ВОЗРАСТ ЗЕМНЫХ БАЗАЛЬТОВ И ИХ СВЯЗЬ С РАЗЛИЧНЫМИ СТРУКТУРАМИ

Вулканические моря на дне океанов и островные дуги. Геосинклинали Земли

Если прослеживать возраст океанских лав близ горных побережий, где складки надвинуты на материковые платформы, можно уловить общность времени и места возникновения вулканических плашей океанского дна с теми же признаками материковых трапповых вулканических провинций.

Западная часть Тихого океана — это та область, где подобные построения можно проверить, использовав уже установленные параметры. В этой части океана помимо горных побережий, типичных для. тихоокеанских окраин, существуют также цепи островных и подводных дуговых гор. Островные горы сложены складчато-геосинкли- нальнымн толщами, такими же, которые известны на материках. Подводные горные дуги обычно построены вулканическими сооружениями, надстраивающими разновозрастные плащи базальтового дна ( 12). Поскольку на островных горах разного возраста имеются складчатые структуры, следует выяснить, отвечают ли по возрасту лавы дна в тылу этих структур финальным базальтовым плащам.

Западнотихоокеанская область рассматривается также как по^ яс современных геосинклинальных систем, так как именно здесь на Земле существуют самые глубокие прогибы и цепи вулканических островов. Это позволяет проверить другой из предложенных выше тезисов — правда ли, что геосинклинальные прогибы обычно закладываются на финальных базальтовых плащах тыла сформированных складчатых гор.

На Земле давно установлена закономерность, выражающаяся в том, что складчатые области разного возраСТа обычно слагаются определенным комплексом однотипных, но разновозрастных образований (см.  11). Внизу геосинклинальные базиты (офиолиты), выше терригенные толщи (флиш) и вулканиты среднего состава, еще выше — грубообломочные, орогенные молассы внутри межгорных впадин, вместе с которыми залегают также средние, реже кислые вулканические породы.

Все геосинклинально-складчатые зоны Земли, поднявшиеся в виде гор В палеогене — ларамийский геотектонический этап — содержат смятые в складки офиолиты поэднеюрско-раннемелового возраста, терригенно-вулканогенный флиш позднемелового возраста, орогенные молассы палеогена. Более древние раннеальпийские складчатые зоны имеют офиолиты триас-йрского возраста, поздне- юрский флиш, меловые орогенные толщи и т. д.

В складчатых областях могут присутствовать, конечно, и более древние толши, так как "геосинклиналь любого цикла всегда закладывается на субстрате, в котором есть блоки или глыбы более ран- вях структур.

Обнаружив в островных хребтах хотя бы часть характерных толЩ определенного возраста, можно отнести формирование склад- чатыЛуговых гор к тому либо иному геотектоническому этапу.

Хребет Маккуори является самой южной островной дугой складчатых ларамид. В цоколе дуги юрско-меловые базиты океанского дна деформированы в конце мела, метаморфизованы и надвинуты К западу. Изнутри, в тылу дуги развиты финальные базальты миоцена. Перед фронтом дугового хребта существует желоб — передовой прогиб на палеоценовом базальтовом ложе Тасмановой котловины. Андезитовые вулканы задуговых островных поднятий (Солан- дер и подводные горы южнее) развиты на молодом базальтовом дне.

В Новой Зеландии сопрягаются фронтами две складчатые дуги. Они сомкнуты и сдвинуты по разлому. Северная обращена выпуклостью на восток, южная выгнута к западу, так же надвинуты складки. Складчатость проявилась на рубеже юры —мела (Рангитата), затем в "тылу дуг на финальных базальтах мела — палеогена развились .геосинклинали следующего цикла. Их толщи подверглись складчатости с надвигами того же направления на рубеже палеогена— неогена (Кайкура). Сейчас эти складчатые дуги существуют как орогенные. Желоб Хикуранги'по фронту северной складчатой дуги — краевой прогиб.

Хребты Тонга-Кермадек и Колвилл-Jlay, параллельные и слабо выпуклые к востоку, разделены широкой депрессией Хавр-Лау. Депрессия заложена на базальтовом ложе миоцена. Наличие в хребте Тонга (о-в Эуа) орогенных серий палеогена указывает на лара- мийскую складчатость, создавшую цоколь хребта. Присутствуют в цоколе хребта раннемеловые офиолиты. Они драгированы на островном склоне желоба Тонга. Вероятно, полоса ларамийских складок от хребта Кермадек изгибается вдоль севера Новой Зеландии и окаймляет с запада поднятием Три-Кингс Южно-Фиджийский бассейн с молодыми лавами миоцена на дне. Эти базальты—финаль- вые излияния лав в тылу ларамийского складчатого овала.

Дуга Новых Гебрид, выгнутая на юго-запад, состоит из нескольких островных цепей. Фронтальная цепь включает орогенные толщи палеогена на ларамийском складчатом цоколе. На центральных и восточных островах, в тылу дуги известны базальты миоцена. В зоне с молодым лавовым плащом происходят деформации, а в центральной цепи'островов — вулканические извержения.

Острова Лойалити имеют вулканический цоколь цз подводных грр миоцена. Горы надстраивают более древнее палеогеновое базальтовое дно и располагаются в тылу надвинутых к юго-западу структур о-ва Новая Каледония. На этом острове проявлена раннеаль- пнйская складчатость. Палеоценовые финальные базальты развиты в тылу этих структур.

Двойная дуга Соломоновых островов возникла при смятии и слабом надвигании к югу пластин нижнемеловых базальтов. Деформации относятся к ларамийской фазе. Складчатость и метаморфизм лучше документируются в северной цепи островов, но известны и в цоколе южной цепи. (Эрогенные грубые толщи и- вулканиты среднего состава относятся к палеогену. В тылу структур и в междуговой депрессии лежат лавы миоцена, финальные для ларамид. Южная полоса вулканических островов — это вулканическая корднльера на молодых лавах. Перед дугой имеются желоб по фронту и сейсмо- фокальная зона с падением под дугу.

Поднятие Вудларк окаймляет с юга Соломоново море. На его продолжении, на. п-ове Папуа Новой Гвинеи четко проявлена лара- минская фаза складчатости и надвигов к югу нижнемеловых ба- зитов. Еще один дуговой сегмент складчатых ларамид протягивается от Папуа поднятием Поклингтон и обособляет с юга бассейн Мо- руа. Тыльные внутридуговые овалы морей Соломонова и Моруа погрузились в миоцене с появлением базальтовых туфов — признака финального магматизма.

Море Бисмарка окружено структурами ларамийской складчато-. сти. Тыловой бассейн моря Бисмарка погрузился в миоцене. Процесс сопровождался базальтовым магматизмом.

Дуга островов Новая Ирландия—Манус окружает с севера море Бисмарка. Острова сложены в цоколе ларамийскими структурами. На островах установлена эпоха миоценовых (финальных для ларамид) погружений.

Севернее моря Бисмарка существует Каролинский бассейн сложного строения с внутренними хребтами. Бассейн можно объединить с западным овалом малой складчатой ларамийской дуги о-ва Халь- махера. Возраст базальтов дна этого участка миоценовый и является косвенным признаком наличия внутри поднятий и на краях Каролинского бассейна складчатых структур ларамийской консолидации.

Дуги Яп, Марианская, Идзу-Бонннсная, обращенные выпуклостью к востоку, устроены однотипно. Они имеют внешнюю горную дугу, сложенную базнтами, надвинутыми на восток в ларамийском цикле. Складчатые комплексы перекрыты орогенными толщами палеогена. Тыловые области внутри дуг (бассейны Паресё-Вела и более северный Сикоку) имеют в дне финальные для ларамид плащи миоценовых лав. Вулканические дуги, сформированные здесь на молодых базальтах, и междуговые прогиб»—это Кордильеры и троги современной геосинклинали. Перед фронтом восточных , дуг существуют желоба — передовые прогибы на древнем ложе океана с базальтами нижнего мела.

Хребет Кюсю—Палау в центре Филиппинского моря сложен вулканическими островами. На его склонах вскрыты орогениые толщи палеогена с обломками меловых пород. Для этого подводного хребта характерна блоковая структура с надвигами к западу. Миоценовый базальтовый плащ котловины к востоку от хребта Паресе-Вела оказывается, таким образом, внутри двух выгнутых в разные стороны ларамийских складчатых дуг. Их складчатые комплексы надвинуты кнаружи. Продолжение дуги Кюсю — Палау к северу представлено поднятием Данто, ограничивающим с запада бассейн Сикоку с лавами миоцена.

Западно-Филиппинское море с палеогеновым базальтовым дном примыкает к островам Филиппинского архипелага. Здесь имеются элементы складчатых структур раннеальпийского этапа. Плащ базальтов палеогена — финальный.

К дуге Японских островов подходит с юга в~участке Фосса- Магна Бонинская вулканическая цепь. На островах Бонинской вое* точной дуги (о-ва Хахадзина Титидзина), известны ларамийскне дрогенные толщи палеогена. В тыльном для дуги бассейне Сикоку залегают лавы миоцена. С северо-запада этот бассейн огражден структурами Японии. Ее цоколь сформирован складчатостями многих циклов, каждый из которых проявлялся в зонах, смещавшихся Е югу. Шло заложение геосинклинальных прогибов на финальных лавах завершенного цикла.

Некоторые области Юго-Западной Японии — близ Фосса-Магны (о-в Танзава) и на крайнем юге о-ва Кюсю — в миоцене испытали опускания и покрылись базальтами. Погружения отвечали здесь моменту ларамийских финальных проявлений близ участков, где известна складчатость с северными надвигами. Структуры ларамий- ской складчатости продолжают по изогнутой на запад дуге Бониц- скую Кордильеру и замыкают с севера ларамийский складчатый овал бассейна Сикоку. Внутри него базальты миоцена развиты повсеместно.

,В Северной Японии, к северу от Фосса-Магны на островах Хонсю, Хоккайдо имеется выгнутая на восток система складок ларамнй- ской эпохи. В тылу на плаще финальных для ларамид базальтов миоцена (формация зеленых туфов) развивается современная вул- -каннческая цепь. Базальты протягиваются в дне Японского моря. На западе о-ва Кюсю они считаются геосинклинальными.

Наличие плаща постларамииских финальных базальтов миоцена в Японском море показывает, что Центральная-Япония представляет собой область смыкания фронтов двух ларамийских дуговых складчатых поясов. Один — южный с заворотом от Бонинской дуги у Фосса-Магны. Второй пояс—выпуклый от Японского моря элемент дуги Северо-Восточной Японии. Северное и южное побережье Японии считаются зонами современной геосинклинали, заложенной на молодом миоценовом базальтовом плаще.

Дуга Рюкю сочленяется под углом с поясом Японии и продолжает выпуклой к югу цепью островов зону современного вулканизма. Ларамийский цоколь, базальты миоцена в тылу и желоб — передовой прогиб по фронту — все это характерные признаки современной геосинклинальной системы. Под эту совокупность структур падает глубинная сейсмофокальная зона.

От центра о-ва Хоккайдо на севере Японии расходятся в направлении на Сахалин и в сторону Камчатки две ветви ларамийских складчатых систем. Западная ветвь надвинута к западу. Ларамийскне складки известны и в островах Малой Курильской гряды. У южной вершины этого складчатого полуовала, внутри вогнутости на севере о-ва Хоккайдо известны миоценовые финальные базальты. Они же, видимо, слагают и дно Южно-Курильской глубоководной задуговой котловины. Базальты миоцена известны также в тылу складчатых комплексов Сахалина. Впадина Татарского пролива находится перед фронтом Сахалинских гор. Это структура типа краевого прогиба.

В-сторону Камчатки протягивается цепь Малых Курил. Она выходит на восточные полуостровные поднятия Камчатки. Вулканическая внутренняя цепь вулканов Больших Курилл на подложье из Миоценовых базальтов тоже прослеживается на север по молодому Вулканическому поясу Камчатки. Ларамийскне складчатые структуры Северной Камчатки окаймляют дугой север полуострова и выходят на хребет Ширшова. Внутри вогнутости дуги расположено базальтовое дно Командорской котловины с миоценовыми ларамий- сними финальными лавами. Олюторская область современной склац. чатости с надвигами на запад развивается сейчас в тылу Камчатских ларамид.

Фактический материал, имеющийся по Западно-Тихоокеанской окраине, показывает, что в этом регионе можно выявить дуговые или овальньгё складчатые зоны разного возраста. Внутри них имеются стабильные массивы, покрытые финальными базальтами. Складчатые зоны в каждом своем сегменте и даже в любом сечении обнаруживают тыльные и фронтальные области. Простая в плане форма дуг и овалов каждого цикла складчатости позволяет прогнозировать продолжение структур по простиранию.

Вулканические базальтовые моря везде размещены изнутри, в тылу надвинутых кнаружи складчатых островных систем дуговой или овальной формы. Все современные вулканические подводные и надводные горы надстраивают молодые, миоценовые плащи лав. Между цепями вулканических островов и фронтальными складчатыми дугами существуют прогибы, тоже обособленные на дне с молодыми базальтами. Именно эти зоны только и могут быть рассмотрены как современные геосинклинали, заложенные в тылу зрелых систем.

Перед выпуклым фронтом складчатых дуг существуют глубоководные желоба, развитые на более древнем базальтовом ложе океана. Возраст этих базальтов раннемеловой. Все Геосинклинали Земли, сформированные на базальтах такого возраста, уже подверглись складчатости в ларамийскую эпоху (см.  II). Фронтальные глубоководные желоба являются структурами типа краевых прогибов на стабильной глыбе центра Тихого океана.

Таким образом, к пространствам базальтового ложа океана можно применить принцип установления тыла — фронта складчатых систем. Здесь также можно показать постоянное место появления округлых вулканических морей изнутри горных складчатых дуг и овалов.

Важно отметить, что в складчатых островных сооружениях базальты, одновозрастные древним лавам океанского дна, деформированы и перемещены кнаружи, к выпуклости дуг. Значит, перед возникновением молодого базальтового вулканического моря дно океана с древними базальтами испытывает деформации по дуговым либо овально-концентрическим зонам. Сначала- это деформации прогибания (геосинклинальные), затем деформации поднятия (орогенные). Деформации происходят таким образом, что толщи осадков активных дуг и концентров смещаются центробежно. Импульс активных движений, радиально направленный из земных недр, создает близ поверхности центробежно бегущую тангенциальную «геосинклинальную волну».

Базальтовые плащи океанского дна «поддаются» рассмотрению с позиций, установленных для вулканических трапповых морей континентов. Поэтому с тех же позиций попытаемся понять структур- вый смысл крупных полосовых разновозрастных базальтовых плащей внутренних зон океанов. Возраст базальтов служит индикатором определенной зоны складчатости того или иного " цикла (см.  11). Такая зона могла существовать на пространствах океанов до появления каждого финального плаща лав.