Особенности структуры и генезис индоокеанской зоны внутриплитных деформаций

Вержбицкий, Владимир Евгеньевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Особенности структуры и генезис индоокеанской зоны внутриплитных деформаций
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Особенности структуры и генезис индоокеанской зоны внутриплитных деформаций"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ЛИТОСФЕРЫ ОКРАИННЫХ И ВНУТРЕННИХ МОРЕЙ

На правах рукописи

Г Г с ОД 2 8 К ЮН 2000

ВЕРЖБИЦКИЙ Владимир Евгеньевич

ОСОБЕННОСТИ СТРУКТУРЫ И ГЕНЕЗИС ИНДООКЕАНСКОЙ ЗОНЫ ВНУТРИПЛИТНЫХ ДЕФОРМАЦИЙ

Специальность 04.00.01. - общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого - минералогических наук

Москва, 2000

Работа выполнена в аспирантуре Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН

Научный руководитель: доктор геол.-мин. наук, академик РАН В.Е. Хаин

Официальные оппоненты:

доктор геол.-мин. наук

B.Г. Казьмин

доктор геол.-мин. наук

C.B. Аплонов

Ведущая организация:

Московский Государственный Университет им. М.В.Ломоносова, Геологический факультет (кафедра исторической и региональной геологии)

Защита диссертации состоя тся " ^ " (//-оИ/) 2000 года в/^ч.^Яшн. на заседании диссертационного совета Д.ООЗ.50.01 при Институте литосферы окраинных и внутренних морей РАН по адресу: 109180, Москва, Старомонетный пер., д.22

Отзывы просьба направлять ученому секретарю диссертационного совета.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН.

Автореферат разослан " Г" /ЧДЯ 2000 года

Ученый секретарь Диссертационного совета,

канд. геол. - мин. наук

Н.К.Власова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Изучение проблемы внутриплитных деформаций выделилось в самостоятельное направление геотектоники несколько позже становления тектоники литосферных плит как основополагающей теории для комплексных геолого - геофизических исследований. До этого времени деформации в пределах тектонически относительно устойчивых областей (континентальных платформ) связывались со стадиями развития прилегающих геосинклинальных поясов (областей, систем) или им отводилась абсолютно самостоятельная роль как показателям собственных эндогенных режимов древних платформ (режим тектонической активизации по В.В. Белоусову). Как известно, новая глобальная тектоника поначалу сосредоточила взгляды исследователей на геологических процессах, протекающих в пределах современных активных границ плит, внутренним же их частям отводилась значительно меньше внимания, постулировалась их жесткость и практическое отсутствие сколько - нибудь значительных тектонических движений.

Действительно, масштабы проявления тектонической активности на дивергентных, конвергентных и сдвиговых границах плит превосходят виутринлитные на порядок, однако, их игнорирование при расчете кинематики перемещения литосферных плит зачастую приводит к неувязке дифференцированных движений в пределах последних. В качестве характерного примера можно привести Индо-Австралийскую плиту, подразделяемую некоторыми авторами на ряд второстепенных плит, разделенных в свою очередь широкими, сравнимыми с размерами самих субплит, диффузными границами. Данный подход, однако, не снимает вопросов о генезисе внутриплитных деформаций и, по существу, является скорее математическим, чем геологическим. Кроме этого, теряется само первоначальное понятие о границах плит как об относительно узких и весьма тектонически активных геоструктурах. Таким образом, следует согласится с достаточно распространенным мнением о необходимости выделения внутриплитных явлений в качестве самостоятельного класса тектонических процессов, являющихся, зачастую, чуткими индикаторами процессов, протекающих в пределах близлежащих границ литосферных плит.

Дальнейший прогресс теории тектоники плит, расширение круга рассматриваемых в ней вопросов, постепенный переход с глобального на региональный уровень во многом зависит от комплексного изучения внутриплитных процессов. Это особенно актуально для областей развития океанической коры, изучение которых и привело к созданию данной концепции и формулировке ее основных принципов.

В настоящее время в пределах Мирового океана известно несколько областей проявления компрессионных деформаций: восточная часть Азоро - Гибралтарской зоны разломов (Атлантический океан) (Purdy, 1975), районы микроплит о-вов Пасхи и Хуан - Фернанадес (Rusby, Searle, 1993; Bird et al., 1998), Каролинской плиты (Weissei, Anderson, 1978) (Тихий океан). Отдельные деформации выявлены также в Бразильской котловине, Сьерра - Леоне и Ангольской котловинах Атлантического океана, Сомалийской и Западно - Австралийской котловинах Индийского океана (Мирлин и др., 1992; Пилипенко и др., 1992; Пилипенко, 1994).

Однако, областью наиболее интенсивного проявления деформаций сжатия и связанных с ними геофизических аномалий в океанах является северо — восточная часть Индийского океана, занимающая Центральную и Кокосовую котловины, а также, северную часть Восточно - Индийского хребта. Изучению данной уникальной Индоокеанской зоны внутриплитных деформаций и посвящена настоящая работа.

Цель работы. Основной целью работы являлось выявление структурных особенностей, основных этапов развития и тектонической природы области внутриплитных деформаций в Центральной котловине Индийского океана. При этом решались следующие задачи:

¡.Выделение областей распространения на поверхности дна деформированного и постскладчатого структурных комплексов океанической коры и картирование их границ.

2.Выделение и нанесение на тектонические схемы дислокаций различной природы, рангов и морфологических типов, выяснение их роли в общей структуре региона.

3.У становление характера взаимоотношения позднемиоценовых компрессионных деформаций и позднемеловых трансформных разломов.

4.Изучение характера поведения деформированного акустического фундамента океанической коры.

5.Рассмотрение основных закономерностей размещения и времени формирования внутриплитных деформаций индоокеанской литосферы и их связи с коллизионными процессами в Альпийско - Гималайском складчатом поясе.

6.Анализ имеющихся геодинамических моделей формирования зоны деформаций.

7.Сравненис Индоокеанской области деформаций с некоторыми другими подобными регионами Мирового океана, выявление их общих и индивидуальных закономерностей строения и развития.

Фактический материал. В основу структурных построений легли первичные материалы непрерывного сейсмического профилирования общей протяженностью порядка 11 тыс. км, полученных в результате 31-го рейса НИС "Дмитрий Менделеев" (1984 г.) и 22 - го рейса НИС "Профессор Штокман" (1989 г.), и, предоставленные автору в лаборатории ссйсмостратиграфии Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН. Использовались, также, опубликованные в отечественной и зарубежной научной литературе первичные и обработанные материалы НСП, геотермической и геомагнитной съемки и глубоководного бурения.

Практическое значение. Основные результаты работы могут быть использованы для составления обзорной тектонической карты Индоокеанской области деформаций, тектонических карт Индийского и других океанов и их областей внутриплитных деформаций. Помимо этого, возможно применение полученных выводов для установления общих закономерностей формирования и размещения областей внутриплитных деформаций.

автором был проведен краткий сравнительный анализ тектоники некоторых областей деформаций океанической литосферы и рассмотрены некоторые общие вопросы формирования как океанических, так и континентальных областей внутриплитных деформаций.

В результате проделанной работы автор пришел к следующим выводам, являющимися основными защищаемыми положениями:

а) Складки продольного изгиба, образовавшиеся под действием сил субмеридионального тангенциального сжатия.

б) Складки поперечного изгиба, сформированные в результате активного воздействия, по - видимому, трех основных факторов: субмеридионального тангенциального сжатия, пассивного субширотного растяжения вкрест простирания трансформных разломов и наложенных процессов серпентинизацин ультраосновных пород низов коры и верхов мантии.

2. Характер взаимоотношений между позднемиоцен-четвертичным компрессионным, и позднемеловым спрединговым структурным планом претерпевает серьезные изменения в пределах различных частей Индоокеанской области внутриплитных деформаций. Наблюдается как наложение молодых разрывных (взбросов, сдвигов, взрезов и т.д.) и складчатых структур различных порядков на зоны древних трансформных разломов, так и, в отдельных случаях, отчетливо выраженный контроль последними распространения и характера молодых дислокаций.

3. В пределах некоторых участков изучаемой области выделяются отдельные тектонические блоки с различной степенью и стилем деформации, разделенные крупными разрывными нарушениями различной природы и времени заложения и характеризующиеся размерами в поперечном сечении несколько десятков (реже 100 и более) км. Причем, существенную роль в формировании данной мозаики играют вновь выделенные разрывные нарушения сдвигового и взбросо - сдвигового типа, ориентированные диагонально по отношению к субширотному компрессионному структурному плану. Таким образом, мозаично - блоковая структура зоны внутриплитных деформаций проявляется как на региональном, так и на более локальном ("полигонном") уровне.

4. Основные фазы тектонической активности в Центральной котловине корродируются со временем протекания позднеэоцен - миоценовой сирмурской эпохи и позднеплиоцен - четвертичной сиваликской фазы гималайского орогенеза и временами увеличения скорости подъема горного сооружения Гималаев. Простирание основных структур сжатия в Центральной котловине ориентированы субпараллельно фронту Гималайского складчато-покровпого сооружения. Таким образом, подтверждена идея о формировании внутриплитных деформаций сжатия индоокеанской литосферы в связи с процессами континентальной коллизии.

Индо-Австралийской плиты — Индостанским кратоном и океанической литосферой Бенгальского залива, наложена на ослабленную поздний мел - среднеэоценовую палеоспрединговую (палеорифтовую) зону и, таким образом, может представлять (Гобой океанический аналог интракратониых складчатых областей континентов.

^"Апробация работы. Основные результаты выполненной работы были представлены в виде четырех устных докладов на следующих научных конференциях: Научной конференции геологического факультета МГУ "День научного творчества студентов - 96", Юбилейной научной конференции Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН, посвященной 20 - летаю Института и 275 - летию Российской Академии Наук (1999 г.), Международной школе морской геологии (Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, 1999 г.), Научных чтениях памяти академика A.JI. Яншина (Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 2000 г.). Были, также, проведены стендовые доклады на XXXII и XXXIII Тектонических совещаниях (МГУ, 1999 и 2000 г.).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести основных глав, заключения и списка литературы из yvVнаименований. Включает££ рисунка и 1 таблицу. Общий объем диссертации /3S~страниц.

Благодарности. Прежде всего, автор хотел бы сердечно поблагодарить своего научного руководителя академика В.Е.Хаина за большое количество предоставленной научной литературы, способствовавшей существенному расширению первоначальной темы диссертации, многочисленные консультации по вопросам общей и региональной геотектоники и всестороннюю помощь в работе. Отдельные слова благодарности необходимо сказать О.В. Левченко, JI.P. Мерклину и Л.И. Лобковскому (ИО РАН) за предоставленные первичные материалы и плодотворное обсуждение результатов работы. Автор искренне признателен В.Г. Казьмину (ИО РАН), М.Л. Коипу (ГИН РАН), В.В. Юцису, С.Б. Розанову и B.C. Милееву (МГУ) за ценные консультации в процессе составления карт. Помощь в подборе научной литературы автору оказывали A.M. Никишин (МГУ), В.Д. Чехович и E.H. Терехов (ИЛ РАН). Неоценимую помощь в компьютерной обработке геологической графики и общую поддержку в работе оказывали A.B. Соловьев, Г.В. Леднева, И.С. Борейко, Д.В. Курйлов;: Д.М. Ольшанецкий, Т.И. Васильева, Т.Н. Палечек (ИЛ РАН), П.А. Богун (МГГА) и Н.Ю. Жарков (ГНПП "Аэрогеология"). В заключение автор считает своим приятным долгом поблагодарить директора Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН H.A. Богданова за предоставленные условия для выполнения данной работы.

Диссертация выполнена в аспирантуре Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН.

ГЛАВА I. ИСТОРИЯ ГЕОЛОГО - ГЕОФИЗИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ

Наличие на севсро - востоке Индийского океана области интенсивных тектонических деформаций сжатия и связанных с ними геофизических аномалий (повышенная сейсмичность и тепловой поток), захватывающей северные части Центральной и Кокосовой котловин, а также Восточно - Индийского хребта, было выявлено в начале 70-х годов нашего столетия американскими исследователями из Скриппсовского Института Океанографии (Curray, Moore, 1971; Eittreim, Ewing, 1972; Moore et al., 1974; Curray et al.,1982). Ими же, в нервом приближении, была

проведены границы распространения структур сжатия и высказана идея о связи обнаруженных деформаций с процессами коллизии в Гималайском сегменте Средиземноморского подвижного пояса, принимаемая на сегодняшний день подавляющим большинством исследователей.

В результате произведенного в 22 - м рейсе НИС "Гломар Челленджер" (1972 г.) и 116-м рейсе НИС "Джойдес Резолюшен" (1987 г.) глубоководного бурения был определен возраст главной фазы деформаций (поздний миоцен, 7,5-7,0 млн. лет), а также, установлены общие закономерности геологического строения и развития рассматриваемого региона (Von der Borch, Sclater et al., 1974; Cochran, Stow et al., 1990).

Общую схему основных структурных элементов области внутриплигных деформаций в Центральной котловине, по результатам непрерывного сейсмопрофилирования (НСП) и гравиметрической съемки, впервые составили сотрудники Ламонтской Геологической Обсерватории (США) Дж. Вейссел с соавторами (Wcissel et al., 1980). По мере последующего накопления региональных геолого - геофизических данных эта схема уточнялась и видоизменялась (Geller et al., 1983; Leger, Louden, 1990). Основными элементами этих схем являются оси протяженных хребтов и трогов, сформировавшихся в процессе новейших внутриплитных деформаций, называемых этими авторами ундуляциями, опущенные и поднятые изометричные блоки океанической коры, а также древние субмеридиональные трансформные разломы. Следует отметить, что эти ундуляции в Центральной котловине имеют четкое широтное простирание, а в Кокосовой — севсро - восточное (рис. 5) (Stein et al., 1990).

В результате рейса НИС "Марион Дюфрен" (Франция) 1991 года, было установлено, что все разрывные нарушения (взбросы и надвига), развитые в пределах области деформаций, обладают ярко выраженным листрическим характером (Chamot-Rooke et al., 1993). Поверхности их сместителей закономерно выполаживаются по направлению к границе М, где, по всей видимости, должна существовать единая поверхность срыва.

Большой вклад в изучение тектоники северо - востока Индийского океана внесли отечественные исследователи. На основе данных 54 - го рейса НИС "Витязь" Ю.М. Пущаровский и II.Л. Безруков пришли к выводу, что молодые структуры севсро - восточного простирания наложены на древний тектонический план, характеризовавшийся субмеридиональным простиранием основных структурных элементов (Пущаровский, Безруков, 1973). Детальное изучение характера деформаций и строения осадочной толщи региона было проведено в 1982 - 1983 г.г. Сахалинским комплексным научно - исследовательским институтом и научно -производственным объединением "Южморгеология" (1980 — 1990 г.г.). Полученные результаты активно обсуждались в ряде последующих, в том числе обобщающих, публикаций (Пилипенко, Корсаков, 1992; Пилипенко, 1994; Пущаровский, 1995; Коган и др., 1996;).

Наиболее интересные данные по структуре компрессионных деформаций региона принесла выполненная в 31-м рейсе НИС "Дмитрий Менделеев" (1984 г.) и в 22-м рейсе НИС "Профессор Штокман" (1989) Институтом океанологии РАН детальная геофизическая съемка на полигонах M-31-V, UI-22-I и Ш-22-П (рис. 1), позволившая впервые определить истинную конфигурацию некоторых ундуляций,

являющейся в действительности не линейными (как предполагалось на основании одиночных профилей НСП и спутниковой альтиметрии), а брахиморфными антиклинальными складками, во многих случаях ограниченными с востока и запада зонами субмеридиональных пассивных частей трансформных разломов Кроме этого были выделены два основных морфологических вида дислокаций - зоны сближенных взбросов и сводовые поднятия, осложненные взбросами (Левченко, 1986, 1990; Казьмин, Левченко, 1987). На основании новых данных был предположен неоднородный мозаично-блоковый структурный рисунок (чередование интенсивно деформированных блоков коры со слабо- и недеформированными) внутриплитных деформаций сжатия индоокеанской литосферы. Полученные результаты также позволили предположить разную величину горизонтального сокращения литосферы в пределах различных меридиональных полос, на которые литосфера котловины разделяется древними пассивными трансформными разломами, и, как следствие этого, разный характер их деформации (Левченко, 1986, 1990; Казьмин, Левченко, 1987; Геофизические поля, 1990; Intraplate Deformation...,1998).

Одним из наиболее важных результатов, полученных в данном рейсе, явилось обнаружение к северу от основной области двух блоков более древней, ранее неизвестной, эоцен (?) - олигоценовой (до 23 млн. лет) деформации (Непрочнов, Буравцев, 1995). Последующие исследования, проведенные индийскими океанологами в рейсах НИС "Сагар Канья" и НИС "A.B. Сидоренко" (1995 г.), подтвердили реальность существования полосы древних деформаций, расположенной на крайнем севере Центральной котловины (Krishna et al., 1998). Кроме этого, было установлено омоложение возраста складчатости в северном направлении (до полосы древних деформаций) — постепенный переход позднемиоцеповых деформаций (приблизительно в районе экватора) в раниеплиоценовые (~ 4 млн. лег), а так же выявлена закономерная цикличность проявления фаз деформации с периодом ~ 3,5 млн. лет — поздний миоцен (7,5 млн. лет), ранний плиоцен (4 млн. лет) и поздний плейстоцен (0,8 млн. лет) (Krishna el al., 1998).

Первая детальная геофизическая съемка в пределах развития внутриплитных деформаций индоокеанской литосферы в Центральной котловине позволила существенно продвинуться в понимании природы этого явления. Однако, несмотря на важность полученных тектонических выводов, последние не были проиллюстрированы соответствующими детальными тектоническими схемами полигонов, построение которых являлось основной задачей данной работы.

ГЛАВА II. ЭТАПЫ РАСКРЫТИЯ ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА И ФОРМИРОВАНИЕ ОБЛАСТИ ВНУТРИПЛИТНЫХ ДЕФОРМАЦИЙ

Начало процесса распада восточной части суперконтипента Гондвана и образования ложа Индийского океана сопровождалось мощными вспышками раннеюрского - раннемелового траппового магматизма, приуроченного, в основном, к континентальным рифтовым зонам (Кашинцев, 1993).Согласно имеющимся данным по ориентировке, абсолютным возрастам и группировке в пространстве линейных магнитных аномалий различных генераций (Шрейдер, 1989), раскрытие Индийского океана началось в поздней юре (оксфорде) и происходило последовательно в течение трех основных этапов, разделенных крупными структурными перестройками систем спрединга (Хаин, 1985; Шрейдер, 1989; Милановский, Милановский, 1999):

Первый, позднеюрско - раннемеловой, этап (аномалии М25 — МО; ~ 158 - 125 млн. лет; поздняя юра, оксфорд - ранний мел, ант) отвечает собственно времени начала распада суперконтинента Гондвана. Во время последующего периода спокойного магнитного поля Земли (аномалии МО - 34; конец раннего мела - поздний мел, турон; ~ 125 - 90 млн. лет )', к началу второго, произошел перескок и переориентация в пространстве основных систем спрединга одновременно с отмиранием старых ветвей. Формирование океанической коры Центральной котловины, Восточно - Индийского хребта и Кокосовой котловины, подвергнувшаяся впоследствии интенсивным тектоническим деформациям происходило во время 2-го этапа развития Индийского океана (аномалии 34 - 19; 90(85) - 42 (43) млн. лет; поздний мел, коньяк - средний эоцен). В среднем эоцене, на рубеже 43 - 42 млн. (аномалии 20-19), произошла новая перестройка тектонического плана региона, ознаменовавшая начало третьего этапа развития Индийского океана. Данные события явились отражением коллизии ("жесткого" столкновения) Индостана с Евразией (Sclater et. al., 1976) и начала проявления в пределах Гималаев с конца эоцена (~ 40 млн. лет) снрмурскон эпохи деформаций (Хаин, 1984). При этом, ее кульминации приходятся на начало раннего миоцена, 25 - 20 млн. лет и конец раннего - начало среднего миоцена, 17(15) - 11 млн. лет (Хаин, Балуховский, 1993; Хаин, 2000).

В пределах будущей зоны внутриплитных в Центральной котловине приблизительно в конце олигоцена фиксируются первые импульсы сжатия, затронувшие фундамент и домиоценовые (до 23 млн. лет) пелагические осадки. К позднему миоцену (7,5 - 7,0 млн. лет) приурочена главная фаза деформаций, проявившаяся в пределах большей части Центральной котловины, в основном, южнее экватора (1° ю.ш.) и, сформировавшая общий структурный облик всей области. Несколько позднее, в раннем плиоцене (3,5 - 4 млн. лет), проявилась новая, менее интенсивная, фаза складчатости, затронувшая область между 1° ю.ш. и полосой древних деформаций. Таким образом, раннеплиоценовые структуры сжатия распространены между олигоценовыми структурами (на севере) и позднемиоценовыми (на юге). Все вышеупомянутые фазы тектонической активности сопоставимы по времени протекания с кульминациями сирмурской эпохи гималайского орогенеза и временами увеличения скорости подъема горного сооружения Гималаев (Хаин, 1984; 2000; Copeland, Harrison, 1990). Последняя, самая слабая, позднеплейсгоценовая фаза 0,8 млн. лет) проявилась в пределах ранее деформированных частей - в области позднемиоценовых и, частично, раннеплиоценовых деформаций. Данные события коррелиругатся с позднеплиоцен -четвертичным импульсом тектонической активности в Гималаях - сивалнкской фазой складчатости (Хаин, 1984).

ГЛАВА III. ЦЕНТРАЛЬНАЯ КОТЛОВИНА: КОМПЛЕКСНАЯ ГЕОЛОГО -ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

3.1. Рельеф дна

Интенсивно деформированные участки океанической коры в Центральной котловине находят отражение в рельефе дна в виде отдельных брахиморфных

пологих (углы падения склонов не превышают первых градусов) поднятий высотой до 600 - 750 м и размерами в поперечнике до 100 - 150 км. Последние обычно осложнены многочисленными субширотными асимметричными грядами (привзбросовые складки) протяженностью в первые десятки км, относительной высотой в первые сотни метров и размерами в поперечном сечении в первые км. Углы падения склонов (слоев деформированного комплекса) в их пределах увеличиваются до 15 - 17° (Геофизические поля..., 1990; Левченко, Евсюков, 1992; Левченко и др., 1999).

3.2. Анализ геофизических полей Одним из наиболее существенных показателей внутриплитной тектонической активности Индо-Австралийской плиты является повышенный уровень современной сейсмичности (Bergman, Solomon, 1985; Казьмин, Левченко, 1987; Levchenko, 1989). В пределах области тектонических деформаций оси максимальных сжимающих напряжений Оз меняют свою ориентировку от северо-западной в пределах Кокосовой котловины и северной части хребта 90° до север-северо-западной и субмеридиональной (и даже севср-север-восточной) в пределах Центральной котловины. В районе архипелага Чагос господствуют напряжения растяжения с ориентировкой оси oi от северо-западного—юго-восточного направления (Stein et а!., 1990) до субмеридионального (Royer, Gordon, 1997).

В Центральной котловине тепловой поток повышен относительно теоретически рассчитанного (около 45 мВт/м'), в среднем, на 20 мВг/м2 (Geller et al., 1983; Вапьян и др., 1985; Вержбицкий, Лобковский, 1993; Вержбицкий, 1996). Многне величины достигают значений 200 мВт/м2 и выше. Самые высокие значения теплового потока в Центральной котловине сконцентрированы вдоль субширотной полосы (5° ю.ш. - 0°) протяженностью ~ 1500 км (Intraplate deformation..., 1998), маркируя, по мнению автора настоящей работы, ослабленную рифтогенную зону с утоненной литосферой (Вержбицкий, 2000).

Аномалии поля силы тяжести в свободном воздухе в зоне деформаций Центральной котловины составляют 30-80 мГал и отчетливо коррелируются с отдельными антиклинальными поднятиями фундамента (Геофизические ноля.., 1990).

В пределах Центральной и Кокосовой котловин выявлены линейные магнитные аномалии № 34-19, что соответствует возрастному интервалу ~ 85-42 млн лет (поздний мел, сантон - средний эоцен) (Шрейдер, 1989; Шрейдер, Шрейдер, 2000). Широтно ориентированные магнитные аномалии смещаются древними трансформными разломами (Индрани, Индира, разлом 86° и т.д.). В пределах полигона M-31-V зарегистрирована линейная магнитная аномалия №32 (поздний мел, Маастрихт, ~ 69 -71 млн лет). В центральной части полигона Ш-22-П выявлена линейная аномалия №34 (поздний мел, сантон, ~ 84 млн. лет) (Intraplate deformation..., 1998).

3.3. Глубинное строение Обнаружение в 31-м рейсе НИС "Дмитрий Менделеев" и 22-м рейсе НИС "Профессор Штокман" в пределах интенсивно деформированных участков пониженных мантийных скоростей (порядка 7.4 - 7.6 км) может свидетельствовать о разуплотнении верхов мантии (Геофизические поля.., 1990; Непрочное и др., 1995).

Большинство исследователей связывает данное явление с процессами серпентинизации ультраосновных пород мантии (Intraplate deformation.., 1998). Таким образом, данные ГСЗ позволяют предположить, что внутриплитные деформации на севере Центральной котловины охватывают не только океаническую кору, но и более глубинные уровни литосферы (Левченко, 1990; Геофизические поля..., 1990).

3.4. Состав и стратиграфия отложений плитного чехла по данным непрерывного сейсмического профилирования и глубоководного бурения В районе Центральной котловины отложения плитного чехла представлены мощной (до 4 км) хорошо стратифицированной толщей турбидитов Бенгальского конуса выноса миоцен - четвертичного возраста, залегающей на маломощных (до 150

- 200) акустически прозрачных верхнемеловых - олигоценовых пелагических отложениях. Детальные исследования минералогического состава пород (Yokoyama et al., 1990) показали, что основным источником поступления обломочного материала, слагающего Бенгальский конус выноса, является горное сооружение Гималаев. Севернее экватора граница между вышеупомянутыми литологическими комплексами приобретает характер углового несогласия с возрастом до 23 млн. лет (поздний олигоцен) (Непрочнов, Буравцев, 1995), маркируя первые импульсы сжатия. В пределах верхней, турбидитовой, толщи четко выделяется основное региональное позднемиоценовое (7,5 - 7,0 млн. лет) угловое несогласие А, отвечающее основной фазе деформаций в пределах Центральной котловины (Curray, Moore, 1971; Eittreim, Evving, 1972; Von der Borch, Sclater, 1974; Cochran, Stow et al., 1990; Левченко и др., 1992), и два второстепенных - раннеплиоценовое (АА), ~ 3,5 - 4 млн. лет (Levchenko et al., 1991; Krishna et ai.,1998), и позднсплейстоценовое (В), ~ 0,8 млн. лет (Cochran, Stowet al., 1990).

3.5. Магматизм

IIa рубеже мезозоя и кайнозоя (~ 65 млн. лет) для обширной области на северо

- востоке Индийского океана и Индостанской платформы характерна интенсивная вспышка базальтового магматизма, охватившего внутренние части Центральной котловины (поднятие Афанасия Никитина, одиночные вулканы), траппы Декана (воздействие горячей точки Маврикий - Реюньон, породившей впоследствии Мальдивский хребет), а также приэкваториальную часть хребта 90° (продолжающееся действие горячей точки Кергелен или Сен-Поль - Амстердам) (рис. 6) (Кашинцев, 1993; Gopala Rao, Krishna, 1997).

ГЛАВА IV. ОСОБЕННОСТИ СТРУКТУРЫ ИНДООКЕАНСКОЙ ЗОНЫ ВНУТРИПЛИТНЫХ ДЕФОРМАЦИЙ ПО ДАННЫМ ДЕТАЛЬНОГО КАРТИРОВАНИЯ В РАЙОНЕ ЦЕНТРАЛЬНОЙ КОТЛОВИНЫ

4.1. Полигон M-31-V По результатам структурной интерпретации порядка 5000 км профилей НСП, полученных в ходе 31 - го рейса НИС "Дмитрий Менделеев" автором данной работы была составлена детальная тектоническая схема полигона M-31-V (3-5,5° с.ш.; 7881,5° в .д.). На построенной схеме (рис.2) четко проявляется три обособленных

-—т_

60° 80a 100° 120°

Piic.l. Схема расположения полигонов детальной геофизической съемки Института океанологии РАН в области внутриплптных деформаций нндоокеанской литосферы.

1 - основные внутриплитные поднятия: МХ - Мальдивский хребет, ВИХ - Восточно-Индийский хребет; 2- юна сдвига; 3 - спрединговый хребет; 4-Зондская зона субдукции; 5- зона коллизии плит; 6 - область внутриплитных деформаций; 7-полигоны детальной съемки.

4° 30'

N2-Q 1 Kj-N) 2

пушш^ШШШ

Рис. 2. Тектоническая схема участка области внутриплитных деформаций в районе полигона М-31 - V. Составил: Вержбнцкнй В.Е.

Условные обозначения к тектоническим схемам: СТРУКТУРНЫЕ КОМПЛЕКСЫ: 1-деформированный позднемеловой - позднемиоценовый (позднемеловой - раннеплиоценовый для полигона Ш-22-Н) комплекс океанической коры (альпийский); 2 - постскладчатый недеформированный комплекс плиоцен-четвертичных отложений; 3 -стратиграфическая граница между структурными комплексами; РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ: 4-5 - позднемедового (древнего) структурного плана: 4 - зоны древних трансформных разломов; 5 - локальные разрывные нарушения в пределах зон (с указанием опущенного блока); 6-7 - позднемиоценового (молодого) структурного плана: 6 - с четко выраженной взбросовой составляющей (а - выделенные и б - предполагаемые); 7 - без выраженной взбросовой составляющей (а -выделенные и б - предполагаемые; 8 - направления предполагаемых сдвиговых перемещений МОЛОДЫЕ (ПОЗДНЕМИОЦЕНОВЫЕ) СКЛАДЧАТЫЕ ДЕФОРМАЦИИ: 9 - оси крупных сопряженных складчатых структур 1-го порядка, осложненных разрывными нарушениями молодого плана (а - антиклинальных, б - синклинальных); 10 - оси складчато - разрывных структур Н-го порядка (а - антиклинатьных, б - синклинальных); 11 - оси приразломных складок (структуры 111-го порядка): а - антиклинальных, б - синклинальных; 12 - общее направление падения слоев де&оимиоованного комплекса, углы падения в градусах.

тектонических блока, разделенные древними трансформными разломами Индрани и разломом 80,5° в.д. С севера и юга (Казьмин, Левченко, 1987; Левченко, 1990). Основную часть центрального блока занимает обширная антиформная структура амплитудой более 1 км, к которой с севера и юга примыкают синклинальные прогибы. Склоны основного (центрального) сводового поднятия деформированного комплекса, плавно по1ружаясь под плиоцен-четвертичный чехол, к югу и северу осложняется системами разломов (взбросов) субширотной ориентировки, получивших название "фронтов" деформации (Weissei et al., 1980). Взбросы, ограничивающие поднятия с юга и севера, обнаруживают противоположную вергентность: южную на юге, северную на севере.

Западная часть полигона характеризуется монотонным характером деформации и представлена зоной сближенных взбросов (Казьмин, Левченко, 1987) южной вергентности преимущественно ВСВ простирания. В пределах восточной части полигона деформированный комплекс практически полностью скрыт под чехлом плиоцен-четвертичных отложений. Здесь проявляется волнообразный характер деформации (закономерное чередование антиклинальных и синклинальных структур) с преобладающими северо-восточными и субширотными простираниями структур. В северной части этого блока взбросы обнаруживают встречную вергентность (рис.2).

В зависимости от размеров выделяются складчатые структуры трех порядков. К структурам 1-го порядка отнесены крупные (с длиной волны 100 и более км, амплитудой до 1 км и более) антиклинальные и синклинальные складки, например -основное поднятие центрального блока. К структурам II - го порядка отнесены интенсивно деформированные опущенный и поднятый блоки (размерами в поперечнике 20 - 30 км и вертикальной амплитудой до 800 м) з северной части полигона, а к структурам III - го порядка - нриразломные (привзбросовые) складки (амплитудой до 500 м, размерами в поперечнике в первые км).

В процессе работы над тектонической схемой было выделено два структурных комплекса: деформированный поздний мел-палеоген-миоценовый ("альпийский") комплекс океанической коры и недеформированный постскладчатый комплекс плиоцен-четвертичных отложений и отрисована граница между ними. Для уточнения структурного плана региона, автором данной работы на основании обработки около 5000 км профилей HCII с использованием построенной ранее тектонической схемы, карты рельефа поверхности акустического фундамента (Левченко, 1986) и опубликованных результатов английских исследователей (Bull, 1990) была построена новая карта рельефа поверхности акустического фундамента (Левченко, Вержбицкий, 2000а), позволившая уточнить строение северо-западной и восточной частей полигона, где ощущается недостаток отечественных данных.

На основании детальных структурных построений подтвердились прежние предположения о структуре и природе внутриплитной деформации в центре Индийского океана (Казьмин, Левченко, 1987):

1) мозаично - блоковая структура области; решающая роль древних тектонических неоднородностей дна Центральной котловины, заложившихся вблизи спредингового центра, в формировании этой мозаики; формирование молодых структур субширотного простирания в результате субмеридионального горизонтального сжатия.

2) Сложная мозаично-блоковая структура области внутринлитных деформаций определяется различными соотношениями в пространстве и времени между древними трансформными разломами и молодыми нарушениями. Как правило, древние разломы разделяют зону деформаций на субмеридиональные полосы, в каждой из которых концентрируются разные типы молодых дислокаций.

Помимо вышеперечисленного, впервые были сделаны следующие выводы (Вержбицкий, Левченко, 1999; Левченко, Вержбицкий, 2000а, б):

3) В отдельных случаях наблюдается наложение молодых структур на древние субмеридиональные трансформные разломы (ссверо - западная часть полигона).

4) Крупные складчатые структуры первого порядка в большинстве случаев характеризуются косыми и изогнутыми простираниями их осей по отношению к доминирующей субширотной системе разломов. По-видимому, это объясняется тем, что в формировании структур данного типа существенную роль играют сдвиги (взбросо - сдвиги) северо-восточной и северо-западной ориентировки.

5) Предположена разная природа близко ориентированных молодых нарушений. Если разломы (взбросы) субширотной системы, по - видимому, представляют собой омоложенные и инверсированные сбросы в коре спрединговой природы (Weissel et. al., 1980), то разломы северо-восточного и северо-западного простирания (сдвиги и взбросо-сдвиги), по-видимому, являются новообразованными структурами.

6) Выделенные элементарные структурные элементы деформированного комплекса (разрывные нарушения и приразломные складки), относящиеся к северовосточной, северо-западной и доминирующей субширотной системам, объединены местом, временем и тектонической обстановкой формнрования.Таким образом, выделяется единый структурный парагенез сопряженных разломов и связанных с ними складок, относящийся к позднемиоценовому структурному плану, который занимает определенную позицию в структуре деформированного комплекса океанической коры и во многом определяет его морфологические и структурные особенности (Вержбицкий, 1999; Левченко, Вержбицкий, 2000а,б).

4.1. Полигон Ш-22-П

В результате структурной интерпретации около 4000 км профилей НСП, полученных в 22-м рейсе НИС Профессор Штокман (1989 г.) (Левченко и др., 1999) и с учетом нескольких дополнительных опубликованных зарубежных профилей (Krishna et al.,1998) для полигона Ш-22-Н (-1,5° ю.ш. - 1,5° с.ш.; 81° - 84° в.д.) построена тектоническая схема (рис. 3). В результате проведенной работы было выяснено, структура данного района значительно отличается от таковой в пределах полигона M-31-V и сделаны следующие выводы:

1. Прежде всего, для полигона Ш-22-П не характерен четкий волнообразный стиль деформаций, проявляющийся в чередовании пологих антиклинальных и синклинальных структур первого порядка с длиной волны 100 - 250 км. Здесь так же нельзя выделить чёткие субмеридиональные гетероструктурные полосы, ограниченные древними трансформными разломами. С другой стороны, достаточно отчетливо вырисовываются отдельные субширотные линейные поднятые и опущенные блоки деформированного комплекса (с разницей высот до нескольких сотен метров и протяжешюстыо в первые сотни км), ограниченные с юга и севера

Рис. 3. Тектоническая схема участка Центральной котловины в районе полигона Ш-22-М. Составил: Вержбицкий В.Е.

Условные обозначения см. рис. 2.

81° 81°30' 82° 82° 30' 83° 83°30'в.д.

И1 И2 ЕЗз Ш< Ш« Е3< К7 Н8

Рис. 4. Схема тектонических блоков для полигона Ш-22-11. Составил Вержбицкий В.Е.

1- тектонические блоки (римские цифры - номера блоков); 2-3 - границы блоков: 2 - выделенные, 3 -предполагаемые; 4 - ориентировка элементов поэднемиоценового структурного плана; 5 -трансформные разломы, 6 - ориентировка предполагаемого левостороннего диффузного сдвига; 7-8 - направление рассчитанных векторов сжатия: 7- исходя из простирания сдвигов, 8- по модели диффузного сдвига (пояснения в тексте).

разрывными нарушениями и, в некоторых случаях, резко наложенные на трансформные разломы

Таким образом, был выделен новый морфологический тип дислокаций -"зажатые блоки", представляющие собой сложные (складчато-разрывные) линейные структуры субширотной ориентировки, ограниченные крутыми разломами типа взбросов или взрезов. Данные структуры, по своим размерам, являются промежуточными (П-го порядка) между крупными антиклинальными поднятиями ("ундуляциями", структурами 1-го порядка) и элементарными разрывными и складчатыми нарушениями (структурами III - го порядка).

2. Поднятые блоки, ' обнаруживают значительно большую степень деформированности, чем прилегающие к ним депрессии. По - видимому, вышеупомянутые блоки, выдвинуты вверх и надвинуты на сопредельные (относительно опущенные) участки, т.е. здесь проявляется известная закономерность значительно более интенсивных деформациий аллохтона (надвигающейся тектонической пластины) по сравнению с автохтоном.

3. Два основных антиклинальных поднятия деформированного комплекса океанической коры характеризуются изометричной (близкой к округлой) в плане формой, вместе образуют крупную структуру север-северо-восточного простирания (близкого к субмеридиональному), наложенную непосредственно на трансформный разлом Индира (рис.3). Всргентность молодых субширотных взбросов на их северных и южных бортах не обратнонаправленная, а встречная и часто неупорядоченная. В центральных частях сводовых поднятий не наблюдаются ослабления деформаций сжатия, что было характерно для полигона M-31-V. По мнению автора, формирование основных поднятий ("ундуляций") в пределах данного полигона происходило под влиянием трех основных факторов: активного субмеридионалыюго сжатия, пассивного субширотного растяжения вкрест простирания субмеридиональных трансформных разломов и наложенных процессов глубинного серпентитового диапиризма.

Необходимо добавить, что именно процессами серпентинизации связывают одно из объяснений измеренных в Центральной котловине аномально высоких значений теплового потока, аномальные значения сейсмических скоростей в низах коры, и некоторые особенности аномального магнитного поля (Геофизические поля..., 1990; Intraplate deformation..., 1998).

4. Молодые структуры III - го (разломы и приразломные складки) также практически повсеместно накладываются на зоны трансформных разломов, прослеживаются далее и, местами, смещают их.

5. По ряду структурных признаков (преобладающее простирание основных структурных элементов, преобладающая вергентность взбросов и осевых плоскостей складок, частота развития отдельных разломов и складок, амплитуда смещения по разломам и длина волны складок, выдержанность отдельных структур по простиранию, их протяженность, абсолютные топографические отметки положения поверхности дна), на территории полигона выделяется 9 изометричных, субширотных и субмеридиональных тектонических блоков с размерами в поперечном сечении до первых сотен км. Естественными границами между блоками служат разрывные нарушения различной природы, времени заложения и простирания (рис. 4).

6. Интересной структурной особенностью области деформаций в пределах данного полигона является широкое развитие разрывных нарушений с существенной сдвиговой составляющей, ориентированные диагонально по отношению к генеральному субширотному (восток-северо-восточному) структурному плану (Вержбпцкий, Левченко, 1999). В поперечном сечении данной категории дизъюнктивов каких - либо существенных признаков сжатия может не наблюдаться. На профилях НСП они представлены крутыми уступами с амплитудой перемещения в вертикальной плоскости до 100 - 200 м. Суммарное смещение по серии взбросо -сдвигов для отдельных поднятий может достигать первых десятков километров (например, поднятие в западной части полигона скошенное по принципу левостороннего сдвига). Таким образом, именно сдвиги во многом определяют строение деформированного комплекса в изучаемом регионе.

Сигмоидная, 8-образная группировка в плане структур сжатия, обнаруженная в пределах полигона Ш-22-П (рис. 3) хорошо объясняется моделью диффузного левого сдвига север-северо-восточного простирания (идея подсказана М.Л. Коппом). Древние трансформные и северо-восточного простирания разломы выступают здесь как попутные сколы Риделя - левые сдвига (Я-сколы), а разломы северо-западного простирания как обратнонаправленные (правые) Я|-сколы. Структуры сжатия (взбросы и складки) могут рассматриваться как присдвиговые. Области компрессионной компенсации сдвиговых перемещений создают вышеупомянутую сигмоидную картину.

7. Выявленные в пределах центральной и юго-западной частей полигона диагональные по отношению к генеральному простиранию компрессионных структур разломы ссверо - западного и северо - восточного простирания, которые в современном поле напряжений должны проявлять себя как правые и левые сдвиги, соответственно, не могут, однако, рассматриваться как система сопряженных сколов (динамопара), т.к. угол между ними составляет более 90°, в то время как общее сокращение коры в рассматриваемом регионе составляет не более, чем 4,3% (СЬато! - Кооке е1. а1., 1993), что не позволяет- говорить об их существенном развороте по направлению от оси оз к а\.

Исходя из предположения о сдвиговой природе диагональных разломов, автор попытался восстановить ориентировку осей напряжений 03 для различных частей полигона, принимая во внимание, что угол между субвертикальными сколами и проекцией оси максимальных сжимающих напряжений аз на горизонтальную плоскость не должен превышать 45° (двойной угол скалывания не должен превышать 90°). В результате было установлено, что в западной части полигона ось Стз должна отклоняется от меридиана в северо-восточных румбах минимум на 6°, в то же время для центральных частей было определено минимальное склонение в 22-24° в северозападных румбах. Направление вектора сжатия для центральной части полигона, рассчитанное исходя из модели модели диффузного сдвига (бисектрисса острого угла между И и И^-сколами), составляет порядка 26° (север - север - восток) (рис. 4),

Таким образом, для объяснения существенного разброса простираний структур сжатия и сдвига предлагается гипотеза "блуждающего" вектора сжатия, согласно которой, в пределах различных структурных зон ось максимального сжатия может отклоняться от генерального (субмеридионального) направления более чем на 20-25°. Необходимо добавить, что карта современных полей напряжений, построенная по

решению фокальных механизмов в очагах землетрясений (Stein et al., 1990), также говорит о существенных колебаниях векторов сжатия в Центральной котловине.

8. Влияние древних трансформных разломов на морфологию и характер распределения поздпемиоценовых структур проявлено значительно слабее, чем в пределах полигона, изученного ранее. В пределах данной области субмеридиональные позднемеловые трансформы разделяет единое северное поднятие на различные структурные зоны, контролируют морфологию и распределение в плане некоторых второстепенных поднятий и, в отдельных случаях, отделяют интенсивно деформированные участки от слабо- и недеформированных. Необходимо, однако, добавить, что четкое выделение трансформных разломов в пределах данного полигона затруднено по причине отсутствия данных по структуре поверхности акустического фундамента океанической коры. Трансформные разломы здесь прослежены по ряду структурных признаков, а также по магнитным и гравиметрическим данным.

4.3. Полигон Ш-22-1

Полигон детальных исследований Ш-22-1 (1,5°-2,5° ю.ш.; 81°-82° в.д.) расположен несколько севернее полигона M-31-V, южнее полигона Ш-22-Н и занимает относительно небольшую площадь (~ 60x70 миль). На основе интерпретации порядка 1600 км профилей HCII, полученных в 22 - м рейсе НИС "Профессор Штокман" была составлена тектоническая схема данного участка зоны деформации. По результатам проведенного структурного картирования, подтвердились высказанные ранее предположения о существенной роли сдвиговых перемещений в структуре области деформаций, о наложении позднемиоценовых элементарных разрызных и складчатых нарушений на древние трансформные разломы (в некоторых случаях со смещением отдельных участков последних). Кроме этого, получила дальнейшее развитие идея о приуроченности отдельных крупных поднятий деформированного комплекса к древним трансформным разломам (обычно к участкам смещения последних крупными разломами со сдвиговой составляющей) и их генетической связи с процессами серпентинизации.

4.4. Синтез

Проведенные детальные структурные исследования зоны тектонических деформаций в пределах трех полигонов позволяют сформулировать основные выявленные закономерности ее строения.

1. Все элементарные структуры деформированного комплекса, наблюдаемые в пределах рассмотренных полигонов, сформировались в едином поле напряжений с субмеридиональной ориентировкой основного вектора сжатия, развиты в пределах одной области, в одном комплексе отложений. Иными словами, они объединены местом, временем и тектонической обстановкой формирования и, соответственно, Moiyr рассматриваться как неоген-четвертичный (поздний миоцен - ранний плиоцен -позднеплейстоценовый) структурный парагенез сопряженных разломов (субширотных взбросов, надвигов, взрезов, диагональных взбросо - сдвигов, сдвигов, в отдельных случаях сбросов (?)) и связанных с ними приразломных (привзбросовых, присдвиговых) складок.

2. Наиболее крупные складчатые структуры деформированного комплекса ("ундуляции") с длиной волны 150 - 250 км и амплитудой до 1.0 - 1.5 км подразделяются на два основных структурных (генетических, кинематических) типа:

а) Складки продольного изгиба, образовавшиеся под действием сил тангенциального сжатия. Для них характерна квазилинейная в плане форма (длинная ось ориентирована субширотно), четко проявленная антивергентная структура осложняющих южные и северные фланга антиклиналей взбросо - надвигов (северная вергентность на севере, южная на юге), наличие области ослабления деформаций в сводовой части (обусловленных действием локальных растягивающих напряжений) и области сгущения деформаций в ядрах синклиналей. В поперечном разрезе наблюдается отчетливое чередование однопорядковых антиклинальных и синклинальных форм. Данные структуры развиваются, в целом, в пределах субмеридиональных "полос", ограниченных с запада и востока зонами трансформных разломов.

б) Куполовидные (округлые в плане) складки, наложенные на структуры сжатия более низкого ранга (III - го и II - го порядков). Данные структуры развиваются непосредственно в пределах зон древних трансформных разломов и группируются в цепочки субмеридиональной ориентировки вдоль их простирания вдоль их простирания и приурочены, обычно, к участкам пересечения последних крупными зонами сдвига. На северных и южных флангах такого рода поднятий не обнаруживается дивергентной структуры взбросов и области ослабления деформаций. Кроме этого, отсутствуют сопряженные с антиклинальными поднятиями одноранговые им синклинальные структуры. По мнению автора данной работы, рассматриваемые антиклинали формируются в результате серпентинизации ультраосновных пород низов коры и верхов мантии, вызванного поступлением морской воды к уровню границы М по сместителям молодых разломов и дислоцированной ими плоскости древнего трансформного разлома.

Все вышеперечисленные структурные особенности, а также развитие на крыльях и в сводовых частях поднятий разрывных нарушений без взбросовой составляющей (взрезы, сбросы (?)), позволяют, но мнению автора данной работы, отнести этот вид антиклинальных структур к кинематической категории складок поперечного изгиба, наложеных на субширотные структуры горизонтального сжатия.

3. Существенную роль в строении деформированного комплекса океанической коры играют разрывные нарушения сдвигового и взбросо - сдвигового типа, ориентированные диагонально по отношению к субширотному компрессионному структурному плану. Разломы данного типа развиты, по большей части, в пределах полигона I1I-22-II, где они, во многом, контролируют мозаично-блоковую структуру района. Амплитуда горизонтальных перемещений но отдельным сдвигам и взбросо-сдвигам оценивается как первые км, что на порядок больше, чем вертикальная амплитуда перемещений по разломам взбросового типа (до первых сотен метров).

4. Характер взаимоотношений между молодым, компрессионным, и древним, спрединговым, структурным планом претерпевает серьезные изменения в пределах рассматриваемой области. Если в районе полигона M-31-V деформация имеет характер четко выраженных "субмеридиональных гетероструктурных полос" (Казьмин, Левченко, 1987), разделенных позднемеловыми трансформными разломами

(древние структуры контролируют области развития молодых), то на полигонах Ш-22-II и Ш-22-1 наблюдается практически повсеместное наложение неогеновых складчато-разрывных структур всех рангов на зоны разломов 82° и Индира.

5. Основные морфологические тины дислокаций океанической коры в районе Центральной котловины были выделены В.Г. Казьминым и О.В. Левченко. К первому типу деформаций были отнесены обширные пологие антиклинальные поднятия фундамента (в зарубежной литературе называемые "ундуляциями") и вышележащего осадочного чехла, шириной до 200 и более км и амплитудой 1-2 км, осложненные многочисленными разломами взбросового типа. Второй тип деформаций представляют зоны сближенных (часто моновергентных) взбросов, распространенных в пределах территорий шириной до 100 км (Казьмин, Левченко, 1987).

Автором данной работы был выделен новый морфологический тип дислокаций, представляющий собой субширотные, относительно приподнятые, интенсивно деформированные поднятия, ограниченные с севера и юга резко выраженными разрывными нарушениями типа взбросов или взрезов амплитудой до 200 - 300 м и получивших название "зажатых полос или блоков" (рис. 29, 34 - 36). Выделенные структуры, по своим размерам, являются промежуточными (И-го порядка) между крупными антиклинальными поднятиями ("ундуляциями", структурами 1-го порядка) и элементарными разрывными и складчатыми дислокациями III - го порядка (в основном взбросы и привзбросовые складки).

6. Мозаично - блоковая структура зоны внутриплитных деформаций проявляется как на региональном, так и на более локальном ("полигонном") уровне. Действительно, в первом приближении, рассматриваемая область состоит, в плане, из некоторого количества (около 20) изомсгричных интенсивно деформированных блоков (размерами в поперечнике в несколько сотен км), разделенных слабо- или недеформированными участками (Казьмин, Левченко,1987; Левченко, 1990). В результате проведенной автором работы, было выяснено, что в пределах деформированных участков, также, выделяются отдельные тектонические блоки с различной степенью и стилем деформации, разделенные крупными разрывными нарушениями различной природы и времени заложения и характеризующиеся размерами в поперечном сечении несколько десятков (реже 100 и более) км.

ГЛАВА V. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ.

Подавляющее большинство исследователей, на сегодняшний день, связывают общую причину формирования области деформаций с процессами континентальной коллизии Индостана и Евразии. Для объяснения механизма формирования внутриплитных тектонических деформаций на севере Центральной котловины Индийского океана был выдвинут ряд гипотез, объясняющих, зачастую, различные стороны одного этого явления. Их в первом приближении можно разделить на два основных типа. Первая группа гипотез, "кинематических" или "плейт-тектонических", для объяснения рассматриваемого явления предполагают разделение единой Индо-Австралийской плиты на более мелкие плиты с различными типами границ между ними (обычно диффузными), совпадающими с областями развития неоген - четвертичных деформаций, то есть действуют в рамках классической тектоники плит (Stein, Okal, 1978; Wiens et al.,1985; DeMets et al., 1988;

Royer, Gordon, 1997). Такой подход не снимает, однако, основных вопросов о природе данных диффузных границ и генезисе области деформаций.

Группа "структурных" гипотез освещает особенности пространственных и временных взаимоотношений между основными структурными элементами этой области как в плане, так и в плоскости вертикального разреза. О.В.Левченко предложил модель, базирующуюся на установленных фактах чередования в поперечных разрезах через Центральную котловину интенсивно и слабодеформированных участков. По мысли автора гипотезы, коллизионные процессы в Гималаях приводят к образованию, в Центральной котловине крупных левых сдвигов северо-восточной ориентировки. Интенсивные складчатые и взбросо-надвиговые деформации при этом рассматриваются как присдвиговые. Слабым местом гипотезы является недоказанность наличия здесь крупных левосторонних сдвиговых перемещений (Левченко, 1984; Казьмин, Левченко, 1987). Л.И.Лобковский рассмотрел возможный механизм образования зоны внутриплитных деформаций с точки зрения модели двухъярусной тектоники плит (Лобковский,1988), огласно которой, процесс коллизии Индо-Австралийской и Евразиатской плит реализуется преимущественно на коровом уровне в виде наблюдаемых в Центральной котловине субширотных структур сжатия, а мантийная часть литосферы проскальзывает (вдоль пласпгчного серпентинитового слоя) под корой Индийского океана и Индостана, и субдуцирует под Гималаи. А.М.Никишин с соавторами (Nikishin et al.,1993) выдвинул интересную "структурную" модель, сравнив характер индоокеаиских структур с новейшими деформациями в Центральной Азии (области между Таримским массивом и Сибирским кратопом), где были выделены складчатые структуры трех рангов (литосферные, коровые и верхнекоровые). В пользу самостоятельного выделения коровых структур (Лобковсклй,1988; Nikishin et al.,1993) говорят данные французских исследователей (Cliamot-Rooke et al.,1993) о постепенном выполаживании сместителей взбросов и надвигов с глубиной (их листрическом характере) - к уровню кора/мантия, где, возможно существует единая поверхность срыва. В настоящее время, также, достаточно популярна гипотеза, предполагающая формирование в зоне внутриплитных деформаций новой зоны субдукции, субпараллельной простиранию структур сжатия (Шеменда, 1988).

Автором данной работы на основе сравнительного анализа областей внутриплитных деформаций континентальной литосферы была выдвинута гипотеза о заложении Индоокеанской зоны деформаций в пределах поздний мел -среднеэоценовой ослабленной палеоспрединговой зоны (по аналогии с инверсированными авлакогенамн древних платформ) (Вержбицкий, 2000).

ГЛАВА VI. СРАВНИТЕЛЬНАЯ ТЕКТОНИКА НЕКОТОРЫХ ОБЛАСТЕЙ ВНУТРИПЛИТНЫХ ДЕФОРМАЦИЙ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ

6.1. Индоокеаиская зона (как возможный аналог интракратонных складчатых

областей континентов) Области деформаций сжатия, развитые в пределах континентальных платформ, можно разделить на два основных вида. Первые прилегают непосредственно к фронтам складчатых поясов и являются их прямым структурным продолжением

деформаций сжатия. Составил Вержбицкий В.Е. по (Левченко, 1990; Stein etal., 1990; Шрейдер, 1994; Непрочнов, Буравцев, 1995; Krishna et. al., 1995, 1998; Пилипенко, 1996; Intraplate Deformation.., 1998), с изменениями и дополнениями.

Условные обозначения: 1 - суша; 2 - область развития континентальной коры; 3 -внутриокеанические поднятия; 4 - Зондская зона субдукции; 5 - недеформированная океаническая кора; 6 - граница области внутриплитных деформаций; 7 - область эоцен (?) - олигоценовых деформаций; 8 - область позднемиоценовых деформаций; 9 - область раннегшиоценовых деформаций; 1D - ундуляции фундамента (общее направление простирания структур сжатия); 11 - гипотетические оси ослабленных палеорифтовых зон океанической литосферы; 12 - трансформные разломы; 13 -палеооси спрединга (цифры означают номера "последних" линейных магнитных аномалий): а - установленные, б - предполагаемые; 14 - граница раздела между раннемеловой океанической корой Бенгальского залива и позднемеловой -эоценовой корой Центральной котловины; 15 - осевая линия области максимальных значений теплового потока; 16 - область смены вергентности структур сжатия (зубцы указывают направление вергентности); Ц - Центральная котловина, К - Кокосовая котловина; Б - Бенгальский залив, ВИ - Восточно-Индийский хребет, ЧЛ - Чагос-Лаккадивский хребет, АН - поднятие Афанасия Никитина, Ос - плато Осборн, АА1.-линия схематического сводного разреза через зону деформаций (рис. 7).

(например, Лнгаро-Ленская зона, Юрские горы и т.д.). Вторые, интракратонные складчатые области, располагаются на значительном расстоянии от складчатых поясов, отделены от них значительными площадями практически недислоцированного чехла, и приурочены к авлакогенам - ослабленным рифтогенным зонам (Дпепрово - Донецкие, Уринские дислокации и т.д.).

Основной специфической чертой океанических частей литосферных плит является рифтогенное (спрединговое) происхождение на всей площади их развития. Иными словами, их можно рассматривать, по аналогии с континентальными авлакогенами, как растянутые во времени и пространстве палеорифтовые структуры. Наличие в фундаменте океанической коры многочисленных рифтогенных разломов сбросового типа создает благоприятные условия для реализации по ним последующих напряжений сжатия и их перерождения в разломы взбросо -надвигового типа.

Областью наиболее интенсивного развитая подобных структур (неоген -четвертичного возраста) является Индоокеанская зона деформаций (рис. 5). Данная область заложена на позднемеловой - зоценовой океанической коре, отстоит от южного фронта породившего ее Гималайского сегмента Средиземноморского складчатого пояса на расстоянии порядка 2000 км и отделена от него недеформированнымн частями Индо-Австралийской плиты - Индостанским кратоном и океанической литосферой Бенгальского залива. Данный факт наводит на мысль о заложении области деформаций вдоль некой ослабленной зоны.

Необходимо отметить, что практически по оси восточной части зоны (Кокосовая котловина) проходит среднсэоценовая (42 - 43 млн. лет) палеоось спредиига (хребет Уортон), простирающаяся согласно с общей, северо - восточной, ориентировкой структур сжатия в данной части области. В пределах восточной части Центральной котловины, между разломом 86° и Восточно - Индийским хребтом, обнаружены три субширотных палеоспрединговых оси (с севера на юг) -позднемеловая (№ 30, 66 - 67 млн. лет), палеоценовая (№ 26, 61- 60 млн. лет) и среднеэоценовая (аномалия № 19, 42-43 млн. лет), простирающихся так же согласно с развитыми здесь деформационными структурами (Krishna et al., 1995). Кроме этого, в пределах Восточно - Индийского хребта по структурным и магнитным данным, А.И. Пилипенко был выделен ряд субширотных рифтоподобных ослабленных зон, интерпретированных как оси палеоспрединга (Пилипенко, 1996) (рис. 5).

В более западных частях зоны деформаций палеоосн спрединга отсутствуют, однако, по мнению автора, здесь может существовать субширотная ослабленная рнфтогенная зона, так как астеносферная (мантийная) конвективная ячейка, поддерживавшая развитие спредингового хребта Уортон в течение периода времени ~ 90-85— 42-43 млн. лет, не могла обрываться литосферным трансформным разломом 86°. Иными словами, в течение позднемелового - срсднеэоценового времени относительно стационарная спрединговая мантийная конвекция последовательно прожигала и утоняла Индийскую плиту (с востока на запад), двигавшуюся в северном направлении. Кроме этого, конвекция подобным же образом воздействовала на северную часть Восточно - Индийского хребта, ранее отмершие спрединговые центры на крайнем востоке Центральной котловины и, возможно, на более западные ее части (рис. 6).

Рис. 6. Палеореконструкция Индийского океана для 65 млн.лет (мел / палеоген), иллюстрирующая процесс проградации спрединга (латерального воздействия конвективной ячейки хребта Уортон) в пределы Центральной котловины. Составлена по (Шрейдер, 1989; Кашинцев, 1993), с изменениями н дополнениями.

1 - активные оси спрединга (векторы указывают направление спрединга); 2 - трансформные разломы; 3 -внутриплитные океанические поднятия; 4 - области активного внутриплатного магматизма; 5 - направление предполагаемой проградации осей спрединга, АН -поднятие Афанасия Никитина; ВИ - Восточно -Индийский хребет; КБ - плато Кергелен-Брокен.

Рис .7. Схематический сводный разрез вдоль линии АА1 (рис. 5), отражающий гипотезу автора о заложении Индоокеанскоы зоны внутриплатных деформаций в пределах ослабленной (рифтогенной) зоны.

1 - континентальная литосфера Индостанской платформы; 2 -раинемеловая (океаническая) литосфера Бенгальского залива; 3 -позднемеловая - среднеэоценовая литосфера Центральной котловины; 4 - границы: а - области деформаций, б - отдельных разновозрастных сегментов в ее пределах; 5 - фазы деформаций; 6 - область смены вергентности взбросов (стрелки указывают направление вергентности); 7 - область максимальных значений теплового потока; 8 - осевая часть гипотетической ослабленной рифтогенной зоны.

Процесс растяжения (проградации снредннга), однако, не дошел до разрыва сплошности всей литосферы и, вероятно, выражался в слабом рассеянном рифтинге в пределах Центральной котловины. В случае поднятия Афанасия Никитина, данный процесс привел к проявлению активного подводного вулканизма, что, вероятно было вызвано поступлением магмы по крупному трансформному разлому Индира. Возможно, что разуплотнение верхов лигосферной мантии в пределах интенсивнодислоцированных участков, связываемое большинством исследователей с процессами серпенитизации, частично было спровоцировано внедрением древних (поздний мел - среднеэоценового возраста) рифтогенных интрузивных тел основного состава.

В неоген - четвертичное время (во время смены поля напряжений на сжимающее) отдельные подчиненные ослабленные зоны (подвергшиеся магматическому воздействию) претерпели инверсию тектонического режима. Это выразилось в общей мозаично - блоковой структуре зоны внутриплитных деформаций, состоящией из чередующихся относительно поднятых и деформированных участков (и, вероятно, подвергшихся процессам серпенитизации) и слабо- и недеформированных опущенных блоков коры.

В качестве подтверждения реальности процесса проградации спрединга в западном направлении может выступать плато Осборн (западное ответвление Восточно-Индийского хребта) (рис. 5), которое рассматривается некоторыми иследоватслями как "брошенный" програднрутощий рифт позднемелового -палеогенового возраста (~ время формирования аномалий №31 - 25, - 68 - 55 млн. лет) (Пилипенко, 1996).

Таким образом, вся Индоокеанская область внутриплитных деформаций могла возникнуть в результате наложения неоген-четвертичных компрессионных структур непосредственно на ослабленную палеоспрединговую зону.

В пользу этого предположения говорит четкая дивергентная (антивергентная) структура в западной части зоны деформаций с границей раздела в районе 6" ю.ш; 81° в.д. - севернее этой условной границы взбросы обладают северной вергентностью, южнее - южной. Севернее 3,5° ю.ш. такая четкая закономерность не наблюдается (Chamot-Rooke et al., 1993). Подобные соотношения, по - видимому, характерны также для более северо - западного участка зоны - район 3,5° ю.ш.; 79° в.д. Слабые, древние эоцен (?) - олнгоценовые деформации приурочены к северному окончанию зоны (Непрочное, Буравцев, 1995) и развиты в пределах литосферы 2-го этапа раскрытия Индийского океана (поздний мел - средний эоцен), ограничиваясь более мощной недеформированной ранпемеловой (1-го этапа раскрытия) литосферой Бенгальского залива. Возраст основных деформаций сжатия, проявившихся в Центральной котловине, закономерно омолаживается в северном направлении (позднемиоценовый - южнее экватора, раннеплиоценовый - севернее) (Krishna et al., 1998). Таким образом, процесс деформации распространялся как по направлению от Гималаев, так и в обратном направлении — от более внутренних частей ослабленной зоны — к внешним (рис. 7).

6.2. Азоро - Гибралтарская зона разломов

Одной из крупнейших областей компрессионных деформаций океанической коры является восточная часть Азоро - Гибралтарской зоны разломов (Purdy, 1975),

которая представляет собой западное продолжение Алышйско - Гималайского складчатого пояса в пределы океанических частей Евразиатской и Африканской литосферных плит и отвечающей их диффузной границе (Казьмин и др., 1990; Hayward et.al., 1999). В пределах изучаемой акватории выделяется несколько крупных подводных поднятий - банка Горриндж, горы Хиронделл, Ампер, Корал Патч и одноименный хребет. Вергентность структур сжатия (взбросов и привзбросовых складок), развитых на флангах поднятий практически повсеместно обращена в сторону прилегающих глубоководных котловин. Этот факт говорит о надвигании вышеперечисленных крупных поднятий на сопредельные относительно опущенные участки, что, в свою очередь, объясняет значительно более интенсивную деформацшо первых по отношению к последним.

Согласно данным глубоководного бурения, активное воздымание банки Горриндж началось в раннем миоцене и продолжалось вплоть до раннего плиоцена (Ryan, Hsu, 1973). Данный интервал совпадает с временем становления складчатой системы Магрибид Альпийско - Гималайского подвижного пояса, расположенной непосредственно на восточном продолжении Азоро - Гибралтарской зоны. Восточнее хр. Горриндж, в районе гор Ампер и Корал - Патч, основная фаза деформаций проявилась в квартере (плейстоцснс), Таким образом, возраст деформаций постепенно омолаживается в южном направлении - от более внутренних частей области деформаций к более внешним.

Азоро - Гибралтарская и Индооксанская области тектонических деформаций океанической литосферы обладают рядом сходных структурных особенностей. Прежде всего — важнейшая роль древних трансформных разломов, во многом предопределяющих общий облик структуры, широкое распространение взбросов и связанных с ними складок шириной в первые км, протяженностью 5-50 км, группирующиеся в более крупные (шириной в десятки - первые согни км) складчатые структуры, отсутствие деформаций на значительных участках в пределах рассматриваемых областей, приуроченность наиболее интенсивных деформаций к подводным возвышенностям, ангивергентная структура взбросов на противоположных склонах отдельных поднятий.

Различия в структуре Индооксапской и Азоро-Гибралтарской областей объясняются отличиями в ориентировке векторов сжатия по отношению к простиранию трансформных разломов (соответственно, параллельно и ортогонально таковым) (Казьмин и др., 1990) и по степени удаленности от определивших их появление активных границ плит. В то время как Индооксанская область отдалена от Гималайского сегмента Средиземноморского пояса па 2-3 тыс. км и, по мнению автора этой работы, заложиласть вдоль субширотной ослабленной рифтогенной зоны (Вержбицкий, 2000), Азоро-Гибралтарская зона разломов располагается непосредственно на западном продолжение вышеупомянутого пояса (системы Магрибид), в пределах океанических частей Евразиатской и Африканской литосферных плит (Вержбицкий, Левченко, 2000).

6.3. Области деформаций в районах микроплит о-ва Пасхи и Хуан - Фернандес

(Тихий океан)

В Тихом океане существуют две области внутриплитных деформаций сжатия молодой океанической коры четвертичного возраста, приуроченные к границам

микроплит о-ва Пасхи и Хуан - Фернандес, и расположенных непосредственно в пределах Восточно - Тихоокеанского спредингового поднятия. Их формирование, также, быпо спровоцировано проградацией рифтов Восточно - Тихоокеанского поднятия через поперечные трансформный разломы, вращением по часовой стрелке новообразованных микроплит относительно плиты Наска и, в конечном счете, связано с субмеридиональным тангенциальным сжатием в районе их северных границ с плитой Наска (Rusby, Searle, 1993; Bird et al., 1998).

В отличие от ситуации в Центральной котловине Индийского океана и в пределах Азоро-Гибралтарской зоны, в данном, регионе тектонические деформации проявлены в пределах очень молодой коры (четвертичного возраста), что исключает возможность формирования здесь зоны субдукцин в ближайшем будущем. Кроме этого, в данном регионе развиты структуры сжатия низкого (Ш-го) порядка (гл. IV) — элементарные разрывные нарушения взбросо - иадвигового типа. Здесь отсутствуют более крупные складчато - разрывные структуры, обнаруженные в пределах вышеупомянутых областей, что, но - видимому отражает, также, малую мощность молодой океанической литосферы.

6.4. О некоторых общих вопросах формирования областей внутриплитных

деформаций

Образование областей внутриплитных деформаций сжатия обусловлено, в самом общем смысле, двумя первостепенными факторами — "внешним" и "внутренним". Внешний фактор подразумевает непосредствен кос динамическое воздействие межконтинентального коллизионного пояса (или любой конвергентной границы) на прилегающие внутришштные (внутриплатформенные) области и / или расталкивающее действие срединно - океанических хребтов (ridge push). Процессы сжатия, протекающие в его пределах, всегда контролируют причину и время формирования и, в некоторых случаях, местоположение рассматриваемых зон и их структурные особенности (области, непосредственно прилегающие к складчатому поясу). Основной внешний фактор, таким образом, всегда контролирует ответы на вопросы "почему?" и "когда?", а в некоторых случаях "где?" и "каким образом?".

Под внутренними факторами формирования областей внутриплитных деформаций подразумеваются изначальные геологические (структурные) особенности их субстрата. Первостепенное значение здесь имеют ослабленные зоны (основной внутренний фактор), развитые в пределах земной коры или литосферы в целом (обычно палеорифтового или сутурного генезиса). Данный фактор может контролировать место непосредственного заложения будущей зоны деформаций и особенности ее структуры. При наличии в фундаменте платформы ослабленной палеорифтовой зоны, область проявления интенсивных деформации может отстоять от фронта складчатого пояса на сотни и первые тысячи км (интракратонные складчатые области).

Второстепенные внешние факторы, такие как периодичность проявления фаз деформаций в пределах коллизионных поясов и изменения во времени ориентировки основного вектора сжатия, влияют, в большей степени, на особенности внутреннего строения, но не на саму возможность образования деформационных структур в данном конкретном месте. Тс же слова, в полной мерс, можно отнести и к второстепенным внутренним факторам, к которым относятся: ориентировка

Таблица 1. Классификация областей виутриплитных деформаций сжатия. По (Леонов, 1997), с изменениями и дополнениями.

ВЗАИМООТНОШЕНИЯ ПРИГРАНИЧНЫЕ ТАНГЕНЦИАЛЬНО ОТРАЖЕННЫЕ

С границами

ЛИТОСФЕРНЫХ

ПЛИТ

ПЕРИКОЛЛИЗИОННЫЕ ПРИСДВИГОВЫЕ (ТЕЛЕКОЛЛИЗИОННЫЕ)

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ эпипла'гформенные деформированные связанные с области области континентальные океанические зоны

ОБСТАНОВКИ складчатые пояса части платформ, проградацией компрессионной деформаций, интракратонные деформаций.

непосредственно осей компенсации приуроченные складчатые зоны, приуроченные к

прилегающие к спредингл и крупных к наиболее приуроченные к палеоспредингоиым

коллизионным приурочнииы!-' сдвиговых тектонически палеориф1ам с1 руктурам

поясам к границам границ активным (авлакогенам)

(форланды океанических частям

складчатых микроплит молодых

поясон) платформ

(сутурам)

ХАРАКТЕРНЫЕ ЦЕНТРАЛЬНАЯ АЗИЯ ЮРСКИЕ ГОРЫ, РАЙОНЫ синайские НОВЕЙШЕЕ ДНЕПРОВО- ИНДООКЕАНСКАЯ ЗОНА

ПРИМЕРЫ АНГАГО-ЛЕНСКАЯ МИКРОПЛИТ деформации. ПОДНЯТИЕ ДОНЕЦКИЕ, (КОКОСОВАЯ

ЗОНА, ГРЯДЫ О-ВОВ ПАСХИ, пальмириды (?) УРАЛА ЖИГУЛЕВСКИЕ, КОТЛОВИНА. СЕВЕРНАЯ

ЧЕРНОВА. ЧЕРНЫШЕВА ХУАН- УРИНСКИЕ ЧАСТЬ ВОСТОЧНО-

ФЕРНАНДЕС ДИСЛОКАЦИИ. ЗОНА ИНДИЙСКОГО ХРЕБТА.

АМАДИЕС, ЦЕНТРАЛЬНАЯ

ПАЛЬМИРИДЫ (?) КОТЛОВИНА)

элементов предцеформационного структурного плана (например, древних трансформных разломов и сбросов в фундаменте океанической коры или разрывных нарушений различных генераций в фундаменте древних платформ) по отношению к ориентировке генерального стресса, наличие в разрезе коры пластичных горизонтов, играющих роль поверхностей срыва (соленосных, глинистых, серпентинитовых и т.д.). Таким образом, внутренние факторы, в основном, контролируют ответы на вопросы "где? "и "каким образом?".

В результате рассмотрения характера пространственных взаимоотношений различных типов областей внутриплитных деформаций с ближайшими границами литосферных плит, автором данной работы была предпринята попытка их классификации (табл. 1.). В ее основу легли как собственные представления автора, так и опубликованные данные (Purdy, 1975; Казьмин и др., 1990; Rusby, Searle, 1993; Копп и др., 1994; Гарецкий, 1995; Хаин, Ломизе, 1995; Леонов, 1997; Bird et al„ 1998; Милановский, Милановский, 1999; 1 layward et.al., 1999).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Несмотря на относительную изученность проблемы внутриплитных деформаций океанической литосферы, в настоящее время остается немало вопросов, которые требующих своего разрешения. К ним, по мнению автора, в первую очередь, относятся следующие:

1.Выделение общих структурных закономерностей строения всех зон внутриплитных деформации в различных частях Мирового океана.

2.Разработка общих принципов составления обзорных и детальных тектонических карт исследуемых регионов.

3.Составление детальных карт отдельных участков зон внутриплитных деформаций с целью выделения основных тектонических элементов, установления их простираний и внесение соответствующих корректировок в обзорные карты для уточнения особенностей строения и геодинамики изучаемых областей.

4.Выяснение глубинного строения литосферы (характер поведения границы МОХО, мощности "серпаiTHHirroBoro" слоя и др.) в пределах зон деформации.

5.Изучение пространственных и временных взаимоотношений зон деформации с границами литосферных плит.

6.Установление связей процесса внутриплитных деформаций океанической коры с известными закономерностями эволюции земной коры - циклами Вилсона и Бертрана (временные и пространственные отношения внутриплитных деформаций литосферы с процессами спрединга, субдукции и коллизии плит).

Список работ по теме диссертации

Всего по теме диссертации опубликовано 9 работ

1. Вержбицкий В.Е. Особенности строения участка зоны внутриплитных деформаций Центральной котловины Индийского океана.// Вестник НСО: по материалам научной конференции геологического факультета МГУ "День научного творчества студентов - 96", Выпуск 2. - М.: МГУ, 1996. - с.7

2. Вержбицкий В.Е. Структурные особенности зоны внутриплитных деформаций в Центральной котловине Индийского океана. // Исследования литосферы.

Материалы юбилейной научной конференции Института литосферы окраинных и внутренних морей. ИЛРАН.1999. С.21-23.

3. Вержбицкий В.Е. Индоокеанская область внутригшитных деформаций как аналог интракратонных складчатых областей континентов. // Исследования литосферы. Материалы конференции "Научные чтения памяти Академика А.Л. Яншина" Института литосферы окраинных и внутренних морей. ИЛРАН. 2000. С.8 -11.

4. Вержбицкий В.Е., Левченко О.В. Особенности структуры зоны внутриплитных деформаций океанической литосферы на севере Центральной котловины Индийского океана по данным детального структурного картирования. // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Материалы XXXII Тектонического совещания. Том 1.-М.:ГЕОС, 1999а,С.128-131.

5. Вержбицкий В.Е., Левченко О.В. Роль сдвиговых нарушений и серпентинизации коры в формировании структуры зоны внутрлплитной деформации индоокеанской литосферы. // Геология морей и океанов. Тезисы докладов XIII Международной школы морской геологии. Том II. ИО РАН. 19996. С. 230-231.

6. Вержбицкий В.Е., Левченко О.В. Внутринлитныс деформации океанической литосферы на примере сравнительного структурного анализа Центральной котловины Индийского океана и Азоро-Гибралтарской зоны разломов. // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы XXXIII Тектонического совещания.-М.:ГЕОС, 2000, с. 80-82.

7. Левченко О.В., Вержбицкий В.Е. Детальное сгруктурно-тектоничсское картирование внутриплитных деформаций в центре Индийского океана.// Океанология. 2000а. Т.40.№1. С. 114 -124.

8. Левченко О.В., Вержбицкий В.Е. Детальная тектоническая схема внутриплитных деформаций индоокеанской литосферы в районе разлома Индрани.// Докл. АН. 20006. Т.371. №З.С.

9. Levchenko, O.V., Verzhbitsky, V.E. Collision - related blocky tectonic framework of the Central Indian Ocean Basin (CIOB) // In: Annales Geophysicae, XXV General Assambly EGS Nice, 22-25 April 2000. (in press).

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Вержбицкий, Владимир Евгеньевич

Введение.

Глава I. История геолого - геофизического изучения.

Глава II. Этапы раскрытия Индийского океана и формирование области внутриплитных деформаций.

Глава III. Центральная котловина: комплексная геолого-геофизическая характеристика

3.1. Рельеф дна.

3.2. Анализ геофизических полей

3.2.1. Сейсмологические наблюдения.

3.2.2. Тепловой поток.

3.2.3. Гравитационное поле.

3.2.4. Магнитное поле.

3.3. Глубинное строение.

3.4. Состав и стратиграфия отложений плитного чехла по данным непрерывного сейсмического профилирования и глубоководного бурения.

3.5. Магматизм.

Глава IV. Особенности структуры Индоокеанской зоны внутриплитных деформаций по данным детального картирования в районе Центральной котловины

4.1. Полигон М-31-У.

4.2. Полигон Ш-22-П.

4.3. Полигон Ш-22-1.

4.4. Синтез.

Глава V. Геодинамические модели.

Глава VI. Сравнительная тектоника некоторых областей внутриплитных деформаций океанической литосферы

6.1. Индоокеанская зона (как возможный аналог интракратонных складчатых областей континентов).

6.2. Азоро - Гибралтарская зона разломов (Атлантический океан).

6.3. Области деформаций в районах микроплит о-вов Пасхи и Хуан -Фернандес (Тихий океан).

6.4. О некоторых общих вопросах формирования областей внутриплитных деформаций.

Введение Диссертация по геологии, на тему "Особенности структуры и генезис индоокеанской зоны внутриплитных деформаций"

Действительно, масштабы проявления тектонической активности на дивергентных, конвергентных и сдвиговых границах плит превосходят внутриплатные на порядок, однако, их игнорирование при расчете кинематики перемещения литосферных плит зачастую приводит к неувязке дифференцированных движений в пределах последних. В качестве характерного примера можно привести Индо - Австралийскую плиту, подразделяемую некоторыми авторами на ряд второстепенных плит, разделенных в свою очередь широкими, сравнимыми с размерами самих субплит, диффузными границами. Данный подход, однако, не снимает вопросов о генезисе внутриплитных деформаций и, по существу, является скорее математическим, чем геологическим. Кроме этого, теряется само первоначальное понятие о границах плит как об относительно узких и весьма тектонически активных геоструктурах. Таким образом, следует согласится с достаточно распространенным мнением о необходимости выделения внутриплитных явлений в качестве самостоятельного 4 класса тектонических процессов, являющихся, зачастую, чуткими индикаторами процессов, протекающих в пределах близлежащих границ литосферных плит.

В настоящее время в пределах Мирового океана известно несколько областей проявления компрессионных деформаций: восточная часть Азоро -Гибралтарской зоны разломов (Атлантический океан) (Purdy, 1975), районы микроплит о-вов Пасхи и Хуан - Фернанадес (Rusby, Searle, 1993; Bird et al., 1998), Каролинской плиты (Weissei, Anderson, 1978) (Тихий океан). Отдельные деформации выявлены также в Бразильской котловине, Сьерра - Леоне и Ангольской котловинах Атлантического океана, Сомалийской и Западно -Австралийской котловинах Индийского океана (Мирлин и др., 1992; Пилипенко и др., 1992; Пилипенко, 1994).

Однако, областью наиболее интенсивного проявления деформаций сжатия и связанных с ними геофизических аномалий в океанах является северо - восточная часть Индийского океана, занимающая Центральную и Кокосовую котловины, а также, северную часть Восточно - Индийского хребта (Curray, Moore, 1971; Eittreim, Ewing, 1972). Изучению данной уникальной Индоокеанской зоны внутриплитных деформаций и посвящена настоящая работа.

1.Выделение областей распространения на поверхности дна деформированного и постскладчатого структурных комплексов океанической коры и картирование их границ. 5

3 .У становление характера взаимоотношения позднемиоценовых компрессионных деформаций и позднемеловых трансформных разломов.

4.Изучение характера поведения деформированного акустического фундамента океанической коры.

6. Анализ имеющихся геодинамических моделей формирования зоны деформаций.

7.Сравнение Индоокеанской области деформаций с некоторыми другими подобными регионами Мирового океана, выявление их общих и индивидуальных закономерностей строения и развития.

Фактический материал. В основу структурных построений легли первичные материалы непрерывного сейсмического профилирования общей протяженностью порядка 11 тыс. км, полученных в результате 31-го рейса НИС "Дмитрий Менделеев" (1984 г.) и 22 - го рейса НИС "Профессор Штокман" (1989 г.), и, предоставленные автору в лаборатории сейсмостратиграфии Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН. Использовались, также, опубликованные в отечественной и зарубежной научной литературе первичные и обработанные материалы НСП, геотермической и геомагнитной съемки и глубоководного бурения.

Научная новизна. Впервые были составлены детальные тектонические схемы трех полигонов комплексных геолого - геофизических исследований в районе Центральной котловины Индийского океана и новая карта рельефа акустического фундамента (для одного из полигонов), что позволило существенно уточнить структуру области внутриплитных деформаций. Помимо вышеперечисленного, автором был проведен краткий сравнительный анализ тектоники некоторых областей деформаций океанической литосферы и рассмотрены некоторые общие вопросы формирования как океанических, так и континентальных областей внутриплитных деформаций. В результате проделанной работы автор пришел к следующим выводам, являющимися основными защищаемыми положениями:

1. Наиболее крупные складчатые структуры деформированного комплекса индоокеанской литосферы ("ундуляции") с длиной волны 150 - 250 км и амплитудой до 1.0 — 1.5 км можно подразделить на два основных структурных (генетических, кинематических) типа: а) Складки продольного изгиба, образовавшиеся под действием сил субмеридионального тангенциального сжатия. б) Складки поперечного изгиба, сформированные в результате активного воздействия, по - видимому, трех основных факторов: субмеридионального тангенциального сжатия, пассивного субширотного растяжения вкрест простирания трансформных разломов и наложенных процессов серпентинизации ультраосновных пород низов коры и верхов мантии.

3. В пределах некоторых участков изучаемой области выделяются отдельные тектонические блоки с различной степенью и стилем деформации, разделенные крупными разрывными нарушениями различной природы и времени заложения и характеризующиеся размерами в поперечном сечении несколько десятков (реже 100 и более) км. Причем, существенную роль в формировании данной мозаики играют вновь выделенные разрывные нарушения сдвигового и взбросо -сдвигового типа, ориентированные диагонально по отношению к субширотному компрессионному структурному плану. Таким образом, мозаично - блоковая структура зоны внутриплитных деформаций проявляется как на региональном, так и на более локальном ("полигонном") уровне.

4. Основные фазы тектонической активности в Центральной котловине коррелируются со временем протекания позднеэоцен - миоценовой сирмурской эпохи и позднеплиоцен - четвертичной сиваликской фазы гималайского орогенеза и временами увеличения скорости подъема горного сооружения Гималаев. Простирание основных структур сжатия в Центральной котловине ориентированы субпараллельно фронту Гималайского складчато-покровного сооружения. Таким образом, подтверждена идея о формировании внутриплитных деформаций сжатия индоокеанской литосферы в связи с процессами континентальной коллизии.

5. Индоокеанская область внутриплитных деформаций отстоит от южного фланга Гималайского сегмента Средиземноморского подвижного пояса на расстояние порядка 2000 км, отделена от него недеформированными частями Индо-Австралийской плиты — Индостанским кратоном и океанической литосферой Бенгальского залива, наложена на ослабленную поздний мел -среднеэоценовую палеоспрединговую (палеорифтовую) зону и, таким образом, может представлять собой океанический аналог интракратонных складчатых областей континентов.

Апробация работы. Основные результаты выполненной работы были представлены в виде четырех устных докладов на следующих научных конференциях: Научной конференции геологического факультета МГУ "День научного творчества студентов - 96", Юбилейной научной конференции Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН, посвященная 20 - летию 8

Института и 275 - летию Российской Академии Наук (1999 г.), Международной школе морской геологии (Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, 1999 г.), Научных чтениях памяти академика A.JI. Яншина (Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 2000 г.). Были, также, проведены стендовые доклады на XXXII и XXXIII Тектонических совещаниях (МГУ, 1999 и 2000 г.).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести основных глав, заключения и списка литературы из 111 наименований. Включает 56 рисунков и 1 таблицу. Общий объем диссертации 185 страниц.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Вержбицкий, Владимир Евгеньевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате структурного анализа около 11 тыс. км. профилей НСИ, полученных в 31 - м рейсе НИС "Дмитрий Менделеев" (1984 г.) и 22 - м рейсе НИС "Профессор Штокман" (1989 г.), проведенных Институтом океанологии им. П.П. Ширшова РАН, с привлечением опубликованных индийских, французских и английских данных, автором были построены тектонические схемы трех полигонов детальных исследований области внутриплитных деформаций в районе Центральной котловины Индийского океана (M-31-V, Ш-22-П, и Ш-22-1), а также карта рельефа акустического фундамента (M-31-V). При этом были разработаны некоторые общие принципы составления тектонических схем для данного региона. Помимо вышеперечисленного, автором был проведен краткий сравнительный анализ тектоники некоторых областей деформаций океанической литосферы и рассмотрены некоторые общие вопросы формирования как океанических, так и континентальных областей внутриплитных деформаций.

В результате проделанной работы удалось существенно уточнить особенности тектоники области деформаций и прийти к следующим выводам:

1. Наиболее крупные складчатые структуры деформированного комплекса индоокеанской литосферы ("ундуляции") с длиной волны 150 - 250 км и амплитудой до 1.0 - 1.5 км можно подразделить на два основных структурных (генетических, кинематических) типа: а) Складки продольного изгиба, образовавшиеся под действием сил субмеридионального тангенциального сжатия. б) Складки поперечного изгиба, сформированные в результате активного воздействия, по - видимому, трех основных факторов: субмеридионального тангенциального сжатия, пассивного субширотного растяжения вкрест простирания трансформных разломов и наложенных процессов серпентинизации ультраосновных пород низов коры и верхов мантии.

172 области внутриплитных деформаций. Наблюдается как наложение молодых разрывных (взбросов, сдвигов, взрезов и т.д.) и складчатых структур различных порядков на зоны древних трансформных разломов, так и, в отдельных случаях, отчетливо выраженный контроль последними распространения и характера молодых дислокаций.

3. В пределах некоторых участков изучаемой области выделяются отдельные тектонические блоки с различной степенью и стилем деформации, разделенные крупными разрывными нарушениями различной природы и времени заложения и характеризующиеся размерами в поперечном сечении несколько десятков (реже 100 и более) км. Причем, существенную роль в формировании данной мозаики играют вновь выделенные разрывные нарушения сдвигового и взбросо -сдвигового типа, ориентированные диагонально по отношению к субширотному компрессионному структурному плану. Таким образом, мозаично - блоковая структура зоны внутриплитных деформаций проявляется как на региональном, так и на более локальном ("полигонном") уровне.

5. Индоокеанская область внутриплитных деформаций отстоит от южного фланга Гималайского сегмента Средиземноморского подвижного пояса на расстояние порядка 2000 км, отделена от него недеформированными частями Индо-Австралийской плиты — Индостанским кратоном и океанической литосферой Бенгальского залива, наложена на ослабленную поздний мел -среднеэоценовую папеоспрединговую (палеорифтовую) зону и, таким образом, может представлять собой океанический аналог интракратонных складчатых областей континентов.

173

Помимо этого, был выделен новый морфологический тип дислокаций, представляющий собой субширотные, относительно приподнятые, интенсивно деформированные поднятия, ограниченные с севера и юга резко выраженными разрывными нарушениями типа взбросов или взрезов амплитудой до 200 - 300 м и получивших название "зажатых полос или блоков". Показано, также, что все элементарные структуры деформированного комплекса, наблюдаемые в пределах рассмотренных полигонов могут рассматриваться как неоген-четвертичный (поздний миоцен - ранний плиоцен - позднеплейстоценовый) структурный парагенез сопряженных разломов (субширотных взбросов, надвигов, взрезов, диагональных взбросо - сдвигов, сдвигов) и связанных с ними привзбросовых и присдвиговых складок.

Кроме этого, на основе анализа опубликованных данных была проделана следующая работа:

1. Составлена новая обзорная тектоническая схема Индоокеанской зоны внутриплитных деформаций.

2. Составлена сводная стратиграфическая колонка Центральной котловины Индийского океана (по данным глубоководного бурения и непрерывного сейсмического профилирования).

3. Построена карта интенсивности теплового потока (в изолиниях) для Индоокеанской области деформаций.

4. Составлена новая тектоническая схема восточной части Азоро -Гибралтарской зоны разломов.

5. Построена общая карта тектоники Индийского океана.

6. Составлена общая классификационная таблица областей внутриплитных деформаций океанической и континентальной коры на основе анализа характеров их пространственных взаимоотношений с ближайшими границами литосферных плит.

Несмотря на относительную изученность рассматриваемой проблемы, в настоящее время остается немало вопросов, которые требуют своего разрешения. К ним, в первую очередь, относятся следующие:

174

2.Разработка общих принципов составления обзорных и детальных тектонических карт исследуемых регионов.

3.Составление детальных карт отдельных участков зон внутриплитных деформаций с целью выделения основных тектонических элементов, установления их простираний и внесения соответствующих корректировок в обзорные карты для уточнения особенностей строения и геодинамики изучаемых областей.

4.Выяснение глубинного строения литосферы (характер поведения границы МОХО, мощности серпентинитового слоя и др.) в пределах зон деформации.

5.Изучение пространственных и временных взаимоотношений зон деформации с границами литосферных плит.

6.Установление связей процесса внутриплитных деформаций океанической коры с известными закономерностями эволюции земной коры - циклами Вилсона и Бертрана (временные и пространственные взаимоотношения внутриплитных деформаций литосферы с процессами спрединга, субдукции и коллизии плит).

175

Библиография Диссертация по геологии, кандидата геолого-минералогических наук, Вержбицкий, Владимир Евгеньевич, Москва

1. Арган Э. Тектоника Азии. М.: ОНТИ, 1935. 192 с.

2. Ваньян Л.Л., Городницкий A.M., Палынин H.A., Шиловекий П.П. Геотермические исследования в Центральной котловине Индийского океана // Изв. АН СССР, Физика Земли, 1985, N 9, с. 110-112.

3. Вержбицкий В.Е. Структурные особенности зоны внутриплитных деформаций в Центральной котловине Индийского океана // Исследования литосферы. Материалы юбилейной научной конференции Института литосферы окраинных и внутренних морей. ИЛРАН. 1999. С.21-23.

4. Вержбицкий Е.В., Лобковский Л.И. Аномальный геотермический режим Центральной и Аравийской котловин Индийского океана // Физика Земли. 1993. № 11. С. 16-26.

5. Вержбицкий Е.В. Геотермический режим и тектоника дна акваторий вдоль Альпийско-Гималайского складчатого пояса,- М.: Наука, 1996. 131 с.

6. П.Гарецкий Р.Г. Авлакогены платформ северной Евразии // Геотектоника. 1995. №4. С. 16-28.

7. Геофизические поля и строение дна океанских котловин. Под редакцией Ю.П.Непрочнова // М:НаукаД990. 220 с.

8. Казьмин В.Г., Левченко О.В. Современные деформации Индоокеанской литосферы // В кн: Современая тектоническая активность Земли и сейсмичность. М:Наука, 1987. С. 159- 175.

9. Н.Казьмин В.Г., Левченко О.В., Мерклин Л.Р., Непрочнов Ю.П., Седов В.В. Некоторые особенности структуры океанической коры на примере Бразильской котловины // Геотектоника. 1986. №2. С. 46 55.

10. Казьмин В.Г., Марова Н.А., Алехина Г.Н., Тихонова Н.Ф. Неоген-четвертичная деформация океанской литосферы в районе хребта Горриндж // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1990. №12. С.48-56.

11. Кашинцев Г.Л. Магматизм, геологическая история и геодинамика дна Индийского океана (поздняя юра палеоцен) // Геотектоника. 1993. №3. С. 55 -68.

12. Коган Л.И., Москаленко В.Н., Пилипенко А.И. Строение и деформации земной коры поднятия Афанасия Никитина в Индийском океане (по сейсмическим данным) // Геотектоника. 1996. №2. С. 54- 65.

13. Копп М.Л., Леонов Ю.Г., Аджамян Ж. Деформации запада Аравийской плиты как результат перемещений по Левантинскому разлому // Геотектоника. 1994. №3. С. 61-76.177

14. Копп M.JI. Структуры латерального выжимания в Альпийско Гималайском коллизионном поясе. - М.: Научный мир, 1997. 314 с.

15. Левченко О.В. Сдвиговая природа внутриплитовых деформаций осадочной толщи на северо востоке Индийского океана // В сб.: Геология океанов и морей. Т.2. 1984. М.: ИОАН СССР. С. 124 - 125.

16. Левченко О.В. Геологическое строение области внутриплитовых деформаций в Центральной котловине Индийского океана. Диссертация . канд. геол. -минер, наук. М.: ИОАН, 1986. 205 с.

17. Левченко О.В. Центральная котловина (геофизические поля, структура земной коры и внутриплитные деформации). В кн.: Литосфера Индийского океана (по геофизическим данным) // Киев: Наукова Думка, 1990. С.56 69.

18. Левченко О.В., Вержбицкий В.Е. Детальное структурно-тектоническое картирование внутриплитных деформаций в центре Индийского океана.// Океанология. 2000а. Т.40. №1. С.114 -124.

19. Левченко О.В., Вержбицкий В.Е. Детальная тектоническая схема внутриплитных деформаций индоокеанской литосферы в районе разлома Индрани.//Докл. АН. 20006. Т.371. №З.С.

20. Левченко О.В., Евсюков Ю.Д. Детальное исследование структуры дна в области внутриплитной деформации литосферы Индийского океана // Океанология. 1992. Т.32. № 4. С. 752-760.

21. Левченко О.В., Евсюков Ю.Д., Милановский В.Е. Детальные исследования морфологии внутриплитных деформаций в Центральной котловине Индийского океана // Океанология. 1999. Т.39. №1. С. 121 132.

22. Левченко О.В., Левитан М.А., Мерклин Л.Р., Милановский В.Е. О природе деформаций турбидитов глубоководного Бенгальского фэна // Докл. АН СССР. 1992. Т. 326. №3. С.871 877.

23. Леонов Ю.Г. Тектоническая подвижность коры платформ на разных глубинных уровнях // Геотектоника. 1997. №4. С. 24 41.

24. Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга, субдукции и двухъярусная тектоника плит. М: Наука, 1988.178

25. Матвеенков В.В., Альмухамедов А.И., Дашевская Д.М. Ксенолиты амфиболовых пироксенитов банки Горриндж (северо-восточная Атлантика) // Докл. АН СССР, 1991, том 316. №3. С. 688 690.

26. Милановский Е.Е., Милановский В.Е. Основные этапы истории формирования ложа Индийского океана// Геотектоника, 1999, № 1, с.44-63.

27. Милановский Е.Е., Никишин A.M. Западно-Тихоокеанский рифтовый пояс // Бюл. МОИП. Сер. Геол., 1988, № 4, с. 3-16.

28. Мирлин Е.Г., Лейбов М.Б., Углов Б.Д. Внутриплитная тектоно магматическая активность в Западно - Австралийской котловине Индийского океана (по магнитометрическим данным) // Докл. АН. 1992. Т. 324. №5. С. 1064 - 1068.

29. Москаленко В.Н., Коган Л.И. Особенности строения осадочного чехла в восточной части Азоро Гибралтарской зоны (бассейн Хосшу). // Геотектоника. 1994. №4. С. 63 -72.

30. Непрочное Ю.П., Буравцев A.A. Новая тектоническая схема области внутриплитных деформаций в Индийском океане. // Докл. АН СССР. 1995. Т.345. № 1.С. 91-95.

31. Непрочное Ю.П., Седов В.В., Ельников И.Н., Безвербная В.В., Буравцев A.A., Гринько Б.Н. Строение земной коры в области внутриплитных деформаций в Центральной котловине Индийского океана // Океанология. 1995. Т. 35. №2. С. 266-274.

32. Океанология. Геофизика океанского дна. Под редакцией Ю.П. Непрочнова.- М: Наука, 1979.

33. Пилипенко А.И. Тектоническая расслоенность океанической коры глубоководных котловин (по сейсмическим материалам) // Геотектоника. 1994. №1. С. 49-61.

34. Пилипенко А.И. Разломные структуры района хребта 90° (Индийский океан) // Геотектоника. 1996. №6. С. 17-28.

35. Пилипенко А.И., Корсаков О.Д. Тектонические деформации литосферы Индийского океана // Геотектоника. 1992. №5. С. 27 44.179

36. Пилипенко А.И., Мирлин Е.Г., Сивуха Н.М. Внутриплитные деформации литосферы в Западно Австралийской котловине Индийского океана // Докл. А.Н. 1990. Т. 310. №2. С. 414-418.

37. Пугцаровский Ю.М. Тектоника Индийского океана //Геотектоника. 1995. №4. С.73-91.

38. Пущаровский Ю.М., Безруков П.Л. О тектонике восточной части Индийского океана // Геотектоника. 1973. №6. С. 3 19.

39. Савостин Л.И., Сибуэ Ж.К., Зоненшайн Л.П. и др. Мезо кайнозойская кинематика литосферных плит, обрамлявших океан Тетис (от Атлантики до Памира) //История океана Тетис. М.: ИОАН СССР. 1987. С. 105 - 106.

40. Сычев П.М., Воробьев В.М., Лютая Л.М., Патрикеев В.Н., Попов A.A., Ревердатто В.В., Соинов В.В. Складчатые деформации осадочного чехла юго -запада Бенгальского залива // Тихоокеанская геология. 1987. №1. С. 25 37.

41. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Альпийский Средиземноморский пояс. -М.: Недра, 1984. 344 с.

42. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Океаны. Синтез. М.:Недра, 1985. 292 с.

43. Хаин В.Е., Балуховский А.Н. Историческая геотектоника. Мезозой и кайнозой. -М.: Недра, 1993.452 с.

44. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: изд-во МГУ, 1995. 480 с.

45. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир. (в печати).

46. Шеменда А.И. Моделирование внутриплитных деформаций в северо-восточной части Индийского океана // Геотектоника, 1989, № 3, с.37-49.

47. Шрейдер A.A. Палеоокеанологическое изучение аномального геомагнитного поля Индийского океана. Диссертация . докт. геол. минер, наук. М.: ИОАН, 1989. 395 с.

48. Шрейдер A.A. Хронология линейных магнитных аномалий океана. // Физика Земли. 1993. №4. С. 3 19.180

49. Шрейдер А.А., Шрейдер Ал.А. Хронология дна Центральной котловины Индийского океана (хроны С19п С34п.1п) // Океанология. 2000 Т.40. №1. С.104-113.

50. Argus, D.F., Gordon, R.G., DeMets, С., and Stein, S. Closure of the Africa-Eurasia-North America plate motion circuit and tectonics of Gloria fault // J. Geophys. Res.1989. Y.94. P. 5585 5602.

51. Bergman E.A., Solomon S.C. Earthquake source mechanisms from body-waveform inversion and intraplate tectonics in the northern Indian Ocean // Phys. Earth Planet. Inter. 1985. N40. P. 1-23.

52. Bird, R.T., Naar, D.F., Larson, R.L., Searle, R.C., and Scotese, R. Plate reconstructions of the Juan Fernandez microplate: Transformation from internal shear to rigid rotation // J. Geophys. Res. 1998. У.103. P. 7049 7067.

53. Bull, J.V. Structural style of ultra-plate deformation, Central Indition Basin: Evidence for the role of fracture zones, 1990, Tectonophysics, 1984: 213-228.

54. Buforn, E., Udias, A., and Columbas, M.A. Seismicity, source mechanism and tectonics of the Azores Gibraltar plate boundary // Tectonophisics. 1988. V. 152. P. 89-118.

55. Cochran, J.R., 1990. Himalayan uplift, sea level, and the record of Bengal fan sedimentation at the ODP Leg 116 sites. In Cochran J.R., Stow D.A.V. et al., Proc.ODP. Sci. Results. 116: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 397 -416.

56. Cochran, J.R., Stow, D.A.V. et al., 1990. Proc. ODP. Sci. Results, 116: College Station, TX (Ocean Drilling Program).

57. Copeland, P., Harrison, T.M. Episodic rapid uplift in the Himalaya revealed by 40Ai7o9Ar analysis of detrital K-feldspar and muscovite, Bengal fan // Geology. April 1990. V.18. P. 354-357.

58. Curray, J.R., Emmel F.J., Moore, D.G., Raitt, R.M. Structure, tectonics and geological history of the northeastern Indian Ocean // The ocean basins and margins. N.Y.: Plenum press.1982. V. 6.: The Indian Ocean. P. 339-450.

59. Currav, J.R., Moore, D.G. Growth of the Bengal deep sea fan and denudation of Hymalayas // Geol. Soc. Am. Bull. 1971. V.82. P. 1971.

60. DeMets, C., Gordon, R.G., and Argus, D. Intraplate deformation and closure of the Australian Antarctic - Africa plate circuit // J. Geophys. Res. 1988. N 93. P. 11,87711,879.

61. DeMets, C., Gordon, R.G., Argus, D., and Stein, S. Current plate motions // Geophys. J. Int. 1990. V. 101. P. 425-478.

62. Eittreim, S.L., Ewing, J. Mid-plate tectonics in the Indian Ocean // J. Geophys. Res. 1972.N 77. P. 6413-6421.

63. Fukao, Y. Thrust faulting at the lithospheric plate boundary: The Portugal earthquake of 1969//Earth and Planet. Sci. Lett. 1973. V.18. №3-4. P. 205-216.

64. Gartner, S. Neogen calcareous nannofossil biostratigraphy, Leg 116 (central Indian Ocean). In Cochran J.R., Stow D.A.V. et al., Proc.ODP. Sci. Results.116: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 165 188.

65. Geller, C.A., Weissel, J.K., Anderson, R.N. Heat transfer and intraplate deformation in the Central Indian Ocean // J. Geophys. Res. 1983. N 2. P. 1018-1032.

66. Gopala Rao, D., Krishna K.S. Crustal evolution and sedimentation history of the Bay of Bengal since Cretaceous // J. Geophys. Res., 1997, Vol. 102, NO. B8. P. 17,74717,768.

67. Gordon, R.G., De Mets, C., and Argus, D.F. Kinematic constraints on distributed lithospheric deformation in the equatorial Indian ocean from present motion between the Australian and Indian plates // Tectonics. 1990. V. 9. P. 409-422.

68. Grimison, N.L., Chen, W.P. Source mechanisms of four recent earthquakes along the Azores Gibraltar plate boundary// Geophys. J. Int. 1988. V.92. P. 391 - 401.

69. Gutenberg, B., Richter, C.F. Seismicity of the Earth: Princeton, N.J. (Princeton University Press). 1954.182

70. Klitgord, K.D., Schouten, H. Plate kinematics of the central Atlantic. In Vogt, P.R., and Tucholke, B.S. eds., The Geology of North America, Vol. M, The Western North Atlantic Region: Geological Society of America. 1986. P. 351 378.

71. Krishna, K.S., Ramana, M.V., Gopala Rao, D., Murthy, K.S.R., Malleswara Rao, M.M., Subrahmanyam, V., and Sarma, K. V.L.N. S. Periodic deformation of oceanic crust in the central Indian Ocean // J. Geophys. Res. 1998. V.103. P. 17,859 -17,875.

72. Levchenko, O.V. Tectonic aspects of intraplate seismicity in the northeastern ocean, 1989, Tectonophysics, 1970: 125-139.

73. Levchenko, O.V., Evsjukov, Y.D., Subrahmanyam, C., Mital, G.S. and Drolia, R.K. Detailed survey of the ocean bottom structure in the Central Indian Ocean Intense Deformation Zone: Tectonic implications // Marine Geology. 1993. V.115. P. 165 -171.

74. Levchenko, O.V., Verzhbitsky, V.E. Collision related blocky tectonic framework of the Central Indian Ocean Basin (CIOB) // In: Annales Geophysicae, XXV General Assambly EGS Nice, 22-25 April 2000.

75. McKenzie, D.P., Sclater, J.G. Evolution of the Indian Ocean since Late Cretaceous // Jeophys. J. Roy. Astron. Soc. 1971. Vol. 25. P. 217 254.

76. Moore, D.G., Curray, J.R., Raitt, R.W., Emmel, F.J. Stratigraphic seismic section correlations and implications to Bengal Fan history // Initial Reports DSDP. Wash. 1974. V. 22. P. 403-412

77. Nikishin, A.M., Cloetingh, S., Lobkovsky, L.I., Burov. E.B and Lankreijer, A.S. Continental lithosphere folding in Central Asia (Part I): constraints from geological observations // Tectonophysics. 1993. Vol. 226. P. 59 72.

78. Norton, J.O., Sclater, J.G. A model for the evolution of the Indian ocean and the breakup of Gondwanaland // J. Geophys. Res. 1979. V.84. P. 6803 6830.

79. Park, R.G. Geological structures and moving plates // Glasgow, Scotland, Blackie and Son. 1988. 337 P.

80. Parker, R.I., Oldenburg, D.W. Thermal model of ocean ridges // Nature. Phys. Sci. 1973. V. 242. P. 137 139.

81. Petroy, D.E., Wiens, D.A. Historical seismicity and implications for diffuse plate convergence in the notheast Indian Ocean // J. Geophys. Res. 1989. V.94. P. 12,301 -12,319.

82. Purdy, G.M. The eastern end of the Azores-Gibraltar plate boundary // Geophys. J. Roy. Soc. 1975. Vol.43, p. 123-150.

83. Royer, J.Y., Gordon, R.G. The motion and boundary between the Capricorn and Australian plates // Science. 1997. V. 277. P. 1268 1274.

84. Rusby, R.I., Searle, R.C. Intraplate thrusting near the Easter microplate // Geology, April 1993, p. 311-314.

85. Ryan, W.B., Hsu, K.J., et al. Initial Reports of the DSDP. Wash. (D.C.), 1973. Vol. 13.P. 19-41.184

86. Sclater, J.G., Fisher R.L. The evolution of the east central Indian Ocean with emphasis on the tectonic setting of the Ninety East Ridge // Bull. Geol. Soc. Amer. 1974. Vol. 85. P. 683 -702.

87. Sclater, J.G., Tuyendyk, B.P., and Meinke, L. Magnetic lineations in the southern part of the Central Indian Basin. Geol. Soc. Am. Bull. 1976. V.87. P. 371 -378.

88. Stein, C.A., Cloeting, S., and Wortel, R., 1990. Kinematics and mechanics of the Indian ocean diffuse plate boundary zone. In Cochran J.R., Stow D.A.V. et al. Proc.ODP. Sci. Results.116: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 261 -289.

89. Stein, S., Okal, E.A. Seismicity and tectonics of the Ninetyeast Ridge area: evidence for internal deformation of the Indian Plate // J. Geophys. Res. 1978. Y.83. P. 2233 -2246.

90. Sykes, L.R. Seismisity of the Indian Ocean and a possible nascent island arc between Ceylon and Australia // J. Geophys. Res. 1970. V.75. P. 5041-5055.

91. Udias, A., Buforn, E. Regional stresses along the Eurasia Africa plate boundary derived from focal mechanisms of large earthquakes. Pure Appl, Geophys. 1991. V. 136. P. 433 -448.

92. Veevers, J.I., Mc Powell, C., and Johnson, B.D. Seafloor constraints on the reconstruction of Gondwanaland // Earth and Planet. Sci Lett. 1980. V.51. P. 435 -444.

93. Von der Borch, Cristopher, C., Sclater John G. et al. Initial Reports of the Deep -Sea Drilling Project Washington (U.S. Government Printing Office), 1974. V.22. 850 p.

94. Weissel J.K., Anderson R.N. Is there a Caroline plate? // Earth and Planet. Sci. Lett. 1978. V.41.P. 143 158.185

95. Weissei, J.K., Anderson, R.N., Geller C.A. Deformation of the Indo-Australian plate//Nature. 1980. N287. P. 284-291.

96. Wiens, D.A., De Mets, C., Gordon, R.G., Stein, C., Argus, D., Engeln, J.F., Lundgren, P., Quible, D., Stein, C., Weinstein, S., and Woods D.F. A diffuse plate boundary model for Indian Ocean tectonics. Geophys. Res. Lett. 1985. V.12. P. 429 -432.

97. Wiens, D.A., Stein, S., De Mets, C., Gordon, R.G. and Stein, C. Plate tectonics models for Indian Ocean "Intraplate" deformation, 1986, Tectonophysics, 132: 37-48.

98. Yokoyama, K„ Amano, K., Taira, A., and Saito, Y., 1990. Mineralogy of silts from the Bengal Fan. In Cochran J.R., Stow D.A.V. et al. Proc.ODP. Sei. Results. 116: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 59 73.

99. Yoshii, T. Regionally of group velocities of Rayleigh waves in the Pacific and thickness of the plate // Earth and Planet. Sei. Lett. 1975. Vol. 25. P. 305 312.

Информация о работе

Вержбицкий, Владимир Евгеньевич
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2000
ВАК 04.00.01

Диссертация

Особенности структуры и генезис индоокеанской зоны внутриплитных деформаций - тема диссертации по геологии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы