сочленение с зоной субдукции, уходящей под Северо-Восточную Японию и Сахалин со стороны Японского моря. Так что здесь, прямо к востоку от Токио, образовался сложный тектонический узел с высокой сейсмичностью. Идзу-Вонинская дуга возникла в среднем эоцене и, испытав три импульса вулканизма (р22~3, р|, N2 -Q Б сохраняет активность доныне.
На своем южном продолжении Идзу-Бонинекая дуга расщепляется на две - остаточную - Западно-Марианский хребет, и активную - собственно Марианскую дугу. Между ними возникает ограниченная сбросами Западно-Марианская котловина глубиной до 4 км. Вдоль оси котловины намечается рифт с проявлениями гидротермальной деятельности, а параллельно рифту - слабые магнитные аномалии миоценового и/или плиоценового возраста. Бурение на Западно- Марианском хребте вскрыло верхнемиоценовые ост- роводужные вулканиты и показало, что вулканическая деятельность здесь прекратилась в конце миоцена, когда, очевидно, и произошло расщепление прото-Мари- анской дуги.
Марианская дуга зародилась еще в эоцене, а в миоцене и плиоцене-плейстоцене испытала повторные импульсы вулканизма, последний уже после отделения Западно-Марианского хребта. Дуга окаймляется самым глубоким в мире - 1 1022 м, Марианским желобом. Сейсмофокальная зона, выходящая в этот желоб, тоже одна из самых глубоких, достигая 680 км, т.е. границы нижней мантии. Она увеличивает свою крутизну с глубиной и с 300 км становится вертикальной. Аккреции вдоль дуги не происходит; приостровноЙ склон желоба крутой, осложнен (как и внешний склон) сбросами и вдоль него выступает полный разрез океанской коры, прорванный серпентинитовыми диапирами. Выше по склону находится преддуговой прогиб, выполненный турбидитами.
На юге Марианский желоб плавно отклоняется к западу и против северного конца хр.Яп с одноименным островом торцово сочленяется с также одноименным желобом глубиной 8 км, находящимся на прямом продолжении рифта Паресе-Вела. Желоб Яп, подобно Марианскому, своим южным концом отклоняется к западу и затухает, кулисообразно подставляясь желобом Палау, сопряженным с одноименным архипелагом - южным окончанием хребта Кюсю-Палау. На о-вах Палау (Белау) выступают эоценовые вулканиты, несогласно перекрытые миоценовыми рифовыми известняками.
Южнее желоба Палау восточная граница Филиппинской плиты проходит вдоль прерывистого меридионального желоба, который может отвечать, скорее всего, трансформному разлому. 
<< | >>
Источник: Хайн В.Е.. ТЕКТОНИКА КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ (год 2000).. 2001

Еще по теме Впадина Южно-Китайского и Филиппинского морей:

  1. 5.8.8. Катазиатская система, Тайвань-Филиппинская дуга, впадиныЮжно-Китайского и Филиппинского морей
  2. Японская островная дуга и впадины Японского и Восточно-Китайского морей
  3. Южно-Каспийская впадина и Западно-Туркменский прогиб
  4. Черноморская и Южно-Каспийская впадины и Северо-Закавказская зона межгорных прогибов
  5. Южно-Китайская платформа (платформа Янцзы)
  6. Т айвань-Филиппинская дуга
  7. Китайские солнечные затмения и их важность для китайской хронологии
  8. Как возник «китайский» периодический закон для времен обращения кометы Галлея. Подлог в китайских записях
  9. Что получается, если читать китайские летописи, переводя китайские имена на русский язык
  10. Филиппинские острова и гибель Магеллана
  11. ЮЖНО-АФРИКАНСКИЙ СОЮЗ
  12. Южно-Американская древняя платформа
  13. Особенности берегов приливных морей
  14. Рионская и Куринская впадины
  15. У БЕРЕГОВ МОРЕЙ
  16. Деспоты Морей
  17. Чехол Южно-Американской древней платформы