Формирование континентальной коры в пределах будущего Азиатского материка началось, как и на других материках, еще в глубоком архее. Но раннеархей-ские образования сохранились на поверхности только на Китайско-Корейском кратоне. Здесь же, а также на Сибирском кратоне(Анабар, Алдан) и на Омолонском массиве - вероятном отторженце последнего - известны среднеархейские образования. Все это в основном гнейсы ТТГ-типа, обычныедля протоконтинентальной
коры. Зеленокаменные пояса известны в Азии начиная со среднего (Шарыжалгай), но в основном в позднем архее, как на Сибирской, так и на Китайско-Корейском кратоне, где они участвуют в строении довольно типичных гранит-зеленокаменных областей. Архейские породы входят также в состав фундамента Тарима и платформы Янцзы. Небольшие блоки архейской континентальной коры выступают в Урало-Охотском поясе на юге Казахстана и севере Киргизии, на северо-западе Монголии, в Буреинском-Цзямусы массиве. Все это дает основание полагать, что значительная северная часть Азии в конце архея вошла в состав первой Пангеи.
В начале протерозоя архейская континентальная кора, как и повсеместно, подверглась либо переработке, либо даже деструкции. Наиболее ярким проявлением раннепротерозойской переработки явилось образование гранулито-гнейсовых поясов в южном обрамлении Алданского щита - Становой пояс - и северном обрамлении Китайско-Корейского кратона - пояс Внутренней Монголии восточного Хэбея. Эти пояса имеют идентичное, в настоящее время широтное простирание и, возможно, представляют фрагменты первично единого пояса, расчлененные при образовании в неопротерозое Палеоазиатского океана. Подобные коллизионные зоны меньшей ширины, спаявшие блоки архейской коры, известны и в Анабарском щите. Новообразованные в раннем протерозое подвижные пояса наиболее четко представлены в Китайско-Корейском кратоне, в его центральной части и на крайней северо-восточной периферии (пояс Мачхоллен), а также на северо-восточной, западной и южной периферии Сибирского кратона. В других, менее крупных блоках докембрийской коры, включая платформу Янцзы, Тарим, Индосинийский и Синобирманский массивы, установлено присутствие зон раннепротерозойского ко-рообразования, но идентификация и оконтурирование структур соответствующего времени оказываются невозможными в силу фрагментарности выходов пород этого возраста. Очевидно во всяком случае, что текто-но-магматические процессы конца раннего протерзоя не только компенсировали деструкцию континентальной коры в начале этого зона, но и, возможно, нарастили ее в южном и восточном (в современных координатах) направлении. И, аналогично концу архея, этот массив континентальной коры мог войти в состав новой, эпираннепротерозойской Пангеи.
На участках развития эпиархейской континентальной коры, остававшихся стабильными в раннем протерозое, формировались уже структуры, характерные для платформенных или переходных к платформенным условий. Уникальным примером первых служит Удо-канская синеклиза в пределах Алдано-Станового щита. Более широко распространенными являются структуры типа протоавлакогенов. Они известны на юге Китайско-Корейской платформы, на западе и севере платформы Янцзы, на северо-востоке (Куруктаг) Тарима. Для них характерно интенсивное проявление основного вулканизма.
К началу среднего протерозоя (ранний и средний рифей российской стратиграфической шкалы) кра-тонизация Сибирской и Китайско-Корейской платформы и большей части площади Тарима была уже завершена, причем в Сибири это произошло раньше, уже к 1,9 млрд лет т.н., а в Китае позднее, к 1,8-1,7 млрд лет т.н. В Сибири кратонизации предшествовал довольно широко проявленный гранулитовый метаморфизм, повторный по отношению к архейскому, а в Китае кратонизация сопровождалась такими характерными для нее магматическими процессами, как образование роев долеритовых даек и плутонов гранитов ра-пакиви.
Новообразованные кратоны в среднем протерозое стали ареной рифтообразования. Этот процесс широко затронул как Сибирскую, так и Китайско-Корейскую платформу; в последней он, в частности, положил начало образованию крупного Яншанского авла-когена, продолжавшего развиваться до середины позднего рифея включительно. На северо-востоке Тарима рифейский авлакогеи был унаследован от раннего протерозоя.
Процессы рифтингас частичной деструкцией континентальной коры получили еще более мощное выражение в пределах будущего Урало-Охотского подвижного пояса, наглядно представленное в Центральном Казахстане, Алтае-Саянской области и Северной Монголии. Здесь выделяется два типа рифтов-авлако-генов - одни из них отличаются интенсивным проявлением бимодального магматизма, другие являются практически амагматичными. Нельзя считать исключенным, судя по новейшим данным по Еиисейкому кряжу, где обнаружены предположительно среднери-фейские офиолиты, что на западной периферии Сибирского кратона в это время деструкция континентальной коры могла достигнуть стадии спрединга. На юге того же кратона об этом может свидетельствовать раннерифейский Акитканский вулкано-плутони-ческий пояс краевого типа. Но большинство, если не все среднепротерозойские рифты будущего Урало-Охотского пояса испытали замыкание и инверсию в конце этого эона.
На площади к югу от Китайско-Корейского и Та-римского кратонов в среднем протерозое и начале позднего протерозоя восстановились условия высокой тектонической подвижности и активной магматической деятельности. Это касается прежде всего платформы Янцзы, которая претерпела кратонизацию в цзин-нянскую эпоху, -850 млн лет т.н. Таким образом, центрально- и южноазиатский регион мог войти в состав нового суперконтинеита - Родинии, лишь с этого времени, между тем как основной эпохой его становления была гренвильская, около 1 млрдлетт.н., широко проявленная, в частности, в Центральном Казахстане, где Ю.А.Зайцев выделил ее под названием исседонской.
В позднем протерозое Сибирская, Китайско-Корейская и Таримекая платформы продолжали переживать авлакогенную стадию развития. Но между Сибирским континентом, с одной стороны, Восточно-Европейским (Балтикой), Таримским и Китайско-Корейским, с другой, со второй половины позднего рифея (если не раньше) начал раскрываться Палеоазиатский океан, о чем свидетельствуют офиолиты Енисейского кряжа, Восточного Саяна, Северо-Западной Монголии, Байкальской горной страны, Забайкалья и глаукофановые сланцы северо-западного Тарима. Примерно одновременно началось и раскрытие Протопацифика, судя по присутствию офиолитов того же или даже более древнего (1,1-0,9 млрд лет) возрастав Юго-Восточном Китае, на окраине платформы Янцзы. Этот бассейн, очевидно, типа окраинного моря (или красноморского типа) замкнулся уже в середине позднего рифея (850 млн лет т.н.), вследствие столкновения с континентом про-то-Янцзы более юго-восточного континента или микроконтинента. А офиолиты Северного Таймыра, вероятно, образовались в переходной области от Палеоазиатского океана к Палеопацифику. Довольно скоро, не позднее венда, близ окраины Сибирского континента возникли эксиматические вулканические дуги. В начале венда произошло их столкновение с краем континента, в котором могли участвовать и глыбы континентальной коры, отколовшиеся от последнего при заложении рифейского океанского бассейна. Это событие представляет собой главную фазу байкальского орогенеза. Оно привело к формированию по юго-западной и южной периферии Сибирской платформы (в современных координатах, Сибирь тогда имела совсем иную ориентировку) цепи складчато-надвиговых горных сооружений, включавшей Енисейский кряж, Восточный Саян, север Байкальской горной страны и окаймлявшейся со стороны юго-западного края платформы передовыми прогибами, заполнявшимися вендской молассой. Следствием этого же явилось образование в юго-западной части платформы в кембрии огромного солеродного бассейна, отделенного от открытого моря, простиравшегося на северо-востоке, барьерным рифом, протягивавшимся от Анабарского массива к Алданскому щиту, к этому времени примкнувшему к основному телу Сибирского кратона .
К позднему рифею относится и зарождение Тети-са, точнее, Прототетиса, о чем свидетельствуют офиолиты Куньлуня и северной зоны Циньлиня, а также Вьетлаосской системы Индокитая - соединительного звена между Прототетисом и Протопацификом.
Аналогичные события произошли в ту же эпоху и в центральной зоне Таймыра, где вендская моласса залегает с резким несогласием на верхнерифейских офи-олитах и островодужных вулканитах.
К западу и югу от полосы байкальских деформаций окраины Сибирского континента в венде и первой половине кембрия тектоническое развитие пошло в противоположном направлении - в направлении интенсивной деструкции континентальной коры и заложения бассейнов с корой океанского типа. Этот процесс проявился в центральной и западной частях Ал-тае-Саянской области, в прилегающей северо-западной Монголии, в восточной половине Центрального Казахстана, в Тянь-Шане. Таким образом возник Палеоазиатский океанский бассейн значительной ширины (3-4 тыс. км по данным АН.Диденко), среди которого существовало некоторое число микроконтинентов - обломков Родинии. В пределах разделявших последние простанств с океанской корой уже в начале кембрия возникли энсиматические вулканические дуги. Общая ориентировка этих дуг и всего океана, по палеомагнитным данным, была меридиональной и располагались они в экваториальной области.
Венд-раннекембрийские офиолиты выступают и на крайнем юго-востоке Урало-Охотского пояса, в зоне каледонид Ондур-Сум, пограничной с Китайско-Корейским кратоном. Спрединг в венде -раннем кембрии проявился и в Циляньшане, занимавшем промежуточное положение между Палеоазиатским океаном и Палеотетиеом. В кембрии здесь также появились энсиматические вулканические дуги, просуществовавшие до силура. Офиолиты вендского возраста (580 млн лет)
известны и в Японии, указывая на дальнейшее развитие Палеопацифика. Их присутствие вероятно и во Вьетлаосской системе.
Рубрика ‘Северная и Восточная Азия’ Category
В пределах Китайско-Корейской древней платформы развиты две различающиеся по морфологии, истории, кинематике и, очевидно, происхождению крупные рифтовые системы, имеющие, впрочем, обе субмеридиональное простирание - западная, Циркум-Ордосская (по Е.Е.Милановскому), и восточная, Восточно-Китайская; их разделяет антеклиза Шаньси .
Циркум-Ордосская система, как показывает ее название, развита по периферии Ордосского блока платформы. Ее основная ветвь, известная под названием Фэнвей, простирается вдоль западного края Ордоса от окаймляющего Циньлинский ороген крупного Северо-Циньлиыского левого сдвига к северо-северо-востоку до хр. Яншань в окрестностях Пекина. Ее ширина достигает 80 км. Составляющие систему грабены расположены кулисообразно и построены относительно симметрично. Смещения по ограничивающим их разрывам носили не только сбросовый, но и сдвиговый характер, и в целом система представляет
зону не только северо-западного - юго-восточного растяжения, но и северо-северо-восточного левосдвиго-вого смещения (транстенсия).
Развитие подсистемы Фэнвей началось в позднем эоцене и продолжается до современной эпохи, о чем свидетельствует высокая сейсмичность. За это время в грабенах накопилось до 6-8 км континентальных обломочных отложений, причем распределение их мощностей показывает, что интенсивность рифтинга возрастала во времени.
Вторая подсистема Виркум-Ордосской системы дугообразно охватывает Ордосский блок с северо-запада; здесь амплитуда погружения рифтов достигает 10-12 км. Магматизм в Циркум-Ордосской системе проявлен незначительно.
Мощность земной коры под юго-восточной (Фэнвей) ветвью Циркум-Ордосской системы сокращена до 34-36 км, под северо-западной до 38-40 км против 44™ 46 км подОрдосом и Циньлинем. Но заметного подъема кровли астеносферы не наблюдается; он составляет всего 20 км.
Восточно-Китайская рифтовая система отличается значительно большей шириной, достигающей 300-450 км в средней части, а ее протяженность составляет -1500 км. Она протягивается через Северо-Китайскую равнину, залив Бохай Желтого моря и долину р. Ляохэ на севере; ее восточным ограничением служит зона сдвига Танлу, а на юге она, подобно подсистеме Фэн-вей, срезается Северо-Циньлинским сдвигом.
В соответствии со своей большой шириной Восточно-Китайская рифтовая система обладает сложным внутренним устройством и относится к категории по-лирифтовых систем. Она состоит из серии односторонних грабенов, разделенных более узкими горстами. Ограничены они листрическими сбросами, которые на глубине 10-15 км, очевидно, сливаются в единую поверхность срыва (detachment), полого наклоненную к востоку. Таким образом, эта система развивалась по модели асимметричного рифтинга - простого сдвига Б.Вернике. И здесь разломы имеют сдвиговую составляющую, т.е. снова налицо транстенсия.
Развитие системы началось еще в раннем эоцене, но закончилось к миоцену, когда на ее месте начала формироваться более широкая и плоская Северо-Ки-тайская синеклиза. Выполнение грабенов состоит в основном из континентальных обломочных, но местами с морскими прослоями отложений; их мощность достигает 10-12 км. В отличие от Циркум-Ордосской системы, вулканиты в разрезе играют заметную роль; они имеют толеит-базальтовый или щелочно-базаль-товый состав.
Глубинное строение Восточно-Китайской системы характеризуется заметным утонением земной коры -до 28-32 км против 34-40 км по периферии, а кровля астеносферы поднимается до 80 и даже 60-45 км по сравнению со 100-150 км на окружающей территории, т.е. налицо проявление мантийного диапиризма. Система отличается весьма высокой сейсмической активностью.
Судя по времени начала и окончания рифтинга, его связь с Индо-Евразийской коллизией здесь не просматривается, и скорее речь может идти об отдаленном влиянии конвергенции Евразийской и Тихоокеанской литосферных плит (или их субплит).
Следует добавить, что бассейн Бохай один из самых богатых нефтегазоносных бассейнов Китая.
Эта система простирается в общем северо-восточном направлении от южной оконечности Сибирского краток а в направлении Амурского залива Охотского моря и, по некоторым представлениям, о которых говорилось выше , Северо-Охотская рифтовая система можетрассматриваться как ее дальнейшее восточное продолжение. Байкальская система занимает в общем структурном плане Азии пограничное положение между Сибирским кратоном и восточной частью Урало-Охотского подвижного пояса, но наложена в основном на образования последнего. Простирание ее центральной части северо-севе-ро-восточное, но в своей восточной части оно становится северо-восточным, а к западу от оз. Байкал сначала широтным, а затем, испытывая резкий излом, меридиональным. В обоих направлениях происходит расщепление основного ствола системы, включающего оз. Байкал, на отдельные ветви. На юго-западе, в Монголии, система обрезается широтным Хангайским сдвигом. Как в своем общем простирании, так и в деталях своего строения система обнаруживает черты у наследованное™ от докайнозойского структурного плана.
Центральным звеном всей системы является сложный грабен озера Байкал, имеющий в длину 640, а в ширину до 80 км. Уровень воды в этом озере - 456 м, а дно опущено до 1620 м, что делает Байкал самым глубоким озером в мире. Байкальский грабен асимметричен, он обладает значительно более крутым западным бортом четко сбросового происхождения и более пологим восточным. К западному борту примыкают узкие горные хребты - Приморский и Байкальский, поднимающиеся до 2,5 км над уровнем моря; восточное горное ограничение более широкое, но не менее высокое. Байкальский грабен имеет достаточно сложное внутреннее строение и состоит из трех впадин, разделенных косо-поперечными поднятиями. Вдоль ограничивающих Байкал разломов отмечены не только сбросовые, но и левосдвиговые смещения, которые дали некоторые основания рассматривать впадину Байкала как бассейн сдвигово-раздвигового (pull-apart) типа. Сдвиговые смещения характерны и для других звеньев Байкальской системы. Поперечное растяжение, приведшее к образованию рифта, невелико - по некоторым данным, не более 10 км.
Байкальский грабен выполнен толщей осадков, достигающей, по сейсмическим данным, мощности 6-1 км. Половина этой мощности приходится на оли-гоцен - нижний плиоцен, свидетельствуя вместе с литологией осадков об относительно медленном погружении, а вторая половина отвечает верхнему плиоце-ну-квартеру, когда наступила основная фаза рифтинга, сопровождавшаяся подъемом плечей рифта.
Вся Байкальская рифтовая система высокосейсмична; очаги землетрясений лежат на глубине до 20 км. Сейсмические исследования показали, что мощность земной коры под Байкалом сокращена до 32-34 км против 42-46 км в обрамлении. Эту кору под Байкалом подстилает широкий астеносферный выступ со скоростями продольных волн 7,7 км/с против 8,1-8,2 км/с на периферии рифтовой системы. Астеносферный выступ (мантийный диапир), подобно самому Байкальскому грабену, резко асимметричен; его западный склон круто погружается под литосферу Сибирского кратона, а восточный, пологий, распространяется далеко за пределы собственно рифтовой системы.
Тепловой поток в районе Байкала, как и следовало ожидать над мантийным диапиром, резко повышенный - 75-120 m W/m2 по сравнению с 38-42 m W/m2 на Сибирской платформе и 40-60 m W/m-в ее складчатом обрамлении. Однако магматизм в самом Байкальском грабене проявлен относительно слабо; его проявления возрастают на восточном фланге системы (Тункинская впадина, Хамардабан). Изотопно-геохимическое изучение магматитов Хамардабана позволило А.Ф.Грачеву высказать предположение об активности здесь мантийного плюма, поднимающегося из пограничной области мантии и ядра. В целом магматическая активность в Байкальской рифтовой системе была повышенной в первую фазу ее развития и стала угасать в районе самого Байкала во вторую, позднюю фазу.
Впадина Южно-Китайского моря одна из наиболее обширных впадин окраинных морей тихоокеанской окраины Азии . Ее северная часть отделяет Филиппинскую дугу от побережья Юго-Восточного Китая, а южная часть ограничена п-овом Малак-ка, о-вами Суматра и Калимантан (Борнео). Глубоководная котловина бассейна простирается в общем восточно-северо-восточном направлении, достигая глубин 3700-4400 м. Она подстилается корой океанского типа мощностью около 6 км, при мощности осадков в центре котловины менее 0,5 км и тепловом потоке, превышающем нормальный. Выявленные здесь линейные магнитные аномалии позволили установить, что котловина сформирована субмеридиональным спредингом в интервале 32-17 млн лет т.н., т.е. между ранним олигоценом и началом среднего миоцена .
Со стороны континента глубоководный бассейн Южно-Китайского моря обрамляется обширным шельфом, на юго-западе объединяющим Индокитайский и Малаккский п-ова с Суматрой, Явой и Калимантаном и известным под названием шельфа Сунда. На севере этот шельф примыкает к побережью Юго-Восточного
Китая, где он подстилается позднекиммерийским фундаментом и где в его пределах выделяется цепочка бассейнов, простирающаяся от о-ва Хайнань в направлении Тайваньского пролива и продолжающаяся в Восточно-Китайское море (выше). Эти бассейны были заложены рифтингом в конце мела - начале палеогена, а в олигоцене рифтовая стадия сменилась стадией плавного погружения в направлении глубоководной котловины. На рифтовом уровне бассейны имеют большей частью асиммеричный профиль и состоят из полуграбенов, ограниченных с юго-юго-востока л метрическими сбросами. Грабены выполнены континентальными или прибрежно-морскими, а пострифтовый этаж сложен прибрежно- и мелководно-морскими, в основном песчано-глинистыми осадками. Глубина погружения фундамента, состоящего из гранитов и метаморфитов зеленосланцевой ступени, достигает 8-10 км. Накопление осадков на уровне эоцен-олигоценового и среднемиоцен-раннеплиоценового несогласий прерывалось излияниями базальтов.
Юго-западнее о-ва Хайнань в Южно-Китайское море с юго-восточным простиранием продолжается с суши в залив Бакбо (Тонкинский) Ханойский прогиб, образование этого прогиба связано с активностью левого сдвига Красной реки, начавшейся в олигоцене; до позднего миоцена он развивался в режиме транстен-сии, которая затем сменилась транспрессией, приведшей к частичной инверсии ранее образованной «цветковой» внутренней структуры. Бассейн выполнен в основном дельтовыми и мелководно-морскими терриген-ными отложениями, мощность которых достигает на юго-востоке 13 км. Далее прогиб срезается меридиональным линеаментом - правым сдвигом Хайнань-Сунда, простирающимся касательно к побережью Центрального Вьетнама и сопровождающимся с его стороны подводной грядой Тритон. Линеамент перекрыт на юге среднемиоценовой карбонатной платформой.
Вдоль побережья Юго-Восточного Вьетнама простирается Меконгский прогиб, представляющий важный нефтегазоносный бассейн. Его фундамент образован верхнеюрско-меловыми гранитами и вулканитами продолжения Восточно-Азиатского краевого вулкано-плу-тонического пояса, а чехол сложен олигоценовыми и более молодыми отложениями, в низах континентальными, выше - мелководно-морскими терригенными, подчиненно карбонатными. Не исключено, что в грабенах присутствуют осадки палеоцен-эоцена.
Параллельно Меконгскому прогибу, отделяясь подводной грядой, протягивается другой нефтегазоносный бассейн-Южно-Коншонский, имеющий аналогичное строение. В обоих бассейнах над горстовыми поднятиями фундамента образовались пологие поднятия и в чехле; как те, так и другие служат ловушками для залежей углеводородов.
Оба только что названных бассейна находятся в торцовом сочленении с системой бассейнов Сиамского залива, начинающейся на суше в Таиланде и включающей Тайскую (Паттани), Малайскую и Пенью впадины. Она простирается параллельно структурам Малак-ки в северо-северо-западном направлении и отделяется от южновьетнамских бассейнов грядой того же простирания. Заложение Сиамской системы впадин произошло в эоцене на гетерогенном мезозойском фун-даменте. Рифтовая фаза продолжалась до позднего олигоцена, сменившись пострифтовой, прерванной деформациями сжатия в позднем миоцене. Глубина погружения фундамента достигает на юге 12 км.
Еще одна система впадин простирается вдоль юго-восточного ограничения Южно-Китайского моря, представленного о-вами Калимантан и Палаван. Самой крупной из них является Саравакская впадина, наложенная на верхнемеловой-нижнепалеогеновый фундамент с участием офиолитов и выполненная мощной (до 10 км) толщей мелководно- и прибрежно-морских карбонатно-терригенных отложений. И эта впадина нефтегазоносна. Северо-восточнее, вдоль о-ва Палаван протягивается допозднемиоценовый, засыпанный осадками глубоководный желоб.
Расположенный против побережья Юго-Восточного Китая о-вТайвань находится на стыке северного окончания субмеридиональной Филиппинской дуги с юго-западным концом дуги Рюкю. Сам остров является продуктом произошедшего в позднем плиоцене столкновения энсиматической вулканической дуги, протягивающейся от о-ва Лусон на Филиппинах, со складчатым сооружением, возникшим на краю по-зднемелового Евразийского континента. Породы вулканической дуги образуют на восточном побережье узкий Береговой хребет, отделенный от Центрального хребта рамповым грабеном Продольной долины; возникшим над сутурой, вдоль которой выступает мощный меланж с участием офиолитов. В западной зоне Центрального хребта вдоль этой сутуры обнажается наиболее древний на острове метаморфический комплекс амфиболитовой фации, включающий гнейсы и мраморы, последние - с пермской фауной фузулинид. Предполагается, что этот комплекс представляет метам орфизованный чехол микроконтинента, отколовшегося от Катазии в раннем мезозое. Офиолиты, отвечающие коре океанского типа бассейна, их разделившего, выступают в восточной зоне Центрального хребта наряду с мощной кварцитово-сланцевой фли-шевой толщей эоцен-миоценового возраста, собранной в изоклинальные, сочетающиеся с надвигами, запад-но-вергентные складки, сорванные с погружающегося в направлении хребта допалеогенового фундамента. В общем тот же стиль деформаций характеризует зону Предгорий, сложенную не менее мощной толщей в основном морских песчано-глинистых отложений; однако метаморфизм здесь отсутствует, а надвиги выпола-живаются. Все эти отложения образовались, очевидно, на краю шельфа Евразийского континента. В средней части западного побережья Тайваня установлен погребенный выступ фундамента континента; его породы обнажаются на о-вах Пенгу в Тайваньском проливе.
Подводный Северо-Лусонский хребет соединяет восточный Береговой хребет Тайваня с обширным Филиппинским архипелагом, расположенным между Южно-Китайским и Филиппинским окраинными морями и окаймленный со стороны первого прерывистой системой глубоководных желобов - Манильским, Негрос и Котабату, а со стороны второго - протяженным и более глубоким, более 10 км, Филиппинским желобом.
Филиппинский архипелаг представляет сложный коллаж террейнов (рис.5-48), основная часть которых образована фрагментами позднемезозойских-кайно-зойских энсиматических вулканических дуг. Особняком стоит наиболее юго-западный террейн, породы которого обнажены в северной части о-ва Палаван, на севере о-ва Панай и юге о-ва Миндоро, а также на некоторых мелких островах между ними. Здесь выступает метаморфический комплекс, включающий гнейсы, слюдяные сланцы, мраморы, прорванный гранитоида-ми; в мраморах обнаружена верхнепалеозойская фауна. Этот комплекс перекрыт чехлом, начинающимся местами среднепермскими отложениями, но в основном относящимися к триасу и юре, и сложенным мелководно-морскими обломочными и карбонатными осадками. Эти образования обнаруживают явное сходство с выступающими в Центральном хребте Тайваня и в прибрежной зоне Юго-Восточного Китая и рассматриваются как отторгнутые от Евразийского континента при раскрытии в олигоцене Южно-Китайского моря. Они несогласно перекрыты мелководным эоценом и, выше нового несогласия, коррелируемого с началом образования этого бассейна, более глубоководным и содержащим вулканиты олигоценом. Этот западный террейн Филиппин продолжается на юг до крайней западной части о-ва Минданао (п-ов Замбоанга).
Остальная площадь архипелега сложена меловыми и кайнозойскими образованиями. Здесь широко распространены офиолиты (в основном меланж), частично метаморфизованные, возраст которых- от нижнемелового (или даже верхнеюрского) до эоценового включительно, а также более молодые, верхнемеловые-кайнозойские островодужные магматиты, слагающие две вулканические дуги, столкнувшиеся в миоцене на юге Лусона и позже - южнее. Они разделены межгорными молассовыми впадинами, формировавшимися начиная с олигоцена и занимавшими предду-говое, тыльнодуговое или междуговое положение. Мощность моласс составляет 5-10 км. Один из пред-дуговых прогибов расположен на западном шельфе о-ва Лусон и отделен от Манильского желоба подьод-ной невулканической дугой. Возникшие в позднем плиоцене над западной и восточной зонами субдукции стратовулканы сохраняют свою активность доныне. Крупное извержение вулкана Пинатубо на западе о-ва Лусон имело место совсем недавно.
Большое значение в строении Филиппин принадлежит крупному левому сдвигу, пересекающему весь архипелаг в северо-северо-западном направлении, от севера Лусона до юга Минданао.
Эта система Юго-Восточного Китая располагается на материке и включает о-в Хайнань; к ней, по существу, следует относить также большую часть о-ва Тайвань и юго-западную часть Филиппинского архипелага (о-ваПалаван и Миндоро -см. ниже). Эта система примыкает с юго-востока к Южно-Китайскому кратону Янцзы; ее развитие началось в среднем-позднем рифее и продолжалось до позднекиммерий-ской эпохи включительно. Система простирается в северо-восточном направлении, но на юге поворачивает к западу и сочленяется, очевидно, с Вьетлаосской системой Средиземноморского пояса (по палеозою).
Наиболее внешним, по существу переходным к платформе Янцзы структурным элементом Юго-Восточного Китая является Цзяннанская позднепротеро-зоыская (греивилъская или раинебайкальская) система. Она отделена от основной части платформы Янцзы и от собственно Катазиатской каледонской системы крутыми разломами, первично представлявшими надвиги юго-восточной вергентности, позднее преобразованные в сбросы (северо-западные) или сдвиги (юго-восточные). Внешняя зона этой системы сложена среднерифейским флишем, метаморфизованным в зеленосланцевой фации и представляющим, очевидно, отложения подводного склона и подножья континента Янцзы. Эта зона (террейн) отделена разломом от внутренней зоны, в которой известны офиолиты (в виде меланжа) с возрастом 1100-1000 млн лет, островодуж-ные вулканиты с возрастом около 950 млн лет, тур-бидиты, глаукофановые сланцы - около 900 млн лет, деформации, зеленосланцевый метаморфизм и внедрение гранитов, связываемые с коллизией между сиа-лическими блоками Янцзы и Катазии. Наконец, на уровне 850 млн лет т.н. произошло окончательное завершение коллизии и превращение ее шва в сдвиговую зону. Сннийские отложения несогласно перекрывают структуры данной системы и образуют общий чехол с платформой Янцзы, частью которой с этого времени она стала.
Собственно каледонская Катазиатская система развивалась с синия до позднего силура далее к юго-востоку. Ее деформированный комплекс сложен флишевой формацией с подчиненным участием карбонатов и вулканитов, несогласно перекрытой красно-цветным обломочным девоном. Состав отложений, отсутствие офиолитов и выходы докембринекого фундамента заставляют считать эту складчатую систему энсиалической. После девона она также причленилась к кратону Янцзы и стала частью Южно-Китайской платфомы. Ближе к побережью провинций Фуцзян и Гуандун на девонско-пермские отложения пассивной окраины этой платформы был наложен передовой прогиб более молодой складчатой системы, в основном уже скрытой под шельфом Южно-Китайского моря. В разрезе этого прогиба нижнетриасовый флиш - осадки склона и подножья континента, сменяется мощной среднетриасовой-верхнеюрской молассой. Завершающие деформации прогиба относятся к концу юры, т.е. к позднекиммерийской эпохе. Но им предшествовало внедрение плутонов S-гранитов в конце перми - начале триаса, причем не только в прогибе, но и в его каледонском северо-западном обрамлении. Предполагается, что образование киммерийской складчатой системы юго-восточного побережья Китая было связано с коллизией Южно-Китайского континентального блока, ставшего уже частью Евразийской плиты, с микроконтинентом, расположенным в современном Южио-Китайском море. В существовании между ними офио-литовой сутуры свидетельствуют гравимагнитиые данные по прилегающему шельфу. Сутура, вероятно, пересекает о.Хайнань. В начале мела побережье Юго-Восточного Китая было охвачено мощным вулканизмом, превратившим его в часть Восточно-Азиатского вулкано-плутонического пояса.
Японские острова (четыре главных) принадлежат четырем структурным системам. Восточный Хоккайдо представляет юго-западное окончание Курильской дуги (Корякско-Камчатско-Курильской системы), центральный Хоккайдо - южное окончание Сахалино-Хоккайдской системы, срезаемое Курило-Камчатским и Японским желобами, а п-ов Осима Юго-Западного Хоккайдо является северным окончанием системы, получившей полное развитие в северной части о-ва Хонсю, имеющей северо-северо-восточиое простирание. Она отделяется в центре о-ва Хонсю сдвиго-надвигом Танакура от субширотной системы юго-западной Японии, включающей остальной о.Хонсю и о-ва Кюсю и Сикоку и продолжающейся в архипелаге Рюкю. Поскольку две первые системы уже были рассмотрены выше, здесь будут описаны две остальные -Северо-Восточной и Юго-Западной Япони . Причем в связи с тем, что тектоническая зональность лучше выражена и полнее разработана для Юго-Западной Японии, начнем изложение с этой системы.
Тектонические зоны Юго-Западной Японии закономерно омолаживаются с севера на юг, от Японского моря к Филиппинскому На северном побережье выделяются две зоны террейна: Оки на западе и Хида на востоке. Террейн Оки, сложенный гнейсами и гранитами с возрастом от 2,0 млрд лет, рассматривается как отторженец кратона Янцзы, обнаруживающий сходство с южнокорейским массивом Собасан. Террейн Хида сложен гнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, мраморами, гранито-гнейсами с возрастом 1000-250 млн лет, метаморфизованными в кианитовой субфации амфиболитовой фации. Метаморфизм высоких давлений сближает террейн Хида с Дабейшанем на восточном окончании Циньлиня, а средне- и верхнепалеозойский чехол обрамления с бореальной фауной - с Сино-Корейским кратоном. Террейн Хида интрудирован позднегерцинскими гранитами, перекрыт среднеюрскими песчаниками, верхнемеловыми-нижнепалеогеновыми вулканитами, неогеновыми туфами и осадками.
Террейн Оки окаймлен с юга наиболее древними в Японии офиолитами с возрастом до 580 млн лет (их аналоги известны и в северной Японии). К офиолито-вому поясу с юга примыкает пояс Ренге метаморфических сланцев высоких давлений с возрастом 400-300 млн лет. Офиолиты и глаукофановые сланцы выступают вдоль крутого надвига по периферии террей-на Оки, а следующий к югу террейн Акийоси образует пологий тектонический покров, смятый в анти- и син-форму и сложенный метабазальтами и рифовыми известняками океанских островов, обломочными породами, метаморфизованными в зеленосланцевой фации
в поздней перми. В строении покровного комплекса участвуют еще две нижележацие пластины - средняя отвечает метаморфитам высокого давления Сангун с возрастом 230-210 млн лет, образованным по средне-и верхнепалеозойским кремнисто-терригенно-карбо-натно-туфогенным отложениям, а нижняя -офиолитам Майзуру - 280 млн лет. Относительным автохтоном для этих покровов служит мощный юрский с участием верхов триаса и низов мела аккреционный комплекс зоны Мино-Танба, включающий базальты океанских островов, пелагические кремни, рифовые известняки и обломочные осадки, а также олистостромы, метаморфи-зованные в зеленосланцевой фации между 170 и 120 млн лет т.н. Комплекс Мино-Танба надвинут, в свою очередь, на зону Риоке, отличающуюся развитием мета-морфитов низкого давления и гранитов с возрастом 120-170 млн лет. Далее к югу в крупном тектоническое окне выступает комплекс Санбагава, сложенный ме-таморфитами высокого давления - низкой температуры, возникшими по пелагическим осадкам и вулканитам палеозоя-мезозоя в начале позднего мела (100-80 млн лет т.н.). Пояса Риоке и Санбагава образуют вторую пару метаморфических поясов Японии; первую, более древнюю, составляют пояса Хида и Сангун.
Между зонами Риоке и Санбагава проходит разлом, известный как Медианная тектоническая линия Юго-Западной Японии. Она представляет зону крутого надвига к югу и правого сдвига и традиционно принималась как граница Внутренней и Внешней мегазон данной системы. С севера к ней примыкает приразлом-ный прогиб, выполненный мощной толщей верхнемелового флиша.
К югу от окна Санбагава расположена покровная синформа - огромный клипп, состоящий из двух пластин. Нижняя - Чичибу, сложена эквивалентами нижних горизонтов (Tj-J,) комплекса Мино-Танба, а верхняя, крайне своеобразная, известна как зона Куросега-ва. Эта последняя представляет собой мегамеланж из доюрских пород внутренних зон в серпентинитовом матриксе. Фронтальный надвиг покрова Чичибу-Ку-росегава - линия Бутсузу, знаменует окончательное исчезновение с поверхности образований внутренних зон. К югу от нее развит молодой, верхиемеловой-ниж-немиоцеиовый изоклинально смятый аккреционный комплекс Симанто, состоящий из обломочных (турби-диты) и океанских (базальты, кремни) слабо метамор-физованиых пород с чешуями меланжа. Этот комплекс прорван миоценовыми гранитами и несогласно перекрыт моноклинально падающей к югу срсднемиоцено-вой молассой. На подводной окраине Японских о-вов, обращенной к глубоководному желобу Нанкай, он наращивается еще более молодым, верхнемиоцеиовым -современным комплексом отложений, выполняющим преддуговый прогиб, которому в рельефе отвечает подводная терраса, а ниже по склону развит аккреционный клин.
Выделенные в Юго-Западной Японии тектонические единицы в большинстве своем, кроме крайних северных Оки и Хида, прослеживаются к юго-западу в архипелаге Рююо (Нансен), хотя этот архипелаг и отделен от о-ва Кюсю поперечным правым сдвигом субмеридионального простирания. Этаже тектоническая зональность в общем выдерживается и в Северо-Восточной Японии, к северо-востоку от сдвига Таиакура. Но здесь границы между зонами, первоначально представлявшие пологие надвиги, определяются молодыми миоценовыми левыми сдвигами, связанными с раскрытием Япономорской впадины. Кроме того, помимо зоны субдукции вдоль восточной окраины Японского желоба эта система окаймляется зоной субдукции и с запада, со стороны Японского моря, прослеживающейся вплоть до южного Сахалина. В Северо-Восточной Японии, в частности, опознаются аналоги террейнов Хида и Оки, соответственно, в горах Абакума и Китаками (юг), древнейших офиолитов, а также более молодых аккреционных комплексов, до аналогов юрского комплекса Мино-Танба, но некоторые зоны Юго-Западной Японии выпадают или, возможно, скрыты на глубине. На восточной окраине о-ва Хонсю, обращенной к Японскому желобу, полого залегающие с наклоном к желобу кайнозойские осадки
несогласно перекрывают интенсивно дислоцированный мел и лишь в основании склона желоба располагается узкий аккреционный клин.
Японская островная дуга ныне отделена от Корейского п-ова и русского Приморья впадиной Японского моря. Впадина эта имеет ромбовидную форму с длинной осью, простирающейся в северо-северо-восточном направлении на 1000 км; к северо-северо-востоку она переходит в континентальный рифт южной части Татарского пролива. Контуры впадины на северо-западе и юго-востоке конформны структуре Сихотэ-Алиня и Японской дуги, но на западе почти ортогонально, очевидно по разлому, срезают структуры Корейского п-ова. Рельеф и внутреннее строение Япономорской впадины довольно сложные. Она состоит из трех отдельных глубоководных котловин с корой океанского типа; это Центральная (Японская) котловина на северо-западе глубиной до 3650м, с корой мощностью около 8,5 км, из которых 2 км осадков; котловина Ямато (Хонсю) на юго-востоке глубиной до 3 км, подстилаемая корой мощностью в 14 км, в том числе 1-2 км осадков; котловина Цусима на юго-западе глубиной более 2 км, с корой той же мощности, но 4 км осадков. Эти котловины разделены поднятиями Ямато и Оки, представляющими блоки утоненной континентальной коры, в случае байки Ямато обнаруживающей, по данным драгирования, разрез, сходный с разрезами Южного Приморья и северного Хонсю.
Способ и время образования Япономорской впадины ныне достаточно хорошо известны благодаря данным глубоководного бурения и палеомагнитных исследований (рис.5-45). Ее раскрытие произошло в начале среднего миоцена, 16-15 млн лет т.н. в процессе рассеянного спрединга, происходившего на фоне начавшегося 21 млн лет т.н. разворота северо-восточного сегмента Японской дуги против часовой стрелки на 46°, а юго-западного на 56° по отношению к Евразии. Спредингу предшествовал рифтинг и бимодальный вулканизм, он сопровождался, а по мнению некоторых исследователей, был вызван мантийным диапи-ризмом, о котором свидетельствует значительно (более чем вдвое) повышенный и в настоящее время тепловой поток.
Япономорская впадина соединяется на юге узким Цусимским проливом с широким, но неглубоким и почти целиком эпиконтинентальным бассейном Восточно-Китайского моря. Бассейн этот отделен от смежной с востока впадины Филиппинского моря островной дугой Рюкю, а в тылу последней находится его самая примечательная структура - трог Окинава. Этот трог представляет пример молодого, позднемиоцен-плиоце-нового рифта, находящегося на стадии перехода к спредингу диффузного типа, характерного для тыльноду-говых окраинных морей. Глубина дна трога достигает 2200 м, а мощность осадков в его осевой части - почти Зкм. Кора утонена на юге до 17 км; здесь же обнаружены линейные магнитные аномалии спредингового типа, по которым время начала спрединга установлено в 1,9 млн лет т.н. (ранний плейстоцен), а скорость в 2 см/г. На северную часть трога спрединг еще не распространился. О молодости структуры свидетельствует высокий тепловой поток, в среднем почти в четыре раза превышающий нормальный. Внутренняя структура трога довольно сложная, но в общем он представляет собой относительно симметричный грабен, в некоторых сечениях осложненный центральным горстом. Осадочный чехол во многих местах прорван базальтовыми экструзиями. Начальная фаза образования трога Окинава относится к позднему миоцену -раннему плиоцену, а главная - к концу плиоцена - раннему плейстоцену.
С северо-западной, континентальной стороны параллельно трогу Окинава простирается подводная гряда Тайвань-Синзи, представляющая собой складчатое поднятие, возникшее в конце миоцена, но испытавшее на юге последний импульс сжатия в конце плиоцена. Эта гряда расположена уже в пределах шельфовой части Восточно-Китайского моря, а основной бассейн этого моря -Тайванский, находится между грядой Тайвань-Синзи и другой, опять же параллельной ей грядой Фуцзян-Ренан, называемой еще Неокатазиатской. Эта последняя представляет погруженное звено Восточно-Азиатского вулкано-плутонического пояса с отдельными островами, на которых обнажаются магматиты этого пояса. Гряда Фуцзян-Ренан образует порог, отделяющий Восточно-Китайское море от Желтого моря. Основной бассейн Восточно-Китайского моря обязан своим образованием растяжению и рифтингу в конце мела - начале палеогена. Палеогеновые отложения были деформированы в олигоцене, затем последовало отложение неогеновых осадков, которые испытали деформации в конце плиоцена. В течение неогена проявлялся щелочно-базальтовый и толеитовый вулканизм. Мощность неогеново-четвертичного чехла достигает двух и более километров.
Эта система на севере почти смыкается с Сихотэ-Алинской, а на юге отделяется от нее новообразованной впадиной Японского моря, обладая не северо-се-веро-восточным, как Сихотэ-Алинь, а почти строго меридиональным простиранием. В структуре этой системы четко выделяется две мегазоны: Западная и Восточная, разделенные Центральной шовной зоной, нередко рассматриваемой как граница двух литосферных плит (см. ниже).
Западная мегазона на севере включает Татарский пролив и Западно-Сахалинские горы, а на юге зону Сорачи-Йезо, или прогиб Исикари-Румои на о-ве Хоккайдо. Эту мегазону в основном слагает мощная, > 10 км, терригенная толща верхов нижнего мела - верхнего мела - кайнозоя, выполняющая преддуговый прогиб, сопряженный с Восточно-Сихотэ-Алинским магматическим поясом и с внешней, невулканической дугой восточного Сахалина и центрального Хоккайдо. Эта толща включает осадки в основном морского происхождения, но с отдельными перерывами, за которыми на севере следовало накопление континентальных, обычно угленосных слоев. На о-ве Хоккайдо из под этой формации обнажаются более древние образования: терригенная серия с участием кремней низов мела - юры и кремнисто-базальтовая серия юрского возраста. Все эти отложения были дислоцированы в основном лишь в конце плиоцена, причем более интенсивно на востоке, чем на западе. На Сахалине прогиб испытал частичную инверсию с образованием Западно-Сахалинского антиклинория, надвинутого к востоку на Тымь-Поронайскую (на севере) и Сусунайскую (на юге) наложенные плиоценовые молассовые депрессии, а на Хоккайдо, напротив, на восточное крыло прогиба была надвинута Центральная мегазона.
Центральнаямегазона наиболее типично представлена на о-ве Хоккайдо, где к ней относится зона Камуикотан и смежные с ней зоны. Примечательны они развитием офиолитов и голубых сланцев. Офиолиты имеют триасово-юрский (>185 млн лет), голубые сланцы раннемеловой (>145 млн лет) возраст, с повторным метаморфизмом в середине и конце мела - начале палеогена. Отложения среднего мела в данной зоне характеризуются олистостромово-турбидитным составом, причем олистостромы содержат глыбы триасовых и пермских мелководных известняков. Продолжение зоны Камуикотан на Сахалине усматривается в Сусу-найском хребте на юге острова и в Восточно-Сахалинских горах севернее; здесь эта зона имеет сложное по-кровно-надвиговое строение с западной вергентнос-тью, а ее разрез включает помимо меловых юрские и триасовые образования.
Восточная мегазона опять же наиболее полно выражена на о-ве Хоккайдо, где ей отвечает зона Хидака с развитием меловых отложений, вулканогенных (пил-лоу-лавы базальтов) в нижней части и терригенных (граувакки) в верхней. Метаморфизм отложений, приобретающих островодужный характер, нарастает к западу от эпидот-амфиболитовой до гранулитовой фации. Метаморфиты прорваны гранитами с возрастами от позднепалеозойского до раннемиоценового. Высокотемпературный метаморфический пояс Хидака составляет пару с Камуикотанским низкотемпературным (хотя последний древнее). Зона Хидака надвинута к западу на узкий синклинорий, на который с запада надвинута зона Камуикотан; вдоль надвига зоны Хидака выступает метаофиолитовый комплекс. На Сахалине аналоги этой зона обнажаются на п-ове Ани-ва и в Восточно-Сахалинских горах и представлены мощной толщей, включающей олистостромы, турби-диты (флиш), кремни, базальты как СОХ, так и остро-водужного типа; здесь же развиты офиолитовые покровы, перемещенные с востока.
На о-ве Хоккайдо зона Хидака сопровождается с востока зоной Токоро, не имеющей аналога на Сахалине. Она представляет аккреционный комплекс, состоящий из субдуцированных океанских образований, подвергнутых метаморфизму высоких давлений, и отложений глубоководного желоба, несогласно перекрытых грубообломочными отложениями сантон-кампан-ского возраста.
В палеогене Центральная и Восточная мегазоны Сахалина и Хоккайдо испытывали поднятие, а в неогене отдельные их участки были втянуты в опускания. Последнее было наиболее интенсивным в северной трети Сахалина, где мощность неогеновой молассы, представляющей древнюю авандельту Амура, достигает 7,5 км. Она выполняет Северо-Сахалинский нефтегазоносный бассейн, находящий свое продолжение на восточном шельфе острова. Складки, осложняющие строение этого бассейна и вмещающие нефтегазовые залежи, сопряжены с крупными правосдвиговыми зонами меридионального простирания. Главным из них является сдвиг, примерно совпадающий с более древней коллизионной сутурой между Западной и Центральной мегазонами. Он простирается на 1500 км от места сочленения Курило-Камчатского и Японского глубоководных желобов до Охотско-Чукотского вулкано-плу-тонического пояса на севере. Этот сдвиг, возникший в позднем миоцене, сохраняет сейсмическую активность доныне и именно с ним было связано Нефтегорское землетрясение 27.05.95. Параллельно данному сдвигу через восток Сахалина и Хоккайдо и вдоль западной окраины Охотского моря через вал Кашеварова к г. Охотску протягиваются еще две сдвиговые зоны.
Эта система расположена на материке, примыкая на западе к двум древним массивам с докембрийской континентальной корой - Буреинскому и Ханкайско-му, и отделяясь рифтогенным прогибом Татарского пролива, а южнее - впадиной Японского моря от Са-халино-Хоккайдской системы . Простирается Сихотэ-Алинское горное сооружение, достигающее высоты около 2 км, вдоль побережья Приморья от Уссурийского залива на юге до устья Амура на севере, имея в длину почти 1500 км и в ширину до 300 км и ограничиваясь на западе долинами рек Уссури и Суйфуна. На севере Сихотэ-Алинская система, завершившая свое формирование в палеогене, сочленяется с Монголо-Охотской системой более раннего, среднеюр-ского формирования.
Северо-восточное простирание структурных элементов северного и центрального Сихотэ-Алиня, примыкающего в Буреинскому массиву, отличается отсе-веро-северо-восточного простирания южного Сихотэ-Алиня, смежного с Ханкайским массивом. Между этими двумя массивами вклинивается ветвь Сихотэ-Алинской системы, ранее выделявшаяся как Амуро-Ус-сурийский, или Западно-Сихотэ-Алинский синклино-рий. Она тектонически выклинивается на территории Китая, где ей отвечает хребет Наданьхада. По современным представляниям, большая часть мегазоны представляла собой в меловом периоде активную окраину Буреинского массива, состоявшую из четырех зон: 1)баррем--позднемеловой краевой вулкано-плуто-ыический пояс, непосредственно наложенный на край Буреинского массива и восточное окончание Монголо-Охотского пояса; 2) Хабаровский меланжево-олис-тостромовый комплекс ранне- и среднемелового возраста; 3) Амурский комплекс тектонических чешуи нижнемеловых турбидитов; 4) Киселевско-Маиомин-ский комплекс тектонических чешуи юрских кремней и вулканитов и нижнемеловых олистостром. Мera-зона этой активной окраины ограничена на юго-востоке Амурской сутурой, параллельно которой простирается узкая полоса распространения верхнепалеозой-ско-юрского аккреционного комплекса, севернее сливающаяся с аналогичной, но более широкой полосой, следующей вдоль окраины Ханкайского массива и составляющей Западную мегазону Южного Сихотэ-Алиня. Слагающий ее аккреционный комплекс имеет чрезвычайно сложное восточно-вергентное чешуйчато-надвиговое строение, в котором значительную роль играют олистостром ы и меланж. Стратиграфически этот комплекс включает образования от девонских (офио-литы, кремни) до триасовых и юрских, в том числе также офиолитов. При этом более древние образования, особенно палеозойские и триасовые известняки и офи-олиты, присутствуют преимущественно в составе олистостром и меланжа. В самом начале мела произошла обдукция юрских офиолитов на расположенный восточнее микроконтинент, фундамент которого выступает в двух небольших куполовидных поднятиях. Этот процесс сопровождался становлением раннемело-вого комплекса гранитоидов и началом накопления как в Западной, так и в Восточной мегазонах Сихотэ-Алиня мощного нижнемелового комплекса турбидитов (флиша). В середине мела последовала новая фаза деформаций и гранитоидного магматизма, которая в основном завершила формирование сложной внутренней структуры системы. В это же время по ее восточной
периферии возник краевой вулкано-плутонический пояс - продолжение Охотского-Чукотского, и звено гигантского Восточно-Азиатского пояса. Его развитие продолжалось в палеогене. На палеогеновую эпоху приходится, видимо, основной этап движений вдоль Центрального Сихотэ-Алинского разлома - левого сдвига, пересекающего все сооружение с амплитудой более 200 км, возможно до 500 км, и достигающего подошвы земной коры. Начало смещений по этому сдвигу может относиться к началу мела и с этого времени, по мнению А.И.Ханчука и его коллег, в развитии континентальной окраины Приморья чередовались периоды субдукции и перемещения вдоль трансформных разломов. По данным В.П.Уткина, Центральный сдвиг лишь один из подобных разломов Сихотэ-Алиня; другие намечаются, в частности, вдоль долины р.Уссури и вдоль континентального склона Японского моря.
В миоцене начинается раскрытие впадины Японского моря, сопровождаемое бимодальным вулканизмом, а в плиоцене - поднятие Сихотэ-Алинского горного сооружения и на его фоне - излияния плато-базальтов.
Акватория Охотского моря ограничена на северо-западе и севере краем Азиатского материка, на юго-западе- о-вом Сахалин, на северо-востоке п-овом Камчатка, на юго-востоке - Курильской островной дугой, отделяющей его от открытого океана (рис.5-40). Большая часть площади моря характеризуется небольшими глубинами и подстилается континентальной корой. Ее мощность уменьшается к югу от 32 до 20 км, а глубина возрастает до 2 км. Наиболее южная часть акватории занята Южно-Охотской (или Курильской) глубоководной котловиной, расположенной в тылу Курильской островной дуги. Глубина этой котловины достигает 3,3 км и она подстилается корой субокеанского или даже океанского типа.
Эпиконтинентальная часть Охотоморской впадины имеет довольно сложное блоковое строение, которое в основном сложилось в результате движений раннего палеогена преимущественно по разрывным нарушениям меридионального простирания - вдоль Сахалина и Камчатки, северо-восточного - вдоль северо-западной континентальной окраины, и северо-западного с переходом на широтное - в центральной части. При этом возраст затронутого этими нарушениями акустического фундамента определяется по данным драгирования как верхнемеловой-нижнепалеогеновый, но вполне возможно, что образования этою возраста-вулканиты, гранитоиды, зеленые сланцы, образуют лишь верхнюю часть консолидированной коры, ниже которой возможно присутствие более древних пород, до докембрийских включительно, по аналогии с Охотским массивом суши.
В центральной части акватории и глубины, и мощности осадочного чехла, и его стратиграфический объем минимальны, а поверхность акустического фундамента, соответственно, приподнята до отметок менее 1 км (рис.5-41). Напротив, по периферии этого свода простираются прогибы с существенно большей мощностью осадков. Северо-Охотская система прогибов протягивается отУдской губы к Пенжинской губе параллельно Охотско-Чукотскому вулканическому поясу и состоит из цепочки сдвигово-раздвиговых бассейнов. Рифтовая стадия их развития началась в позднем эоцене и продолжалась до миоцена, сменившись затем общим опусканием. Высказано предположение, что Северо-Охотская рифтовая система представляет продолжение Байкальской системы материка и, в свою очередь, находит свое продолжение на Камчатском перешейке и в Корякин. С ней в северо-восточном углу акватории сочленяется впадина ТИНРО, являющаяся, по существу, западным крылом молассового прогиба юго-западной Камчатки.
В крайнем южном углу Охотоморской акватории располагается глубоководная Южно-Ох отекая (Курильская) впадина, зажатая между южным Сахалином, северным Хоккайдо и юго-западной частью Курильской дуги. Впадина ограничена разломами и выполнена мощными, до 7-8 км, осадками, очевидно неоген-четвертичного возраста. Их подстилает консолидированная кора, по мощности и сейсмическим характеристикам - океанского типа. Тепловой поток в 2-3 раза повышен против нормального. Все это свидетельствует о новообразовании и молодости этой впадины, по относительно ее происхождения все же существуют разные мнения. Большинство считает ее тыльнодуго-вой (по отношению к Курильской дуге), но есть и мнение, что она представляет отгороженную впадину типа Алеутской.
Северная половина о-ва Сахалина окаймляется со стороны Охотского моря довольно глубоким прогибом, к которому с востока примыкает впадина Дерюгина глубиной более 1,7 км с осадками мощностью до 4 км и корой переходного типа.
Акватория Охотского моря замыкается на юго-востоке Курильской островной дугой, протягивающейся на расстояние около 2000 км от южной оконечности Камчатки до о-ва Хоккайдо. На всем своем протяжении она сопряжена с Курило-Камчатским глубоководным желобом и подстилается сейсмофокальной зоной, прослеживающейся на глубину до 650 км. Курильская дуга двойная - она состоит из Большой Курильской гряды, расположенной дальше от океана и состоящей на всем протяжении из цепочки вулканических островов, и Малой Курильской гряды, выступающей над уровнем океана лишь на юге, а севернее выраженной лишь в подводном рельефе.
Малая гряда сложена в основном верхнемеловыми и нижнепалеогеновыми вулканогенно-обломочными породами подводного происхождения и андезито-ба-зальтового состава с нарастающей к югу щелочностью. Примечательно присутствие обломков пород сиаличе-ского состава (граниты, гнейсы, кварциты и др.). Эти образования относительно слабо деформированы и перекрываются наземными лавами плиоцен-четвертичного возраста, но современный вулканизм на юге не проявлен.
Большая гряда с ее многочисленными (более 60) действующими вулканами сложена мощным комплексом олигоцен-четвертичных вулканогенно-осадочных образований. Состав вулканитов включает всю гамму -от базальтов до риолитов, при преобладании андезитов. На крайнем севере (о-в Парамушир) среди ксенолитов в лавах появляются граниты и гнейсы.
На юге Большую и Малую гряды, представляющие пологие складчато-блоковые поднятия, разделяет прогиб Курильского пролива, выполненный четырехкилометровой толщей молодых осадков и осложненный вдоль оси разломом.
Структуры Курильской дуги выходят на сушу в северо-восточной части о-ва Хоккайдо, в частности Малая гряда продолжается на п-ов Немуро. Зона Не-муро сложена мелководными меловыми и третичными отложениями, которые предположительно подстилаются островодужными магматитами. Западнее она приходит в торцовое сочленение со структурами центрального Хоккайдо (зона Токоро, см. ниже) вдоль правого сдвига Абашир, образование которого связывается с возникновением Южно-Охотской впадины.
Курило-Ксмчатский глубоководный желоб простирается на 2300 км от района п-ова Камчатского мыса, где он стыкуется с Алеутским желобом, до Сангарско-го пролива между о-вами Хоккайдо и Хонсю, где он сочленяется с Японским желобом. Максимальная глубина желоба достигает 9717 м, ширина составляет 50-100 км. Профиль, как обычно для таких структур, асимметричный - более крутой, до 20-25°, на внутреннем склоне и более пологий - на внешнем. Мощность осадков на внутреннем склоне достигает 6-7 км, коры -36 км; осадки дислоцированы, образуя в нижней части склона типичную аккреционную призму. Со стороны океана желоб сопровождается пологим краевым валом Зенкевича.