ОХОТОМОРСКАЯ ПЛИТА и САХАЛИН

ТАТАРСКИЙ ПРОЛИВ

Татарский пролив – большая рифтовая структура 50 км шириной и 4 км глубиной, расположенная между мезозойскими структурами Сихотэ-Алиня и западными сахалинскими горами и отделенная от них глубокими разломами.

Возникновение рифта связывают с апвелингом астеносферного диапира. Рифт усилен магматическим проявлением и прогревом подстилающих осадки пород, способствуя формированию нефти и газа, активизируется гидротермальная циркуляция.

Земная кора в зоне пролива нарушена разломами. Недавняя тектоническая деятельность подчеркнута высоким термальным потоком, толщина коры понижена по сравнению с граничащими областями до 25 км, скорость на границе 7.4-7.6 км сек-1. В области западно-сахалинского разлома, ограничивающего Татарский пролив на востоке, каинозойские отложения круто наклоняются на запад (до 50-80o) по сравнению с остальной частью впадины и сильно изменены разломами. Смещения по разломам глубины 4-5 км достигают десятков и сотен метров. Вулканические центры нижнего и верхнего миоцена и плиоцена также ограничены зоной разрывных нарушений. Увеличена сейсмическая активность и проходимость жидкости по разломам.

Рифт заполнен мезозойско-каинозойскими осадочными формациями толщиной 8-10 км. Отложения прогиба разделены на четыре структурных комплекса, отделенные друг от друга региональным стратиграфическим несогласием и наличием различных структурного - композиционных и физических характеристик: верхний мел, палеоген, олигоцен – нижний миоцен и средний миоцен –четвертичный период. Основание прогиба - метаморфический гранитный слой с сейсмическими граничными скоростями в диапазоне 5.8-6.2 км сек-1 (Гнибиденко и др., 1995).

Изучение магнитных аномалий показало, что рифт Татарского пролива является северным продолжением спредингового центра, расположенного в бассейне Японского моря (Isezaki и др.,1976). Полагают, что спрединговый процесс происходил 15-25 Ма и сопровождался извержениями базальтовых лав (Maruyama и др., 1997). В среднем олигоцене начались экстенсионные процессы коры и в миоцене они закончили формирование рифтовой зоны и монеронской возвышенности в центральной части пролива. Химический состав эффузивных пород – толейитовый и оливин-базальтовый алкалийный (Писканов,1977) . Монеронское землетрясение в Татарском проливе в 1971, характеризовалось соответствующим выбросом лав, глубина эпицентра - от 5 до 20 км.

ОСТРОВ САХАЛИН

Полагают, что Сахалин является фрагментом континентального края, отделенного каинозойским рифтом Татарского пролива. В этом контексте палеозойские и мезозойско - ранне палеогеновые структуры, которых много на Сихоте-Алине, могут быть найдены на острове, хотя они значительно будут нарушены там системой связанных разломов, простирающихся с севера на юг.
Западный Сахалин выполнен толстым (до 10 км) слоем турбидитов мелового-палеогенового возраста, вынесенных с магматического пояса востока Сихоте-Алиня и имеет схожий фундамент юры-неокома, под которым захоронены палеозойские океанические фации. На востоке это породы старой океанической плиты, которые подверглись интенсивному метаморфизму, создав greenschist, glaucophan и локально эклогит в форме субдолготных зон, ограничивающих по разломам восточные сахалинские горы от того участка, который следует на юг Сахалина к зоне Сусунайская и дальше к зоне Kamuikotan Острова Хоккайдо.
Крайний восток Сахалина занят фрагментами островной дуги (Campanian-Paleocen) вместе с фрагментами меловой океанической плиты, надвинутой трастом на структуры Сахалина со стороны Охотской морской плиты. Базиты-ультрабазиты (офиолиты), участвующие в структурах чешуйчатого траста (scaly-thrust structures), были отделены от меловой океанической коры, принадлежащей Охотской морской плите и создают линейную магнитную аномалию по восточной береговой линии Сахалина. Это остатки поздне меловой –ранне палеогеновой зоны субдукции. На профилях глубинного сейсмозондирования видны разломы listric, падающие под углом 15o , которые проникают в верхнюю мантию от осадочного чехла.
Геодезические наблюдения 1975-1983 показали регулярность право-боковых горизонтальных движений в зоне Центрально - Сахалинского глубинного разлома (Василенко и Богданов,1986). Грязевые вулканы приурочены к глубинным разломам.

ОХОТОМОРСКАЯ ПЛИТА
Охотская морская плита ограничена глубокими разломами типа strike-slip и на юго-востоке она ограничена молодой зоной субдукции по зоне Бениоффа. Толщина коры составляет 28-32 км, уменьшается до 24 км во впадине Дерюгина и до 15 км под Курильским бассейном. Основанием плиты являются гетерогенные кристаллические палеозойско-мезозойские породы, выступающие на континенте, Сахалине, Камчатке, Шантарских островах, Курильской островной дуге ( и эти породы были подняты с подводных возвышений с помощью драгирования) и мезозойско-каинозойские отложения водной области Охотского моря. Плита формировалась в позднем мелу и была покрыта слоем кайнозойских осадочных и вулканогенно-осадочных пород, а к концу палеоцена структуры были искажены рифтингом. Векторы движения и диапазон скоростей связаны с воздействием Тихоокеанской плиты, но часть ее движений согласуется с тектоникой азиатских континентальных плит, движущихся в восточном направлении и с развитием Байкальского рифта (Tamaki и Honza,1985). Структурные дислокации в плите также связаны с подъемом диапира и экстенсией в Курильском бассейне, Татарском проливе и впадине Дерюгина, что имело пик в миоцене.

Осадочный бассейн включает индивидуальные углубления, где мощность отложений достигает 12 км. Главная часть этих пород - классические осадочные породы, другая их часть состоит из вулканогенных осадков позднего мела-каинозоя. В позднем мелу отложение осадков происходило в условиях рифтинга и сопровождалось значительной вулканической деятельностью.
Большинство осадочных бассейнов Охотского моря, в том числе нефте- и газо-содержащие, были сформированы в кайнозое в условиях кайнозойской рифтинговой деструкции коры. Предполагается, что экстенсия началась в палеоцене, но наиболее сильно она проявилась в позднем олигоцене - среднем миоцене и закончилась формированием грабенов, полуграбенов и обособленных глубоких бассейнов с океанической и утонщенной континентальной корой. В последнем миоцене и плиоцене, когда активизировалось сжатие, сформировались реверсные разломы, разломы strike-slip и трасты (Родников и др.,1996, Бибов и др.,2000).
Глубоководные бассейны после их формирования были заполнены вулканогенно-силикатными (volcanogenic-siliceous sediments) отложениями, постепенно замененными большим количеством осадков мелководного ряда.


КУРИЛЬСКИЙ БАССЕЙН

Курильский бассейн Охотского моря принадлежит к депрессиям задужной области back-arc. В плане плита имеет форму клина, сужающегося по направлению к северу, что выделено изобатой 3000 м. Толстые (более чем 4000 м) осадочные чехлы лежат "над акустическим основанием", который очевидно является вулканогенно-осадочным слоем, а ниже него расположен третий слой океанической коры, если учитывать значения сейсмических скоростей 6.4-6.8 км сек-1. Высокий термальный поток характерен для этого бассейна. Согласно результатам метода отраженных волн (Снеговской, 1974), " акустическое основание" раздроблено тектоническими подвижками (intensely rugged); многочислены уступы, связанные с обильными наклонными разломами, осадочный чехол состоит из двух осадочных комплексов. Верхний слой – глубоководные породы тонкозернистого переслаивания , вероятно плиоцен-четвертичного возраста с мощностью 800-1000 м. Отложения более низкого комплекса в центральной части бассейна имеют толщину больше чем 3000 м и создают прозрачный (transparent) акустический слой.
Сейсмические скорости осадочного чехла (5 км мощности) располагаются в диапазоне от 1.7 до 4.3 км сек-1. Его подошвенная часть толщиной в 2.0-2.8 км со скоростями 4.8-5.2 км сек-1 является, видимо, вулканогенно-осадочной секцией океанической коры. Слой со скоростями 6.4-7.2 км сек-1 и толщиной в 4-5 км расположен ниже; некоторые исследователи коррелируют его с океаническим слоем 3 (Баранов и др.2002), М - граница отмечена в глубине 11-13 км (Гальперин и Косминская, 1964). Данных относительно состава и возраста фундамента недостаточно. Образцы драгирования на возвышенности Академии Наук показали, что северный край Курильского Бассейна составлен из магматических пород щелочного кальций-алькалийного ряда. K-Ar метод датирует их как меловые (Гнибиденко и др., 1995). Баранов и др.,1999 и 2002 опираясь на анализ изотопов Sr-Nd-Pb в изверженных породах, считают, что основанием может служить утонщенная континентальная кора. Предполагаемое понижение в плиоцене-четвертичном периоде, очевидно связано с экстенсией в задужной области back-arc со скоростью от 0.5 до 2.0 мм-1 в год.

По сейсмическим данным основание бассейна осложнено множеством дислокаций и несогласий даже в области индивидуальных выступов основания, изометрических в плане и конических в вертикальной секции. Они погребены под осадки и очевидно представляют собой бывшие вулканические постройки (Туезов,1975). Это подтверждается соответственным характером магнитных и гравитационных аномалий. Породы "акустического основания", очевидно, составлены из основных вулканических пород (базальты и их туфы) , чередующимися с вулканогенно-осадочными и кремниевыми (siliceous) формациями, фрагменты которых были подняты в ходе драгирования с научно-экспедиционных судов "Пегас", "Первенец", " Академик Лаврентьев" . Емельянова и др., 2003, изучая материальный состав вулканогенных пород, поднятых в курильском бассейне, пришли к выводу, что эти породы имеют плиоцен-плейстоценовый возраст. Такие породы находятся на обрамлении впадины, на Курильского бассейна, на южном склоне возвышенности Академии Наук в тыловой зоне и на вулкане Геофизик, расположенном в северо-восточной части бассейна на глубине в 3200 м (Баранов и др.2002). Все вулканы представлены базальтовым андезитом, андезитом и локально базальтом и андезит-дацитом. Возраст по K/Ar оценивается от 0.9 до 1.6 Ма. Вулканы расположены на пересечении поперечных и продольных разломов. Их химический состав в основном алкалийный (на Курильской островной дуге этот состав кальциево-алкалийный), что дает основание считать эту область как задужную (back-arc basin).

Палинологические исследования позволили датировать осадочные породы (Безверхняя и др.,2003). Было установлено, что формирование бассейна началось в последнем палеогене - раннем олигоцене. В это время были депонированы прибрежные и морские отложения с вулканогенными слоями.

По сейсмическим данным выделена зона спрединга в центральной части котловины. Разломы, формирующие ее, проникают в верхнюю мантию с зонами аномально низкой скорости (7.0-7.5 км сек-1), и, вероятно, здесь находится астеносферный диапир, содержащий источники формирования магмы. Электромагнитное исследование свидетельствует о частичном расплавлении мантии под Курильским бассейном (Ляпишев и др.,1987).

Высокий термальный поток характерен для всего Курильского бассейна. Самые высокие температуры в 1200o C отмечены в мантии на глубине всего в 25 км и рассматриваются как область подтаивания (Смирнов и Сугробов, 1980). На поверхности дна Курильского бассейна отмечаются трещины и основной магматизм. Согласно Хаину, 2001, Курильский бассейн является задужным, где сформировалась субокеаническая кора, связанная с развитием спрединга (arc-rear spreading). Если данная модель верна, можно ожидать слои толейитов близко к MORB в комбинации с породами hyaloclastic. Толщина коры 10 км, и астеносфера формирует диапирные выступы близко к земной к коре. Рифтинговые спрединги расположены в основании бассейна.

Сейсмическая активность в Kурильском бассейне значительно ниже, чем в Курильской зоне субдукции и здесь наблюдаются только мелкофокусные землетрясения, тяготеющие к северо-западному склону Курильской островной дуги, и формирующие узкий, параллельный дуге пояс. Это зона разломов, где выделены фокальные механизмы двух типов: реверсные (reverse) разломы и разломы с движением strike-slip. Эпицентры реверсных разломов расположены около ближней к континенту части Курильской островной дуги и на северном склоне Kурильского бассейна. Эпицентры с движениями strike-slip расположены в центральной части бассейна и ближней к континенту части дуги (Баранов и др., 2002).

Развитие кайнозойских экстенсиональных структур на континентальных краях
ОХОТОМОРСКАЯ ПЛИТА
САХАЛИНО-ХОККАЙДСКАЯ МИКРОПЛИТА