Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины

Рассмотрены основные закономерности пострифтового погружения субокеанических (задуговых и окраинноморских) впадин, следующие из модели термального наращивания океанической литосферы. Термальное погружение начинается из глубокопогруженного положения фундамента (1,5– 3,0 км), наследуемого от рифтово...

Full description

Saved in:

Bibliographic Details
Published in:	Геология и полезные ископаемые Мирового океана
Date:	2009
Main Author:	Гончар, В.В.
Format:	Article
Language:	Russian
Published:	Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України 2009
Subjects:	Тектоника дна Мирового океана
Online Access:	https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/44916
Tags:	Add Tag No Tags, Be the first to tag this record!
Journal Title:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Cite this:	Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины / В.В. Гончар // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2009. — № 2. — С. 38-53. — Бібліогр.: 50 назв. — рос.

Institution

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

_version_	1859516812096438272
author	Гончар, В.В.
author_facet	Гончар, В.В.
citation_txt	Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины / В.В. Гончар // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2009. — № 2. — С. 38-53. — Бібліогр.: 50 назв. — рос.
collection	DSpace DC
container_title	Геология и полезные ископаемые Мирового океана
description	Рассмотрены основные закономерности пострифтового погружения субокеанических (задуговых и окраинноморских) впадин, следующие из модели термального наращивания океанической литосферы. Термальное погружение начинается из глубокопогруженного положения фундамента (1,5– 3,0 км), наследуемого от рифтового (спредингового) этапа. Некомпенсиро ванное погружение продолжается при нарастании глубины моря до некото рого предельного значения, достигающего 3,5 км. Долее следует длительное (более 100 млн. лет) глубоководное погружение с медленным заполнением впадины осадками. Финал погружения наступает, когда подошва новообразованной литосферной мантии достигает уровня изостатической компенсации в регионе – положения подошвы тектонически невозмущенной литосферы. Этот уровень выше под океанами (70–85 км) и ниже под континентальными плитами (до 130 км и более), поэтому потенциал погружения у субокеанических впадин больше, чем у океанических окраин. Возраст субокеанического бассейна определяется в зависимости от начального положения фундамента и в целом не противоречит данным, установленным другими методами. Розглянуто основні закономірності післярифтового занурення субокеанічних (задугових та окраїноморських) западин, що випливають з моделі термального нарощування океанічної літосфери. Термальне занурення починається з глибокозануреного стану фундаменту (1,5–3,0 км), що є успадкованим від рифтового (спредингового) етапу. Некомпенсоване занурення відбувається при наростанні глибини моря до деякого граничного значення, що сягає 3,5 км. Далі йде тривале (понад 100 млн. років) глибоководне занурення з повільним заповненням западини відкладами. Фінал занурення настає, коли підошва новоствореної літосферної мантії сягає рівня ізостатичної компенсації в регіоні – положення підошви тектонічно/термічно незбудженої літосфери. Цей рівень вище під океанами (70–85 км) і нижче під континентальними плитами (до 130 км і, ймовірно, більше). Тому потенціал занурення субокеанічних западин вище, ніж океанічних окраїн. Вік субокеанічного басейну визначається в залежності від початкового положення фундаменту і в цілому не суперечить даним, встановленим іншими методами. The key regularities of thermal postrift subsidence of suboceanic (backarc and marginal) basins are regarded. Subsidence begins from deep sea level (1,5–3,0 km). Non compensated stage proceeds until reaching limiting of sea deep near 3.5 km. Further it followed by long time (more then 100 m.y.) deep sea subsidence with slow filling by sediments. Final stage of subsidence is come when the base of lithosphere has achieved regional isostatic compensation level. This level is higher under oceans (70–85 km) and lower under continental plates (130 km and more). Therefore potential of subsidence of suboceanic basins is higher than the same of ocean margins. Age of suboceanic basins is defined in terms of initial subsidence of fundament and agrees with data obtained by other methods.
first_indexed	2025-11-25T20:42:25Z
format	Article
fulltext	БОНДАРЕНКО Г.Н., КОЛЯБИНА И.Л., МАРИНИЧ О.В. 38 ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 ТЕКТОНИКА ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА УДК 551.243 © В. В. Гончар, 2009 Институт геофизики им. С.И. Субботина, НАН Украины, Киев ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ Рассмотрены основные закономерности пострифтового погружения субокеанических (задуговых и окраинноморских) впадин, следующие из мо� дели термального наращивания океанической литосферы. Термальное по� гружение начинается из глубокопогруженного положения фундамента (1,5– 3,0 км), наследуемого от рифтового (спредингового) этапа. Некомпенсиро� ванное погружение продолжается при нарастании глубины моря до некото� рого предельного значения, достигающего 3,5 км. Долее следует длительное (более 100 млн. лет) глубоководное погружение с медленным заполнением впадины осадками. Финал погружения наступает, когда подошва новообра� зованной литосферной мантии достигает уровня изостатической компен� сации в регионе – положения подошвы тектонически невозмущенной литос� феры. Этот уровень выше под океанами (70–85 км) и ниже под континен� тальными плитами (до 130 км и более), поэтому потенциал погружения у субокеанических впадин больше, чем у океанических окраин. Возраст субокеанического бассейна определяется в зависимости от начального положения фундамента и в целом не противоречит данным, установленным другими методами. Введение Субокеанические впадины [2, 17, 34] характеризуются развитием не� большого (первые сотни км) участка литосферы с корой океанического типа (гранитно�метаморфический слой отсутствует), который сочленяется с кон� тинентальной литосферой посредством переходной зоны, аналогично оке� аническим пассивным окраинам [40, 31, 8]. Однако в отличие от них та� кие бассейны заполняются более мощной толщей осадочных образований, достигающей 20–22 км. В пределах Средиземноморско�Каспийского по� яса располагается "эталонная" серия субокеанических впадин [10, 17] (рис. 1, А), представляющих различные этапы эволюции – от начального глубоководного погружения в случае наиболее молодых котловин Тиррен� ского моря (0–10 млн. лет) [40, 41], до завершающего сверхмедленного опускания древней (средний девон [12]) Северокаспийской впадины. Я.П. Маловицкий и В.В. Белоусов относили их к специально выделен� ным категориям пелагогенных [17], тафрогенных [2] структур, подчерки� вая близкую к изометричной форму, преобладающую вертикальную состав� ляющую тектонических движений и аномально глубокое погружение. Для объяснения происхождения субокеанических впадин привлекается модель мантийного диапира со всей сложной гаммой сопутствующих силовых и тер� мальных преобразований континентальной литосферы [2, 34]. Этот меха� ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 39 низм сохраняет свое значение и в контексте плитотектонических построе� ний, позиционирующих субокеанические впадины в качестве задуговых и окраинноконтинентальных рифтогенных бассейнов [31, 41, 50]. Несмотря на значительный прогресс в изучении субокеанических впа� дин, попытки проникновения в историю многих из них приводят к проти� воречивым, порой взаимоисключающим выводам. Например, в вопросе о том, на каком этапе оформился современный глубоководный бассейн Чер� ного моря, выдвигаются различные версии: в середине палеогена [19], в миоцене [5, 35], в плейстоцене [1]. Другие авторы указывают, что глубоко� водный бассейн существовал на месте Западночерноморской впадины прак� тически со времени ее заложения, то есть со среднего�позднего мела [29, 22]. Значительные расхождения проявляются и в оценке возраста впадин раз� личными методами [3, 14, 19]. Предлагаемый подход Для разрешения некоторых противоречий в настоящей работе пред� лагается рассмотреть единую схему развития субокеанических впадин на стадии термической релаксации. Как правило, все современные модели по� стрифтового погружения содержат общепринятое (после работ Д. Маккен� зи [44]) представление о длительном остывании мантии, приводящем к вос� становлению температурного профиля литосферы и соответствующему изо� статическому погружению фундамента [1, 4, 5, 15, 39, 43]. Предлагаемое исследование идет в рамках приближения термической океанической ли� тосферы, как это было принято ранее в работах [50, 3]. Его отличает актуа� лизация текущей мощности литосферы и, соответственно, глубины залега� ния ее подошвы, отождествляемой с положением изотермы солидуса базаль� тов мантии [30, 28, 3]. Используется элементарный математический аппа� рат модели наращивания и соответствующего погружения океанической ли� тосферы в предположении локальной изостатической компенсации, значи� тельное внимание уделяется роли скорости осадконакопления в динамике погружения фундамента. Расчетные данные примеряются к современному погруженному состоянию и истории депоцентров Средиземноморско�Кас� пийского пояса и некоторых других регионов. Выполненные исследования показывают существование общего тренда погружения субокеанических впадин, устанавливают связь начального положения фундамента с возрас� том бассейна и уровня компенсации – с масштабом конечного погружения. Расчет погружения Тектоническое погружение фундамента при остывании мантии проис� ходит вследствие кристаллизации базальтового расплава астеносферы и наращивания литосферы [28]. В конце 60�х – начале 70�х годов прошлого века на основании решения одномерной задачи остывающего полупростран� ства [23, 45], а также геофизических данных [49], был установлен следую� щий вид уравнения мощности океанической литосферы: h k tm = , (1) где t – время (млн. л), k – коэффициент с размерностью км/млн. л1/2, кото� рый опосредованно характеризует скорость остывания мантии. Его вели� чина определяется соотношением температур астеносферы, солидуса и лик� В. В. ГОНЧАР 40 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 видуса базальта мантии, а также значением коэффициента температуроп� роводности [28, 3]. Разными авторами были рассчитаны следующие вели� чины k: 9,4 [45]; 8,25 [23]; 7,8 [3]; 7,5 [49]. Из условия локального изостатического равновесия (см. врезку на рис. 1, Б) находим глубину впадины: h h h h w s s a m m a w a = − −( )+ − −0 ρ ρ ρ ρ ρ ρ ( ) , (2) где h Hl l a w a 0 = − − ρ ρ ρ ρ – исходное погружение фундамента, т.е. уровень, на котором завершилось формирование коры океанического типа; hs – мощ� ность чехла; rw, rs, rm, rl, ra – плотность воды, средние плотности осадочно� го чехла, литосферной мантии, литосферы и астеносферы соответственно; Hl – мощность дорифтовой литосферы – глубина уровня компенсации. Для (1) с учетом (2) можем записать h h v t k t w s s a m a w a = − −( )+ − −0 ρ ρ ρ ρ ρ ρ ( ) , (3) где vs – скорость осадконакопления. Здесь предполагаем, что осадки не уп� лотняются с глубиной или влияние уплотнения пренебрежимо мало. В ре� альности этому способствует состав пород (слабоуплотняющиеся карбона� ты, эвапориты, песчаники), а также эффекты раннего уплотнения и быст� рой осадочной компенсации глин [33] и аномального пластового давления [6]. Влияние уплотнения разбирается на отдельных примерах. Дифференцируя (3) по времени и учитывая, что глубина до фундамен� та hf = hw + hs, найдем выражение скорости погружения фундамента: Отрицательный знак перед скобками придает положительное значение ско� рости погружения. При vs = 0 получаем значение скорости тектонического погружения с учетом воды. Îáùèå ÷åðòû ïîãðóæåíèÿ è îñàäî÷íîãî çàïîëíåíèÿ ñóáîêåàíè÷åñêèõ âïàäèí Чтобы сделать удобным количественный анализ морской и осадочной составляющих погружения, далее используется диаграмма в координатах мощности чехла и глубины моря (рис. 1, Б), на которую вынесены отметки депоцентров субокеанических впадин Средиземноморско�Каспийского по� яса (рис. 1, А), а также Охотского, Японского и Баренцева морей, представ� ляющих различные стадии пострифтового погружения. В целом можно ви� деть характерный тренд изменения морских глубин при возрастающей мощ� ности чехла. Наибольшие глубины моря в 3,5 км достигаются при мощнос� ти осадков от 0,5 км в троге Вавилова [40, 41], до 4 км в Курильской котло� . 2 m as w f s w a w a k v v t (4) ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 41 вине [27, 32]. Далее глубина моря последовательно снижается, достигая ну� левой отметки при максимальной мощности чехла в 22 км (Северокаспийс� кая впадина [18]). Ранее в работе [50] был предложен один из первых вариантов реконст� рукции пострифтового погружения депоцентров Черного моря, предсказы� вающий изменение глубины морского дна от первоначальных 3,5 км до мак� симальных 5 км (рис. 1, Б). Он базировался на комбинированном подходе: мощности чехла устанавливались на основе экспериментальных сейсмораз� ведочных данных с использованием процедуры разуплотнения, глубина Рис. 1. Расположение депоцентров субокеанических впадин Средиземноморс� ко�Каспийского пояса (А) и диаграмма погруженного состояния в координатах глу� бины моря и мощности осадочного чехла (Б). Звездочками отмечены погруженные состояния субокеанических впадин Средиземномор� ско�Каспийского пояса и других регионов (данные из работ [1, 3, 10, 18, 20, 25, 40]); цифра� ми обозначены теоретические кривые погружения в случае: 1 – неуплотняющихся осадков; 2 – уплотняющихся осадков с ϕ0 = 0,5; 3 – уплотняющихся осадков с ϕ0 = 0,25; 4 – кривая погружения Западночерноморской впадины из работы [50]. Вв – трог Вавилова, Кр – Критская котловина, Я – Японское море, Ку – Курильская кот� ловина, А – Алжирский бассейн, Вл – трог Валенсия, П – Прованский бассейн, ВЧ и ЗЧ – Восточночерноморская и Западночерноморская впадины, ЮК и СК – Южно� и Севернокас� пийский бассейны, ВБ – Восточнобаренцевоморская впадина. На врезке: схема к расчету изостатического погружения. Точками показан осадочный чехол. У.К. – уровень компенсации В. В. ГОНЧАР 42 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 моря – на основе зависимости погружения дна океанических бассейнов [50]. Как следует из рисунка, в данном варианте глубина моря существенно выше глубин природных бассейнов. Эта траектория скорее подходит к океанам, демонстрирующим значительное некомпенсированное погружение за счет малых скоростей осадконакопления (см. рис. 4, А). Очевидно, что в случае субокеанических впадин глубина начального погружения при спрединге не может составлять 3,5 км, учитывая, что таковым является погружение тро# га Вавилова с возрастом около 5 млн. лет [40]. Ниже будет показано, что причиной ограничения экстремума глубины дна на уровне 3,2–3,5 км для субокеанических впадин является начальное погружение, не превышающее таковое в срединноокеанических хребтах (1,5–3 км), при средней скорости осадконакопления 0,1–0,2 мм/год. Схема пострифтовой эволюции вертикальной колонки литосферы изоб# ражена на рис. 2, А. На ней выделяется два мегаэтапа: 1) тектонического погружения, сопровождаемого осадконакоплением, и 2) пассивного запол# нения морской впадины осадками по прекращении погружения. Последний обеспечивается достижением подошвой литосферы уровня компенсации и будет рассмотрен в заключительной части статьи. Традиционным в классификации тектонической истории осадочного бассейна является определение этапов компенсированного и некомпенси# рованного погружения, в основе которого лежит попытка установить соот# ношение скоростей осадконакопления и прогибания фундамента [33, 29]. С этой точки зрения типичная траектория погружения в координатах мощ# ности чехла и глубины моря дает основание для выделения следующих эта# пов погружения (рис. 2, Б). Кривая имеет начальную относительно корот# кую ветвь некомпенсированного погружения морского дна и трансгрессив# ного отложения осадочных пород (область НК), которая сменяется также относительно коротким пологим участком глубоководного компенсирован# ного осадками погружения (область ГК). Наиболее длительным является период перекомпенсированного погружения фундамента или регрессивно# го осадконакопления (область ПК), когда знаки вертикального движения морского дна и фундамента оказываются разными и морской бассейн испы# тывает медленное обмеление. Как видно на рис. 1, Б, к стадии некомпенси# рованного прогибания относятся Критская впадина и трог Вавилова, суб# компенсированного – Японское море и Курильская котловина, перекомпен# сированного – впадины Алжирско#Прованского бассейна, Черного и Кас# пийского морей. Точнее режим погружения устанавливается из соотношения скорос# тей погружения фундамента и осадконакопления. Как следует из рис. 2, В, в строгом смысле периода глубоководного компенсированного погружения нет. В случае vf > vs происходит погружение морского дна и бассейн разви# вается некомпенсированно. В точке vf = vs начинается седиментационная инверсия бассейна, которая со временем может привести к полному запол# нению его осадками. О компенсированном погружении можно говорить ус# ловно, когда различия между скоростями погружения фундамента и осад# конакопления минимальны и батиметрия бассейна меняется слабо. ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 43 Скорость погружения фундамента, зависящая от скорости как осты� вания мантии, так и осадконакопления, эволюционирует от весьма высо� ких значений в самом начале остывания (20–10 м/год в течение первых 200 тыс. лет) до уровня, сопоставимого со средней скоростью осадконакоп� ления ко времени 5–10 млн. лет (рис. 2, В). Далее она практически конт� ролируется скоростью накопления осадков и принимает значения 0,15– 0,1 мм/год, тогда как скорость тектонического погружения составляет всего 0,025 мм/год. То есть, примерно на 3/4 скорость погружения фунда� Рис. 2. А – схема погружения вертикальной колонки литосферы и заполнения осадками впадины во времени. Интервал vt означает тектоническое погружение за счет остывающей мантии, vt = 0 – прекращение тектонического погружения и заполнение морской впадины осадками (при достижении литосферой уровня компенсации). Б – Схема подразделения траектории погружения на участки некомпенсированного (НК), глубоководного компенсированного (ГК) и перекомпенсированного (ПК) погружения фун� дамента. В – Эволюция скоростей погружения фундамента, тектонического погружения, абсолют� ного движения морского дна в соотношении со средней скоростью осадконакопления. Вертикальная штриховая линия разграничивает периоды некомпенсированного и пере� компенсированного погружения В. В. ГОНЧАР 44 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 мента в середине и конце тектонической эволюции обеспечивается весом накапливающихся осадков. Установив предполагаемые значения: плотности ρm= 3,34, ρa= 3,22, ρs= 2,45, ρw= 1,03 г/см3, скорости осадконакопления vs = 0,15 мм/год и ко� эффициента k = 9,4, а также начальное условие в виде исходного погружения h0 = 2200 м, на основании (3) получим среднюю в отношении субокеани� ческих впадин траекторию погружения (см. рис. 1, Б, кривая 1). Из види� мого ясно, что разброс точек разных впадин можно объяснить отклонени� ями основных параметров от выбранных средних значений, в первую оче� редь, как это будет показано ниже, – начального погружения и скорости осадконакопления. Отдельно анализировалось влияние уплотнения осадка. Расчет велся итерационным способом на основании эмпирической зависимости пористо� сти от глубины [37, 6] 0 , z be где ϕ0 – коэффициент пористости осадка на поверхности, b – масштаб изме� нения пористости с глубиной z (км). Вначале принимались соответствую� щие алеврито�глинистым породам значения ϕ0 = 0,5 и b = 2,5 км [6]. Опре� деление поправки на сжатие осадочной колонки за счет уплотнения произ� водилось для условий последовательного отложения малых порций осадка за определенный промежуток времени, рассчитывалась средняя плотность с учетом заполнения порового пространства водой. Характер кривой погру� жения следующий: вследствие перманентного сокращения мощности оса� дочной колонки при неизменной скорости осадконакопления происходит усиленное погружение дна и теоретическая кривая быстро выходит из об� ласти субокеанических впадин (рис. 1, Б, кривая 2). Чтобы совместить тра� екторию погружения уплотняющихся осадков с экспериментальным трен� дом, необходимо вводить поправки как в параметры уплотнения, так и по� гружения. Уменьшение коэффициента пористости до ϕ0 = 0,25 и увеличе� ние скорости осадконакопления до vs = 0,4 мм/год, а также начального по� гружения – до h0 = 3,2 км позволяет удовлетворительно совместить кривую погружения с эмпирическим трендом. Вследствие высокой скорости осад� конакопления у этой кривой практически отсутствует начальное некомпен� сированное погружение. Принятая в данном случае скорость осадконакоп� ления существенно выше средних скоростей в осадочных бассейнах (0,15– 0,2 мм/год [29]), она же приводит к значительному занижению возраста глубокопогруженных зрелых впадин (см. ниже). Оценка времени пострифтового погружения Длительность пострифтового погружения следует непосредственно из (3): 2 0 .w w a s s a m a h h h t k (5) ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 45 В (5) помимо плотности и предполагаемого k необходимо ввести па� раметры современного состояния впадины (hw и hs), а также значение ис� ходного погружения h0. Величина последнего не очевидна и может иметь широкий разброс, учитывая современные данные о мелководных и аэраль� ных условиях спрединга океанической коры в пределах Аденского залива и рифта Афар. Влияние, которое, согласно (5), оказывает величина исходного погру� жения на получаемый возраст бассейна, отображается рис. 3, А. Для наибо� лее молодых Критской и Курильской котловин, трогов Вавилова и Вален� сии, Японского моря и Алжиро�Прованского бассейна на основе опублико� ванных определений возраста [3, 10, 27, 32, 41] рассчитаны соответствую� щие отметки h0. В случае k = 9,4 большинство из них расположены в интер� вале h0 = 1,5–2,5 км, соответствующем диапазону уровня свободной ман� тии в океанах: меньшая величина соответствует минимальным значениям глубины спрединговой долины рифта Красного моря [11], большая – теоре� тическому уровню астеносферного геоида и средней глубине срединноокеа� нических хребтов [43]. Особняком в рассматриваемой группе стоит Критс� кая котловина, для которой с учетом неоднозначности определений возрас� та диагностируются малое начальное погружение от 0 до 0,4 км. В случае k = 7,5 начальные глубины для большинства впадин понижаются до 2–3 км. Основываясь на выделенных диапазонах h0 = 1,5–2,5 и 2–3 км можно получить вероятные интервалы возраста древних впадин. Как показано на рис. 3, А, Восточно� и Западночерноморская впадины могут иметь возраст в интервалах 36–63 и 81–119 млн. лет при k = 9,4 или 40–73 и 100–156 млн. лет при k = 7,5 соответственно. Полученные интервалы для Западночерно� морской впадины достаточно обширные и с учетом неопределенности k ох� ватывают весь меловой период. Восточночерноморская впадина должна быть примерно вдвое моложе, и ее возраст не должен превышать 70 млн. лет, то есть начало ее погружения, скорее всего, относится к палеоцену–эоцену. Данные других исследователей по Черному морю сводятся к следую� щему. По измерениям теплового потока возраст оценивается в интервале 95–130 млн. лет для Западночерноморской впадины и 110 млн. лет для Во� сточночерноморской [39] или 60–70 млн. лет для обеих впадин [4]. По гео� логическим данным заложение Западночерноморской впадины произошло в туроне–апте (90–125 млн. лет) [47], барреме–апте (130–100 млн. лет) [48], альбе (100–112 млн. лет) [42, 19]. Палеогеографические построения также свидетельствуют в пользу раннего развития глубоководного Западночер� номорского трога, как минимум с барремского века (125–130 млн. лет) [22]. По измерениям абсолютного возраста (К/Ar) пик раннемелового магматиз� ма на северной окраине Западночерноморской впадины приходится на ин� тервал 120–130 млн. лет, позднемелового – 90–70 млн. лет [36, 42]. Как видно, произведенная нами оценка возрастного интервала Запад� ночерноморской впадины в целом не противоречит данным предшествен� ников, относящих заложение Западночерноморского бассейна к среднему– позднему мелу. Полученный более молодой (палеоцен�эоценовый) возраст Восточночерноморской впадины соответствует представлениям, изложен� ным в работах [13, 14, 48]. Что касается Южного Каспия, то получаемые В. В. ГОНЧАР 46 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 Рис. 3. Определение возраста и эволюции погруженного состояния субокеани� ческих впадин. А – кривые связи начального погружения фундамента h0 (h0 < 0 – рельеф выше уровня моря) и времени начала пострифтового погружения рассматриваемых субокеанических бас� сейнов при k = 7,5 и k = 9,4. Точками показаны начальные погружения впадин, установ� ленные по возрасту согласно данным работ [2, 27, 32, 41]. Штриховыми линиями ограничен коридор наиболее вероятных начальных погружений. Темным выделены получаемые ин� тервалы возраста Западно� и Восточночерноморской впадин. Б – диаграмма погружения с полем времен. В скобках у буквенных индексов указан воз� раст впадин (млн. лет), по данным [2, 27, 32, 41]. 1 – траектории погружения для различных скоростей осадконакопления (мм/год), 2 � изолинии времени (млн. лет). В – траектории погружения уплотняющихся (пунктирная линия) и неуплотняющихся осадков с повышенной скоростью осадконакопления. На кривых отмечены шкалы времени в млн. лет ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 47 для него возрастные интервалы вполне соответствует представлениям о по� зднеюрском времени его заложения (140–160 млн. лет) [50]. Если зафиксировать в качестве среднего значение h0 = 2,2 км, на осно� вании (3) можно построить диаграмму погружения с полем времен (рис. 3, Б), с помощью которой удобно рассматривать историю погружения бассей� на, варьируя скоростью осадконакопления. Как видно, при стабильном h0 наблюдаемый разброс точек погружения субокеанических впадин покры� вается траекториями с различиями в скорости осадконакопления от 0,05 до 0,2 мм/год. Построенная диаграмма удовлетворительно совпадает с установ� ленным возрастом ряда бассейнов: трога Вавилова, Алжира и Валенсии, также она приближенно может соответствовать истории погружения Вос� точно� и Западночерноморской впадин, Южнокаспийского бассейна, возраст которых точно не установлен. Поле времен указывает время, когда были достигнуты максимальные глубины моря в прошлом или прогнозируются для современных молодых впадин в будущем. В случае Западночерноморс� кой впадины максимальная глубина морского бассейна (при сохранении средней скорости осадконакопления) составляла примерно 3,2 км в интер� вале 20–30 млн. лет от начала пострифтового погружения, то есть – в конце позднего мела. Для Восточночерноморской впадины она составляла 3 км в возрасте 15 млн. лет (в конце эоцена). Как видно из диаграммы, длительное время на стадии сверхкомпен� сированного погружения бассейны остаются глубоководными. Анализ от� ложения осадков Черноморской впадины в работе [29] показал, что на всем протяжении ее истории в пределах депоцентров сохранялись глубоковод� ные условия, аналогичные современным. Данное заключение полностью подтверждается историей погружения, из которой следует, что депоцентры Западно� и Восточночерноморской впадин, испытывая некомпенсировнное, компенсированное и сверхкомпенсированное прогибание, находились на уровне hw = 2–3 км. Некоторые, в основном молодые впадины, по данным указанных для них возрастных диапазонов входят в противоречие с полем времен, это – Критская, Курильская котловины, впадина Прованса. Наиболее радикаль� но не соответствует возраст Критской котловины, причиной служит, по– видимому, высокое положение фундамента в момент начала термической релаксации (см. рис. 3, А). Для них следует изменить набор исходных пара� метров. На рис. 3, В показаны кривые, которые лучше соответствуют ука� занным глубокопогруженным молодым впадинам. Меньший возраст для них достигается увеличением начального погружения до 3,0–3,2 км, скорости осадконакопления до 0,25 мм/год и 0,40 мм/год (последняя величина – для уплотняющихся осадков с ϕ0 = 0,25). Шкала времени, нанесенная на траек� тории, удовлетворяет разбросу возрастов Курильской котловины, а также впадин Алжиро–Прованса. Она же входит в противоречие с предполагае� мым более древним возрастом впадин Черного моря и Каспия. О пределе погружения В отношении океанических впадин давно известно о прекращении по� гружения литосферы, которое проявляется при достижении ею возраста В. В. ГОНЧАР 48 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 более 80 млн. лет и предельной мощности 80–90 км, которая далее сохраня� ется постоянной (обзор в работе [30]). Этот феномен объясняется дополни� тельным подводом тепла к подошве литосферы в виде стационарного тепло� вого потока из астеносферы или вторичной конвекции [46]. Вообще говоря, средняя толщина литосферных плит должна быть обратно пропорциональ� ной величине идущего из глубины мантии стационарного теплового потока [24]. По�видимому, этим фактором определяется положение в каждом кон� кретном регионе уровня компенсации, относительно которого проявляется остаточное прогибание литосферы осадочных бассейнов и достижение кото� рого означает возвращение к исходному, тектонически и термически невоз� мущенному состоянию. Другим независимым фактором предела погружения является подо� шва астеносферы, определяемая максимальной глубиной выплавления ба� зальта в мантии, уровень которой может достигать 150 км [16, 21]. Даже если уровень компенсации в пределах континентальных областей распола� гается ниже зоны плавления базальта, эффективное погружение скорее всего будет остановлено или существенно замедлено, когда эта зона будет закрис� таллизована в объеме новообразованной литосферы. Стабилизация подошвы литосферы на уровне компенсации в случае бассейна с океанической корой приводит к соотношению согласно которому глубина моря является линейной функцией мощности чехла, а максимальная мощность последнего (при hw = 0) определяется уровнем компенсации: Ясно, что тектоническое погружение в этом случае равно нулю. Осо� бенностью поведения траектории погружения в координатах hw–hs на этапе достижения уровня компенсации будет преломление и переход на линей� ный тренд, определяемый (6), которому отвечает процесс заполнения впа� дины осадками (рис. 4, Б). Этот тренд будет единым для траекторий с раз� личными скоростями осадконакопления. Данные по погружению дна Се� верной Атлантики и Индийского океана показывают (рис. 4, А), что значе� ния уровня компенсации для них заключены в интервале Hl = 70–85 км. Это означает, что максимальные значения мощности чехла вблизи пассив� ных окраин континентов не должны превышать 16 км. Для того чтобы была достигнута мощность осадочного выполнения Североприкаспийской впади� ны в 22 км, необходимо понизить уровень компенсации до 125–130 км. Од� нако, учитывая, что впадина Северного Прикаспия продолжает прогибать� ся в настоящее время [12], нет уверенности в том, что в ее случае достигнут уровень компенсации. В отношении Южного Каспия очевидно, что его депоцентр находится на пути к своему предельному погруженному состоянию. Его дальнейшая эволюция будет зависеть от того, каково соотношение глубины подошвы литосферы под впадиной с уровнем компенсации, что с учетом ее позиции (6)0,l l m s s m w w mH h h max .l m s l s m h H ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 49 на диаграмме дает возможность двоякого толкования современного состоя� ния и прогноза дальнейшего развития (рис. 4 А, В). Если в регионе уровень компенсации составляет 130 км, то ее траектория в ближайшие 10 млн. лет должна свернуть с траектории погружения и пойти вдоль соответствующей предельной линии (тренд I) – в результате Южный Каспий закончит разви� тие приблизительно в той же точке, что и Северный – с мощностью чехла до 22–23 км. Если же уровень компенсации окажется глубже – до 150 км и более – последует продолжение прогибания фундамента в соответствии с траекторией II и итоговым будет полное обмеление морского бассейна при Рис. 4. А – данные о современном погруженном состоянии некоторых океанических плит (в пересечении от срединного хребта к пассивной окраине) и субокеанических впадин в срав� нении с траекториями предельного погружения. 1–3 – погруженные состяния впадин океанов [38]: Атлантического: 1 – в пересечении 40° с.ш. и 2 – 30° с.ш.; 3 – Индийского (Бенгальский конус выноса); 4 – суммарная мощность осадочных серий архейского зеленокаменного пояса Барбертон [7]; 5 – траектории предель� ного погруженного состояния для различных уровней компенсации (км). Римскими цифрами I и II обозначены траектории возможного развития впадины Южно� каспийского бассейна. Б – Преломление кривых погружения с разными скоростями осадконакопления при дос� тижении подошвой литосферы уровня компенсации (принципиальная схема); – предель� ная глубина моря, – предельная мощность чехла. В – Схемы предполагаемого современного глубинного строения Южнокаспийского бас� сейна в случае достижения (I) или недостижения (II) им уровня компенсации. Внизу – соот� ветствующие каждому случаю схематические графики тектонического погружения, звез� дочкой отмечено современное состояние ЮК В. В. ГОНЧАР 50 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 мощности осадков 25 км, что явится новым рекордом глубинности осадоч� ного бассейна на планете, разумеется, при условии "естественного" завер� шения эволюции. Уровень компенсации у современных погружающихся бассейнов может быть глубже 130 км, учитывая их близость к докембрийс� ким кратонам. В нашем недавнем исследовании [9] для Западночерноморс� кой впадины установлен интервал уровня компенсации 150–180 км. Увеличение уровня компенсации означает, как уже говорилось, тенден� цию к формированию все более глубоких субокеанических впадин закончен� ного развития. Этот вывод, обращенный в прошлое Земли, означает уменьше� ние максимально возможной мощности субокеанических бассейнов. Интенсив� ный тепловой поток в докембрии удерживал уровень плавления в мантии на более высоком уровне, что естественным образом ограничивало масштаб осты� вания и пострифтового погружения литосферы. Опираясь на данные о пре� дельных мощностях осадочного чехла бассейнов на ранних этапах развития Земли, можно определить для них и уровень компенсации. Известна незначи� тельная мощность осадочного выполнения архейских зеленокаменных поясов (1–5 км) и мелководные условия накопления [26]. Если взять в качестве харак� терного примера архейскй зеленокаменный пояс Барбертон, то мощность его осадочных серий составляет в сумме 5,3 км [7]. Если эта величина соответству� ет предельной мощности погружения, ей должна отвечать глубина уровня ком� пенсации (изотерма выплавления базальта мантии) примерно 30 км и макси� мальная глубина моря при некомпенсированном погружении до 2 км (рис. 4, А). Это оценка совпадает с данными работы [24], согласно которым максимальная мощность океанической литосферы в архее достигала 27 км. Заключение Рассмотренные основные характеристики пострифтового погружения субокеанических впадин указывают на существование ряда общих черт их развития. Старт термального погружения происходит для большинства субо� кеанических впадин из глубокопогруженного состояния (1,5–3 км), которое обеспечивалось уровнем свободной мантии в условиях спрединга коры океа� нического типа. Из этого правила есть, по�видимому, исключения. Сосредо� точенный или рассеянный спрединг коры океанического типа может проис� ходить в мелководных и субаэральных условиях, как это имеет место в систе� ме рифтов Аденского залива и Афара. Из рассмотренных впадин к данной категории отходит Критская котловина. Первый этап – некомпенсированного погружения – обеспечивается тем, что скорость термального погружения превышает скорость накопле� ния осадков. Этот этап развития субокеанических впадин происходит при нарастании глубины моря до некоторого предельного значения, достигаю� щего 3,5 км. Б льшие глубины в случае рассмотренных бассейнов не дости� гаются ввиду высокой скорости осадконакопления. После того, как после� дняя превысит скорость погружения фундамента, происходит седимента� ционная инверсия морского бассейна и начинается его обмеление (стадия перекомпенсации впадины осадками). Промежуточная стадия глубоковод� ного компенсированного погружения может быть выделена условно как пе� риод незначительного расхождения скоростей погружения фундамента и осадконакопления. ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 51 Финал погружения субокеанической впадины наступает, когда подо� шва новообразованной литосферной мантии достигает уровня компенсации, который определяется средним тепловым потоком в регионе. Этот уровень выше под океанами (70–85 км) и ниже под континентальными плитами (до 130 км и, вероятно, более), в пределах которых и развиваются субокеани� ческие впадины. Поэтому потенциал погружения их выше, чем на океани� ческих окраинах. Достижение уровня компенсации приводит к прекраще� нию тектонического погружения и засыпанию впадины осадками. Таким образом, погружение остывающей литосферы представляется устойчивым процессом с большим запасом инерции, который жестко де� терминирует тектоническую составляющую погружения впадины на по� стрифтовом этапе, определяя высокую скорость погружения и глубоковод� ные условия на ранней стадии. В последующем вклад экзогенных факто� ров (в определенной степени тектонически обусловленных) – скорости се� диментации, колебаний уровня моря и др. – может иметь определяющее влияние на эволюцию бассейна. 1. Артюшков Е.В. Физическая тектоника. М.:Наука, 1993. – 455 с. 2. Белоусов В.В. Основы геотектоники. М.: Недра, 1989. – 382 с. 3. Вержбицкий Е.В. Геотермальный режим и тектоника дна акваторий вдоль Аль� пийско–Гималайского пояса. М.: Наука, 1996. – 129 с. 4. Вержбицкий Е.В., Кузин И.П., Лобковский Л.И. Возраст и мощность литосферы региона Черного моря // Геотектоника. 2003. № 6. – С. 80–89. 5. Галушкин Ю.И., Шрейдер А.А., Булычев А.А., Шрейдер Ал.А. Термическая эво� люция литосферы погребенных структур глубоководной котловины Черного моря // Океанология. 2007. – Т. 47. – № 5. – С. 770–782. 6. Галушкин Ю.И. Моделирование осадочных бассейнов и оценка их нефтегазо� носности. М.: Научный мир. 2007. – 456 с. 7. Грачев А.Ф. Первый миллиард лет развития Земли (3,8–2,8 млрд. лет): анализ осадочных и магматических формаций и геодинамика // Физика Земли. 2005. – № 11. – С. 8–34. 8. Гончар В.В. Глубинное строение Западно–Черноморской впадины вдоль профи� ля ГСЗ–25: свидетельство вулканической пассивной окраины // Геология и по� лезные ископаемые Мирового океана. 2006. – № 4. – С. 42–54. 9. Гончар В.В., Козленко Ю.В. Литосфера Западно–Черноморской впадины вдоль про� филя ГСЗ�25 по данным изостатического и гравитационного моделирования // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. 2008. – № 2. – С. 5–21. 10. Земная кора и история развития Средиземного моря. М.: Наука, 1982. 207 с. 11. Зоненшайн Л.П., Монин А.С., Сорохтин О.Г. Тектоника Красноморского рифта в районе 18° с.ш. // Геотектоника. 1981. – № 2. – С. 3–32. 12. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. – Кн. 1. – 328 с. 13. Казьмин В.Г., Тихонова Н.В. Позднемезозойские–эоценовые окраинные моря в Черноморско�Каспийском регионе: палеотектонические реконструкции // Гео� тектоника, 2006. – № 3. – С. 9–22. 14. Казьмин В.Г., Шрейдер Ал.А., Шрейдер А.А. Возраст западной впадины Черного моря по результатам изучения аномального магнитного поля и геологическим данным // Океанология. 2007. – Т. 47. – № 4. – С. 613–621. 15. Кутас Р.И. Анализ термомеханических моделей эволюции Черноморского оса� дочного бассейна // Геофиз. журнал. 2003. – №2. – С. 36–47. В. В. ГОНЧАР 52 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 16. Магницкий В.А. Внутреннее строение и физика Земли. М.: Недра, 1965. 17. Маловицкий Я.П. Тектоника дна Средиземного моря. М.: Наука, 1978. – 96 с. 18. Неволин Н.В. Глубинное строение Прикаспийской впадины / / Геотектоника. 1978. – №3. – С. 49–60. 19. Никишин А.М., Коротаев М.В., Болотов С.Н., Ершов А.В. Тектоническая исто� рия Черноморского бассейна // Бюллетень МОИП. Отд. геол. 2001. – Т. 76. – Вып. 3. – С. 3–17. 20. Объяснительная записка к Тектонической карте Баренцева моря и северной части Европейской России м–ба 1:2 500 000. Москва, 1996. – 94 с. 21. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981. – 584 с. 22. Сеньковский Є.В., Григорчук К.Г., Гнідець В.П., Колтун Ю.В. Геологічна па� леоокеанографія океану Тетіс (Карпато�Чорноморський сегмент). Київ: Наук. думка, 2004. – 171 с. 23. Сорохтин О.Г. Зависимость топографии срединно�океанических хребтов от ско� рости раздвижения литосферных плит // Докл. АН СССР. 1973. – Т. 208. – № 6. 24. Сорохтин О.Г., Митрофанов Ф.П., Сорохтин Н.О. Глобальная эволюция Земли и происхождение алмазов. М.: Наука, 2004. – 269 с. 25. Сычев П.М. Глубинные и поверхностные тектонические процессы Северо–За� пада Тихоокеанского подвижного пояса. М.: Наука, 1979. – 207 с. 26. Тейлор С.Р, Мак Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. – 379 с. 27. Терехов Е.П., Цой И.Б., Ващенкова Н.Г., Можеровский А.В., Горовая М.Т. Ус� ловия осадконакопления и история развития Курильской котловины в кайно� зое // Океанология. 2008. – Т. 48. – № 14. – С. 615–623. 28. Теркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика. Ч. 1. М.: Мир, 1985. – 370 с. 29. Туголесов Д.А., Мейснер Л.Б. Оценка скоростей осадконакопления и тектоничес� кого прогибания на примере Черноморской впадины // Геотектоника. 2002. – № 4. – С. 81–88. 30. Ушаков С.А., Галушкин Ю.И. Литосфера Земли (по геофизическим данным). Серия Физика Земли. Т. 3. Москва, 1978. – 271 с. 31. Филатова Н.И. Андерплейтинг как причина образования вулканической кон� тинентальной окраины при окраинноморском спрединге // Докл. РАН. 2004. – Т. 398. – № 2. – С. 223–227. 32. Филатова Н.И. Этапы геодинамических перестроек восточной окраины Евра� зийского континента // Докл. АН РАН. 2006. – Т. 409. – №1. –С. 94–99. 33. Хаин В.Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1973. – 510 с. 34. Чекунов А.В. Эволюция тектоносферы Юго–Восточной Европы // Тектоносфе� ра Украины. Киев: Наук. думка, 1989. – С. 4–17. 35. Чекунов А.В. Проблемы геологии Черноморской впадины // Строение и эво� люция земной коры и верхней мантии Черного моря. М.: Наука, 1989. – С. 145–162. 36. Шнюков Е. Ф., Щербаков И. К., Шнюкова Е. Е. Палеоостровная дуга севера Чер� ного моря. Киев, 1997. – 287 с. 37. Bethke C.M. A numerical model of compaction–driven ground–water flow and heat transfer and its application to the paleohydrology of intracratonic sedimentary basin // J. Geophys. Res. 1985. – V. 90. – N. B5. – P. 6817–6828. 38. Curray J.R., Moore D.G. Growth of the Bengal deep�sea fan and denudation in the Himalayas // Geol. Soc. Amer. Bull. 1971. – V. 82. – P. 563–572. 39. Golmshtok A., Zonenshain L., Terekhov A., Shainurov R. Age, thermal evolution and history of the Black Sea basin on heat flow and multichannel reflection data // Tectonophysics 1992. – V. 210. – P. 273 – 293. ПОСТРИФТОВОЕ ПОГРУЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ СУБОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 53 40. Finetti I., Del Ben. A. Geophysical stady of the Tyrrhenian opening // Bolletino di Geophysica. Teorica et Applicata. 1986. V. XXVIII. – №110. – P. 75–155. 41. Faccenna C., Becker T.W., Pio Lucente F., Jolivet L., Rossetti F. History of subduction and back–arc extension in the Central Mediterranean / / Geophys. J. Int. 2001. V. 145. P. 809 – 820. 42. Kazmin V., Schreider A., Bulyshev A. Early stages of evolution of the Black Sea // Tectonics and magmatism in Turkey and the surrounding area. Geol. Soc. London Spec. Publ. 2000. –V. 173. – P. 235 – 249. 43. Le Pichon X., Sibuet J.–C. Passive margins: a model of formation // J. Geophys. Res. 1981. V. 86. N. B5. P. 3708 – 3720. 44. McKenzie D.P. Some remarks on the development of sedimentary basins // Earth and Planet. Sci. Lett. 1978. – V. 40. – №1. – P. 25–32. 45. Parker R.L., Oldenburg D.W. Thermal model of ocean ridges // Nature Phys. Sci. 1973. – V. 242. № 122. – P. 137–139. 46. Parson B. McKenzie D. Mantle convection and the thermal structure of plates // J. Geophys. Res. 1978. V. 83. P. 4485–4496. 47. Regional and petroleum geology of the Black Sea and surrounding region // AAPG Memoir 1997. – V. 68. – P. 183–226. 48. Robinson A., Rudat J., Banks C., Wiles R. Petroleum geology of the Black Sea // Marine and Petroleum geology. 1996. – V. 13. – № 2. – P. 195–233. 49. Yoshii T. Regionality of group velocities of Rayleigh waves in the Pacific and thikening of the plate // Earth and Planet. Sci. Lett. 1975. – V. 25. – № 3. – P. 305–312. 50. Zonenshain L.P., Le Pichon X. Deep basins of Black Sea and Caspian Sea as remnants of mesozoic back�arc basins // Tectonophysics. 1986. – V. 123. – P. 181–211. Розглянуто основні закономірності післярифтового занурення субокеанічних (за дугових та окраїноморських) западин, що випливають з моделі термального нарощу вання океанічної літосфери. Термальне занурення починається з глибокозануреного стану фундаменту (1,5–3,0 км), що є успадкованим від рифтового (спредингового) етапу. Некомпенсоване занурення відбувається при наростанні глибини моря до дея кого граничного значення, що сягає 3,5 км. Далі йде тривале (понад 100 млн. років) глибоководне занурення з повільним заповненням западини відкладами. Фінал зану рення настає, коли підошва новоствореної літосферної мантії сягає рівня ізостатич ної компенсації в регіоні – положення підошви тектонічно/термічно незбудженої літос фери. Цей рівень вище під океанами (70–85 км) і нижче під континентальними пли тами (до 130 км і, ймовірно, більше). Тому потенціал занурення субокеанічних запа дин вище, ніж океанічних окраїн. Вік субокеанічного басейну визначається в залежності від початкового положен ня фундаменту і в цілому не суперечить даним, встановленим іншими методами. The key regularities of thermal postrift subsidence of suboceanic (backarc and marginal) basins are regarded. Subsidence begins from deep sea level (1,5–3,0 km). Non compensated stage proceeds until reaching limiting of sea deep near 3.5 km. Further it followed by long time (more then 100 m.y.) deep sea subsidence with slow filling by sediments. Final stage of subsidence is come when the base of lithosphere has achieved regional isostatic compensation level. This level is higher under oceans (70–85 km) and lower under continental plates (130 km and more). Therefore potential of subsidence of suboceanic basins is higher than the same of ocean margins. Age of suboceanic basins is defined in terms of initial subsidence of fundament and agrees with data obtained by other methods.
id	nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-44916
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
issn	1999-7566
language	Russian
last_indexed	2025-11-25T20:42:25Z
publishDate	2009
publisher	Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України
record_format	dspace
spelling	Гончар, В.В. 2013-06-06T20:10:00Z 2013-06-06T20:10:00Z 2009 Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины / В.В. Гончар // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2009. — № 2. — С. 38-53. — Бібліогр.: 50 назв. — рос. 1999-7566 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/44916 551.243 Рассмотрены основные закономерности пострифтового погружения субокеанических (задуговых и окраинноморских) впадин, следующие из модели термального наращивания океанической литосферы. Термальное погружение начинается из глубокопогруженного положения фундамента (1,5– 3,0 км), наследуемого от рифтового (спредингового) этапа. Некомпенсиро ванное погружение продолжается при нарастании глубины моря до некото рого предельного значения, достигающего 3,5 км. Долее следует длительное (более 100 млн. лет) глубоководное погружение с медленным заполнением впадины осадками. Финал погружения наступает, когда подошва новообразованной литосферной мантии достигает уровня изостатической компенсации в регионе – положения подошвы тектонически невозмущенной литосферы. Этот уровень выше под океанами (70–85 км) и ниже под континентальными плитами (до 130 км и более), поэтому потенциал погружения у субокеанических впадин больше, чем у океанических окраин. Возраст субокеанического бассейна определяется в зависимости от начального положения фундамента и в целом не противоречит данным, установленным другими методами. Розглянуто основні закономірності післярифтового занурення субокеанічних (задугових та окраїноморських) западин, що випливають з моделі термального нарощування океанічної літосфери. Термальне занурення починається з глибокозануреного стану фундаменту (1,5–3,0 км), що є успадкованим від рифтового (спредингового) етапу. Некомпенсоване занурення відбувається при наростанні глибини моря до деякого граничного значення, що сягає 3,5 км. Далі йде тривале (понад 100 млн. років) глибоководне занурення з повільним заповненням западини відкладами. Фінал занурення настає, коли підошва новоствореної літосферної мантії сягає рівня ізостатичної компенсації в регіоні – положення підошви тектонічно/термічно незбудженої літосфери. Цей рівень вище під океанами (70–85 км) і нижче під континентальними плитами (до 130 км і, ймовірно, більше). Тому потенціал занурення субокеанічних западин вище, ніж океанічних окраїн. Вік субокеанічного басейну визначається в залежності від початкового положення фундаменту і в цілому не суперечить даним, встановленим іншими методами. The key regularities of thermal postrift subsidence of suboceanic (backarc and marginal) basins are regarded. Subsidence begins from deep sea level (1,5–3,0 km). Non compensated stage proceeds until reaching limiting of sea deep near 3.5 km. Further it followed by long time (more then 100 m.y.) deep sea subsidence with slow filling by sediments. Final stage of subsidence is come when the base of lithosphere has achieved regional isostatic compensation level. This level is higher under oceans (70–85 km) and lower under continental plates (130 km and more). Therefore potential of subsidence of suboceanic basins is higher than the same of ocean margins. Age of suboceanic basins is defined in terms of initial subsidence of fundament and agrees with data obtained by other methods. ru Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України Геология и полезные ископаемые Мирового океана Тектоника дна Мирового океана Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины Пострифтове занурення та вік субокеанічної западини Postrift Subsidence and the Age of a Suboceanic Basin Article published earlier
spellingShingle	Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины Гончар, В.В. Тектоника дна Мирового океана
title	Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины
title_alt	Пострифтове занурення та вік субокеанічної западини Postrift Subsidence and the Age of a Suboceanic Basin
title_full	Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины
title_fullStr	Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины
title_full_unstemmed	Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины
title_short	Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины
title_sort	пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины
topic	Тектоника дна Мирового океана
topic_facet	Тектоника дна Мирового океана
url	https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/44916
work_keys_str_mv	AT gončarvv postriftovoepogruženieivozrastsubokeaničeskoivpadiny AT gončarvv postriftovezanurennâtavíksubokeaníčnoízapadini AT gončarvv postriftsubsidenceandtheageofasuboceanicbasin

Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины

Institution

Similar Items