Читайте также:
|
Этот тип континентальных окраин был, по существу, впервые
иыдолен еще Э. Зюссом в 1885 г., указавшим на различие между
двумя типами берегов — атлантическим, с несогласным срезани-
ем складчатых систем суши береговой линией океанов, развити-
ем широких прибрежных равнин и отсутствием параллельных бере-
гу островных дуг, и тихоокеанским, обладающим противополож-
ными признаками. В настоящее время главными особенностями
пассивных окраин надо считать их внутриплитное положение и
ми.'жую сейсмическую и вулканическую активность с отсутствием
глубинных сейсмофокальпых зон.
Пассивные, окраины характерны для 'молодых океанов — Ат-
лантического, кроме двух участков против Антильской и Южно-
<'.;шдвичевой вулканических дут, Индийского, кроме обрамления
Зондской дуги, Северного Ледовитого, а также для антарктичес-
кой окраины Тихого океана (рис. 11.1). Образовались они в про-
цессе раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн
.чет назад, и их возраст колеблется в пределах от этой даты до
эоцена включительно.
В строении типичных пассивных окраин всегда выделяется три
главных элемента (не считая прибрежной равнины): 1) шельф; 2)
континентальный склон; 3) континентальное подножие.
Шельф обычно представляет собой подводное продолжение прк-
брёжной равнины материка, обладает крайне пологим наклоном
п сторону моря и имеет изменчивую ширину, достигающую мно-
гих сотен километров; наиболее широкий шельф окаймляет арк-
тическое побережье России. Внешний край шельфа, называемый
«то бровкой, лежит в среднем на глубине 100 м, но может спус-
каться до 350 м (у берегов Антарктиды). Поверхность шельфа
представляет обычно аккумулятивную, реже абразионную равни-
ну, но в ее выработке участвуют оба процесса и шельф в общем
является зоной активного воздействия волн.
Континентальный склон, как правило, представляет собой
сравнительно _узкую полосу дна шириной не более 200 км. Он от-
личается крутым ^уклоном, в среднем около 4°, но иногда гораз-
до больше, порядка 35 и даже до 90°. В его пределах глубина
океана увеличивается от 100—200 до 1500—3500 м. Границы с
-13
шельфом и континентальным подножием бывают выражены в
рельефе дна достаточно резкими перегибами, особенно первая.
Континентальное подножие может обладать значительной ши-
риной, до многих сотен
и даже тысячи кило-
метров (последнее —
в Индийском океане).
Оно полого наклонено
в сторону абиссальной
равнины (круче, чем
шельф, но много поло-
же, чем склон), и пе-
реход к последней зна-
менуется уменьшением
уклона до почти гори-
зонтального; он проис-
ходит на глубине око-
ло 5000 м. Континен-
тальное подножие ело-
жено мощной тол-
щей осадков; мощ-
ность их иногда превы-
шает 15 км, например
на североамериканской
окраине Атлантики;это
основная область раз-
грузки обломочного
и взвешенного матери-
ала, приносимого с су-
ши, область лавинной
седиментации, по вы-
ражению А. П. Лиси-
цына. Нередко подно-
жие представляет со-
бой славшиеся конусы
выноса подводных
каньонов и долин, про-
резающих континен-
тальный склон (и час-
тично само подножие)
и часто представляю-
щих продолжение реч-
ных долин суши. Осо-
бенно грандиозны та-
кие конусы выноса в
Индийском океане —
в Бенгальском заливе
на продолжении дель-
ты Ганга и Брахма-
Рис. 11.1. Обусловленность современней) размеще-
ния активных континентальных окраин контуром
раннемезозойской Пангеи, а пассивных континен-
тальных окраин — ее последовательным распадом
{см. рис. 10.10). Азимутально — равнодистанци-
онная проекция, в центральной части круга —
видимое полушарие, по периферии — обратное
полушарие. С. Ю — Северный и Южный полюсы.
По Э. Канасевичу и др. (1978), с изменениями:
1 — зоны субдукции и соответствующие им ак-
тивные континентальные окраины, 2 — пассивные
континентальные окраины; 3 — современные оси
спрединга Атлантического и Индийского океанов
путры, в Аравийском море — дельты Инда. Отметим также кону-
сы выноса Амазонки и Ориноко, Нигера и Конго в Атлантике и
Нил,.)—в Средиземном море. В составе их осадков значительную
роль играют турбидиты — продукт отложения из мутьевых пото-
ков и контуриты, отложенные придонными продольными течения-
ми.
Еще одним, но не обязательным элементом строения пассив-
ных окраин являются краевые плато. Они представляют собой опу-
щенные на глубину до 2—3 км периферические участки шельфа,
как бы ступени, отделенные от последнего либо уступом типа кон-
тинентального склона, либо желобом рифтового происхождения.
Последнее относится, в частности, к Квинслендскому краевому
плато на северо-восточной окраине Австралии. Другими примера-
ми краевых плато могут служить плато Эксмут, Уоллоби, Нату-
ралиста на западной окраине Австралии, Вёринг у берегов Нор-
вегии, Иберийское против Португалии и Сан-Паулу против Бра-
зилии в Атлантике и др. Ширина таких плато достигает первых
«отен километров.
Глубоководное бурение и сейсмопрофилирование показали, что
I шельфы и краевые плато обычно подстилаются той же консоли-
дированной континентальной корой, как и прилегающая часть ма-
терика, но эта кора утонена до 25—30 км, разбита разломами и
пронизана дайками основных пород. Кс верхняя часть обычно
представляет.чередование горстов и грабенов или иолуграбенов,
обычно с наклоном поверхности блоков фундамента и слоев в гра-
бене в сторону континента и увеличением мощности осадков в них
и том же направлении (рис. 11.2). Сбросы, разделяющие горсты
и грабены, часто относятся к типу листрических сбросов, выпола-
живающихся с глубиной в сторону океана. В средней части коры
пли на границе Мохо они могут сливаться в единую поверхность
срыва, полого наклоненную в ту же сторону. Грабены бывают вы-
полнены континентальными обломочными осадками, во влажном
климате угленосными, в аридном красноцветными, нередко про-
слоенными покровами толеитовых базальтов.
Вся эта структура формируется на рифтовой стадии развития
будущей континентальной окраины, когда еще не произошло раз-
деление континентов, но уже намечается их предстоящий раскол.
Ее несогласно перекрывает плащ послерифтовых осадков, в арид-
ном климате часто начинающийся эвапоритами, которые затем
сменяются нормально-морскими отложениями. Все эти отложения
плавно увеличивают свою мощность к бровке шельфа; их мощ-
ность отвечает размеру тектонического погружения, а если объем
приносимого с суши материала превышает пространство возмож-
ного осадконакопления (см. 9.1), этот материал сбрасывается за
пределы шельфа и последовательно его наращивает, выдвигая
бровку н океан. Это явление называется проградацией, или бо-
ковым наращиванием. Для него типично образование последова-
тельно наслаивающихся друг на друга клиноформ, которые луч-
ше всего видны на сейсмических профилях (рис. 11.3). Собствен-
4- 4- + 4- 4-4
Рис. 11.2. Профиль через атлантическую пассивную окраину Север-
ной Америки в Северной Каролине, по К. Хатчисону и др., 1982.
Наверху — гравианомалии в свободном воздухе (Г) и магнитные
аномалии (М):
/ — континентальная кора; 2 — то же, утоненная на рифтовой
стадии и пронизанная интрузиями; 3 — океанская кора (второй н
третий слои); 4, 5 — формации дорифтовой и рифтовой стадий
(триас—юра), в том числе каменная соль (5); 6—8 — формации
послерифтовой стадии (юра—квартер): шельфовые (6), карбонатной
банки или барьерного рифа (7), океанские (Я)
но говоря, весь шельф представляет собой комплекс таких клино-
форм, как это можно видеть на примере северной окраины Мек-
сиканского залива (Галф-Кост).
В аридном климате и при условии ограниченного поступления
обломочного материала с суши бровка шельфа становится осо-
бенно подходящим местом для роста барьерных рифов. Здесь на-
блюдается сочетание таких благоприятных для этого условий,
как прозрачная вода с хорошей аэрацией и притоком питательных
веществ со стороны океана, небольшая глубина, постоянное по-
гружение, достаточно медленное, чтобы за ним поспевал рост ри-
фовых построек. Именно в таких условиях развивается современный
Рис. 11.3. Клиноформы: на пассивной окраине западной Флориды (/), по
р. Пратту (1967), и в неокомских отложениях Западной Сибири (II), по Ю. А,
Михайлову и А. Е. Шлезингеру (1989)
эольшой Барьерный риф северо-восточной Австралии, а в раннем
1елу вся пассивная атлантическая окраина Северной Америки
[казалась опоясанной барьерным рифом, протянувшимся от Мек-
[ики до Ньюфаундленда.
В основании барьерных рифов и вообще под краем шельфа
Ьейсмика часто устанавливает существование погребенного крае-
вого поднятия, которое может представлять собой либо горст
Фундамента, либо магматическое тело (в последнем случае ему
должна соответствовать магнитная аномалия).
Избыток обломочного материала, если он имеется, прорыва-
'тся через цепочку барьерных рифов вдоль подводных каньонов,
рассекающих континентальный склон, и поступает на континен-
тальное подножие, наращивая его осадочную призму.
Пострифовый осадочный комплекс, особенно в своей нижней
части, нередко также оказывается нарушенным сбросами обычно
(•равитационного происхождения, например на окраинах Мекси-
канского залива, Бразилии, в подводной дельте Нигера. Эти сбро-
сы развиваются одновременно с накоплением осадков, т. е. консе-
шментационно, и мощность осадков в их нижнем, висячем, крыле
ролыпе, чем в противоположном.
На ряде окраин, в частности на атлантической окраине Брази-
|ши, в верхней ее части, наблюдается гравитационное растяжение,
в нижней части, как показали П. Кобболд, и П. Сатмари, оно
компенсируется сжатием, создающим линейную складчатость с
Характерным дугообразным изгибом осей.
Присутствие в основании пострифового комплекса эвапоритов
|;оздает предпосылку для проявления соляного диапиризма, ярко
Активные окраины и их развитие
Активные окраины_имеют гораздо более сложное строение и
|ц-иытыв"ают более сложное развитие, чем пассивн_ые^Нх главная
"| пбснность — цаличие__акцщдо11~дак.гюнш1Й—сейс^офокальнон _зр-
иы, с которой связана не только^сейсмичность,.ло..и_ магм этическая
11ентельш£хь» э_т_акже склад^чатр^надвигрвые деформацш1.,Д-Ме_та-
мирфизм. В общем активные окраины занимают пространство
между этими зонами, собственно и являющимися зонами конвер-
и'мции плит и зонами субдукции, с одной стороны, и континен-
HIM — с другой.
Среди активных окраин_--ч£1ка_выде_ддюхся-два типа: прикон-
i ннеТГтэлКный (или восточно-тихоокеанский) и рстроводужньт
I п.mi западно-тихоокеанский). Указание на сложность строения:
••'i\ окраин относится, по существу, лишь к последнему типу, ибо
п< рный построен достаточно просто. В этом^типе переход от глу-
< немодного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность
.па зона субдукции, к континенту, выражен крутым внутренним
Склоном этого желоба, являющимся одновременно континенталь-
ным склоном, и, узким шельфом. Ширина всей этой зоны состав-
ляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым
и надстроенным вулканоплутоническим поясом. Типичный пример
1'шфсменной активной окраины данного типа дает тихоокеанская
шфаина Южной Америки (рис. 11.4), вдоль которой протягивает-
ен высокая горная цепь Анд; отсюда ее другое название — анд-
ркнй тип.
Второй, островодужный, тип активных окраин включает как
[минимум следующие элементы: 1) собственно_континентальная
ЧК))пина, мало отличающаяся от пассивных окраин! JiO_ *5ш1СС~уз-
?Кпя, хотя истр'счаТотсИ и более7ШТфокйё"окраин^,_наприм_е^ в pa fi-
nite О~хотскоТо, Восточно-Китайского^и:ТС>жн6Т<.итайского морей;
I I
L
Рис. 11.4. Смена геодинамической обстановки в развитии активной континен-
тальной окраины Центральных Анд, по М. Г. Ломизе (1983):
/ — ранний мел, обстановка зондского типа; II — миоцен—квартер, обстановка
современного андского типа
2) глубоководця-ЖШ1ШШа_^краинного моря;' 3) вулканическая
_о^ртШЦщта; 4) глубоководный желобу 5) краевой вал^океана.
Этот тип подводных окр"ай1Гв~современную эпоху наиболее~гТолно
развит в западной части Тихого океана, на переходе к материкам
Азии и Австралии, включая область Индонезийского архипелага
(рис. 11.5). К нему относятся также расположенные между Ат-
лантическим и Тихим океанами Антильско-Карибская область и
область моря Скотия (Скоша).
Рассмотрим подробнее строение островодужных окраин по
направлению от океана к континенту. Учтем, что краевые валы и
желоба одинаково свойственны и приконтинентальному типу ак-
тивных окраин.
Краевые валы представляют^ собой пограничные поднятия
м£ждх-£л\7боководншГ желобом и абиссальной равни1Гои~тгкешга',
вытянутые параллельно желобу. Это пологие вздутия океанского
' ложа высотой в сотни метров, _сдоженнные типичной океанской
кордй^ыщмальной мощности. Примером краевого вала может слу-
жить вал~3енкевича вдоль Курило-Камчатского желоба. Пр_ож>_
хождение валов связываемся со сжатием океанской литосферы
~гТри ее погружении в зону субдукции.^ Склон вала, обращенный к_
•ЖШюбу, пер'еходит~во внешний склон'желооа. ин нередко ослрж'-"
ненЗс^рдшвытГуступами, но иногда_и надвигами в ¥аправлении
"оси желоба в связи со сжатием литоссреры. *
Рис. 11.5. Островные дуги и краевые моря на западном и
северном обрамлении Тихого океана. По Л. Жолпве и др.
(1989), с изменениями.
Краевые моря и их бассейны: Бе — Берингово, Ох—Охотское,
Я — Японское, Ок — Окинава, Ф — Филиппинское, А —
Андаман, Ба — Банда, Бм — Бисмарка, СФ — Северо-
Фиджийский, ЮФ — Южно-Фиджийский, ЮК — Южно-
Китайское, К — Коралловое, Т — Тасманово.
а — зоны субдукции и связанные с ними островные душ (/ —
Алеутская, 2 — Курило-Камчатская, 3 — Японская, 4 —
Идзу-Бонинская, 5 — Марианская, 6 — Яп, 7 — Рюкю, 8 —
Манильская, 9 — Филиппинская, 10 — Новобританская, 11 —
Соломон, 12 — Новогебридская, 13 — Тонга, 14 — Кармадек,
15 — Новозеландская, 16 — Зондская); б — векторы конвер-
генции литосферных плит; в — крупные разломы и смещение
по ним
Глубоководные_желоба — важнейший элемент строения актив-
1^ои_окраиньг._гесно сопряженный_с_вулкаяической_^1угд^ Соответ-
ственно в плане желоба также имеют.душойдазную форму, про-
тягиваясь на сотни7~иногда.более 1000 км и сочленяясь,~как и ду-
ги, под некоторым углом. Глубина желобов в пределе_дрстигает
11 км, максимально в Марианском желобе_ (11 022 м — найболь-
'шая ~глубпна~всёг о Мирового океана). Эта глубина в некоторой
степени_зависит от того,_..наскоды<о желоб заполнен осадками, а
последнее — от интенсивности поступления обломочного материа-
ла с суши (рис. 11.6).
Рис. 11.6. Продольный профиль вдоль оси Чилийско-Перуанскпгп ^„ f,
почти отсутствуют на широтах пустыни 4.такямя я Vvlуанского желоба, осадки
чиваются в мощности, по Т. Торнбургу, Л КульмуЖ Т™1"™ и увели-
и субдукция базальтового гийота Касима в ЯпонсгомЧ™ «' У ~ дР°бле™е
наблюдениям из погружаемого аппарата < НаУт^Тс>Г ^0^°^°" Ж6Л°бе По
(1987); плоская поверхность^гийота маркируется рифовыми,Uec™S " ДР'
1 - океанский фундамент; 2 - осадочное заполнение
278
В^ по!тереч.ном сечении ^едоб_а лм£ют_У-образную ^кур_му_, но
все'гда заметно "асимметричную: внутренний "склоТГ" более крутой
высокий, чем внешний. С осью жело_ба совпадает выход на по-
верхнослъ_сейс^оф|окальнои зоны.ТЗ данном типе окраин она, как
правилЬТ более крутая, чем в приконтинентальном, андском, типе.
По сейсмическим данным, пододвигающаяся, субдуцированная
плита нередко прослеживается на значительное расстояние под
нависающей плитой — на 140 км в районе Барбадоса, На 200 км
под Алеутской дугой, 40 км под Курильской дугой, этим подчерки-
ная реальность феномена субдукции. Внутренний склон ^кеддбов
представляет особый интерес, ибо он может быть местом накопле-
н 11^~ак1фёцТюТШой призмьГ (аккреционного клина), ширина котб"-
[|()ГТГТГр^еТ11^^ж^~д'6^т}|гат^ЗОО км, например в районе о. Бар-
<>.|дос. В "других случаях этот клин~Ъчень"узкий, например у Мари-
йского жело5а, или практически" отсутствует; это означает, что
<•.ганская плита вместе со_своим_ осадочным слоем полн6с"тькГпо-
i ющастся в зоне субдукции, т. е. уходит в мантию. Более того, в
нгкоторьТх районах^ например в Японском жёлобе! в Центрально^
•| мгритгаЖком жёлобе против Коста-Рики, в Чилийско-Перуанском
> ротив Перу, непосредственно вблизи оси желоба на его внутрен-
П'1!.! склоне выступают довольно древние породы. Это означает,
по здесь вместо аккреции происходит тектоническая эрозия ок-
I игны континента или островной дуги (см. гл. 6).
По мере^доста аккреционного _клина._ойынно- пр-оисходит -сго_.
• i >дьем, причем нер^дко1бдд££„лревняя, верхняя часть клин_а__по,д- _
''имается над урпв_н_ем_^о_кеянд р виле внешней, невулканич0С1£пй_
• '//.•«_. Такая~д"уга~протягивается вдоль Зондского желоба против
1 \ матры и Явы в виде о-вов Ментавай, элементом внешней дуги
.икнется о. Барбадос к востоку от Малых Антильских островов.
Между внешней дугой и главной, вулканической, дугой простира-
' '-я преддуговой прогиб, выполняемый осадками, сносимыми как
< невулканической, так и в основном с вулканической дуги и пред-
' i.тленными терригенными породами, в особенности граувакками.
и i[ отложения залегают резко несогласно на образованиях аккре-
ционного клина и бывают в разной степени, но всегда менее ин-
тенсивно деформированными. При отсутствии морфологически
выраженной внешней дуги ей может отвечать перелом, бровка в
склоне желоба, а преддуговому прогибу — терраса на этом скло-
• не. По иногда встречаются и относительно ровные склоны.
Наблюдения с подводных аппаратов, в частности у берегов
Японии, показали, что внутренние склоны желобов часто ослож-
ни i ы rjja в ит а _цио_нны_м и сброса ми и оползня ми, котор ыё к!Гк~~гТнГн^-
н'/кены на тектонику сжатия, характещую__[_~дл]Г~а~
Дата добавления: 2014-12-18; просмотров: 71 | Поможем написать вашу работу | Нарушение авторских прав |