( С.Кэри и Х.Сигурдсон)

Окраинные бассейны представляют собой полузамкнутые котловины, расположенные за вулканическими цепями островодужных систем. В этих бассейнах происходят сложные процессы седиментации с участием нескольких генетически различных источноков осадочного материала, при этом наиболее информативным является вулканокластический материал.

Происхождение и эволюция окраинных бассейнов. Большинство окраинных бассейнов произошло путём растяжения, сходного с формированием новой океанической коры в срединно-океанических центрах спрединга. Бассейны делятся на активные и неактивные. Активные испытывают растяжение в настоящее время за счёт новообразования океанической коры. К ним относятся задуговые бассейны островодужных систем Тонга, Кермадек, Марианской, Бонинской, Новогебридской и Скоша. Неактивные бассейны подразделяются по величине теплового потока. К бассейнам с высоким значением теплового потока относятся котловины Японского и Охотского морей, бассейн Прессе-Вела, бассейны с нормальным тепловым потоком – Южно-Фиджийский и Алеутская котловина. При такой классификации тепловой поток считается индикатором возраста бассейна, высокий тепловой поток указывает на относительную молодость бассейна.

Тектоническая модель развития окраинных бассейнов предложена Каригом на примере Филиппинского моря. Согласно этой модели (рис.1) процесс начинается с субдукции литосферной плиты и формирования системы островная дуга – желоб, сопровождающегося активным типично известково-щелочным вулканизмом (рис.1а). Растяжение вызванное процессом субдукции, приводит к расщеплению вулканической дуги вдоль ослабленных зон, таких как магмоподводящие каналы и зоны активной интрузивной деятельности. Вдоль крутопадающих нормальных сбросов возникает рифт (рис.1б). Затем вдоль осевого поднятия начинается формирование новой океанической коры и остаточная дуга отодвигается от активной вулканической дуги (рис.1в). По мере разрастания котловины фланги осевого поднятия погружаются, подобно тому как погружается новообразованная океаническая кора в СОХ (рис.1г). Новый цикл образования бассейна начинается в тот момент, когда в достаточно зрелом задуговом бассейне прекращается растяжение и в вулканической дуге вновь происходит рифтообразование.

Биби и др. предложили модель, объясняющую эволюцию обособленных окраинных бассейнов (рис.2). Согласно этой модели, главное отличие задугового спрединга от срединно-океанического заключается в том, что движущий механизм задугового спрединга более узко локализован и тесно сопряжён с системой вулканических дуг и желобов. Симметричный спрединг в задуговых бассейнах приводит к непрерывному смещению оси спрединга в сторону от вулканической дуги, а значит выходу её из режима напряжений растяжения (рис.2в). В конечном счёте, когда центр спрединга возвращается в область наибольших напряжений растяжения, либо в пределах бассейна, либо в вулканической дуге начинается новый цикл формирования бассейна (рис2г).

Проведённые исследования показали, что в окраинных бассейнах, например в Марианском, существует связь между скоростью спрединга и морфологией осевого поднятия. Эта связь такая же как в типичных СОХ. Окраинные бассейны представляют собой динамичные тектонические и седиментационные обстановки, в которых формирование океанической коры происходит аналогично процессам в СОХ с низкими скоростями спрединга. Новобразованная кора имеет сложный рельеф поверхности с чередованием гряд и трогов, иногда эшелонированных, разбитых под острыми углами многочисленными сбросами. Эти формы рельефа влияют на седиментацию, создавая на пути разноса материала локальные ловушки и крупные барьеры. Особое влияние на фациальную изменчивость вулканогенных осадков оказывает длительная тектоническая эволюция окраинных бассейнов. Разрастание и погружение океанической коры приводит к латеральным и вертикальным изменениям фаций из-за того, что место осадконакопления постоянно смещается по отношению к различным источникам осадочного материала.

Источники и механизмы переноса вулканогенного осадочного материала. Вулканогенный материал является преобладающим, поэтому речь идёт о нём.

Вулканогенный материал поступает в окраинные бассейны из двух главных источников: с обрамляющих вулканических дуг и из задуговых зон спрединга (рис.3). Первый источник (вулканические дуги) делится на субаэральную и субаквальную части. Некоторое количество эпикластического материала может поступать с остаточной дуги, но вклад этого источника невелик.

Задуговые зоны спрединга. Большая глубина задуговых центров спрединга препятствует образованию пирокластического материала (невозможны взрывные извержения), но взаимодействие с холодной водой приводит к образованию гиалокластитов. Эти породы состоят из обломком базальтового стекла песчано-алевритовой размерности. Гиалокластические зёрна угловатые, оскольчатые, с трещиноватой поверхностью. Образование гиалокластитов ограничено пределами осевой зоны центра спрединга и временем вулканизма. На значительные расстояния гиалокластический материал может переноситься только придонными течениями. Обычно разнос имеет ограниченные масштабы и толщи глубоководных гиалокластитов встречаются обычно в основании разрезов осадков окраинных бассейнов, куда они попадают в процессе спрединга.

Дополнительным источником осадочного материала являются гидротермальные системы (рис.4). Выделяют три типа гидротермальных отложений: 1) железо-сульфидные руды; 2) осадки обогащённые железом и марганцем; 3) марганцевые корки. Эти осадки встречаются, главным образом, в основании осадочного чехла окраинных бассейнов, так же как и гиалокластиты.

Вулканические дуги представляют собой более разнообразные и мощные источники вулканогенного обломочного материала. Их неотъемлемой особенностью является эксплозивный вулканизм. Дробление богатой летучими магмы за счёт внутреннего давления газовых пузырьков и взаимодействие лавы с окружающей водой прирводит к тому, что при каждом извержении образуются огромные массы вулканокластического материала. В большинстве островных дуг вулканокластический материал составляет 90% объёма от всех продуктов вулканизма, для вулканических островов - менее 40%, для зон спрединга – менее 10%.

Основным источником вулканокластического материала в субаэральных частях вулканических дуг являются эксплозивные извержения составных (стратовулканы) и кальдерных вулканов. Продукты извержения состоят из фрагментов пузыристой лавы, кристаллов, литокластов. Фрагменты лавы варьируют по размеру от глыб пемзы до осколков стекла пелитовой размерности.

Вулканокластический материал переносится тремя способами: 1) непосредственн путём выпадения пепла из атмосферы с последующим пассивным осаждением через водную тощу; 2) стекание пирокластических потоков или лахаров в море; 3) путём вторичного переотложения пирокластических отложений флювиальными или эоловыми прцессами. Во многих случаях транспортировка материала осуществляется через промежуточные этапы осаждения и ремобилизации в различных фациальных обстановках (рис.5). На образование и транспортировку первичного вулканокластического материала накладывается вторичный размыв более древних пирокластических отложений и лав с образованием эпикластических (вулканотерригенных) осадков. Первичный вулканокластический материал поступает эпизодически, во время извержений, а эпикластический – более равномерно в зависимости от эрозионных процессов.

В подводных вулканических дугах извержения происходят в широком диапазоне глубин, а состав магм варьирует от базальтов до риолитов. Вулканокластический материал образуется под водой либо невзрывным путём (грануляция и растрескивание), либо в результате эксплозивных процессов. Это в большой степени зависит от глубины извержения. Главные процессы образования вулканогенно-осадочного материала и его транспортировка в условиях подводной дуги показаны на (рис.6).